Naturräume Lateinamerikas

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Naturräume Lateinamerikas – Axel Borsdorf und Hannes Hoffert
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Naturräume Lateinamerikas vom Feuerland bis in die Karibik
1 Geomorphologie, oder: Das Relief Lateinamerikas
Die Geomorphologie (aus dem Griechischen „ge“ = Erde oder Land, „morphe“ = Form und
„logia“ = Kunde) erfasst, beschreibt und erklärt die Erdoberfläche im Ganzen und in ihren
Teilen, nach den vorkommenden Formen und Strukturen, den diese bildenden Kräften und der
zeitlichen Entwicklung, die zu den gegenwärtigen Formen und Strukturen geführt hat. Je nach
Erkenntnisziel kann die Geomorphologie als Morphographie (Messen und exaktes
Beschreiben der Formen), Morphogenese (Erklärung der
Formentstehung),
Morphodynamik (Erforschen der derzeitig ablaufenden Prozesse) ausgebildet sein. Im Laufe
der Wissenschaftsgeschichte haben sich eine strukturgeomorphologische Schule (Betonung
der Bedeutung des Gesteins und der tektonischen Kräfte) und eine klimageomorphologische
Schule (Betonung der Bedeutung des gegenwärtigen und früheren Klimas auf die
Formungsprozesse) herausgebildet.
Wie bei anderen Geowissenschaften auch, kann man schließlich zwischen Allgemeiner und
Regionaler Geomorphologie unterscheiden:
Die Allgemeine Geomorphologie stellt den nomothetischen Teil dar, der sich mit regelhaften
Beziehungen zwischen Gestalt der Erde und den formenden Prozessen beschäftigt und zum
Ziel hat, allgemein gültige Gesetzmäßigkeiten zu ergründen.
Die Regionale Geomorphologie untersucht die spezifischen (=idiomorphen) Eigenschaften
einer Region und hat die Landformen individueller Gebiete zum Gegenstand. Wegen der von
Ort zu Ort unterschiedlichen Zusammensetzung der einzelnen Geofaktoren in der Gegenwart
und Vergangenheit ist auch die Kombination Landform und Prozeßgefüge unterschiedlich
und einzigartig.
Gerade in Lateinamerika ist die Reliefformung jedoch sowohl von den geologischen
Grundstrukturen als auch von den jeweiligen klimatischen Verhältnissen abhängig. Der große
Gegensatz zwischen dem jungen Gebirge der Anden, den alten Kratonen und den Tiefländern
bestimmt das Großrelief des Kontinents. So wird die regionale Darstellung der
Oberflächengestalt oft diese durch die Geologie vorgegebenen naturräumlichen Großeinheiten
zurückgreifen. Dennoch ist das (Gesteins-) Substrat nur ein Faktor der Reliefgestaltung,
mindestens ebenso wichtig sind Verwitterung und Abtragung, und diese werden durch das
Klima determiniert. Viele heute noch erhaltene Formen gehen aber auf früher herrschende
Klimabedingungen zurück. Demzufolge ist eine wichtige Aufgabe der Klimageomorphologie
die Bestimmung von in unterschiedlichen Klimaepochen entstandenen Reliefgenerationen.
Nur marginal haben auch Boden und Vegetation Einfluss auf die Reliefform. Sie sind
zunächst wie das Relief als Resultierende aus Substrat (Gesteinsuntergrund) und Klima zu
sehen, dennoch bestehen zum Teil auch Wechselwirkungen zwischen den einzelnen
Geofaktoren (z.B. Unterschiede der Karstformen nach Vegetationsbedeckung: nackter und
bedeckter Karst, Hangstabilität in Abhängigkeit von der Vegetationsbedeckung).
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1.1 Allgemeine Geomorphologie
Die Gestaltung der Erdoberfläche ist ein ständiger Kampf zwischen endogenen
(innenbürtigen) und exogenen (von außen einwirkenden) Kräften, und somit ein Wechselspiel
zwischen tektonischen Bewegungen, Verwitterung, Abtragung (Erosion) und Sedimentation
(Aufschüttung). Abgesehen von eben entstandenen vulkanischen Formen ist kein einziger
Teil der Erdoberfläche in seiner endogenen Urform erhalten. Kaum "landfest" geworden,
unterliegt jede auch noch so kleinste Reliefeinheit ständig exogenen Einflüssen. Um die
Gestalt und Genese des Erdreliefs zu beschreiben, ist daher Wissen über das funktionale
Kräftespiel von endogenen und exogenen Kräften notwendig. Bedeutend ist ebenfalls der
räumliche und zeitliche Maßstab der Betrachtungsweise von Oberflächenformen. In der
Allgemeinen Geomorphologie werden große maßstäbliche Bandbreiten verfolgt. So wird z.B.
der augenblickliche Einschlag eines Regentropfens an einer spezifischen Stelle als zeitliche
und räumliche Mikroform ebenso betrachtet und untersucht wie die Entstehung der
Kontinente als Makroform.
Lateinamerika ist aufgrund seiner immensen Diversität der Naturräume geomorphologisch
äußerst vielgestaltig, in vielerlei Hinsicht einzigartig und hat manche „Weltrekorde“ zu bieten
– von den höchsten Landvulkanen der Erde, über die größten Wasserfälle, dem längsten
Gebirge, und vieles mehr.
1.1.1 Reliefbildende Prozesse
Als Reliefgenese ist die Entwicklung und Gestaltung der Außenhaut der Erdkruste zu
verstehen. Die Formung des Reliefs erfolgt infolge verschiedener Ursachen und wegen
verschiedener Prozesse (siehe Tabelle). Die Reliefbildung geschieht durch Zufuhr
(Aufschüttung, Sedimentation, Akkumulation), oder Abfuhr (Abtrag, Erosion) von Gestein,
oder Bodensubstanz.
Zwei große Kräftegruppen bestimmen den Ablauf aller morphologischen Erscheinungen auf
(und auch in) der Erde, die in ständigem Wechselspiel zu einem fortwährenden Kreislauf der
Stoffe führen.
Endogen („endon“ = innen, „genes“ = stammend, bürtig) ist die Bezeichnung für Vorgänge
und Erscheinungen. Die ihren Ursprung im Erdinneren haben. Dazu zählen Erdbeben,
Vulkanismus, tektonische Vorgänge, Wanderung der Kontinente langandauernde Hebungen
oder Senkungen, usw. Die Makrosysteme der Erde, wie die Anordnung der Kontinente,
Gebirgsbildungen, Grabenbruchsysteme oder vulkanische Tätigkeiten, sind endogenen
Ursprungs und im heutigen Relief erhalten, wenngleich sie ständiger exogener Bearbeitung
ausgesetzt sind. Eine Vielzahl an Vulkanen und rezenter endogener Dynamik sind in
Lateinamerika sichtbare Zeichen heute noch ablaufender endogener Reliefgenese.
Exogen (griechisch "exo" = draußen, "genes" = stammend, bürtig) bezeichnet Vorgänge die
von außen her auf die Erdkruste einwirken, wie etwa die Wirkung des Wassers, des Windes,
der Schwerkraft, der Temperatur etc. Vorgänge wie Verwitterung, Abtragung und
Sedimentation finden mehr oder weniger an oder nahe der Erdoberfläche statt.
Verwitterung bewirkt eine Veränderung der Fest- und Lockergesteine infolge chemischer
und physikalischer Vorgänge. Die Tiefgründigkeit der Verwitterung ist sehr stark vom
Gestein des Untergrundes und von den klimatischen Umständen abhängig. In den tropischen
Feuchtgebieten des Amazonas können Verwitterungsdecken sehr große Mächtigkeiten
erlangen.
Agenzien der Verwitterung sind vor allem Unterschiede in der Sonneneinstrahlung, der
Durchfeuchtung, sowie anorganische und organische Säuren. Wichtige Verwitterungsfaktoren
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sind somit Gesteinseigenschaften, thermische und hygrische Klimaeigenschaften und die
Vegetation.
Im Groben ist zwischen Physikalischer und Chemischer Verwitterung zu unterscheiden.
Beide Arten sind miteinander Verbunden, eine strenge Trennung ist nicht möglich:
Physikalische Verwitterung führt zur mechanischen Zerlegung und Zertrümmerung der
Gesteine. Das Ergebnis ist ein Sediment unterschiedlichster Größe und Form. Diese Art der
Verwitterung dominiert in arktischen, subarktischen und semiariden bis ariden Regionen
Südamerikas, wie etwa im äußersten Süden, in den höchsten Teilen der Kordilleren oder
innerhalb der ariden Diagonale. Physikalische Verwitterung herrscht den Hochgebirgszonen
und subpolaren Regionen Lateinamerikas vor.
Chemische Verwitterungsvorgänge zersetzen Bestandteile des Gesteins oder des Bodens
und führen zur Bildung feinem Materials, bis hin zur Auflösung von Substanzen. Humide
Klimate der gemäßigten und tropischen Breiten Lateinamerikas sind das bevorzugte
Aktionsfeld der chemischen Verwitterung.
Demnach haben
•
der tektonische Bau der Erdkruste
•
die stoffliche Zusammensetzung der Gesteine und der Böden
•
und deren Materialeigenschaften
hohen Einfluss auf die morphologische Formung der Erdkruste.
Eine wesentliche Komponente ist die Zeit. Manche Formen benötigen zur Entstehung wenige
Minuten, oder Stunden (z.B. Erosionskerben, Erdrutschlandschaften), andere hingegen
Jahrmillionen (z.B. Rumpfflächen, Tafellandschaften).
•In machen Fällen entstehen Formen durch einen Prozess (monodynamisch, monogenetisch),
oder in einem in sich geschlossenen Zeitraum entstanden. Meistens gehen sie aber auf
mehrere Prozesse oder eine Prozessgruppe (polydynamisch, polygenetisch) zurück, oder
haben mehrere Phasen der Landformung durchlaufen.
Exogene Prozesse
Agens
Prozessgruppe
Mensch
Technogene, anthropogene Prozesse
Tier, Pflanze
Biogene Prozesse
Wind
Äolische Prozesse
Meer
Marine Prozesse
Seen
Limnsiche Prozesse
Fluss, Bach
Fluviale Prozesse
Glaziofluviale Prozesse
Diffus oder
schichtflutartig
abfließendes
Oberflächenwasser
Hangspülprozesse
Korrasion (im Karst)
Bodenerosion
Unterirdisches Wasser
Subterranische aquatische Prozesse
Karstwasserprozesse
Subglaziale Prozesse
Grundwasserprozesse
Schnee, Firn
Niveogene Prozesse
Gletschereis
Glaziale Prozesse
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Bodeneis, Kammeis
Kryogene Prozesse
Gravitation
Gravitative Prozesse
Kryogravitative Prozesse (Solifluktion)
Karstgravitative Prozesse
Technogravitative Prozesse
Endogene Prozesse
Der Erde innenbürtige
Kräfte
Tektogene Prozesse
Vulkanogene Prozesse
Kosmogene Prozesse
Meteoriten
Kosmische Prozesse
1.1.1.1 Tektogene und vulkanogene Prozesse und Formen
Tektogene und vulkanogene Prozesse bestimmen das Relief der Erdoberfläche in zweierlei
Hinsicht:
•Der unmittelbare tektonische Vorgang führt zu einer Reliefveränderung (Entstehen eines
Vulkankegels, Risse nach einem Erdbeben)
•Die Folgen der Vorgänge führen zu einer Reliefveränderung (Flutwellen nach einem
Seebeben, Erdrutsche, Bergstürze, Versteilungen). Lahare, Tsunamis und Bergstürze als
Reaktion auf Erdbeben waren in Lateinamerika öfters von katastrophaler Auswirkung.
In Lateinamerika ist der Einfluss tektonischer und vulkanischer Reliefformung besonders
hoch, denkt man an die unzähligen Vulkankegel der Anden und Kordilleren Mittelamerikas.
Tektonische Strukturen, entstanden durch Bewegung der großen Lithosphärenplatten spielen
im Bild der Gebirgsbereiche eine große Rolle.
1.1.1.1.1 Tektogene Prozesse
Tektogene Prozesse dauern in der Regel über längere geologische Zeitraum hin an, und sie
können von wechselnder Intensität sein. Entscheidend ist, ob die endogene Entwicklung
nicht von exogener Dynamik soweit überlagert wird, sodass der endogene Formungsanteil
heute kaum noch erkennbar ist.
In Lateinamerika sind bruchtektonische Vorgänge häufig zu beobachten, sowohl in dem
jungen Faltengebirgstyp der Anden, als auch in den alten Gebirgsteilen.
Innerhalb der Anden folgen die großen Täler den markanten, bei der Faltung entstandenen
Leitlinien. Fluviale, glaziale und periglaziale Vorgänge überformten des weiteren die
Anden.
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Die älteren Gebirgsteile Lateinamerikas (alte Schilde, Pampine Sierren) sind ebenfalls durch
mächtige Bruchsysteme beeinflusst. Die starren Körper reagierten auf Druck nicht mehr
durch Faltungsvorgänge, sondern zerbrachen. Es entstanden Bruchschollengebirge,
tektonische Gräben und Becken, sowie Bruchstufen. Auch in diesem Fall ist die
Reliefbildung nicht abgeschlossen. Gleichzeitig mit der Bildung und bis zum heutigen Tag
finden exogene und endogene reliefbildende Prozesse statt.
Auch innerhalb der Tiefenzonen Lateinamerikas können tektonische Bewegungen, die zur
Reliefgenese beitragen, beobachtet werden. Die relativ starren Krustenplatten des
Untergrundes können durch epirogenetische Bewegungen beeinflusst sein – im Untergrund,
und an der Oberfläche können ausgedehnte Becken und Aufwölbungen im Makromaßstab
entstehen.
1.1.1.1.2 Vulkanogene Reliefbildung
Vulkanische Aktivitäten sind in der Regel an tektonische Schwächezonen der Kruste
gebunden. Nur so kann Material des Erdinneren aufsteigen. Nicht immer aber sind
magmatische Erscheinungen vulkanogene Vorgänge. Erstarrt Magma in bereits innerhalb
der Erdkruste (durch langsame Abkühlung, langsames Aufsteigen oder durch Intrusionen in
anstehendes Gestein), so spricht man von Plutonen. Für die Reliefbildung von Bedeutung
ist ein Pluton, wenn es zu bergartigen Aufwölbungen der Erdoberfläche kommt, oder wenn
der verborgene Körper durch Erosion freigegeben wird. In vielen Teilen der Anden
kommen Plutone zum Vorschein
Von vulkanogenen Reliefformen spricht man erst, wenn Magma oder andere Stoffe des
Erdinnern in flüssiger oder gasförmiger Konsistenz an die Oberfläche gelangt – oder ihr
zumindest sehr nahe kommt. Nach dem geförderten Material – und dem daraus folgernden
Ausbruchgeschehen lassen sichzwei Vulkantypen unterscheiden:
Hochexplosive Vulkane fördern sehr zähe und saure (siliziumreiche) Magmen. Die
Schmelzen stammen aus sehr großen Tiefen und steigen nur langsam empor und kühlen sich
schon unter dem Förderschlot in Oberflächennähe ab. Während oben sich die Magma zu
einem Pfropf versteift, dränge von unten immer weitere Schmelzen hinterher. Jahrhunderte
kann dieser Pfropf dem Druck standhalten, bis eines Tages wie ein überdimensionaler
Sektkorken Glut, Staub und Gase bis in Weltraumhöhe geschleudert wird. Die meisten
Vulkane der Anden gehören diesem Typus an.
Sanfte Vulkane mit dünnflüssiger, eher basischer (siliziumarmer) Lava strömen blubbernd
und brodelnd in teilweise breiten Strömen langsam aus einem Schlot. Die Trappdecken im
Grenzgebiet Argentinien und Brasiliens wurden durch diesen Fördermechanismus ebenso
hervorgebracht, wie die Basaltformationen Patagoniens.
Entsprechend der mannigfaltigen Art des Ausbruches von Vulkanen, sind auch vulkanogene
Formen bei weitem nicht einheitlich:
•Tritt dünnflüssiges Magma aus breiten Spalten aus, so entstehen tafelartige Plateaus, die
als Schildvulkane bezeichnet werden.
•Tritt Magma punktförmig aus, so entstehen Vulkanberge (Schichtvulkane). Der innere Bau
besteht aus alternierenden Lagen von Lava und Tuffen. Die Lava stützt das gesamte
Gebilde.Die Aschen und Tuffe mit ihren steilen Schüttwinkeln erreichen Hangneigungen
von bis zu 30°, auf denen sich Runseln und Racheln als typische Abtragungsformen
einstellen. Reine Aschenvulkane wirken ohne ihren Stützapparat aus Lava plump.
•Stoß- oder Staukuppen gehören zu Erscheinungen des hochexplosiven Vulkanismus. Die
turm- oder nadelartigen Gebilde sind entweder während der Eruption steckengebliebene
Lavapfropfen, oder herauspräparierte Schlotfüllungen ehemaliger Vulkane.
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Breitflächige Schildvulkane entstehen bei dünnflüssiger Lava, während die für die Anden so
typischen Vulkankegel aus saurem Material aufgebaut sind und steilere Bergflanken
aufweisen.
•Alle Vulkane besitzen einen Krater, aus dem das Fördermaterial aus der Erdoberfläche
gelangt. Sie können aus ineinandergeschachtelten steilwandigen Kesseln bestehen.
•Wenn sich der Magmenherd im Inneren des Vulkans leert, kann der Krater und der ihn
umgebende Gipfel einstürzen. Die daraus entstandene große kesselartige Hohlform wird als
Caldera bezeichnet. Bildet sich in einer solchen Caldera ein neuer Krater, spricht man auch
vom „Monte-Somma-Typ“.
• An den Vulkanhängen können sogenannte Parasitärkrater entstehen, aus denen ebefalls
Lava ausströmt.
•Durch explosionsartigen Auswurf entstehen die vulkanischen Explosionskessel der Maare,
die aus denen zwar keine Lava ausfließt, deren Rand aber durch das vulkanische
Auswurfmaterial gebildet wird. Häufig beinhalten sie Seen
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•An Geysiren und Thermalquellen bilden sich durch Verdunstung des sedimentgesättigten
Wassers durch Ausscheidung Sinterterrassen oder -kegel.
Mindestens ebenso gefährlich und folgenschwer sind die Begleiterscheinungen, die ein
Vulkanausbruch mit sich ziehen kann. Lateinamerika wurde vielfach von diesen tödlichen
Begleiterscheinungen heimgesucht.
Glutwolken bestehen aus einer Mischung glutflüssiger Lava und heißen Gasen, die sich mit
einer Geschwindigkeit von mehreren hundert Stundenkilometern fortbewegen. Die von
ihnen herangeführten Massen werden als Schmelztuff, oder Ignimbrit bezeichnet. Ein
berühmtes Beispiel ist der Ausbruch des El Chichón der 1982, dessen Glutwolke eine große
Katastrophe verursachte. In vorhistorischer Zeit wurden große Gebiete des Altiplano mit
Ignimbritdecken überdeckt.
Lahare sind hangabwärts gerichtete Schlammlawinen, die ebenfalls mit hoher
Geschwindigkeit an den Vulkankegeln zu Tal rasen. Sie bestehen aus wassergetränkten
Aschen und Tuffen. Meist entstehen sie, wenn in einem Kratersee angestaute Wassermassen
den Kraterrand durchbrechen, oder anlässlich einer Explosion zum Abfließen gebracht
werden und dabei vulkanisches Aschenmaterial in die Tiefe reißen. Ebenfalls als Lahare,
oder auch als Gletscherläufe werden plötzlich einsetzende Schmelzwasserausflüsse, wenn
Vulkane unter ihnen Ausbrechen. Durch Lahare und Gletscherläufe sind besonders
Siedlungsräume am Bergfuß der tätigen Andenvulkane und Vulkane Mittelamerikas
gefährdet.
1.1.1.2 Reliefformung durch gravitative Massenbewegungen
Massenbewegung werden im Prinzip durch das Einwirken der Schwerkraft auf bewegliche
Fest- und Lockergesteine ausgelöst. Meist sind sie gebunden oder werden ausgelöst durch:
•das Wirken von Gefrier und Auftauvorgängen im Gestein, bzw. im Lockermaterial
•das Vorhandensein von gesteinsbedingten (tektogenen, karstbedingte) Inhomogenitäten
(Tektonische Störungszonen, Karsthohlräume)
•verschiedene Eigenschaften der Fest- und Lockergesteinsmassen (Gesteinsklüfte,
Schwächezonen des Gesteins, Tonmineralgehalt,
Wasseraufnahmefähigkeit, Kapillarität,
Lagerungsform, Instabilität auf Druck und Zug)
Weitere wichtige Einflussgrößen sind
•das Relief der Erdoberfläche: die Hangneigung entscheidet über die Zug- und Druckrichtung
•das Klima: viele Massenbewegungsvorgänge sind klimatisch gesteuert. Die wichtigsten
klimatischen Komponenten sind Frostwechsel und Niederschlag.
•die Vegetation: das Fehlen einer natürlichen Vegetationsdecke beschleunigt jede Art von
Massenbewegung
•die Landnutzung: inadäquate Landnutzung beschleunigt besonders Erosionsvorgänge im
Boden
•die Zeit: neben spontanen Massenversetzungen, wie etwa Felsstürzen, oder Murenabgängen,
die nur wenige Augenblicke andauern, so dauern Vorgänge des Bodenfließens
("Solifluktion") sehr lange Zeit an.
In bestimmten Klimabereichen Lateinamerikas spielt die Landformung alleine durch
Massenbewegungen eine große Rolle, etwa ein den höchsten Bereichen der Anden. Dort
bestimmen mancherorts nur mehr gravitative Mechanismen die morphologische Aktivität.
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1.1.1.2.1 Verschiedene Arten der Massenbewegung
Man kann verschiedene Arten von Massenbewegungen unterscheiden, die nicht durchaus
auch parallel ablaufen können:
Bezeichnung
Art der Massenbewegung
Vorkommen in
Lateinamerika
Ablauf und Ergebnis
1. Fall- bzw.
Sturzvorgänge:
Felsstürze,
Blockstürze, Ablösen
von kleineren
Gesteinsstücken
(Abgrusen,
Absanden)
Hochgebirge,
aride und
semiaride,
subarktische
Gebiete
Verwitterung (Frost-, Salzsprengung),
Erdbeben, Sprengungen.
Es bilden sich Schutthalden,
Bergsturzlandschaften. Idealfall: Entstehung
parallel zur Ausgangswand zurückverlegte
Wände, am Wandfußpunkt setzen
Lockersedimenthalden an.
2. Rutschungen
Erdrutsche,
Felsrutsche.
Humide
Klimabereiche,
subarktisches
Klima
Wasser hat dominierende Rolle.
Zustandsänderungen des Gesteins od.
Lockersedimentsverband durch
Durchnässung bei Regen oder
Schneeschmelze, fluviale, glaziofluviale,
künstliche Hangversteilung, Zerstörung
stabiler Gefüge durch Erschütterung
Breiige Rutschungen: urspr. Gefüge geht
verloren
Blockrutschungen: Ausgangsgefüge bleibt
weitgehend erhalten
Konsequente Rutschungen: Vorhandene
Gleitflächen (Schichtung, Klüfte)
begünstigen Rutschung
3. Erdfließen
Muren, Schichtfluten,
Fließerden
Bergländer,
Feuchtgebiete
Durch extreme Wasserzufuhr
Zustandsänderung der Lockersedimente oder
Feinerden gehen breiige, wasserübersättigte
Erdmassen zu Tal. Bei flächenhaftem
Auftreten (in den Tropen mit hohem
Angebot an tiefgründiger
Verwitterungsdecke spricht man von
Schlammströmen.
4. Sackung
Infolge Verdichtung (nat. od. künstl) bildet
sich durch Auflagerungsdruck des
Hangenden flache Senkungshohlform
5. Hangkriechen
Flächenhafter Abtrag
der Lockersedimente
und
Verwitterungsdecken
an Steil- oder
Flachhängen
Feuchtheiße
Tropen,
gemäßigte und
subpolare
Breiten
Verschieden, oft gleichzeitig Wirkende
Ursachen.
- langsames Gleiten bindiger Substrate bei
Durchfeuchtung
- durch Gefrieren und Tauen, durch Quellen
und Schrumpfen, durch Sackung gröberen
Materials nach unterirdischer Abfuhr des
Feinmaterials
Besonders intensiv im trop. Regenwald mit
dominierenden Feinerdedecken. Langsame
Fließbewegung wird als „subsilvines“ (da
unter Waldbedeckung) Bodenfließen
bezeichnet.
6. Gravitative
Prozesse in
bi d
i
a. Kryokarst
Periglazialbereich
Senkungen über auftauendem Boden führen
zu becken- oder grabenartigen Hohformen
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Verbindung mit
anderen
Prozessen
b. Toteissenken
Glazial/
Periglazial
Schmelzen begrabener, vom Gletscher
zurückgelassener Eisblöcke (Toteis) führt zu
beckenartigen Senken
c. Auslaugungssenken
An bestimmtes
Grundgestein
gebunden
Entstehen durch unterirdische Auslaugung
von Salzlagern, oder durch Nachbrechen von
Höhlendecken in Karstgebieten (Dolinen)
d. Bergbausenken
Bergbaugebiete
Vertiefungen, oder Einbrüche über künstlich
geschaffenen Hohlräumen
1.1.1.2.2 Kryogene Massenbewegungen
Das Hauptagens von kryogenen Prozessen ist der Wechsel von Gefrieren und
Wiederauftauen der oberen Gesteins- und Bodenschichten. Vielfältige Reliefveränderungen
ergeben sich infolge Hebung und Pressung durch Eisdruck, Gefrieraustrocknung und
Wiederdurchfeuchtung beim Tauen, in Verbindung mit gravitativen Vorgängen und
Abspülprozessen des Wassers.
Das Vorhandensein von Frostwechsel bedingt die Bindung von sogenannten
Solifluktionsvorgängen an bestimme Klimabedingungen, die in Lateinamerika in
subpolaren gemäßigt humiden Klimaten und im Hochgebirge der Anden und
Mittelamerikas vorkommen.
1.1.1.3 Fluviatile Reliefformung
Große Flusssysteme prägen die Landschaft Lateinamerikas, insbesondere Südamerikas. Bis
auf die vollariden Gebiete der Atacama hat die fluviatile Reliefformung überall einen großen
Anteil an der Gestaltung des Reliefs.
Fluviatile Reliefformung hat zusammen mit den Massenbewegungen einen großen Anteil an
der Gestaltung der Erdoberfläche. Fluviales Geschehen charakterisiert alle Klimabereiche wenn auch in unterschiedlicher Intensität, Art und Weise.
Nach der Erscheinungsform oberflächenhaft abfließenden Wassers sind die unmittelbar mit
Fließgewässern (von den kleinsten Bächen zu den größten Flüssen) verbundenen Formen und
Prozesse von auf den Hängen ablaufende Spülprozesse (flächenhafte Abspülung, hangfluviale
Prozesse, Bodenerosion) zu unterscheiden.
Abtragend (erosiv) wirkt das Wasser infolge Seiten- und Tiefenerosion und flächenhaften
Abtrag an den Hängen, aufschüttend (akkumulativ) über die Ablagerung der mitgeführten
Transportfracht.
1.1.1.3.1 Fluss und Tal
Laut Definition nach BÜDEL ist ein Tal eine "größere, langgestreckte Hohlform, entstanden
durch eine der allgemeinen Breitenabtragung des Landes vorauseilende aktive
Linienerosion eines Flusses und eine hiervon gesteuerte Hangdenudation." Der Ausbildung
einer Talform können mehrere Perioden der Reliefformung vorangegangen sein.
Täler können nur dann entstehen, wenn der lineare Abtrag der Flüsse größer ist, als die
Akkumulationsrate der Flüsse und die allgemeine Landabtragung.
Neben rein fluviatil gestalteten Tälern gibt es auch andere talgestaltende Kräfte. Trogtäler,
(U-Täler) formt der Gletscher. Täler in Trockengebieten verlieren infolge Sandaus- und
Einblasung ihre rein fluviatile Gestalt.
Nicht als Täler sind offene Hohlformen zu bezeichnen, die nicht auf fluviatile Erosion
zurückgehen, sondern infolge tektonischer Vorgänge entstandene Gräben, langgestreckte
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Hohlformen zwischen Längsdünen, durch Verkarstungsprozesse entstandene Hohlformen,
Hohlformen zwischen Endmoränenwälle, Lavaströme, etc. darstellen. Sie sind in diesen
Fällen als Talungen, Senken, Furchen, Mulden oder ähnliches zu bezeichnen.
Täler sind imposante Elemente der Landschaft Lateinamerikas. Dem gegenüber stehen die
weiten Talungen der Pampinen Sierren, deren Entstehung nicht primär auf fluviatile
Dynamik, sondern auf bruchtektonische Vorgänge zurückgehen.
Auch Kleinformen entstanden durch Wasser und erhalten eine andere Bezeichnung:
Runseln, Racheln, werden in Lateinamerika vor allem auch als Formen der Bodenerosion
als Barrancos, Arroyos oder Carcavas bezeichnet. Sie bezeichnen das Ergebnis auf kleine
Räume begrenzter Erosionsvorgänge und können sich innerhalb kurzer Zeit verändern.
Richtigerweise sind diese Kleinformen als Denudation, also flächenhaften Abtrag zu
verstehen. Täler hingegen werden über längere Zeiträume hinweg als Leitwege des
Wasserabflusses benutzt.
Auch gibt es Flüsse ohne wirkliches Talsystem. Im südlichen Südamerika queren der
Pilcomayo, Río Bermejo, Río Dulce und Río Salado ihre eigenen Aufschüttungseben fast
ohne begrenzendes Bett oder Uferdämme.
1.1.1.3.1.1 Talformen
•Talformen hängen der Art der hangbildenden Gesteine, von tektonischen Einflüssen,
klimatischen Verhältnissen, der Stärke und Art der Wasserführung, dem Gefälle und der
Menge und Art der transportierten Sedimente ab.
•Morphologische Elemente eines Tales sind der Talhang, der Talboden (Talgrund,
Talsohle) und das Flussbett. Nach dem Talquerprofil lassen sich folgende Typen
unterscheiden:
Klamm
Täler mit über- Canyon
wiegender
Tiefenerosion
Schlucht
Täler mit
starker
Seitenerosion
Talwände sehr steil bis überhängend. Tal sehr schmal und tief,
Fluss nimmt volle Talsohle ein. Kennzeichnend sind eine Fülle
von Kolken (Strudellöcher, durch Wasser ausgehöhlt). Erosives
Einschneiden innerhalb relativ kurzer Zeit. Tritt in den
Geländestufen des glazigen geformten Tallängsprofils auf.
Aueloses Tal, in dem das Fließgewässer die ganze Talsohle
einnimmt. Im Unterschied zur Klamm nicht glazial entstanden.
Steile, felsdurchsetzte Hänge oder Wände, der Oberhangbereich
meist durch Hangspülung zurückverlegt
Kerbtal
Tief eingeschnittene Erosionstäler mit keinem oder nur schmalen
Talboden. Hänge steigen gleichmäßig in V-Form an. Hangform
beweist gleichmäßig anhaltende Tiefenerosion.
Sohlentäler
Meist aus Kerbtälern hervorgegangen. Talsohle ist durch
deutlichen Hangknick von Talhängen getrennt. Sohle besteht aus
Gesteinsuntergrund, bzw. Schotterkörper. Sind die Hänge
besonders steil ist es ein Kastental. Ein Sohlenkerbtal geht aus
einem Kerbtal hervor, das jetzt mit Sedimenten gefüllt wird.
Typische Beispiele in Lateinamerika sind der Unterlauf Río
Negro, Río Colorado oder der Amazonas.
Muldentäler
Sind entweder aus Sohlentälern hervorgegangen, oder stellen
flache offene Hohlformen in Rumpfflächenlandschaften
wechselfeuchter Tropen dar (Flachmuldentäler, Spülmulden).
Genese von Muldental steht im Zwiespalt zwischen tropischer
Flächenbildung und außertropischer Talbildung.
Spülmulden: sehr flache Hänge
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1.1.1.3.2 Mäander und Verzweigter Abfluß
Bis auf wenige Ausnahmen haben fließende Gewässer keinen völlig geraden
Abflussverlauf.. In frei fließenden Wassermassen pendelt der Stromstrichs, die Linie der
schnellsten Fließgeschwindigkeit. Die Folge sind Auskolkungen und Sand- und
Kiesanreicherungen. Infolgedessen werden aus geraden Fließstrecken windungsreiche
Gewässer mit Prall- und Gleithängen. Eine Abfolge dieser Windungen nennt man Mäander
(benannt nach dem Fluss Menderes in Kleinasien).
Bei der Mäanderbildung konzentriert sich der Abfluss auf ein einziges Flussbett. Im
Unterschied dazu steht der verwilderndeoder verzweigte Abfluss. Bei diesem fließt das
Wasser zwischen vielen, sich laufend verändernden Sand-, Kies- und Schuttbänken in einer
Vielzahl von Armen ab. Beide Vorgänge und Formen finden man weitgehend in
Aufschüttungsgebieten eines Flusssystems.
Bei den großen Tieflandflüssen (Amazonas, Rio Negro, etc.) bilden auf großen
Aufschüttungsebenen und unzählige freie Mäander. Der Fluss fließt dort zum Teil
entgegengesetzt der Hauptfließrichtung.. Bei geringem Gefälle kann der Fluss nicht mehr in
die Tiefe erodieren, er wird sozusagen zur Laterialerosion (Seitenerosion) gezwungen. Dort
ist auch zu beobachten, dass kontinuierliche Unterschneidungen der Ufer an Prallhängen
und Sedimentation an Gleithängen zu einem weiteren Aushöhlen der Schwingungen führt.
Als Folge berühren sich zwei aufeinanderfolgende Bögen, und der Mäanderhals wird
durchbrochen. Der Fluss nimmt dabei also einen Abschneider, verkürzt seinen Lauf und
bildet unzählige Altarme und Stillgewässer.
Talmäander, auch als eingesenkte bzw. gebundene Mäander bezeichnet, beschreiben
Windungen, die in ein Bergland eingeschnitten wurden. Ihre Entstehung geht nicht nur, wie
bei freien Mäandern, auf Seitenerosion zurück, sondern auch auf gleichzeitige
Tiefenerosion, oft auch ausgelöst durch Hebung des Gebietes bei gleichzeitiger
Einschneidung des Tales. Am Innenbogen einer Schlinge entsteht ein Anlandungsstreifen
(Gleithang), während der Außenhang immer mehr ausgekolkt und erodiert wird. Analog zu
freien Mäandern kann es auch in diesem Fall, wenn sich zwei Schlingen berühren der Fluss
durchbricht, zur Abschnürung einer Schlinge kommen. Umlaufberge heißen die dann
entstandenen Inseln zwischen dem abgegschnürten Altarm und dem neuem Flussbett.
1.1.1.3.3 Flussmündungsformen
Flüsse münden entweder als kleinere Gewässer in größere, in Binnenseen oder ins Meer.
Gewässer arider Gebiete finden oft dem Weg zu einem großen Vorfluter oder Meer nicht,
sie verlieren sich, ohne eigentliche Mündung.
Münden Nebenflüsse in Hauptflüsse, geschieht dies meist ohne Gefällebruch. Die
Sedimente des kleineren Zubringers werden vom größeren Gewässer abgeführt.
Flüsse, die in Seen münden, bewirken ein kräftiges Vorrücken der Uferlinie des Sees. Die
Strömung des Flusses geht zurück, die Sedimente werden unter dem Wasserspiegel
abgesetzt. Es kommt zu einer allmählichen Verlandung des Sees.
Mündet der Fluss in ein Meer kann sich ein Ästuar, oder Delta ausbilden.
1.1.1.3.3.1 Ästuar
Ästuare sind infolge des postglazialen Meeresspiegelanstiegs ertrunkene, im Pleistozän
übertiefte Flussunterläufe. Bei großem Tidenhub und geringer Schwebstoffführung der
Flüsse bleibt ein offener Trichter, oder ein Mündungsschlauch erhalten.
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Während des Pleistozäns (beginnend etwa 2 Mio. Jahre vor heute), sank das Niveau des
Meeresspiegels oft um mehr als 100m unter das heutige Niveau. Der Flache
Schelfbereich der Kontinente, wie etwa im vor der Ostküste Südamerikas, fiel in weiten
Teilen trocken und die Flüsse mündeten in großer Entfernung der heutigen Küste ins
Meer. Die Tieferlegung der Erosionsbasis Meer gab der erosiven Tätigkeit der Flüsse
einen starken Impuls. Abgelagerte Sedimente wurden meerwärts verfrachtet, die heutige
Küstenlinie war Erosionszone.
Im Postglazial (nach 10.000 J. v. heute), mit dem endgültigen Abschmelzen der riesigen
pleistozänen Eismassen, drang das Meer in die neu geschaffenen Täler ein. Offene
Ästuare blieben bis heute nur dort erhalten, wo eine geringe Schwebstoffführung der
Flüsse eine Sedimentauffüllung der Mündungstrichter verhinderte. Die nördliche
Amazonasmündung bildet eine kombinierte Form von Ästuar und sich bereits
aufbauendem Unterwasserdelta.
Beispiele für Ästuare in Lateinamerika ist die Trichtermündung des Río de la Plata und
zum Teil des Amazonas, dessen Mündung eine Mischform zwischen Delta und Ästuar
darstellt.
1.1.1.3.3.2 Delta
Deltas stellen junge morphologische Erscheinungen dar, deren Entstehung meist vor
nicht mehr als 5.000 - 10.000 Jahre begann. Die Wachstumsrate eines Deltas ist sehr
unterschiedlich (bis zu 100m jährlich). Das Formenbild ist das Ergebnis das
Zusammentreffen fluvialer und mariner Dynamik. Deltas entstehen häufig aus Ästuaren.
Mit dem ersten Verbleib fluviatiler Sedimente in einer Trichtermündung setzt
Deltabildung ein. Ungünstig für eine Deltabildung wirkt sich eine starke
Küstenströmung, starker Gezeitenhub, ein starker untermeerischer Abfall des Festlandes
und das Fehlen von bedeutenden Sinkstoffmengen in den Flusssedimenten aus. Günstige
Bildungsbedingungen herrschen an tektonisch stabilen Flachlandküsten oder an
gezeitenschwachen Binnenmeeren.
Die Sedimente eines Deltas besitzen einen ganz bestimmten Aufbau. An der Deltabasis
befinden sich noch grobe Schotter aus der in der Ästuarzeit vorherrschender
Tiefenerosion, darüber bauen sich Sedimente geringerer Korngröße auf. Der Río de la
Plata ist hingegen noch ein offener Trichter. In seinem innerstem Winkel schüttet
allerdings der Río Paraná ein Delta vor. Der noch nicht aufgefüllte Bereich des Río de la
Plata ist von Sand- und Schlammbänken erfüllt, was die Schifffahrt erheblich erschwert.
Der Unterlauf des sedimentreichen Río Uruguay ist dagegen eher ein langgestreckter
"Flusssee".
1.1.1.3.4 Talterrassen
Verflachungen, die einen gleichmäßig geneigten Hang unterbrechen, werden bei größerer
Breite als Terrassen bezeichnet.
Die Entstehung kann
•rein strukturbedingt sein, also durch das Ausstreichen widerstandsfähigerem Gestein unter
leichter abzutragenden Schichten. Das Ergebnis sind Strukturkanten, bzw. Struktur- oder
Denudationsterrassen.
•erosionsbedingt sein. Man spricht in diesem Fall von Tal- oder Flussterrassen, die durch
heute durch Tiefenerosion außer Kraft gesetzte, ehemalige Talböden darstellen. Sie
begleiten Talzüge oft über mehrere Kilometer und liegen in mehr oder weniger großer Höhe
12
über dem Talboden. Ihr entstehen geht z.B. durch seitliche Erosion auf anstehendem Fels
zurück, oder auf Akkumulation von Schottern in früheren Klimaperioden.
Terrassen bezeichnen also ohne Zweifel Stillstandsphasen der Tiefenerosion und sind somit
wichtige Zeitmarken in der Interpretation der Reliefgenese. Diese ehemaligen Terrassen
werden durch die Wiederbelebung der Tiefenerosion außer Kraft gesetzt. Dies kann durch
eine Vermehrung der Wasserführung, tektonische Hebung des Abtraggebietes, eustatischer
Absenkung des Meeresspiegels, oder etwa durch Laufverkürzungen (z.B. Abschnürung von
Mäanderbögen, künstl. Flussbegradigungen) hervorgerufen werden.
1.1.1.4 Hangformung durch Spülprozesse - Denudation - Bodenerosion
Flächenhafte Abspülung tritt auf, wenn bei Starkregenereignissen oder Schneeschmelze das
Wasserangebot die Wasseraufnahmekapazität des Untergrundes übersteigt. Die
Aufnahmekapazität wird dann herabgesetzt, wenn alle Hohlräume bereits mit Wasser erfüllt
sind, sich nicht mit Wasser füllen lassen (wie es in ariden Gebieten häufig der Fall ist), oder
wenn der Boden unterhalb einer geringmächtigen Auftauschicht gefroren ist.
Besonders verstärkt wird der flächenhafte Abtrag, infolge natürlicher oder anthropogener
Einflüsse, besonders dann, wenn die schützende Vegetationsdecke entnommen wird. Der
entblößte Boden ist den aufprallenden Regentropfen ausgesetzt. Der sogenannte "splasheffekt", die Aufprallwirkung jedes einzelnen Tropfens, zerschlägt Bodenkrumen,
verschlämmt den Boden und verstopft die Poren. Die Wasserinfiltration wird stark verhindert,
der Oberflächenabfluss verstärkt und viel Material für den Abtransport bereitgestellt. Diese
Dynamik gilt besonders für semiaride und aride Gebiete Lateinamerikas, wo typische Formen
von Spülprozessen zu beobachten sind
Intensive Abspülung erfolgt ebenfalls in Bereichen der feuchten Tropen, sowie durch den
Schmelzwasserabfluss in den Hochgebirgen und subpolaren Regionen.
Formen der Hangspülung sind einerseits flächenhaft wirksame Spülprozesse, besonders bei
tropischen Starkregen. Auch Rillenerosion wirkt in Summe flächenhaft abtragend. Dies kann
mit menschlicher Hilfe katastrophale Ausmaße annehmen. Werden die wenige Zentimeter bis
Dezimeter großen Formen der Rillenerosion durch nicht nachhaltige Bodenbearbeitung
verstärkt, kommt es zur Graben- oder Gullybildung. Dies führt zur völligen Zerfurchung der
Landschaft. Das traurige Endstadium nennt man "Badland"-Landschaft, in der eine
Landnutzung nicht mehr möglich ist. Die Schäden der Bodenerosion sind irreversibel und
leider vielerorts in Lateinamerika zu Beobachten
1.1.1.4.1 Flächenbildung
Ein Großteil der exogenen Landformung geht auf Tal- oder Flächenbildung zurück.
Klimagenetisch ist die Talbildung typisch für die Subarktis und Bereichen mit ganzjährigem
oder jahreszeitlichem Niederschlag. Flächenbildung tritt vor allem in den wechselfeuchten
bzw. trockenen Tropen und Subtropen auf. In humiden Klimabereichen können Täler und
Flächen nebeneinander Auftreten. In zwei klimamorphologischen Zonen Lateinamerikas
herrscht gleichzeitig Flächen- und Talbildung.
- Polargebiete und Hochgebirgsbereiche: hier wirkt die sogenannte Kryoplanation, die
Flächenbildung infolge periglazialer Solifluktion. Die Landschaft der Puna oder des
Altiplanos sind sowohl durch Glatthänge, als auch durch Talbildung geprägt.
- Semiaride Bereiche: Hier sind die Randbereiche von Bergländern von mächtigen
Fußflächen (Pedimenten) umschlossen, die aber gleichzeitig durch größere Flusssysteme
zerschnitten werden. Einerseits wirkt der ausschließlich als Starkregen fallende
13
Niederschlag denudativ, andererseits auch tiefenerosiv, da sich das abfließende Wasser bei
größerer Neigung, oder größerem Wasserangebot in Abflussrinnen konzentriert.
1.1.1.5 Glaziale Reliefformung
Als glazialer Formenschatz fasst man alle Formen zusammen die durch Abtragung und
Aufschüttung durch die Tätigkeit von Gletschereis zurückgehen. Glazialformen treten nach
dem Abschmelzen der Eisbeeckung frei zu Tage. Zu unterscheiden sind:
•Formen als Ergebnis heute noch tätiger, "rezenter" Gletscherrückgänge. Es sind sehr frische
und gut erhaltene Formen jungem Alters.
•Formen früherer Vereisungsperioden, etwa aus dem Pleistozän, oder noch älteren kälteren
Perioden (z.B.: Oberkarbon).
Besonders in Patagonien spielt rezente glaziale Reliefformung eine große Rolle. Die Anden
wurden während der vergangenen Eiszeiten mehrfach von Gletschern überprägt.
subglazial
Vorgänge und Erscheinungen unter dem Eis
fluvioglazial,
glazifluvial
periglazial
durch Schmelzwässer unter dem Eis oder vor dem Eisrand befindliche
Prozesse und Formen
klimabedingte Vorgänge und Formen ausserhalb vergletscherter Gebiete
(z.B. Fließerden, Strukturböden, Dauerfrostboden, etc.)
Windablagerungen, deren Substrat aus Geltschervorfeldern kommen
(Löß, Flugsande, Binnendünen)
Ablagerungen in Eisstauseen oder anderen gletscherbedingten
Seebecken (Deltaschotter, Bändertone)
von Gletschern, oder Schmelzwasserflüssen im Meer abgelagerte
Materialien
glaziäolisch
glazilimnisch
glazimarin
Gletscherbildung setzt die klimatische Bedingung S (Schneeniederschlag) > A (Ablation
durch Abschmelzen und Sublimation) im langjährigen Mittel voraus. Dieses war oder ist bei
feuchtkaltem Klima der polaren Gebiete sowie Hochgebirgsbereichen der Fall. Gebiete der
Gletscherbildung, wo S > A nennt man Nährgebiete, die von der Firngrenze, wo S = A, nach
unten begrenzt werden. Diese liegt in polaren Bereichen zwischen 0 und 500m Seehöhe, in
den Alpen zwischen 2500 und 3000m, in Feuerland bei etwa 1000m, in den tropischen Anden
bei 5000m, im Bereich des Wendekreises sogar noch höher. Hier ist allerdings der
limitierende Faktor weniger die Temperatur, sondern die große Trockenheit. Untenstehende
Abbildung zeigt den Verlauf der Klimatischen Schneegrenze gemäß den Breitenkreisen der
Erde
Aus dem Nährgebiet kommend stoßen die Gletscher bis weit unterhalb der Schneegrenze vor.
Diesen Bereich nennt man Zehrgebiet, da hier S < A. Ein Gletscher endet dort, wo A = S + Z
(Gletschereiszufihr aus Nährgebiet).
14
Schneegrenze
Hohe in m. ü. d. M.
8000
7000
6000
5000
4000
3000
2000
1000
0
80-70
70-60
60-50
50-40
Nordhalbkugel
40-30
30-20
20 10
10-0
0-10
Breite in Grad
10 20
20-30
30-40
40-50
50-60
60-70
70-80
Südhalbkugel
1.1.1.5.1 Glaziale Formen
Die glaziale Reliefformung geschieht durch Erosion, Transport des erodierten Materials und
Akkumulation.
15
1.1.1.5.1.1 Erosionsformen
Gletscher erodieren infolge Detersion (korradierende [schleifende] Beanspruchung des
Untergrundes durch die mitgeführten Feststoffe aller Korngrößen), Detraktion
(Herausbrechen von Gesteinspartien an der Gletscherbasis) und/oder Exaration
(Ausschürfen, Aufschuppen und Auffalten präexistenten Locker- und Festgesteins).
Aus den vielen Erosionsformen sind Trogtäler, Kare und Zungenbecken die
bedeutendsten.
1.1.1.5.1.1.1 Trogtäler und Hängetäler
Bei Tal- und Kargletschern erodieren Gletscher sowohl in die Tiefen- als auch zur
Seite. Die Intensität der Erosion hängt von der Fließgeschwindigkeit und der
Mächtigkeit der Gletscher ab. Fluvial-denudativ entstandene Täler werden zu
Trogtälern umgeformt. Aus den einstigen Talflanken werden Trogschultern, die nicht
immer ausgeprägt sein müssen. Oft bildet sich eine einfach U-Form, die innerhalb der
Anden häufig zu beobachten ist. sind jedoch meist nicht ausgeprägt. In den meisten
Fällten sind die Tröge ganztalig in das präglaziale Relief eingekerbt. In den
Haupttälern fließen Gletscher schneller und sind auch mächtiger als die Gletscher aus
denen sie ernährenden Seitentälern. Nach dem Abschmelzen der Eismassen münden
die Seitentäler daher hoch über dem Talboden der Haupttäler. Man spricht von
"Hängetälern".
1.1.1.5.1.1.2 Kare
Typische Abtragungshohlformen im Hochgebirge sind Kare. Sie bilden sich heute in
genügend hohen Gebirgen mit Vergletscherung, sind aber auch in ehemals
vergletscherten Gebieten zu finden und sind relativ leicht zu erkennende Zeugen
ehemaliger Vergletscherung . Aus präglazialen Hang- oder Wandnischen entstehen im
Bereich der größten Eismächtigkeit infolge glazialer Erosion, unter Mitwirkung
starker Frostverwitterung und Hang- bzw. Wandabtragung oberhalb der Eismassen,
ein mehrseitiger erosiver Angriff auf die höchsten Bereiche der Bergmassive.
Das Ende eines Kares wird nicht selten von einem Moränenschleier gebildet, der
Karboden wird häufig von Karseen ausgefüllt.
16
Zur Ausbildung von Karen sind oft Vorformen entscheidend (Talschlüsse,
Wandnischen, Quelltrichter, Hochtäler, etc.)
Schließten sich mehrerer Kare, in Kombination mit Frostverwitterung und fluvialdenudativen Prozessen zusammen, entstehen die charakteristisch schroffen gratarigen
Gipfelbereiche vergletscherter Hochgebirge, die besonders den Patagonischen Anden
ihr imposantes, charakteristisches Aussehen verleihen.
1.1.1.5.1.1.3 Zungenbecken
Exaratives und detersives Ausschürfen ist auch außerhalb der Kernbereiche in den
Randzonen einer Vereisungszone oder an der "Zunge" von Gletschern wirksam. Vor
den Endmoränen schürfte der Gletscher mehr oder weniger Tiefe Bereiche aus, die als
Zungenbecken bezeichnet werden.
Als bestes Beispiel dienen die großen Seen Patagoniens (Lago Argentino, Lago
Viedma), oder die Seen auf chilenischer Seite der Südanden. Auch innerandin
entstanden zahlreiche kleinere Zungenbecken.
Der Perito-Moreno-Gletscher mündet in breiter Front in das Zungenbecken des Lago
Argentino
1.1.1.5.1.1.4 Weitere Erosionsformen
Rinnenseen
sind
langgestreckte,
durch
subglaziale
Erosion
(Schmelzwasserabtragung, also fluvioglazialbedingt) in subglazialen Tunneltälern
enstandene Hohlformen, deren Richtung ehemaligen großen Gletscherspalten
entspricht, in denen die Schmelzwässer der Eismassen in die Tiefe stürzen
Gletschermühlen entstehen durch Schmelzwässer, die in Gletscherspalten bis zur
Gletschersohle herabstürzen und in anstehendem Fels den Untergrund auskolkt
(aushöhlt).
Rundhöcker, oder Rundbuckeln sind das Ergebnis der abschleifenden Wirkung des
Gletschereises auf das Festgestein. Alle kantigen Formen werden zugerundet, die dem
Gletscher zugewandte Seite ist infolge Detersion abgeflacht, die Lee-Seite ist infolge
Detraktion rauer gestaltet. Gerichtete Rundhöckerfluren entsprechen der Fließrichtung
des Gletschers.
17
Gletscherschliffe und Gletscherschrammen an Locker- und Festgestein sind
ebenfalls Ergebnis schleifender Wirkung des Gletschers.
In allen Gebieten Lateinamerikas, die von Gletschern direkt beeinflusst waren, sind
eine ganze Palette an Erosionsformen zu beobachten.
1.1.1.5.1.2 Akkumulationsformen
Zwei wesentliche Arten von Akkumulationsformen sind zu unterscheiden:
• reine glazigene Ablagerungen: Moränen
• glaziofluviale Ablagerungen
1.1.1.5.1.2.1 Moränen
Moränen bestehen aus ungeschichteten, unsortierten Lockersediment verschiedener
Korngröße. Die größeren Bestandteile kantig, oder kantengerundet und können durch
Detersion gekritzt sein. Die Zusammensetzung reicht von Lehm bis zu groben
Schottern und groben Gesteinsblöcken. Vom Gletscher besonders weit transportierte
Blöcke, die in großer Entfernung vom Herkunftsort abgelagert werden, heißen
Erratica oder Findlinge. Aus der Gesteinszusammensetzung von Moränen kann man
auf die Herkunft und Bewegungsrichtung der Gletscher schließen.
Als Geschiebelehm, oder Blocklehm werden die von Blöcken durchsetzte
Grundmasse der Moränen bezeichnet
Zu unterscheiden sind:
Endmoränen sind Zeugen kräftiger Gletschervorstöße, bzw. Haltephasen für einige
Zeit endgültigem Rückzug. Vorrückende Gletscher schieben z.T. Grundmoräne und
im Vorfeld abgelagertes Material zu hohen Wällen zusammen. Moränenwälle können
eine Höhe von einigen 100 m betragen.
Grundmoränen bestehen aus dem vom Gletscher an seiner Sohle abgeschürftem
Material, samt mitgeführtem fluvioglazialem Sediment.
Seitenmoränen, auch Ufermoränen, kommen zwischen Gletscherrand und
Festgestein zur Ablagerung und zeigen die Obergrenze des Gletschereises an, Somit
dient sie der Rekonstruktion der ehemaligen Eishöhe in den Kältephasen. Im Idealfall
geht eine Seitenmoräne in eine Endmoräne über. Rein morphologisch besteht die
Gefahr einer Verwechslung mit Kamesterrassen. Der Unterschied liegt im inneren
Bau: Weisen Kamesterrassen eine eindeutige Schichtung auf, so haben Seitenmoränen
ein für Moränen typischen Aufbau (ungeschichtet, unsortiert)
•Mittelmoränen: ehemalige Seitenmoränen, die durch die Vereinigung zweier
Gletscher zu einer Mittelmoräne vereinigt haben.
•Obermoränen: durch Steinschlag oder Lawinen auf Gletschern angesammelter
Schutt, in abgeschmolzenen Zustand: Ablationsmoränen
•Innenmoräne: in Gletscher eingebetteter Schutt
18
Bei Abschmelzen der Gletscher bleiben aus zurückweichender Gletscherzunge wirre
Haufenwerke zurück (Rückzugsmoräne), zwischen denen schüttet ein milchig-trüber
(Gletschermilch) Schmelzwasserbach flache Schuttkegel fluvioglazialer Schotter,
Kiese und Sande auf.
Der Gletscherrückzug geschieht keineswegs homogen. Vom Gletscher isolierte
Eismassen bleiben als Toteis zurück. Dieses Toteis ist von fluvioglazialen
Ablagerungen verschüttet und schmilzt daher nur ganz langsam ab. Nach deren
endgültiges Abschmelzen bleiben kesselartige Einsenkungen zurück die als. Man als
Toteislöcher, Toteiskessel oder Sölle bezeichnet werden.
Zwischen zurückschmelzendem Gletscher und jüngster Endmoräne bildet sich häufig
ein Moränenstausee. Dieser kann entweder allmählich über kleine Durchbrüche in
der Endmoräne, oder infolge zunehmendem Wasserdruck durch plötzliche Entleerung.
Die Endmoräne wird weggerissen. Im anschließendem Talgebiet kommt es zu
katastrophenartigen Überschwemmungen. Als Beispiel dient hier der Ausbruch von
Moränenstauseen in der Weißen Kordillere Perus, wo die darunter liegenden
Siedlungen im Santa-Tal komplett vernichtet wurden.
1.1.1.5.1.2.2 Drumlin
Drumlins sind elliptische, walrückenartige Vollformen aus Grundmoränenmaterial
und entstehen, wenn ältere glaziale oder fluvioglaziale Ablagerungen von erneut
vorrückende Gletscher überfahren werden. Sie sind im Unterschied zu Rundhöckern
mit der Steilseite gegen die Gletscherfließrichtung eingerichtet und erreichen Höhen
von bis zu 30 m und Längen bis 2 km.
1.1.1.5.1.2.3 Fluvioglaziale Ablagerungen
19
Als fluvioglaziale Ablagerungen bezeichnet man von Schmelzwässern beförderte
Geschiebe. Im Unterschied zu Moränenmaterial sind diese besser gerundet und zudem
geschichtet, allerdings weniger gerundet als rein fluviatil transportiertes Material.
Schotterplatten, Sander
Vor der gletscherabgewandten Seite von Endmoränen breiten sich fluvioglaziale
Sande, bzw. Schotterflächen aus. In Hochgebirgen werden sie als Übergangskegel
bezeichnet, der meist aus groben Schottern besteht, die talauswärts in Flussterrassen
übergehen. Bei Inlandvereisungen, wo kein Hochgebirge im Hintergrund steht, ist das
Material der Aufschüttungen feiner, sodass feine Kiese und Sande abgelagert werden.
Das noch feinere Material, Feinsande und Schluffe, wird aus dem vegetationslosen
Gletschervorfeld ausgeblasen, und in weiterer Entfernung als Flugsand oder Löss
abgelagert.
Oser
Schmale, bahndammartige 5-30 m hohe Kiesrücken, die von Schmelzwässern in
subglazialen Tunneltälern abgelagert wurden, heißen Oser.
Kames, Kamesterrassen
Wie Oser sind Kames auf fluvioglaziale Tätigkeiten zurückzuführen, sind aber im
Unterschied dazu subaerische Bildungen. An verfallenden Gletscherzungen und am
Eisrand entstehen einige Meter hohe Wälle oder flache Hügel aus geschichteten
Kiesen und Sanden.
An Talhängen bilden diese Schmelzwasserbildungen oft terrassenartige Stufen aus:
man spricht von Kamesterrassen.
1.1.1.5.2 Typen von Gletschern
Nach ihrer Lagebeziehung vor allem zum präexistenten werden folgende Typen von
Gletschern unterschieden:
•Talgletscher
•Deck- und Plateaugletscher
•Inlandeismassen
Nach der Lage der klimatische Schneegrenze sind zu unterscheiden:
•temperierte Gletscher
•kalte Gletscher
1.1.1.5.2.1 Talgletscher
Talgletscher sind für die meisten Hochgebirge, wie auch für die Anden, charakteristisch.
Die Eismassen erfüllen präglazial durch fluviale Erosion vorgeformte Täler. Der Anteil
der Talgletscher am vergletscherten Gebiet der Erde insgesamt ist mit 1,5% sehr gering,
dennoch beeindrucken vergletscherte Hochgebirge. Die Anden tragen zum Teil sehr
mächtige Talgletscher. Die stark vergletscherten Gebiete der Anden in Bolivien, peru,
Ecuadors und Kolumbiens bieten wegen ihrer Eismassen beeindruckende
Naturschauspiele. In Patagonien erreichen sie eine Länge von bis zu 80 km und gehören
damit zu den längsten Gletschern der Erde (zum Vergleich: der größte Gletscher der
Alpen, der Aletschgletscher in der Schweiz hat eine Länge von etwa 24 km).
Die Fließgeschwindigkeit von Talgletscher in ist mit 30-über 200m/Jahr hoch. Das
Nährgebiet großer Talgletscher sind oft den flache Firnmulden oder lehnsesselartige
Bergflanken, sog. Kare, in den Hochlagen der Gebirge. Hier fällt auch während des
20
Sommers Schnee, der unter Druck, wiederholtem Auftauen und Wiedergefrieren zu Firn,
Firneis und in weiterer Folge zu Gletschereis metamorphisiert. Durch die ständige
Produktion von Gletschereis fließen die Eismassen in Form von Gletschern talwärts,
jenseits der klimatischen Schneegrenze, ins Zehrgebiet.
Ein Eisstromnetz erfüllt das Eis ein Gebirgssystem, greift über Pässe und Kämme
hinweg und vereint Haupt- und Nebentäler. Solch ein Eisstromnetz ist zum Teil noch in
Südpatagonien zu finden.
Kargletscher sind von geringer Größe, füllen ein Kar aus und entsenden keine
Gletscherzunge ins Tal.
Ebenfalls häufig in den Anden zu beobachten sind Wandgletscher und regenerierende
Lawinengletscher. Wandgletscher hängen an Steilwänden und sind in Gletscherbrüchen
aufgelöst und brechen in Eislawinen ab. Sie speisen häufig sich dadurch regenerierende
Lawinengletscher, die an sich unter der klimatischen Schneegrenze liegen. Durch die
stete Eiszuführ fließen sie weiterhin talauswärts (z.B. Vereisung des Tronadors,
Argentinien).
1.1.1.5.2.1.1 Büßerschnee, Gletschertische und Kryokonitlöcher
Ein typisches Merkmal für die Hochgebirge der trockenen Tropen und Subtropen ist
Büßerschnee. Die mächtigen Schneelagen aus der feuchten Jahreszeit sind während
der Trockenzeit intensiver Sonneneinstrahlung ausgesetzt. Der sogenannte
Büßerschnee wird aus einer an sich homogenen Schneebedeckung herausmodelliert.
Infolge selektiver Ablation entstehende spitzen Zacken, die bis zu sechs Meter Höhe
erreichen. Bereits kleinste Verunreinigungen der Schneebedeckung (kleine
Gesteinsbruchstücke, Staub) können die differenzierende Wirkung der
Sonnenstrahlung herbeiführen.
Kryokonitlöcher lassen sich auf einen ähnliche Prozess zurückzuführen, ihre Genese
entspricht allerdings genau dem Gegenteil. Kleine Gesteinsstücke, Hangschutt von
den Felswänden, der auf den Gletscher gefallen ist, wird durch Sonneneinstrahlung
erwärmt und sinkt somit in Gletscheroberfläche ein. Kleinere Teile bilden enge
Röhren, Steine große Vertiefungen.
Große Gesteinsplatten "wachsen" über der abschmelzenden Schneedecke empor. Für
eine vollständige Erwärmung, als dass sie einsinken könnten, sind sie zu groß, also
bleibt der Sockel durch die Schattenwirkung des Steins vor Ablation geschützt.
1.1.1.5.2.2 Deck- und Plateaugletscher
Deckgletscher bedecken als geschlossene Eismassen Hochflächen und entsenden an
ihren Rändern Talgletscher, oder einzelne Gletscherzungen (Outlets). Plateaugletscher
werden auch oft als Übergang zwischen Talgletscher und Inlandeis angesehen. Das
"Patagonische Inlandeis" besteht im Prinzip aus einzelnen zusammenfließenden
Gebirgstalgletschern.
1.1.1.5.2.3 Inlandeis
Heute bedecken nur mehr in subpolaren Breiten mächtige Eiskalotten die Landschaft.
Die Antarktis stellt die größte gletscherbedeckte Fläche der Erde dar. Nur selten ragt
festes Gestein der eisbedeckten Gebirge der Antarktis über die Eismassen heraus. Die
wenigen Felsgipfel werden als Nunatakker gezeichnet.
21
In der Antarktis beträgt die Eismächtigkeit bis zu 4200m, im Mittel 2300 m! Das
Inlandeis grenzt in breiter Front ans Meer und bildet dort Schelfeis, im Polarmeer
schwimmende Eismassen (größtes Schelfeis um die Antarktis: Ross Schelfeis; 530.000
km²), oder bis 100 km lange, im Meer schwimmende Gletscherzungen.
Zur Zeit des Pleistozäns bedeckte auch die Patagonischen Anden eine mächtige
Inlandeismasse.
1.1.1.5.2.4 Blockgletscher
Blockgletscher sind keine nur mit Schutt bedeckte Gletscher, sondern zungenförmige
Anhäufungen von kantigem Blockwerk in ehemals glazialen, jetzt periglazialen Räumen
der Hochgebirge. Das Innere von Blockgletschern kann mit Eis gefüllt sein (aktive
Blockgletscher), muss aber nicht (inaktive Blockgletscher). Handelt es sich um Aktive
Blockgletscher, so bewegt sich der unter Teil des Schuttkörper durch
Schwerkraftwirkung talabwärts. In Lateinamerika sind Blockgletscher besonders in den
chilenischen Anden zu finden.
1.1.1.5.2.5 Temperierte Gletscher
Gletscher der mittleren Breiten und Tropen haben ihre Zunge unterhalb der Firnlinie. Die
Eistemperatur ist nur wenig geringer als die Druckschmelztemperatur. Die Eismassen
verhalten sich unter Druck plastisch. Die Eiskristalle unterliegen einer ständigen Neuund Umbildung. Temperierte Gletscher reagieren relativ schnell auf Klimaveränderung
und führen am Boden auch ständig Schmelzwasserflüsse. Man kann sagen, dass sie
morphologisch effizienter Sind als kalte Gletscher.
1.1.1.5.2.6 Kalte Gletscher
Kalte Gletscher liegen oberhalb oder innerhalb der Firnlinie und sind in polaren und
subpolaren Regionen zu finden. Deren Temperatur liegt weit unterhalb des
Druchschmelzpunktes, daher führen sie auch keine permanenten Schmelzwässer,
subpolare Gletscher führen sommerliche Schmelzwässer. Im Unterschied zu temperierten
Gletschern brauchen Eiskristalle lange Zeit um sich zur Gletschereis umzukristallisieren.
Daher reagieren sie auch weniger stark auf Klimaschwankungen und deren Bewegung ist
eher als ruckaritg zu bezeichnen, neben Phasen langer Bewegungslosigkeit. Hingegen
gilt als erwiesen, dass sehr tiefe Bereiche des Eises, in 1200-2000 m Tiefe, unter sehr
hohem Druck vollplastisches Fließen aufweisen.
1.1.1.6 Äolische Reliefformung
Äolische (durch den Wind) Reliefformung ist nur dort morphologisch wirksam zu
beobachten, wo keine oder nur lückenhafte Vegetation den Boden bedeckt. Dies ist in
Wüsten oder Halbwüsten (aride Diagonale Südamerikas, Teile Mexikos),
trockenen Steppengebieten (aride Diagonale Südamerikas, Teile Mexikos),
pflanzenlosen Flächen (Schotterbänke, -flächen an Flussläufen),
vegetationslosen Gebieten der Hochgebirge (Hochgebirgsbereiche der Anden und
Mittelamerikanischen Kordillere),
in Bereichen (noch) unbewachsener lockerer vulkanischen Aufschüttungen (Vulkane der
Anden und Kordillere)
und in Küstenbereiche der Fall.
22
Wind kann abtragend (Deflation), abschleifend (Korrasion), oder ablagernd wirken.
1.1.1.6.1 Formen äolischer Abtragung
Bei etwa 0,1-0,5 m/s Windgeschwindigkeit werden Schluffpartikel, ab etwa 5-6 m/s
Mittelsand bewegt. Deflationshemmend wirkt Feuchtigkeit im Boden, da Adhäsions- und
Kohäsionskräfte des Porenwassers im Boden einzelne Partikel stärker an den Bodenverband
binden und gegen Ausblasung widerstandsfähig machen,
Eine natürliche intakte Vegetationsbedeckung wirkt ebenfalls der Deflation entgegen, da sie
durch ihr Wurzelwerk das Bodengefüge zusammenhält und die Windgeschwindigkeit
verringert. Zudem verhindert eine Vegetationsdecke auch eine zu starke Austrocknung des
Bodens.
Das windbewegte Material wird je nach Windstärke und Korngröße schwebend, saltierend
oder rollend weiterbewegt.
Typische Effekte rezenter Abtragung sind
•breite Abtragungen und Ausblasungen in flachen Mulden (Deflationswannen),
•korrasives Ausblasen von Fußkehlen durch am Boden bewegten Sand (Pilzfelsen),
•Ausblasen feinem Materials aus einem skelettreichen Boden - die groben Bestandteile
bleiben Zurück, es entsteht ein Steinpflaster, bis hin zur Stein-, Fels- oder Geröllwüste,
•korrasives Bearbeiten von Steinen (Windkanter entstehen),
•Vollformen werden zugerundet (Yardangfelsen)
1.1.1.6.2 Formen äolischer Akkumulation
Äolische Akkumulationsformen lagern sich dort ab, wo die Transportkraft des Windes
nachlässt. Die kleinste Akkumulationsform sind Sandrippeln, die in gleichmäßiger
Wellenlänge im cm-Bereich parallel angeordnet sind. Ihre äußere rhythmische Erscheinung
geht auf das Helmholtzsche Gesetz bei Reibung zweier Medien unterschiedlicher Dichte
zurück: Sand - Wasser; Sand - Luft.
1.1.1.6.2.1 Dünen
Die bekannteste äolische Akkumulationsform sind Dünen. Hier ist zwischen an
Hindernissen gebundene Dünen und freien Dünen zu unterscheiden.
•Gebundene Dünen akkumulieren an Steinen, Felsen, Grasbüscheln oder Sträuchern.
Bei kleineren Hindernissen erfolgt die Anhäufung im Lee, bei größeren durch den
Windstau im Luv.
•Freie Dünen entstehen ohne sichtbares Hindernis auf vegetationslosen Flächen. Sie
bilden sich entweder quer oder parallel zur vorherrschenden Windrichtung aus.
- Walldünen weisen einen sanften Anstieg auf, an der Sandpartikel heraufgeweht
werden, die Leeseite ist wesentlich steiler. In Walldünenfelder sind oft
- Parabeldünen zwischengeschaltet. Parabel- oder Bogendünen entstehen an schwachen
Stellen, oder Winddurchbrüchen von Walldünen. Die offenen Seiten der
hufeisenförmigen Dünen richten sich gegen den Wind.
23
-
Barchane haben umgekehrten Grundriss wie Parabeldünen. Sie wölben sich konvex
gegen den Wind, die Schwänze sind in Windrichtung langgestreckt. Sie entstehen als
24
Einzeldünen und werden seitlich nicht durch ein Hindernis festgehalten, wie es bei
Parabeldünen der Fall ist, die seitlich an den Walldünen hängen. Es kann zur
Vergesellschaftung von Barchanen und zu lockeren oder geschlossenen
Dünenfeldern, mit dazwischen geschalteten Dünentälern oder Dünenwannen,
kommen. Ursprünglich anders gestaltete Dünen werden zu Pyramiden, Trichter oder
Sterndünen umgestaltet.
- Strichdünen verlaufen oft viele Kilometer lang parallel zueinander und parallel zur
Windrichtung.
Freie Dünen wandern. Trotzdem ist zu beobachten, dass sich konstante Dünenfelder
entwickeln und sich Dünenfelder immer wieder in den gleichen Arealen bilden.
1.1.1.6.2.2 Löss
Löss ist ein auf der ganzen Welt weit verbreitetes Sediment. Die bedeutendsten
Ablagerungen kennt man aus China, aber auch in den weiten Ebenen der argentinischen
Pampa sind mächtige Lösssedimente zu finden.
In seiner klassischen Definition kommt Löss während trockenkalter Klimaphasen zur
Ablagerung. Aus vegetationslosen Solifluktionsgebieten, Moränengebieten oder
Flussbetten wird das feinere Material ausgeblasen. Das gröbere Material (Flugsande)
kommt nach kürzerem Transport wieder zur Ablagerung, feinere (Schluffe) Bestandteile
können viele Kilometer transportiert werden und lagern sich an besser bewachsenen
Plateaus und Hängen, oder an Leelagen wieder ab.
Der Löss der Pampa entstand durch die äolische Verfrachtung vulkanischer Asche. Er
unterscheidet sich daher deutlich von Lössgebieten Mittel- und Osteuropas.
Die Ablagerungen bestehen vorwiegend aus schluffigem Material. Es ist als lockeres
Sedimentgestein anzusehen, und nicht als Boden.
1.1.1.6.3 Äolische Dynamik als Indikator für Desertifikation
25
Äolische Prozesse können durch den Menschen verstärkt, ja sogar ausgelöst werden. In
desertifikationsgefährdeten Gebieten hat die Beeinflussung äolischer Aktivität immense
Auswirkungen auf die Landnutzung und Ertragfähigkeit einer Region.
Bei Entnahme der Vegetationsdecke kommt es zu verstärkter äolischer Abtragung. Die
Vegetation hat in Hinblick auf die Windwirkung viele Funktionen:
•Verringerung der Windwirkung
•Zusammenhalt der Sedimentdecke durch das Wurzelwerk
•Schutz vor Austrocknung des Bodens durch Schattenwirkung (trockenes Sediment wird
leichter von äolischer Deflation erfasst als feuchtes)
Vielerorts hat die Ausblasung feinen Materials noch keine nennenswerten Auswirkungen,
die Ablagerung dieser Sedimente hingegen schon. Zunächst kann ein verstärktes Auftreten
von Staubstürmen beobachtet werden. Straßen, Häuser und Felder werden von einer
Sedimentschicht überzogen. Hinter jedem Strauch bilden sich Nebkas, kleine
Sandanhäufungen im Lee der Pflanze. Zunächst kann die Pflanze mit der Sandanhäufung
mitwachsen, irgendwann erstickt sie und stirbt ab. An fast jedem Hindernis entstehen
kleine, gebundene Dünen, die die Ertragsfähigkeit wesentlich herabsetzten.
Nebka in den Bolsones der Pampinen Sierren/Argentinien
Das frühzeitige Erkennen solcher Prozesse dient dazu, die Ursachen rechtzeitig zu
erkennen. Will man den Ursachen entgegenwirken, steht man bereits mittendrin - im
Spannungsfeld zwischen ökonomischen Nutzen und ökologischer Nachhaltigkeit.
1.1.1.7 Marine und limnische Prozesse
Die Reliefformung durch marine (durch das Meer) und limnische (durch Seen) Prozesse im
Bereich der Küsten hängt vor allem von dem präexistenten Relief, den vorherrschenden
Windverhältnissen und den Wasserströmungen ab.
Die terrestrische Landformung im Küstenbereich wird zusätzlich beeinflusst von
•terrestrischen exogenen Prozesse (Rutschungen, Spülprozesse, fluviatile Vorgänge im
Küstenbereich),
•biogenen reliefbeeinflussende Prozessen (im Falle von Korallenriffe, Mangrovenküsten) und
26
•tektogenen Prozessen (Bildung von tektonischen Gräben, vulkanische Vorgänge; Küsten
entlang von tektonischen Strukturen) beeinflusst.
Das Erscheinungsbild von Küsten kann sehr unterschiedlich sein und reicht von hohen
Felsküsten (Steilküste) zu flachen und weiten Sandstränden (Flachküste). Im Detail hängt die
Küstenform von der Widerständigkeit des Gesteins (morphologisch widerständige Gesteine
fördern die Bildung steiler Kliffe, in leicht abtragbaren Gestein bildend sich unklarere Formen
und nur niedrige Kliffe), der Wellen- und Windenergie (Küsten die häufig Sturmwellen
ausgesetzt sind unterliegen stärkerer Abtragung und Zurückschneidung, als geschützte
Küstenbereiche, die durch Akkumulationsformen gekennzeichnet sind) und schließlich dem
Klima ab. Obwohl Küstenformen nicht primär von zonal angeordneten Klimaelementen
abhängig sind, so gibt es gerade in Lateinamerika sehr wohl vom Klima beeinflusste
Küstenbereiche, wie etwa Mangrovenküsten und Korallenriffe.
1.1.1.7.1 Küstenformen - Übersicht
Wichtige Küstenformen Lateinamerikas nach Morphogenese, Formungsvorgang und
Ausgangsrelief mit regionalen Beispielen.
Morphogenetischer
Küstentyp
Zurückgewichene
Küste, (Meeres-)
Transgressionsküste
Formungsvorgang
Untergetauchte
Küste
Zerstörte Küste
Aufgetauchte Küste
Vorrückende Küste,
(Meeres-)
Regressionsküste
Aufgebaute Küste
Ausgangsrelief
Küstenform
Regionales
Beispiel
Glaziale Täler
Fjordküste
Westpatagonien
Mittelgebirgstäler
Riasküste
Südchile
Flußauen
Ästuarküste
Argentinien
Steilhang
Kliffküste
Teile der
Pazifikküste
Festgestein
Strandterrassenküste
Pazifik bei
Lima, Atlantik
bei Havanna,
Vulkaninseln
Meeresströmung
mit Strandversatz
Ausgleichsküste
Golfküste
Mexikos
Flachküste im
tropischen Klima
Mangrovenküste
Karibikküste
Südamerikas
Flachmeer
Korallenriffküste
San Blas Inseln
1.1.1.7.2 Der Küstenbereich - Morphographie der Küsten
Der Küstenbereich setzt auf dem Festland aus dem Uferbereich und der Schorre zusammen.
Der Schelfbereich stellt die meerseitige Fortsetzung der Kontinentaltafel dar.
Ein Schelf liegt max. 200 m unter dem Meeresspiegel und weist eine meerseitige Neigung
von weniger als 1% auf. Zur Morphologie des Schelfbereiches zählen Täler, Deltas genauso
wie Schichtstufen oder etwa Bruchstufen.
Die Kontinentaltafeln werden von dem bis zu 20% geneigten Kontinentalabfall begrenzt.
Die Sprunghöhen zwischen Schelf und Tiefsee betragen 3000-bis über 6000 m.
27
1.1.1.7.3 Wellen
Neben den Gezeiten sind die Wellen der wichtigste Motor mariner Abrasion und
Akkumulation. Sie sind von der Windstärke, Wirkdauer und Wirklänge des Windes
(Strecke auf die ein Wind wirkt) abhängig. Demnach haben die Wellensysteme der
Westwindzone die maximale Wirkung, da diese Winde über eine lange Zeit anhalten.
Monsunwinde und Wirbelstürme erreichen zwar mehr Energie, wirken aber über einen
kürzeren Zeitraum. Kurzfristig können sie aber katastrophale Auswirkungen nach sich
ziehen. Die niedrigste Brandungsenergie zeigen Binnen-, Rand- und Nebenmeere, sowie
Meere unter Eisbedeckung. Winderzeugte Wellen bleiben auch dann bestehen, nachdem der
Wind abgeflaut ist, oder nachdem sie aus dem Windgebiet herausgelaufen sind. Der
Alterungsprozess einer Welle erzeugt eine langwellige (Wellenlänge = Distanz zwischen
zwei Wellenkämmen) Dünung. Sie kann große Strecken überwinden und an weit entfernten
Küsten schwere Brandung verursachen.
Der Durchlauf einer Welle versetzt die Wasserteilchen in Bewegung. Sie beschreiben an Ort
und Stelle kreisförmige Bahnen und bewegen sich nicht in Längsrichtung fort. Erreicht die
Welle seichtes Gewässer, wird ihre Geschwindigkeit durch Reibung am Meeres boden
gebremst. Die Wassermassen werden quasi aufgestaut und brechen in Bewegungsrichtung
zur Strandseite über. In diesen Brechern verändert sich die Bewegung der Wasserteilchen in
eine landeinwärts gerichtete Komponente und in einen Rückstrom von Wasser auf der
schrägen Böschung des Strandes. Die gesamte Energie des Wassers wird dabei in Reibung
und Arbeit umgesetzt. Die Brandungszone ist der geomorphologisch aktivste Bereich der
marinen Formung.
28
Die Brandung erzeugt eine Küstenströmung. Bei schrägem Auftreffen der Wellen auf die
Küstenlinie verläuft der Wellenrückgang nicht schräg zurück, sondern der Schwerkraft
folgend in Hangrichtung des Strandes. So wird das Material strandparallel versetzt, und es
kommt zum Prozess der Strandversetzung.
1.1.1.7.4 Gezeiten
Gezeiten sind periodische Wasserstandsschwankungen des Meeres in halb- oder eintägigen
Rhythmus. Das Steigen und Fallen des Wassers von einem Tiefstand zum nächsten nennt
man Tide. Der höchste Wasserstand einer Tide ist das Hochwasser, der niedrigste das
Niedrigwasser. Die Differenz zwischen beiden heißt Tidenhub. Steigt das Wasser herrscht
Flut, fällt es, herrscht Ebbe.
Die Ursache für Ebbe und Flut ist die Anziehungskraft von Mond und Sonne, wobei die des
Mondes, auf Grund der Nähe zur Erde, von größerer Wirkung ist. Die Dauer einer Tide ist
durch die Position des Mondes beim Erdumlauf und die Rotation der Erde bestimmt. Bei
halbtägigen Gezeiten beträgt eine Tide 12 Stunde. und 25 Minuten. Stehen Sonne, Mond
und Erde in einer Linie so ist der Tidenhub am größten. Es entsteht das Maximum der
Springtide. Bei Halbmond ist die Anziehungskraft am niedrigsten, es kommt zur Nipptide.
Küstenformen, die von Gezeiten abhängen bzw. nur in gezeitenstarken Meeren anzutreffen
sind, sind die Watten-, Marsch- und Dünenwallküsten.. Gezeitenströme haben zudem
Auswirkung auf Erosion, Materialtransport und Akkumulation am Meeresboden und an der
Küste, tragen zum Wasseraustausch an Buchten, Ästuaren und Lagunen bei und sind ein
wichtiges Agens der Formung der Küste.
Sturmfluten gehen auf besonders starke auflandige Winde zurück. In Verbindung mit
Hochwasser können Sturmfluten verheerende Auswirkungen haben.
Im Mündungsbereich des Amazonas herrscht im Mittel ein Tidenhub von zehn Metern.
Spitzenwerte mit etwa 13 Metern erreicht die Küste Ostpatagoniens, ein Tidenhub der mit
dem der Bretagne vergleichbar ist. An den übrigen Küstenbereichen Lateinamerikas liegen
die Schwankungen der Gezeiten unter fünf Meter, im Karibischen Meer sogar unter einem
Meter.
1.1.1.7.5 Marine Abrasion
Unter mariner Abrasion ist die Abtragung infolge Brandung zu verstehen. Einerseits führt
der Sedimenttransport in der Brandungszone zu Materialverlust, andererseits zerstört die
Brandung Felsgestein im Küstenbereich. Das Lockermaterial der Küste fungiert als Schleifund Erosionsmittel. Die Druckschlag der Wellen selbst wirkt ebenfalls auf Spalten, Brüche,
Klüfte und Risse des Gesteins und bricht ebenfalls Gesteinsstücke heraus.
Die marine Abrasion kann durch Salzsprengung verstärkt werden. Dort, wo Kalke oder
Salzgesteine vorliegen, kommt es Lösungsvorgängen, die ähnlich jenen in Karstgebieten
sind.
Die Leitformen der marinen Abrasion sind Kliffe und Abrasionsplattformen.
1.1.1.7.5.1 Kliffs
Wichtigste Einflussgrößen für die Entwicklung von Kliffs sind
•die Stärke der Brandung am Kliff-Fuß
•die Beschaffenheit des Gesteins (morphologisch hart oder weich, klüftig, tektonisch
beansprucht, geschiefert, gebankt etc.)
29
•das Relief der Küste.
Zum Formenschatz von Kliffen gehören Brandungshohlkehlen, -höhlen, -gassen und tore. Sie entstehen infolge der ständigen Unterminierung des Kliffs aufgrund des
Wellenangriffes.
Drei Grundtypen an Kliffen sind zu unterscheiden:
Brandungskliffe sind von steiler Beschaffenheit. ihre Formung geschieht vom Meer
Zusammengesetzte Kliffe werden vom unteren Teil her vom Meer geformt, der obere
Teil vom Land her, besonders dann, wenn Gestein für Massenbewegungen anfällig ist.
Abtauchende Kliffe tauchen ins Meer ein und setzten sich dort bis in größere Tiefe fort.
Aufgrund der Tiefe des Meeresbodens entstehen keine Brandungskliffe, Sand und Geröll
als Stoßwaffen stehen ebenfalls nicht zur Verfügung - es herrscht weitgehende
Formungsruhe.
Ein aktives Kliff wird zu einem inaktivem Kliff, wenn die Brandung den Kliff-Fuß nicht
mehr erreicht (infolge anwachsender Abrasionsplattform, Meeresspiegelschwankungen,
Eingriffe des Menschen). Die marine Formung fehlt nun und die weitere Entwicklung ist
durch terrestrische Hangdenudation gesteuert.
1.1.1.7.5.2 Abrasionsplattformen
Abrasionsplattformen (auch: Brandungsschorre, Abrasionsterrasse) sind bis zu 3°
geneigte, gleichmäßig abgedachte Felsbereiche, die der marinen Abrasion unterliegen
und bis zu 10m unter der Wasseroberfläche liegen. Sie können bis zu einem Kilometer
breit werden, für gewöhnlich sind sie aber schmäler. Je härter das Gestein, umso steiler
die Neigung, je höher die Wellenenergie und der Tidenhub, desto breiter die
Abrasionsplattform. Die bei Ebbe trockenfallenden Teil weisen eine Vielzahl von
Kleinformen auf.
Durch
Meeresspiegelschwankungen
können
verschiedene
Niveaus
von
Abrasionsplattformen entstehen, die dann Strandterrassen genannt werden.
1.1.1.7.6 Marine Akkumulation
Die wichtigsten Formen der marinen Akkumulation sind Strände, Nehrungen und
Strandhaken, Dünenwallinseln sowie Watten.
1.1.1.7.6.1 Der Strand
Strände sind wohl die bekanntesten Akkumulationskörper des Meeres. Sie bestehen aus
Sedimenten, die mittels Wellen und Küstenlängsströmungen angeliefert wurden. Der
Großteil besteht aus Sanden oder Geröllen. Untermengt können auch organische
Bestandteile, wie Muschel- oder Korallenbruchstücke, sowie Treibholz o.ä. sein.
Elemente des Standes sind
•Strandwälle. Sie werden entlang der Uferlinie von den auflaufenden Wellen aufgebaut.
Strandwälle, die auf Sturmfluten zurückgehen und sich in höherer Lage befinden, sind
oft gut erhalten.
•Sandriffe. Dies sind niedrige Unterwasserwälle im Bereich der Schorre, die durch
aufgewirbelte Sedimente entstehen, wo sich die Wellen vor Küste brechen. Bei bewegter
See befindet sich dort eine Brandungszone, bei Niedrigwasser fallen sie trocken.
Zwischen Strand und Sandriffe liegt ein tieferer Bereich, der Sandpriel.
30
•Küstendünen. Sie befinden sich in höheren Bereichen des Strandes und formen sich aus
Sand, der bei Niedrigwasser aus dem trockengefallenen Strand- und Schorrenbereich
ausgeblasen wird. Obwohl sie oft sehr schnell durch eine Vegetationsdecke befestigt
werden, schützt nur ein Baumbestand vor neuerlicher Aktivierung der Dünenwanderung.
Derartig bewachsene Sandkörper werden fossile Dünen genannt. Sie sind in
Lateinamerika sehr selten. Großartige Dünenlandschaften sind dagegen an den ariden
und semiariden Küsten anzutreffen, so im Kleinen Norden Chiles, an der Karibikküste
Mexikos.
1.1.1.7.6.2 Nehrung und Strandhaken
Starke Brandung kann dazu führen, dass Sandriffe über den Meeresspiegel hinaus zu
einer langgestreckten Nehrung auferhöht wird. Bei strandparallelen Materialtransport
stößt ein länglicher Akkumulationskörper ins Meer vor - es bildet sich ein Strandhaken.
Liegt eine mehr oder weniger geschlossene Barriere vor einer Bucht, so bezeichnet man
dies als Nehrung. Sie entstehen meist aus Strandhaken, aber auch aus Sandriffen. Der
innere Teil wird zur Lagune, die Verbindung zum Meer ist für gewöhnlich nur ein
schmaler Auslass für einmündende Flüsse.
Zu einem sog. Tombolo kommt es, wenn eine vorgelagerte Insel durch Sandanhäufung
mit dem Festland verbunden wird.
31
1.1.1.8 Karst
Die Bezeichnung "Karst" geht ursprünglich auf eine steinige, wasserarme Landschaft nördlich
von Triest zurück. Heute bezeichnet Karst das Relief, den Wasserhaushalt und
Landschaftscharakter von Gebieten mit löslichen, meist karbonatischen (Kalk - CaCO3 ;
Dolomit - CaMg[CO3]2) oder sulfatischen Gesteinen (Gips - CaSO4), sowie Salzgesteine
(Sylvinit - KCl, Steinsalz - NaCl). Konvergenzprozesse und -formen in nicht, oder nur
schwer löslichen Gestein werden als Pseudokarst bezeichnet (z.B. Thermokarst in
periglazialen Gebieten, oder Verwitterungshohlformen in Graniten).
Die Genese eines Karstreliefs beruht auf den löslichen Eigenschaften der Gesteine. Den
Vorgang der Lösung nennt man Korrasion. Niederschlags- und unterirdisches Wasser enthält
in der Regel Kohlensäure. Diese geht mit schwer löslichen Karbonaten etwa eines Kalksteins
in leichter lösliche Bicarbonate über, die mit Wasser weggeführt werden. Maximale
Verkarstungsintensität findet man im feuchtheißem Klima vor, wo die höchsten CO2-Gehalte
vorzufinden sind. Zudem werden die chemischen Reaktionen bei zunehmender Temperatur
beschleunigt. Kälteres Wasser kann dagegen mehr aggressives (ungebundenes) CO2
aufnehmen. Bei ausreichendem Angebot von CO2 vermag daher auch kälteres Wasser Kalk
zu lösen. Die Intensität der Lösung ist ferner von der Reinheit der Gesteine abhängig. Eine
weitere Eigenschaft von verkarstungsfähigen Gesteinen ist die karsthydrographische
Wegsamkeit der Gesteine. Das Wasser versinkt der Schwerkraft folgend in miteinander
verbundene Hohlräume, die durch Lösungsvorgänge erweitert werden. Unlösliche
Bestandteile bleiben als Rückstandslehme zurück und unterliegen weiteren verwitterungsund bodenbildenden Prozessen.
In ariden Klimaten ist die Lösungsintensität am geringsten, daher bleiben nur hier die am
leichtesten löslichen Salzgesteine reliefbildend.
1.1.1.8.1 Karstformenschatz
In Lateinamerika gibt es zahlreiche Karstlandschaften. Anders als in Europa werden die
meisten Karstgebiete durch (tropischen) Vollformenkarst charakterisiert, während die
(mediterranen) Hohlformen und Lösungsformen weniger stark ausgeprägt sind.
Karstvollformen sind Kuppen, Kegel und Türme (auf Kuba: Mogotes), die sich nach einer
Karstrandebene anordnen. Sie treten vergesellschaftet mit Karsthöhlen auf. Vielfach sind
Kegel und Türme von Sintertapeten überzogen. Derartige Versinterungen finden sich auch
an Stromschnellen, Katarakten und Wasserfällen der Gewässer, die durch Karstregionen
fließen. Sie bilden übereinandergeschachtelte, natürliche Becken.
Der mediterrane Karst tritt in den humiden Tropen nur sekundär in Erscheinung. In ariden
Regionen einiger Karibikinseln (jeweils leeseitig) und etwa auf der Halbinsel Yucatan und
in Chiapas finden sich jedoch Trockentäler, Dolinen, Poljen, Sonore, sowie küstennah auch
überflutete Karstrinnen. Auch Kleinformen des nackten Karstes sind vor allem in den ariden
Gebieten zu finden (Karrenkarst).
32
1.2 Regionale (Struktur-)Geomorphologie
Vor allem in der Regionalen Geomorphologie wirken sich die sogenannten "Schulen" mit
ihren unterschiedlichen Perspektiven besonders aus. Die strukturmorphologische Sicht betont
die Unterschiede des Untergrundes als reliefbestimmende Kräfte.
33
Lateinamerika lässt sich daher großräumig in Einheiten untergliedern, die von der regionalen
Struktur, also von der Art, der Lagerung und Verformung der vorhandenen Gesteine
maßgeblich beeinflusst werden. Die Struktur-Geomorphologie beschreibt den durch das
Einwirken von Abtragung und Ablagerung mehr oder weniger stark modifizierten
Formenschatz des Reliefs.
Der Vorteil des morphostrukturellen Ansatzes ist, dass sich Teilräume der Erdoberfläche im
kleinen Maßstab, also etwa für das gesamte Lateinamerika, in relativ wenige Großeinheiten
des Reliefs untergliedern lassen. Die Raumeinheiten verleihen Lateinamerika infolge deren
Ausdehnung, Kombination und räumlicher Anordnung seinen individuellen morphologischen
Charakter. Die Abgrenzung ist für solche Großeinheiten unscharf, da zwischen den Einheiten
Übergänge und räumliche Überlagerungen auftreten. Aus der Definition der
Strukturmorphologie ergibt sich eine enge Beziehung zur räumlichen Verteilung des
geologischen Großformenschatzes.
1.2.1 Strukturmorphologische Großformen
Im Großen und Ganzen lassen sich in Lateinamerika drei morphostrukturelle Einheiten
unterscheiden: es sind dies die alten Gebiete des Urkontinents (Schilde oder Kratone
genannt) mit ihren Altflächen, die aus dem Erdmittelalter oder der Erdneuzeit stammenden
magmatischen oder Sedimentgesteine der Kordilleren mit den jungen Formen rezenter
Gebirgsbildung und die ganz jungen Lockergesteine, die als fluviale Sedimente die
Tiefländer bedecken
Die Schilde sind die ältesten an der Erdoberfläche zugänglichen Teile Lateinamerikas und
bestehen aus präkambrischen kristallinen Gesteinen, die häufig im Untergrund
präkambrischer Faltengebirge entstanden und seitdem nahezu ständig der Abtragung
ausgesetzt sind. Das uralte Gestein liegt bei entblößten Schilden an der Erdoberfläche, und
bei bedeckten Schilden unter einer meist geringmächtigen Schicht von Sedimenten oder
jungen vulkanischen Decken begraben. Die alten Schilde sind im Hochland von Guayana
und im Brasilianischen Schild zu finden
Morphologisch sind die Schilde als Mittelgebirgslandschaften zu kennzeichnen. Neben den
kristallinen Mittelgebirgen, in Europa etwa der Harz, das Rheinische Schiefergebirge oder das
Mühl- und Waldviertel, gibt es aber noch zwei weitere Grundtypen des Mittelgebirges,
nämlich die Schichtstufen- und Tafelländer, deren Gesteine meist aus dem Mesozoikum
stammen (in Europa etwa die Schwäbische und Fränkische Alb, das lothringische
Schichtstufenland, die North und South Downs in Südwestengland oder die Causses in
Südfrankreich), sowie die vulkanogenen Mittelgebirge, oft jüngerer, d.h. neozoischer
Entstehung (in Europa die Eifel, der Habichtswald, das Siebengebirge oder die Puys im
französischen
Zentralmassiv).
Auch
in
Lateinamerika
gibt
es
solche
Mittelgebirgslandschaften, die jünger als die alten Schilde sind. Es sind dies einerseits die
sedimentäre Plateaus, Tafel- und Schichtstufenländer, die durch den Wechsel zwischen
weitgespannten Ebenheiten und Steilhängen charakterisiert sind. Strukturmorphologen
erklären die Schichtstufen aus der charakeristischen Abfolge weicher und harter
Gesteinspakete. Obwohl eine solche Erklärung in der Schichtstufentheorie längst widerlegt
ist, muss freilich konzidiert werden, dass ohne diese Wechsellagerung Rumpfflächen
entstehen würden. Mortensen spricht daher auch von „Austauschlandschaften“. In Wahrheit
sind die Landterrassen auf den harten Gesteinspaketen keine Schichtflächen, sondern
Kappungsflächen, sie unterliegen daher den gleichen Entstehungsbedingungen wie
Rumpfflächen.
34
In Patagonien bildeten sich echte Schichttafelländer, denen Zeugenberge vorgelagert sind.
Derartige Mesas und Zeugenberge bilden sich bei ungestörter horizontaler Lagerung
Vulkanische Plateaus sind Gebiete großer Deckenergüsse, deren Tätigkeit lang genug
anhielt, um Mächtigkeiten über 1000 m und mehr zu schaffen. Ihnen verdanken wir die
vielleicht großartigsten Wasserfälle der Erde: die Iguacú-Fälle im Grenzgebiet zwischen
Argentinien und Brasilien. Sie entstanden auf den großen kreidezeitlichen
Plateaubasaltdecken des Paraná-Gebietes. Im Unterschied zu sedimentären Plateaus, die
aus unterschiedlich widerstandsfähigen Gesteinen aufgebaut sind, bestehen vulkanische
Plateaus aus Lavadecken mit annährend gleicher Widerstandsfähigkeit, die eventuell von
Tufflagen unterbrochen sein können. Die Oberflächengestaltung ist daher weniger
differenziert, als auf sedimentären Plateaus.
Die Gebirge Lateinamerikas gehören zu den faszinierendsten Landschaften der Erde und
zeigen eine ungeheure Vielfalt in ihrem Erscheinungsbild. Überwältigend wirken manche
tiefe Schluchten und Täler, dennoch wirkt es manchmal fast enttäuschend, wenn die
Landschaft selbst auf 4500 m Höhe einem Mittelgebirge, freilich mit gigantischen
Dimensionen gleicht.
Während es in Europa durchaus auch alte Faltengebirge gibt (Skanden, schottische
Highlands), sind die jungen FaltengebirgeLateinamerikas erst während des Tertiärs als
morphostrukturelle Einheiten entstanden. Alt sind dagegen die den mittleren und südlichen
Anden vorgelagerten Pampinen Sierren. Dies sind alte kratonische Bruchschollen, die durch
junge tektonische Aktivitäten aktiviert wurden.
Sedimentäre Ebenen und Tiefländer können in Lateinamerika sehr vielgestaltig sein. Sie
bilden entweder Küstenebenen, breite Flussmündungen oder große Binnensenken, wie etwa
Amazonien, das Río de la Plata- oder die Llanos des Orinoccos.
Große junge Vulkangebiete gehören in Lateinamerika, von den Trappdecken einmal
abgesehen, zu den Hochgebirgen. Wegen ihrer morphologische Eigenständigkeit, ihrer
besonderen Entstehungsbedingungen und ihrer formalen Charakteristika können sie aber
innerhalb dieser gesondert betrachtet werden. Zu erwähnen sind an dieser Stelle auch die
Galápagos-Inseln und die ebenfalls noch Lateinamerika zuzurechnende Osterinsel, die mitten
im Pazifischen Ozean als Vulkaninseln herausragen.
35
1.2.2 Formenschatz des Hochgebirges
Dass im tropischen Teil der Anden selbst auf Höhen über 4000 m das Relief nicht als
hochalpin empfunden wird, hat klimatische Ursachen. Nur wo, wie in den Südanden und
sonst nur in den allerhöchsten Gipfelregionen der Kordilleren, niedrige
Durchschnittstemperaturen, häufiger Frostwechsel sowie Schnee und Eis herrschen, können
sich die Formen so zuschärfen, dass der uns gewohnte Eindruck eines (alpinotypen)
Hochgebirges entsteht. Vielfach sind daher die Kordilleren zwischen den Wendekreisen als
ein "ins Gigantische gesteigertes Mittelgebirge" bezeichnet worden.
Die Gebirge geben der zweidimensionalen Zonierung der Geosphäre eine dritte Dimension.
Das bedeutet, dass der Formen-, Klima- und Vegetationswandel sich nicht nur nach der
quasizonalen Anordnung des Tieflandes richtet, sondern sich zusätzlich mit der Höhe ändert.
Neben der polar-äquatorialen Veränderung kommt eine vertikale Höhenstufung hinzu.
Was definiert eigentlich ein Hochgebirge? Eine absolute Höhenangabe reicht nicht zur
alleinigen Kennzeichnung aus. Der Altiplano stellt bis 4800 m ebene Flächen dar, während
die Südanden selbst mit Höhen von 2000 m, in Südpatagonien bereits ab 1000 m absoluten
36
Hochgebirgscharakter haben. Egal was man unter Hochgebirge auch versteht –
charakteristisch ist eine vertikale Abfolge verschiedener Höhengrenzen, die in der Regel über
die Vegetation definiert werden. In Lateinamerika ist dies nicht immer so eindeutig möglich
wie etwa in den Alpen, wo überall eine obere Waldgrenze (natürliche Grenze einer
geschlossenen Waldbedeckung) existiert. Da die Anden von der Trockendiagonale
geschnitten werden, die bei ariden Bedingungen keinen Waldwuchs zulässt, sind dort die
Höhengrenzen durch andere Vegetationsformationen bestimmt. In den humiden und
semihumden Regionen stellt dagegen die Waldgrenze eine markante Höhnenstufengrenze dar.
Dies gilt in gleicher Weise für die rezente Schneegrenze.
Die Anden Südamerikas warten in vielerlei Hinsicht mit Weltrekorden auf. Auf dem
Altiplano mit 4700 m liegt die höchste (konstruierte) Baumgrenze der Erde (Bäume wachsen
dort natürlich nur aufgrund menschlicher Kulturtätigkeit) und in den subtropischen Anden
Argentiniens verläuft die Schneegrenze auf rekordverdächtigen 6000 m. Das erklärt sich nicht
allein durch klimatische Umstände, auch die Trockenheit verhindert dort die Ausbildung von
Eismassen. Nach Süden verlieren alle Grenzen deutlich an Höhe.
Ein jedes Gebirge ist durch das Nebeneinander von Vollformen und Hohlformen definiert,
zwischen denen sich je nach Höhendifferenz eine unterschiedliche Reliefenergie ausbildet. In
den Anden und Kordilleren befinden sich im Gebirgsinneren und an ihren Rändern
ausgedehnte Flächensysteme. Dabei handelt es sich z.T. um Altflächen, den Raxflächen der
Alpen vergleichbar, z.T. um aufgefüllte intramontane Becken, z.T. aber auch um
Gebirgsfußflächen (Pedimente und Glacis).
1.2.2.1 Vollformen
Jedes Gebirge wird durch seine "Vollformen", die Berge, Ketten, Grate und Kämme
charakterisiert. Zu ihrer Formung tragen endogene und exogene Kräfte in gleicher Weise bei.
1.2.2.1.1 Gebirgsketten
Die Anden mit ihrer nördlichen Fortsetzung in der Kordillere Mittelamerikas sind das
längste Gebirge der Erde. Auf dem südamerikanischen Kontinent reicht der
ununterbrochene Gebirgszug von der Südspitze Feuerlands bis zur 9000 km entfernten
37
Nordostecke von Trinidad vor der Küste Venezuelas. Aktive Erdbebenzonen und junge bis
heute tätige Vulkane machen die Anden zum Prototyp eines kontinentalen, jungen
Randgebirges. Die Orogenese begann im Tertiär, doch erst im Pleistozän erfolgte die
Heraushebung der Anden bis hin zur Mächtigkeit eines Hochgebirges.
Der innere Bau der Anden unterliegt keiner einheitlichen Struktur. Bauelemente
verschiedenen Alters sind schon für die Geologie der Gebirges charakteristisch, unter
strukturgeomorphologischen Gesichtspunkten resultiert daraus auch ein unterschiedlicher
Formenschaft. So ist etwa die Ostkordillere der Nordanden durch ältere Sedimente
charakterisiert, die nicht nur Karstformen hervorbringen, sondern auch halokinetische (das
sind Formungsvorgänge infolge der Plastizität von Salz) Formen. Dagegen herrschen in der
jüngeren Zentral- und Ostkordillere jüngere – vulkanische – Formen vor.
Die morphologische Formung ist in den Einzelabschnitten unterschiedlich und hängt mit
den klimatischen Gegebenheiten zusammen. Die physikalische Verwitterung der Gesteine
dominiert in den ariden Gebieten und in großen Höhen infolge des
hohen
Temperaturunterschiedes zumindest zwischen Tag und Nacht (in den Tropen) und zwischen
Winter und Sommer (in den Ektropen) sowie von Frostvorgängen
In niederen
Gebirgsstockwerken tritt die chemische Verwitterung hinzu, an der ariden Küste
(Tafonisierungen) und in den humiden und semihumiden Tropen ist sie sogar die dominante
Verwitterungsform. Massenbewegungen in Form von Bergstürzen, Felsstürzen,
Ausbildung von Schuttkegeln und Schotterfächern am Unterhang charakterisieren weite
Teile der Gebirge, freilich auch hier wieder in unterschiedlicher Form, je nachdem, in
welcher Klimazone der spontane Massenversatz stattfindet. In den trockenen Gebieten der
Puna und des Altiplanos ersticken die Gebirge förmlich in ihrem eigenen Schutt. In
semihumiden Regionen transportieren Schichtfluten diesen Schutt dagegen sofort ab, in
vollhumid-warmen Bereichen dagegen findet aktive Flächenbildung statt.
Fluviale Morphodynamik, sei es durch Erosion (Talbildung) oder Akkumulation
(Terrassen- Fußflächenbildung) spielt eine Hauptrolle in der Landformung. Am
deutlichsten wird dies in den feucht-tropischen Bereichen am östlichen Andenrand zum
Amazonas und an der feuchte Westseite Kolumbiens. Hier findet man tief eingeschnittene
Täler mit übersteilten Hängen. Jedem, der einmal von La Paz aus in die Yungas gefahren
ist, wird unvergesslich bleiben, wie die Straßen in den Fels gesprengt wurde und die
talwärtige Sicht teilweise durch Wasserfälle versperrt wird, während Bus oder LKW in
einem talseitig offenen Halbtunnel fahren. Die Auswirkungen glazialer Tätigkeiten prägen
vor allem die höchsten Stockwerke der Anden. Sie werden nach Süden immer intensiver
und erreichen ihr Maximum in den Patagonischen Anden - hier thronen heute noch
mächtige und äußerst beeindruckende Eisschilde.
1.2.2.1.2 Vulkane und vulkanogene Formen
Die Anden und die mittelamerikanischen Kordillere sind als Teil des zirkumpazifischen
Gebirgssystems ein Raum stärkster seismischer und vulkanischer Aktivität.
Die Vulkanologen unterscheiden zwischen Schicht- und Schildvulkanen. Diese Typologie
geht auf Unterschiede in der Genese, der Zusammensetzung des Magmas und des
Ausbruchsgeschehens zurück. All dies hat aber auch unterschiedlichen Formen zur Folge,
so dass die eigentlich genetische Klassenbildung auch eine geomorphologische
Komponente hat. Die aus sauren Magmen aufgebauten Schildvulkane sind viel flacher als
die oft ebenmäßig, aber steil aufragenden Strato- oder Schichtvulkane, die aus basischem
Material in Wechsellagerung von Lava und Asche aufgebaut werden und deren Kegelform
sich durch die Materialsortierung beim Ausbruch erklärt.
In den Kordilleren
Lateinamerikas sind in erster Linie Stratovulkane verbreitet. Sie bilden die ebenso
38
typischen und zugleich imposanten höchsten Erhebungen in vielen Teilen der gesamten
Anden und Kordilleren.
In Mittelamerika sind besonders die Gebiete südlich des mexikanischen Hochlandes, also
die Cordillera Volcánica Transversal (herausragend: Pico de Orizaba, 5653 m;
Popocatepetl, 5452 m) und beinahe die gesamte mittelamerikanische Landbrücke durch
Vulkane geprägt. Von den etwa 88 Vulkanen waren 44 noch bis in jüngste Zeit aktiv.
Vulkanische Landschaften sind hier von ausgesprochener Schönheit. Lavaströme dämmen
Seen ab, kleinere Kraterseen bilden sich auf erloschenen Vulkanen. Während die Großen
Antillen frei von vulkanischer Tätigkeit sind, sind die Kleinen Antillen bis auf wenige
Ausnahmen zum Großteil vulkanogener Entstehung.
Die nördlichsten Andenketten Kolumbiens und Venezuelas sind völlig frei von jungen
Vulkaniten. Erst bei 6° nördl. Breite setzt in der Zentralkordillere Kolumbiens mit dem
Nevado del Ruíz eine Reihe herausragender Stratovulkane ein. Diese Zone reicht bis etwa 2°
südl. Breite in Ecuador. Im Vergleich zu den anderen ist dieser Bereich noch schlecht
erforscht, erst seit der Katastrophe von 1985 bemüht man sich intensiver um die genauere
Untersuchung der Vulkane. Die herausragendsten Vulkangipfel in Kolumbien neben dem
Nevado de Ruiz sind:
Nevado Tolima
5215 m
Nevado de Huila 5752 m
Puracé
4756 m
Galeras
4264 m
In Ecuador sitzen die Vulkane auf den Flanken der Ostkordillere und in der tektonischen
Depression von Quito (die mit * gekennzeichneten Vulkane waren in historischer Zeit
aktiv):
Chimborazo
6310 m
*Cotopaxi
5897 m
Cayambe
5790 m
*Antizana
5705 m
El Altar
5320 m
*Sangay
5230 m
*Tungurahua
5016 m
*Pichincha
4787 m
…um nur einige zu nennen.
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Riesige pyroklastische Massen füllen ganze Täler aus, viele tausend Meter mächtige
Serien wurden gefördert, Bimssteine (aus gasreicher Lava entstandenes vulkanisches Glas)
und Lahare vermischen sich mit Ablagerungen der pleistozänen Vergletscherung.
In den Zentralen Anden sind besonders zwischen 15° und 27° südl. Breite im
Grenzbereich Südperu/Bolivien/Chile/NW-Argentinien Vulkane auf den Hochplateaus
aufgebaut. Die Morphologie beherrschen vor allem rhyolithische Ignimbrite, die in Form
von Decken bis zu 1000 m Mächtigkeit in der Hoch- und Westkordillere und auf dem
westlichen Altiplanos abgelagert wurden. Etwa 200.000 km² werden von diesen
Glutwolkenabsätzen bedeckt. Über diesen vulkanischen Decken erheben sich Hunderte
Stratovulkane, die Höhen von 5000 bis knapp 7000 m einnehmen. Einen Weltrekord bietet
diese Landschaft: die größte Konzentration an Landvulkanen. Die aus andesitischem
Material zusammengesetzten Vulkane dürften jünger sein (vor 1-4 Mill. Jahren) als die
Ignimbrit-Decken (25 Mill. Jahre).
Noch einen Weltrekord hat dieser Raum zu bieten: vom tiefsten Bereich des Peru-ChileGrabens im Pazifik bis zu den Fast-Siebentausendern der Anden sind es nur 300 km, bei
einem vertikalen Höhenunterschied von fast 14 km!
Zudem findet man die höchsten Landvulkane der Erde – ein weiterer Weltrekord:
Ojos de Salado (Arg)
6870 m
Llullaillaco (Arg/Chi)
6723 m
Coropuna (Peru)
6426 m
Uturunco (Bol)
6010 m
Die gegenwärtige Tätigkeit der Vulkane ist jedoch gering. An nur wenigen Vulkanen sind
Tätigkeiten zu beobachten (Ubinas, 6572 m; Lascar, 5670 m; Licancabur, 5921 m).
Hingegen sind postvulkanische Erscheinungen, wie Solfatare, Geysire und Fumarolen
weit verbreitet. Große Lagerstätten von Schwefel können in Bolivien und Chile abgebaut
werden.
Setzt der Vulkanismus zwischen 27° und 33° auf der chilenisch-argentinischen
Hochkordillere aus, beginnen auf der Höhe Mendoza/Santiago wieder vulkanische
Aktivitäten, die eine deutliche Konzentration zwischen 33° und 44° aufweisen. Isoliert
kommen einzelne Vulkankegel bis weit in den Süden vor. Von N nach S seien einige
Vulkanbauten genannt (*rezent noch aktiv):
40
Tupungato
*Tupungatito
*Descabezado
Lanín
Tronador
6550 m
5913 m
3830 m
3776 m
3554 m
Am Riñihue bei 40° s.Br. entstand erst 1955 nach einem gewaltigen Explosivausbruch ein
Maar.
1.2.2.1.3 Glazigene Formen
Obwohl der Anteil der vom Gletscher beeinflussten Gebiete in Lateinamerika
verhältnismäßig gering ist, so kommt ihnen in der Forschung große Bedeutung zu,
einerseits, weil die Anden das größte zusammenhängende Gebiet tropischer Gletscher
bilden, andererseits aber auch, weil sich die Wissenschaft Aussagen über die klimatische
Entwicklung der Vergangenheit erhofft.
In Lateinamerika kann man analog zu den klimatischen Umständen drei glaziale Regime
unterscheiden:
Das tropische Regime reicht bis etwa 12° nördlicher und südlicher. Breite. Die
Schneegrenze liegt aufgrund der hohen Niederschläge niedriger als in den Subtropen
zwischen 4800 und 5000 m und nahe der 0°C-Isotherme.
Das subtropische Regime reicht bis etwa 23° n. bzw. s.Br.. Aufgrund der hohen
Sonneneinstrahlung und der geringen Niederschläge liegt die Schneegrenze etwa 1000 m
über der 0°C-Isotherme auf einer Höhe von knapp an die 6000 m – die höchste
Schneegrenze der Welt. Selbst die über 6000 m hohen Vulkanriesen tragen nur kleine
Schneekappen.
Die Eiszeiten führten anders als in den Alpen und anderen ektropischen Hochgebirgen
nicht zur Ausbildung gewaltiger Eisstromnetze, einerseits, weil die Anden noch nicht bis
auf ihr heutiges Niveau gehoben waren, andererseits auch wegen der auch im Pleistozän
wirksamen tropischen Klimabedingungen. Dennoch waren in einigen wenigen Teilen der
Anden größere Areale vergletschert, was die Ausbildung von Karen in Höhen unter 5000 m
(Sierra de Velasco, NW-Argentinien) belegen.
Im temperierten Regime liegt die Schneegrenze nahe oder unter der 0°C-Isotherme bei
etwa 3000 bis 2000 m, ganz im Süden liegt sie nur mehr bei 450 m (Westseite der
Kordillere) (Ostseite – geringere Niederschläge).Gebiet liegt im Einflussbereich der stetigen
Westwinde liegen und Richtung Süden die Temperaturen zurückgehen.
Der Einfluss der glazialen Tätigkeit reichte in diesen ektropischen Teilen der Anden weit
über die heutigen Gebiete mit Gletscherbedeckung hinaus. Gletscherflächen nahmen im
Pleistozän, insbesondere während des Spätglazials, ja sogar noch im Holozän weitaus
größere Areale ein. Das belegen Moränen, die weit vom heutigen Gletscherrand entfernt
liegen. Andere heute noch zu erkennende Vollformen sind Drumlinfelder, die von
Schmelzwässern gebildeten glaziofluviale Terrassen, oder erratische Blöcke, d.h. Gesteine,
die vom Gletscher vom Gebirge hinaus ins Vorland transportiert wurden, und heute dort als
Fremdlingsgestein zu finden sind. Die Eisfelder Patagoniens und ihr Umland zeigen diese
Formen am deutlichsten, aber auch die glazial beeinflussten Gebiete der Nordanden bieten
Anschauungsunterricht zum glazialen Formenschatz.
Andere Auswirkungen glazialer Tätigkeit sind in einer noch größeren Entfernung vom
heutigen Gletscherrand zu beobachten. Bei Abschmelzen der Eismassen wurde das von den
41
Gletschern erodierte Material aus den Gebirgen heraustransportiert und entlang der Flüsse
in weiten Schotterfluren abgelagert. Diese Schotter bedecken weite Teile Patagoniens 300.000 km² sind von den Anden bis zum Atlantik von der PatagonsichenSchotterformation (Rodados Patagonicos) eingenommen.
Hohlformen, die auf glazialen Tätigkeit zurückgehen, sind vielleicht das noch imposantere
Erbe der Gletscher. In vielen ehemals vergletscherten Bereichen Lateinamerikas entstand
als Folge glazialer Erosion tiefe U-förmige Täler. Sie haben sich vor allem unter ariden
Bedingungen nahezu idealtypisch konserviert und bilden das zentrale Erlebnis eines
Überflugs über die Anden zwischen Mendoza und Santiago de Chile Die Berggipfel der
höchsten Gipfel sind in vergletscherten Gebieten von Karen umgeben.
Den größten Einfluss der Gletscher kann man in Patagonien beobachten, wo heute noch
weite Teile unter dem nördlichen und südlichen Patagonischen Eisfeld begraben sind. Die
Gletscher nahmen die Gebiete bis zu den von ihnen selbst geschaffenen Seen ein (z.B. die
Lagos Nahuel Huapi, Buenos Aires, Viedma, Argentino). In Chile münden heute noch
einige Eisloben in die Zungenbecken der reich gegliederten Küste Südchiles. Dort mündet
auch der San Rafael Gletscher als äquatornächster Gletscher der Welt, der das Meer
erreicht, in den Canal de los Elephantes.
1.2.2.1.4 Tropischer Vollformenkarst
Lösungsverwitterung zeigt in den tropischen Gebieten Lateinamerikas maximale Effizienz
und wird von keiner anderen klimamorphologischen Zone übertroffen.Unter diesen
Voraussetzungen findet besonders intensive Lösungsverwitterung statt, vor allem wegen
den hohen Niederschlagsmengen und der hohen Zufuhr von freiem CO2 aus der üppigen
Vegetation, einem wichtigen Agens zu Lösung des Kalksteins.
Nicht nur Karbonatgesteine, sondern auch Silikatgesteine werden durch gleichbleibend
hohe Boden- und Wassertemperaturen intensiv korrasiv angegriffen. Im Itatiáia-Gebirge
Brasiliens etwa sind an Steilhänge Karren als echte Karstformen zu deuten. Das Wasser in
sogenannten Opferkesseln (kleine Hohlformen = Wasseraufen) erreicht in Granitgebirgen
einen pH-Wert von 7,6-8,2 (!) und wird 50°-60°C warm.
Die charakteristischen Formenerscheinungen intensiver Verkarstung bilden sich freilich in
Karbonatgesteinen. In feucht-heißen Gebieten prägt auf reinen Massenkalken typischer
Kuppen- Kegel und Turmkarst die Landschaft. Liegen unreine Kalke vor (Mergelkalke,
Dolomit) oder unzureichende Höhenlage über dem Vorfluter, kennzeichnen weniger
Vollformen, als Hohlformen die Landformen. Die nur wenige Meter über dem
Meeresspiegel gelegene Kalktafel Yucatáns ist von Dolinen (dort Cenotes) durchsetzt und
geht erst landeinwärts mit zunehmender Höhe in Kuppen- und Kegelkarst über.
An tropischen Küsten kommt es hingegen zu rascher Verkarstung gehobener Korallenriffe,
wo sich modellhaft Karren ausbilden. Besonders gute Kegelkarst-Beispiele sind auf den
Westindischen Inseln, insbesondere Kuba, Puerto Rico und Jamaica, in Chiapas und
Tabasco, oder auch am Ostrand der peruanischen Anden zu finden.
Entgegen früheren Meinungen gehen jüngere Karstforschungen von einer eigenen
klimazonalen Typenreihe aus und nicht von einem Normalzyklus der Karstentwicklung, die
nur unter bestimmten Voraussetzungen zur vollen Entfaltung kommt:
Auftreten von Massenkalken
Ausreichende Höhenlage
An feuchten Basisebenen wirksame Erosion
- Die Karstkegel haben verschiedene lokale Bezeichnungen, so werden sie in Kuba
„mogotes“ (Heuhaufen), oder in Puerto Rico „pepinos“ (wörtl. Gurken) genannt. In anderen
42
tropischen Gebieten Mittelamerikas ist auf verkarstungsfähigen Gesteinen der sogenannte
Cockpitkarst) die charakteristische Erscheinung. Der englische Begriff stammt aus
Jamaica und wurde aus den dort traditionellen, runden, allseitig geschlossenen
Hahnenkampfgruben abgeleitet – natürlich geht der Name auch auf Cockpits alter
Flugzeuge zurück. Cockpits haben Durchmesser von einigen Zehnern von Metern. Ihr
Boden ist meist flach und kann von eingeschwemmten Sedimenten bedeckt sein, im
Vergleich zur reinen Dolinenform ist der Boden deutlich ausgeweitet. Cockpits entwickeln
sich aus Dolinen auf verschiedener Art.
Erreicht das Grundwasserniveau des verkarsteten Gebietes den Dolinenboden, kann sich der
Boden nicht weiter eintiefen. Die Lösung des Kalkes breitet infolge dessen sich nach allen
Seiten der umschließenden Doline aus.
Auch eingeschwemmte Sedimente können die Ausweitung des Cockpitbodens verursachen.
Die Sedimente haben häufig einen hohen Tongehalt und stauen das Regenwasser im
Cockpitboden. Dieses Wasser löst den Kalk am Fuß der umgebenden Hänge. Eine dritte
Möglichkeit der Cockpitbildung ist, wenn die fortschreitende Lösung des Untergrundes eine
wasserundurchlässige, nicht lösliche Schicht freilegt.
1.2.2.2 Flächensysteme
Immer wieder überrascht die Existenz weitgespannter Ebenen im Gebirge. Sie können in
großen Höhen liegen, sich in niedrigeren Niveaus befinden, in den Gebirgsbau als Becken
eingeschaltet sein, linear als Terrassen angeordnet sein oder an den Gebirgsfuß angegliedert
sein. Auch bei der Entwicklung von Flächen wirken endogene und exogene Kräfte mit.
Innenbürtig sind tektonische Vorgänge (Graben- und Beckeneinbrüche) und vulkanische
Vorgänge (Laharbildungen ). Weitaus bedeutender sind jedoch klimageomorphologisch zu
erklärende Einrumpfungsvorgänge und Pedimentierungen (Fußflächenbildung) oder
morphodynamisch herzuleitende Terrassenbildungen.
Aus klimageomorphologischer Sicht sind Flächenbildungsprozesse in keiner anderen Zone so
dominant, wie in den wechselfeuchten Tropen. Bereits J. Büdel bezeichnete sie als
Randtropische Zone exzessiver Flächenbildung.
1.2.2.2.1 Altflächen
Altflächen sind Verebnungen, deren Entstehung auf vergangene Zeitalter zurückgehen. Sie
können in großer Höhe zu finden sein, wenn sie bereits vor der Heraushebung der Anden
zum Hochgebirge gebildet wurden. Hinweise auf Altflächen können auch sogenannte
Gipfelfluren sein, wenn in einem bestimmten Bereich alle Gipfel auf ungefähr der gleichen
Höhe zu finden sind. Eindrucksvolle Altflächen finden sich in der Zentralkordillere
Kolumbiens und unterhalb der Gipfelregion der nord- und zentralchilenischen Anden.
1.2.2.2.2 (Intramontane) Beckenböden
Die wohl bekanntesten Verebnungen innerhalb der Anden stellen die Puna und der
Altiplano dar, deren Entstehung und ihr heutiges morphologisches Bild stark von der
geologischen Struktur abhängen. Auch das Hochland von Mexiko ist zwischen der Sierra
Madre Occidental und der Sierra Madre Oriental als intramontane Hochebene zu
bezeichnen. Alle Hochebenen sind heute Aufschüttungsebenen und vielfach durch
abflusslose Salzseen oder Salare gekennzeichnet.
Innerhalb der Pampinen Sierren liegen ebenfalls intramontane Becken. Die hochgehobenen
Bruchschollen werden von tal- oder beckenartigen Hohlformen voneinander getrennt, die
43
man je nach Ausprägung als Valles (Täler) oder Bolsones (Becken) bezeichnet. Auch hier
findet man in den tiefsten Bereichen Salare und abflusslose Salzseen.
1.2.2.2.3 Gebirgsfußflächen
Gebirgsfußflächen begleiten besonders in seimariden und ariden Klimabereichen
Lateinamerikas die Gebirge. Gebirgsfußflächen begrenzen scharfrandig ein höheres
Gebirgsrückland und leiten unter allmählicher Abflachung in eine beckenartige Fußregion
über. Man unterscheidet zwischen einem oberen schuttfreien, oder nur von einem dünnen
Schuttschleier bedeckten Pediment und einem unteren, aus einem z.T. mächtigen
Schotterkörper aufgebauten Glacis, das häufig in eine Salztonebene übergehen kann. Das
Material wird vom Gebirgsrand bis in die Tiefenzone immer feiner, die Neigung immer
geringer. Idealtypisch und besonders eindrucksvoll sind Gebirgsfußflächen in den
Pampinen Sierren in Argentinien ausgebildet und bilden quasi Scharnierzonen zwischen
Hebungs- und Senkungsfeldern. Sie setzten gleichsam einer riesigen schiefen Ebene auf
etwa 1500 - 2000m Seehöhe am Gebirgsrand an und führen in mehr oder weniger
gleichmäßigen Gefälle bis auf 500 – 700 m hinab in die Tiefenzonen der Bolsones oder
Valles.
Gewöhnlich bilden Glacisflächen das Mittelstück zwischen höherem Pediment und tiefer
gelegenen Salztonebenen oder gebirgsparalleler Talung, in denen die gesamte
Formenreihung ausklingt. Bei fehlender echter Kappungsfläche des anstehenden Gesteins,
den Pedimenten also, können Glacis bis an den Gebirgsrand reichen
Fußflächenbildung ist an semiaride und aride Klimabedingungen gebunden. Bei fehlender
geschlossener Vegetationsdecke und periodisch-episodischen und gleichzeitig heftigen
Niederschlägen, wie es für aride Gebiete typisch ist, kommt es Flächenspülung und somit zu
(flächenhafter Abtragung) und flächenhafter Akkumulation. Die Gesteinsbeschaffenheit ist
zur Ausbildung von Gebirgsfußflächen eher sekundär. Die Flächen können in semiariden
Gebieten im Bereich größerer Abflussrinnen durchaus zerschnitten und durch ein Netz von
kleineren Gerinnen geprägt sein.
1.2.2.2.4 Terrassen
Terrassen sind Verebnungen in einem Hang, nach oben und unten durch steilere
Böschungen begrenzt. Flussterrassen sind Reste ehemaliger Talböden, die nach neuerlicher
Eintiefung des Tals zurückblieben. Flussterrassen begleiten das Gewässer nicht im
gesamten Verlauf begleiten. Wichtig vielmehr ist, dass sie im Tallängsprofil an mehreren
Stellen in gleicher Höhe über dem Talboden und in vergleichbarer Ablagerung vorkommen.
Die Ursachen liegen in Bewegungen der Kruste, eustatischen Veränderungen des
Meeresspiegels, Klimaschwankungen und Flussanzapfungen. Sie entstehen immer dann,
wenn das Verhältnis zwischen Akkumulation und Erosion gestört wird.
Besonders in den tektonisch aktiven Bereichen Lateinamerikas sind tektonische
Bewegungen, etwa lang anhaltende Hebungsphasen die Ursache der Terrassenbildung. In
diesem Falle bilden sich Terrassen auf dem Krustenstück, das gehoben wurde, da hier der
Fluss zur Eintiefung gezwungen wird, um wieder das Niveau seines Vorfluters zu erreichen.
Tektonisch bedingte Terrassen sind in allen tektonisch beeinflussten Gebieten
Lateinamerikas, besonders daher in den Anden und Kordilleren, verbreitet.
Eustatische Meeresspiegelschwankungen wirken sich direkt auf das Erosionsverhalten
der Flüsse aus. Fällt der Meeresspiegel, kommt es von der Küste landeinwärts zu
rückschreitender Tiefenerosion. Pausen bieten durch verstärkte Seitenerosion Gelegenheit
44
zur Talsohlenerweiterung. Steigt der Meeresspiegels, schüttet der Fluss Sedimente auf.
Diese Terrassen findet man besonders in de küstennahen Bereichen Lateinamerikas..
Im Inneren des Kontinentes sind vielmehr Krustenbewegungen und Klimaschwankungen
die ausschlaggebenden Faktoren der Terrassenbildung.
Die Einflüsse von Klimaschwankungen betreffen vor allem die Wasserführung der Flüsse.
Variiert der Abfluss, die Korngrößenzusammensetzung und die Menge der mitgeführten
Flussfracht, verändert sich auch die morphologische Wirksamkeit.
Innerhalb der Anden sowie in den Andenvorländern bildeten sich in den Eiszeiten große
Schotterebenen, in die sich in wärmeren Perioden (Zwischeneiszeiten) die Flüsse
einschnitten. Das von den Gletschern erodierte Material wurde von den Flüssen in den
Schotterebenen wieder abgelagert. Dort war die Flusskraft infolge des geringen Gefälles zu
gering, um das mitgeführte Material weiter zu transportieren. In Warmzeiten gingen die
Gletscher weit zurück, ein Großteil des Lockermaterials der Moränen war mit Vegetation
bedeckt, und war vor Erosion geschützt. Wegen der zurückschmelzenden Gletscher hatten
die Flüsse mehr Wasser und somit mehr Kraft, also schnitten sich die Flüsse in die
Schotterkörper ein.
Zahlreiche Terrassen sind daher klimatisch bedingt, da viele Flüsse mit rezent oder ehemals
vergletscherten Gebieten in Verbindung stehen. Den Río Mendoza etwa begleiten auf
seinem Weg aus den Anden idealtypisch deutlich ausgebildete Terrassen.
1.2.2.3 Hohlformen
Erst durch die Bildung von Hohlformen wird ein Gebirge zum Gebirge. Derartige Formen
sind Täler, abflußlose Hohlformen, in denen sich Wasser (Seen) oder Salz (Salare) sammelt,
sowie intramontane Becken, die durchaus entwässert sein können.
1.2.2.3.1 Intramontane Becken
Die Gebirgsketten sind durch teilweise sehr tiefe Täler und Schluchten von einander
getrennt. Meistens tektonischen Ursprungs, waren sie in den höchsten Lagen im Pleistozän
Abflussbahnen der Gletscher, die inzwischen fluviatil überformt wurden. In den tropischen
Anden zerschneiden unzählige Schluchten die Gebirgshänge, darunter u.a. der tiefste
Canyon der Welt, der Cañon de Colca bei Chivay in den peruanischen Anden.
In den Südlichen Anden ist das zentralchilenische Längstal eine tektonisch angelegte
Talung, die im Süden bereits in den Kanälen ab etwa 47°südl. Breite beginnt. Zwischen 33°
und 27° fehlt dagegen die deutliche morphologische Depression zwischen Küsten- und
Hochkordillere. Erst ab Copaipó kommt es bis zur Andenbiegung bei Arica zu einer
markanten Senke, die zum Teil durch deutliche Störungen begrenzt ist und deren zentraler
Teil als Pampa del Tamarugal bezeichnet wird. Auch diese Senke ist tektonisch angelegt
und bis in große Tiefen zu verfolgen. Intramontane Tiefenzonen trennen auch die
Gebirgsketten der Zentralkordillere. So trennt eine durchgehende Depression mit
zahlreichen Salaren (Salar de Atacama) in Höhen zwischen 2500 und 3500 m die
Präkordillere von der Hochkordillere. Sie stellt vermutlich ein abgesunkenes Krustenstück
dar.
Markante Depressionen teilen die Gebirgsketten der Nordanden. In Peru verläuft das breite
Tal des Río Marañon zwischen Westkordillere und Zentralkordillere. In Ecuador liegt auf
einer Höhe von 2500 bis 3000 m, umgeben von Westkordillere und Ostkordillere, die
grabenartige Senke von Quito. Sie ist von mächtigen pyroklastischen Sedimenten erfüllt, im
Wechsel mit glazio-vulkanischen Ablagerungen der Lahare, mächtigen Schlammströmen
45
aus glazialen Sedimenten und vulkansicher Asche. Entlang dieser Tiefenzone bauen sich
riesige Vulkanbauten auf.
In Kolumbien unterteilen die imposanten, als tektonische Gräben gebildeten Täler des
Cauca und des Magdalena die einzelnen Gebirgsketten. Mächtige Sedimentpakete füllen
die Täler zum Teil wieder auf, die dementsprechend durch gewaltige (Schotter-)Terrassen
charakterisiert werden. Dass auch heute noch die Akkumulation der mitgeführten
Sedimentfracht gewaltig ist, wird jeder, der – auf den Spuren Humboldts oder García
Marquez`einmal auf dem Río Magdalena unterwegs war, bestätigen können. Wer dieses
Glück noch nicht hatte, findet in dem großartigen Roman über die Liebe in den Zeiten der
Cholera sehr farbige Schilderungen.
Die Gliederung in Gebirgsketten und intramontane Becken ist in Mittelamerika nicht so
ausgeprägt wie in Südamerika, zumindest fehlen die großen Dimensionen. Die hohen
Niederschlagsmengen und der daraus bedingte Abfluss zerschneiden allerdings die
Gebirgshänge stark und durchsetzten sie mit zahlreichen kleinen Tälern und Schluchten.
Die markanteste Störung ist das Tal des Río Balsas: es trennt geologisch Mexiko vom
restlichen Mittel- bzw. Zentralamerika.
1.2.3 Formenschaft der Tiefländer
Südamerika wird durch drei große Tiefländer charakterisiert, das Orinoco-, Amazonas- und
La-Plata-Tiefland. Während die Llanos des Orinoco und Amazonien jeweils von einem
großen Strom beherrscht werden, so gehören zur La-Plata-Ebene unterschiedliche Flüsse
(Uruguay, Paraguay, Paraná), aber auch abflußlose Becken (Pantanal, Mato Grosso, Gran
Chaco) und die Pampa bis zum Río Negro. Die Formen werden durch die Intensität des
fließenden
Wassers,
Wassermenge,
Fließgeschwindigkeit,
Abflussregime
und
Sedimentführung bestimmt (Hydologie). Hier werden weniger die bildenden Kräfte und
Prozesse, als vielmehr die Formen beschrieben. In Mittel- und Zentralamerika fehlen die
großen fluvial geprägten Tiefebenen. Dort sind es eher Küstentiefländer, die im Kontrast zu
den Kordilleren, Mittelgebirgen und Karstlandschaften stehen. Sie unterliegen den
Bildungsgesetzen der Küste.
46
1.2.3.1 Das Amazonastiefland: Varzea und Terra firme
Das Amazonasbecken ist reich an Rekorden:
•Mit 4,5 Mill km² ist das Amazonastiefland das größte tropische Tiefland der Welt.
•6518 km machen den Amazonas nach manchen Berechnungen zum längsten Fluss der Erde,
nur der Nil macht ihm den Titel streitig.
•Das Einzugsgebiet umfasst unfassbare 7,2 Mill km²
•Der Mittlere jährliche Abfluss beträgt etwa 180.000 m³/sec. Der Amazonas führt dem
Atlantik unglaubliche 37 Mill. km³ Süßwasser zu (Hydrologie).
Die Abgrenzung des Amazonastieflandes nimmt man dort an, wo an den Unterläufen der
Nebenflüsse die ersten Stromschnellen auf anstehendem Gestein auftreten. Das einheitliche
Waldkleid reicht weit über diese Abgrenzung hinaus. In diesem Fall liegt die Grenze dort, wo
der geschlossene immergrüne Regenwald in lichtere, laubabwerfenden Pflanzengesellschaften
übergeht.
Die Gestalt des Amazonastieflandes hatte in der Erdgeschichte eine wechselvolle
Entwicklung. Bereits im Paläozoikum bestand hier eine weite Senke zwischen den alten
Gebirgsbereichen des Guayana-Schildes und des Brasilianischen Schildes, die von einer
breiten Meeresbucht des pazifischen Ozeans eingenommen wurde. Vom Silur bis zum Karbon
wurden verschiedene Sedimente abgelagert. Im Tertiär riegelte der neu entstehende Gebirge
der Anden den alten Meeresraum ab. Es entstand an der Ostseite der Schwelle ein Binnensee,
in dem sich mächtige Ablagerungen der Kreide und des Tertiärs niederschlugen. Erst im
Tertiär entwässerte der Binnensee zum Atlantik. Daher besteht heute das Amazonastiefland
im Unterlauf aus einem relativ schmalen Streifen jungtertiärer und quartärer Seimente und
greift zum Teil auf die brasilianische Masse über. „Oberhalb“ von Manaus weitet sich das
Amazonasbecken aus und erstreckt sich von Nord nach Süd über 2000 km.
Die Morphologie des Amazonasbeckens wird aus dem Zusammenwirken von Relief, Klima
und Vegetation bestimmt. Trotz der ständigen Niederschläge sind die Wasserschwankungen
erheblich. Am Unterlauf betragen die Unterschiede zwischen 6 und 10 m, im mittleren
Abschnitt zwischen 10-15 m. Der Strom bildet bei Hochwasser ein Vielzahl an
Verzweigungen und nach jedem Hochwasser ergeben sich Veränderungen in einzelnen
Flussarmen, an den Flussufern und in den Wassertiefen. Infolge dessen entsteht eine großer
47
Unterschied zwischen der eigentlichen Amazonasniederung, quasi der Flussaue, die als
Várzea bezeichnet wird, und den weiten Flächen, die vom Hochwasser des Stroms nie
erreicht werden, der Terra firme.
Das riesige Mündungsgebiet bildet mit dem Wasser des Tocantins und des Rio Para ein
riesiges Delta. Dort sind die Gezeitenströme stärker als die Flusströmungen. Oft setzt die Flut
zu einer gefährlichen Flutwelle an, der berüchtigten Pororocá. Über 600 km, bis etwa Obidos,
dringen die Gezeiten stromaufwärts vor.
Das Gefälle des Amazonas ist gering. Manaus, etwa 1600 km von der Mündung des Stromes
entfernt liegt auf einer Seehöhe von 26 m! 3500 km flussaufwärts verlässt der Amazonas die
Anden. Die Quellflüsse erreichen das Tiefland etwa in einer Höhe von 150 bis 200 m. Infolge
des Wasserreichtums und der Tiefe des Fahrwassers können Hochseeschiffe Manaus
erreichen, selbst nach Iquitos in Nordostperu fahren noch Schiffe mit mehreren tausend
Tonnen.
Möglich ist dieses geringe Gefälle aus dem günstigen Verhältnis von Wasserreichtum zur
Schuttlast. Der Amazonas führt zwar gewaltige Mengen an Flusslast (bestehend aus gelösten
und festen Stoffen), infolge der intensiven chemischen Zersetzung besteht das Material zum
Großteil aus gelösten Stoffen und feinsten Partikeln, die selbst bei geringen Gefällen
transportiert werden können.
1.2.3.2 Dammufer und Umlaufseen
Die
Stromlandschaft
des
Amazonas und
seiner
Nebenflüsse
wird
von
Wasserstandschwankungen bestimmt. Der Strom schüttet Uferdämme auf, die aus
Ablagerungen der höchsten Hochwässer gebildet werden und von normalen Hochwässern
nicht mehr erreicht wird. Die Hochwasserdämme sind vor Hochwasser geschützt und sind für
Ansiedlungen im Stromgebiet von großem Wert. Dorthin wird das Vieh zur Hochwasserzeit
getrieben. Schwere Schäden treten dann auf, wenn extreme Hochwässer auch die Uferdämme
48
überschwemmen. Vor den langgestreckten Uferdämmen dehnen sich die ausgedehnte
Flussalluvialfläche der Várzea aus, die alljährlich von Hochwässern überflutet wird. An
manchen Stellen halten sich Várzeaseen nach dem Hochwässer wochenlang. Várzeaflächen
sind fruchtbar, da sie alljährlich von nährstoffreichen Schlammmengen versorgt werden. In
der hochwasserfreien Zeit dient sie als wichtige Wirtschaftsfläche. Die Terra firme wird nie
von Hochwässern betroffen und erhält daher auch keinerlei mineralische Düngung. Die
Sedimentgesteine sind nährstoffarm. Werden sie unter Kultur genommen, verarmen sie
schnell.
1.2.3.3 Küstenenbenen, Deltas und Ästuare
Im Nordosten des Guayana-Schildes ist dem Bergland eine breite Küstenebene vorgelagert,
die im Bereich der Orinoco-Mündung 100 km breit ist. Gegen Südosten verschmälert sich die
Küste und wird von einigen Gebirgsspornen unterbrochen (bei Cayenne). Hinter einer breiten
Nehrungszone erstrecken sich ausgedehnte Niederungen, die von Flüssen durchzogen werden
und intensiv wirtschaftlich genutzt werden.
Das Delta des Orinoco umfasst ungefähr 40.000 km². Der wasserreichste Mündungsarm ist
der südliche verlaufende Brazo Imataco, der in den geschützten Golf von Paria mündende
Nordarm der wirtschaftlich wichtigste, da in seiner Nähe Eisenerzlager auftreten und der
Schifffahrt dient. In den zahlreichen Flussarmen des Deltas kommen in weiten Teilen
Mangrovenwälder vor.
Das Karibische Küstengebiet zieht sich längs der karibischen Küste Nordvenezuelas bis zu
den Küstengebieten Kolumbiens. Die Cordillera de Mérida (über 5000 m) trennt das
Orinoccotiefland von der Bucht von Maracaibo. Das tief zerschnittene Gebirge setzt sich
längs der Küste als Karibisches Küstengebirge fort. An der Plattengrenze der
südamerikanischen und karibischen Platte gelegen, gilt es als eines der tektonisch unruhigsten
Bereiche der Erde. Als Folge der Krustenbewegungen besteht die Landschaft aus einem
schroffen Nebeneinander zwischen hochaufragendem Gebirge und tief abgesunkenen Becken.
In den Hohlformen, vor allem im Maracaibo-Becken, lagern große Mengenan Erdöl, die
Venezuela zu einem der führenden erdölproduzierenden Ländern machten.
Der Amazonas ist an seiner Mündung 300 km breit. Das Amazonasdelta entwickelt sich
durch die Einwirkung der Gezeiten zu einem riesigen Ästuar und ist ein Gewirr von in alle
Himmelsrichtungen fließende Wasserläufe. Die grünen dicht bewaldeten Inseln verändern des
öfteren ihre Form, immer wieder ändert sich die Grenze zwischen Land und Wasser. In
diesem Bereich liegt auch die größte Flussinsel der Welt. Die Ilha de Marajó umfasst 42.000
km². Im Nordosten grenzt sie an den offenen Atlantik. Im Norden und Nordwesten wälzt sich
der Amazonas, der mit seinen drei Hauptarme braugraue Wassermasse über das blaue
Atlantikwasser legt. Im Süden fließt der Rio Pará, der alle rechtsseitigen Zuflüsse des Deltas
in sich vereinigt. Die Gezeiten machen sich hier sehr kräftig bemerkbar. Der Unterschied
zwischen Ebbe und Flut erreicht an der Küste vier Meter.
Durch den steilen Abbruch der Anden zum Pazifik entwickeln sich nur kurze
Küstenabschnitte, wenn sie nicht direkt ins Meer abrechen. Zwischen dem Peru-ChileTiefseegraben in 8000 m Tiefe und dem Vulkan Ojos del Salado (6880 m) liegt innerhalb von
300 km der größte Höhenunterschied der Erde.
Das atlantische Küstenland Brasiliens bildet einen schmalen Streifen der nur an wenigen
Stellen mehr als 80 km Breite erreicht und immer wieder durch Bergsporne und Kaps
unterbrochen ist. Hinter einer Reihe von Riffen, gebildet aus Sandsteinen oder Korallen folgt
eine breite Nehrungszone, die Restinga, einem flachen Sandstrand mit Strandwällen und
ausgedehnten Dünenfeldern. Hinter diesem Bereich nehmen die Flüsse oft nicht den kürzesten
49
Weg zum Meer. Zahlreiche Flussarme und Verzweigungen sowie lagunenartige Seen bauen
ein amphibisches Land auf, dessen tiefere Teile aus Mangrovenwäldern eingenommen
werden. Die fruchtbaren tiefen Ebenen werden von 60 bis 80 m höher gelegenen ebenen
Platten überragt, die aus pliozänen mineralarmen Sedimenten gebildet werden.
Mittelamerika ist nicht besonders reich an weiten Küstenebenen. Ein schmaler teilweise
versandeter Tieflandstreifen säumt die wenig gegliederte pazifische Küste Zentralamerikas.
Steil steigt das von zahlreichen gefällereichen Flüssen scharf zerschnittene Gebirge an.
Die Atlantikküste hingegen erscheint sanfter als die Pazifische. Weite Tiefländer umgrenzen
das Meer in Guatemala, Honduras und Nicaragua.
1.2.4 Formen der alten Schilde, der Trappdecken und Mittelgebirge
Der Osten Südamerikas wird von den ältesten Gliedern der Erdkruste aufgebaut, die schon in
vorkambrischer Zeit gebildet wurden. Wichtigstes Element ist die Brasilianische Masse, die
das Hochland von Guayana und das Brasilianische Bergland aufbaut. Die Patagonische
Masse liegt zum Großteil im Schelfmeer vor der argentinischen Küste versenkt und bildet die
Basis der Patagonischen Tafelländer. Es herrschen metamorphe Gesteine (Glimmerschiefer,
Quarzite und Gneise vor. Gesteine und Tektonik weisen auf einen Zusammenhang mit Afrika,
Vorderindien und der Ostantarktis auf, die einst den Kontinent Gondwana bildeten. An den
Rändern der alten Massen haben sich während verschiedener Gebirgsbildungsphasen Faltenund Bruchstrukturen gebildet. Auf jüngere Krustenbewegungen reagierte das alte Gestein
starr und mit zahlreichen Brüchen. Die Zerrüttung der Erdkruste führte zur Förderung
vulkanischen Materials, das den Gesteinssockel durchbrach und in Südbrasilien, Uruguay und
Nordargentiniens während der Trias eine 800.000 km² große Basalttafel aufbaute und uns die
bizarren Felsstöcke an der Brasilianischen Küsten bescherte. Als Trappdecken werden
flächenhaft ausgebildete
Ergussgesteinsschichten bezeichnet, die in z.T.treppenartig
angeordneten Decken von mehreren hundert Metern Mächtigkeit übereinander lagern.
50
Seit dem Ende des Mesozoikums bildete das Brasilianische Bergland und das Bergland von
Guayana die Randschwelle zum Atlantischen Ozean. Das aus jungen Sedimenten aufgebaute
Küstenland (Litoral) steigt bald an mehreren Bruchstufen schroff zum Bergland auf. Der
Scheitel der Schwelle liegt nahe der Küste. Nach Westen entstand eine lange
Binnenabdachung, der die Gewässer folgen und auf denen die jüngeren Sedimentschichten
als Schichtstufenländer oder Tafelländer erhalten haben. Dem unruhigen Relief der Küste
steht somit ein recht eintöniges Bild der Hochflächen gegenüber.
Schichtstufenlandschaften sind hier ein weitverbreiteter morphologischer Formentyp. Die
Schichtpakete sind aus verschieden widerständigen Gesteinen aufgebaut und werden infolge
Denudation in unterschiedlicher Weise abgetragen. Widerständigere Gesteine werden weniger
rasch abgetragen und fungieren als Stufenbildner, morphologisch weiche Gesteine bilden die
flacheren Teile der Stufen. Bei kräftiger Zerschneidung ragen die Stufen markant aus der
Landschaft heraus. Humide Klimabereiche fördern die Ausbildung und Zurückverlegung der
Stufen, trockene Klimate verlangsamen die Prozesse und wirken daher Formenerhaltend.
Von Tafelländern spricht man bei horizontaler Lagerung der Gesteine, wie es in
Ostpatagonien der Fall ist. In der Jura entwickelte sich durch heftige Vulkantätigkeit eine
dicke Lavadecke, die sogenannte Seria Porfirica, auf die später marine Sande abgelagert
wurden. Als Tafelberge, die hier „Mesas“ genannt werden, bezeichnet man durch
Zerschneidung von Tafellandschaften entstandene Restberge. Auch in Guayana findet man
Tafelberge, die dort als Tepuis bezeichnet werden. Sie ragen 1500 bis knapp 3000 m aus dem
Regenwald heraus und sind Reste des Guayana-Schildes. Hier findet durch das tropische
Klima mit den starken Regenfällen an den Steilkanten intensive morphologische Aktivität. Im
Westen lagern Sandsteintafel die den höchsten Teile des Schildes einnehmen (Roraima, 2772
m). Zum Orinocotal bricht das Tafelland nach dem Gipfel des 2395 m hohen Cerro Duida jäh
ab.
51
1.2.4.1 Katarakte und Wasserfälle
Als Wasserfall bezeichnet man den senkrechten Absturz des Wassers über eine Stufe im
Flussbett. Die Stufe kann durch eine Verwerfungen, durch Zurückverlegungen von
Gefällsbrüchen, oder durch glaziale Erosion entstanden sein. Jeder Wasserfall wandert
rückwärts, da die Erosion ständig Material abführt. Am Fuß des Falls entsteht ein tiefer Kolk,
in dem eine gegen die Wand gerichtete Wasserbewegung (Grundwalze) die Stufe permanent
unterwäscht. Stromschnellen bezeichnet man als Katarakte.
Besonders in den alten Schilden von Guayana und den Trappdecken der Basaltformation im
Grenzgebiet Argentinien/Brasilien findet man gewaltige Wasserfälle.
Der atemberaubende Salto Angel in Venezuela stürzt über eine Schichtstufe fast 1000 m in die
Tiefe. Noch immer gehört der Bereich des Guayana-Schildes zu den unberührtesten
Landstriche der Erde. Auch die Roraimafälle und die Kaiteurfälle (Guyane) sind nicht minder
spektakulär.
Die Iguazú-Wasserfälle im Grenzgebiet zwischen Argentinien und Brasilien gehören zu den
imposantesten Naturschauspielen dieses Planeten. Knappe 100 m stürzen dort die
Wassermassen in breiter Front in die Tiefe.
52
1.3 Regionale (Klima-)Geomorphologie
Vor allem in der Regionalen Geomorphologie wirken sich die sogenannten "Schulen" mit
ihren unterschiedlichen Perspektiven besonders aus. Die klimageomorphologische Schule
betont die Wirkung des gegenwärtigen Klimas und früher wirksamer Klimate auf die
Reliefformung. Jedes Klima hat seine spezifische Verwitterung. Unter warmen und feuchten
Bedingungen überwiegt die chemische Verwitterung, unter heiss-trockenen oder sehr kalten
Bedingungen die physikalische, wobei die verschiedensten Intensitätsstufen und
Mischungsverhältnisse beider Verwitterungsarten beobachtet werden können. Jedes Klima
bringt aber auch unterschiedliche Abtragungsformen hervor. Diese hängen u.a. auch von den
Transportmedien (Eis, Wasser, Wind, Schwerkraft) ab. In ariden (trockenen) Klimaten gibt es
kaum Transport, Landschaften ertrinken in ihrem Schutt. Wechselfeuchte Klimate weisen
dagegen oft zu Beginn der Regenzeiten Schichtfluten auf, die alle Lockermaterialien
davonschwemmen und scharfe Hangknicke hervorbringen. Immerfeucht tropische Klimate
dagegen lösen das Gestein so tiefgründig auf und schwemmen Reliefunterschiede so
gründlich zu, dass es sowohl an der Erdoberfläche als auch an der weit darunter liegenden
Gesteinsoberfläche zu Einebnungen kommt (sog. "doppelte Einebnungsfläche", die Ursache
für die Rumpfflächenbildung). Und schließlich führen die klimatischen Grundbedingungen
auch zur Ausprägung spezifischer Akkumulationsformen (Aufschüttungs- oder
Ablagerungsformen). Hochgebirge arider (trockener) Regionen haben häufig ausgedehnte
Gebirgsfußflächen, in denen die in das Gestein modellierten Pedimente unmerklich in die
Schotterflächen der Glacis übergehen. Semiaride Gegenden sind dagegen durch die in ihren
Schottermassen ertrinkenden Flüsse (Torrenten) charakterisiert, wo das Eis regiert bilden sich
schließlich Moränen und im Vorland weite Schotter- und Sanderflächen.
Im Gegensatz zu der durch endogene Prozesse geprägten Strukturmorphologie wird die
Skulpturmorphologie im wesentlichen vom Klima und exogenen Kräften gesteuert.
53
1.3.1 Grundlagen der Klimageomorphologie nach Büdel
Im Gegensatz zu der Überzeugung der Strukturgeomorphologie, dass die Reliefformung
primär durch endogene Prozesse gesteuert wird, , geht die Skulpturmorphologie davon aus,
dass exogene Faktoren einen großen Einfluss auf die Oberflächenformen haben. Innerhalb
dieser Schule sind aber auch wieder Richtungen entstanden, etwa die der Morphodynamik,
und schließlich entstand in der unmittelbaren Nachkriegszeit unter maßgeblichem Einfluss
von Büdel (1950) und Wilhelmy (1955) die Klimageomorphologie.
Sie geht davon aus, dass das Klima (Klimavarianz) neben dem Gestein (Petrovarianz), dem
Boden (Pedovarianz) und der Vegetation (Phytovarianz) den stärksten Einfluss auf die
Reliefformung hat. Nach den heutigen Klimaregionen der Erde sind daher
klimamorphologischen Zonen zu unterscheiden, in denen bei unterschiedlichen
Klimabedingungen
auch
je
spezifische
Formungsprozesse
ablaufen.
Die
Klimageomorphologie konzidiert aber, dass im Laufe der Erdgeschichte sich die klimatischen
Bedingungen immer wieder entscheidend verändert haben. Sie unterschiedet daher
verschiedene Reliefgenerationen und spricht von Vorzeit- und Jetztzeitformen. Oft
verschneiden sich die in früheren Klimaten gebildeten Formen mit jenen, die heute
heranreifen.
Büdel hat 1950 die erste klimamorphologische Zonierung der Erde gewagt. Er unterscheidet
acht Teilräume, die im Überblick wie folgt gekennzeichnet werden:
Die Gletscherzone mit gletschernahen Vorfeldern , in der ein subglaziales Relief durch die
Wirkung der Gletscher, des Frostes und der unter dem Eis abfließenden Schelzwasser geformt
wird. Diese Zone ist in Lateinamerika vor allem um die Eisfelder der Hochgebirge zu finden.
Man findet alle typischen Formen die zu einer glazialen Serie zählen.
54
Die subpolare Zone exzessiver Talbildung im Permafrostbereich bei vorherrschender
physikalischer Verwitterung. Geprägt durch Zertalung und kräftigen Materialtransport
während der Tauperiode. In Lateinamerika ist diese Zone als Höhenstufe ausgeprägt und liegt
unterhalb der gletscherbedeckten Gebiete. Die Landschaft wirkt durch die Glättung des
Bodenfließen weich und gar nicht wie ein Hochgebirge, abgesehen von den allerhöchsten
Bereichen und hartem Felsgestein.
Die ektropische Zone retardierter Talbildung wirkt die Landabtragung bei nur mäßiger
physikalischer und chemischer Verwitterung nicht besonders stark, vor allem wegen der unter
natürlichen Bedingungen vorhandenen Vegetationsecke. Die Abtragung folgt vorwiegend
durch Flusstransport, in geringem Umfang durch Hangbewegungen. Dieser Bereich ist in
Lateinamerika nicht weit verbreitet, eigentlich nur in Mitte- und Südchile.
In der subtropischen Zone gemischter Reliefbildung überlagern sich räumlich wie zeitlich
nördliche und südliche Einflüsse.
In der winterkalten Zone mit Flächenüberprägung sind das kennzeichnende Bild in Schutt
ertrinkende Gebirge. Es überwiegt die physikalische Verwitterung. Dadurch fallen erhebliche
Schuttmengen an, die durch zeitweilig fließende Gewässer auf geneigten Ebenen ausgebreitet
werden. Es bildet sich das System der Gebirgsfußflächen.
Die warme Trockenzone der Flächenerhaltung und –weiterbildung stellt die Zone der
Passatwüsten dar, bei vorherrschender physikalischer Verwitterung. Ältere Flächen bleiben
weitgehend erhalten. Äolische Tätigkeiten sind in der Oberflächengestaltung bedeutend.
Chemische Prozesse stehen auf Ebenen und auf Talsohlen sogar im Vordergrund
(Salzverwitterung), insgesamt sind aber Produkte der physikalischen Verwitterung
allgegenwärtig, da das Material durch den fehlenden Niederschlag kaum abgeführt werden
kann.
Die randtropische Zone exzessiver Flächenbildung ist geprägt durch chemische
Verwitterung. Bei flächenhaften Abtragung durch periodisch abfließende Gewässer kommt es
langfristig zur Ausbildung von Rumpfflächen.
In der innertropischen Zone partieller Flächenbildung herrscht chemische Verwitterung
vor. Starke Durchfeuchtung erschwert eine Flächenbildung infolge der dichten Vegetation.
Das dichte Blätterdach fängt den Regen ab, die morphologische Wirkung ist entschärft.
Rutschungen und Erdfließen gewinnen durch die hohe Durchfeuchtung des Bodens schon bei
geringer Hangneigung an Bedeutung.
Auch andere Wissenschaftler nahmen zonale Gliederungen der Erdoberfläche nach typischen
rezenten Prozesskombinationen vor (Wilhelmy, Hagedorn & Poser).
1.3.2 Grundlagen der Klimageomorphologie nach Wilhelmy
Durch tektonische Bewegungen, also endogene Kräfte, wird eine Ausgangssituation für alle
formverändernden Prozesse definiert, die nicht nur graduellen, sondern prinzipiellen
Veränderungen unterworfen sind.
Als Beispiel sollen hier Hangprofile in Massengesteinen dienen, die sich von Klimazone zu
Klimazone ändern, entsprechen hingegen innerhalb jeder Klimazone dem
klimageomorphologischen Normalprofil, wie es auch Hängen aus anderen Gesteinsarten
entspricht.
In den immerfeuchten Tropen entsteht ein konkaver Hangfuß aus tiefgründig, von Regenwald
bedeckter Verwitterungsdecke.
In wechselfeuchten Tropenklima bildet sich nach einem markanten Hangknick ein konvexes
Hangprofil aus. Der angefallene Schutt wurde in Regenzeiten weitertransportiert.
55
In vollaridem Klima ist wiederum ein konkaves Hangprofil zu beobachten, wo der Fußbereich
der Inselberge ständig innerhalb ihrer Schutthülle verbleibt.
Der Klimageomorphologischen Formenwandel ist in vier Richtungstypen zu untergliedern:
Planetarischer,
hypsometrischer,
peripher-zentraler,
und west-östlicher Formenwandel. In diesen Formenwandel verändern sich fünf Teilfaktoren
des Gesamtsystems: Verwitterung, Bodentypus, Abtragungstypus, Transportart, und
Ablagerungsart.
1.3.2.1 Planetarischer Formenwandel
Planetarischer Formenwandel beschreibt die klimabedingte Veränderung morphologischer
Vorgänge von Pol zum Äquator. Von Klimazone zu Klimazone können sich fünf Teilfaktoren
des Gesamtsystems verändern.
1.3.2.1.1 Verwitterung
Die Verwitterung variiert im Verhältnis von chemischer zu physikalischer und von
Oberflächen- zu Tiefenverwitterung in Abhängigkeit von Temperatur und Niederschlag.
Dominiert in ariden Gebieten und Frostwechselklimaten die physikalische Verwitterung, so
herrscht in warm-humiden Gebieten die chemische Verwitterung vor. Ähnlich, jedoch nicht
zur Gänze verhält es sich mit Oberflächen- und Tiefenverwitterung.
Aus dem Vorherrschen der jeweiligen Verwitterungsart verändert sich auch die
morphologische Wertigkeit der Gesteine. Verhält sich Granit in Gebieten überwiegender
Oberflächenverwitterung als morphologisch hartes Gestein, so reagiert es in den Tropen
unter Einfluss starker Tiefenverwitterung als sich stark zersetzendes Gestein. Ähnliche
Unterscheidungen sind auch bei anderen Gesteinsarten zu treffen.
Das Ergebnis unterschiedlicher Verwitterungsarten- und -intensitäten ist im Extremfall auf
der einen Seite
Scharfkantiger Blockschutt, der durch überwiegende mechanische Verwitterung entsteht,
überwiegt in polaren Klimaten, der Frostwechselzone hoher Gebirge sowie in ariden
Gebieten. In Wüsten ist die chemische Verwitterung aufgrund Wassermangels herabgesetzt.
In polaren Gebieten mag ausreichend Wasser vorhanden sein, niedrige Temperaturen
nehmen seine chemische Wirksamkeit. Daher dominiert in ariden Gebieten Salz- und
Hitzesprengung in polaren Bereichen die Frostsprengung.
Gerundete wollsackähnliche Blöcke entstehen infolge chemischer Verwitterung in den
feuchten Tropen. Die Verwitterung wirkt entlang von Klüften im Gestein, greift
abgesonderte Quader flächenparallel von innen nach außen an. In verwittertem Detrius
schwimmen daher kernfrische Blöcke. In wechselfeuchten Klimaten mit überwiegender
Regenzeit sind die Blöcke ebenfalls in Grus eingebettet, jedoch sind sie von
Brauneisensteinkrusten umgeben.
Im Grenzgebiet zwischen vollariden und nur jahreszeitlich aridem Klima entsteht durch
nächtliche Befeuchtung des Gesteins mit täglicher extremer Erhitzung eine
Kernverwitterung, im Gegensatz zur Bockverwitterung. In ariden Gebieten entstehen sich
durch kapillaren Aufstieg mineralischer Lösungen und anschließender Ablagerung an der
Gesteinsoberfläche Hartrinden, im Gegensatz zur von außen nach innen vorgehenden
Verwitterung.
56
1.3.2.1.2 Bodentypus
Der Bodentypus ist in erster Linie von Klima und Pflanzendecke sowie vom
Ausgangsgestein abhängig. So entsteht über Kalkböden in feucht-gemäßigtem Klima ein
brauner Waldboden, in warm-feuchten Regionen Roterde („terra rossa“). Auf der anderen
Seite verwittern verschiedenartige Ausgangsgesteine innerhalb gleicher Klimate zu Böden
gleicher Farbe. Tropischer Rotlehm ist das Ergebnis maximaler chemischer Verwitterung
unter Einfluss ständig hoher Temperatur und Feuchtigkeit. Absteigender Grundwasserstrom
führt zur Abfuhr dunkler mineralischer Nährstoffe, die Rotfärbung entsteht durch
Anreicherung von Aluminium- und Eisenoxid und –hydroxid.
Bei reichlich vorhandenem Wasser verhält sich auch Kieselsäure mobil und aktiv. Wandert
in heiß-humiden Klima der größte Teil freier Kieselsäure über das Grundwasser und Flüsse
ins Meer, bleibt sie in semiariden Klima in folge kapillaren Bodenwasseraufstiegs in nahen
Bereichen ihres Ursprungsort. In lockeren Ablagerungen kommt es daher zu Abscheidung
von Kieselzement, zu Verkieselung eingelagerter organischer Substanzen (versteinerte
Hölzer), oder zur Bildung von Kieselkrusten an der Landoberfläche.
1.3.2.1.3 Abtragung, Transport und Ablagerung
Die Art der Abtragung unterliegt einer planetarischen Veränderung.
In polaren und subpolaren Frostwechselklima wird starke Tiefenerosion begünstigt.
Gleichzeitig kommt es infolge periglazialer Solifluktion zu intensiver flächenhafter
Abtragung (nach Büdel die Zone „exzessiver Talbildung“).
In winterkalten Waldklimaten treten Solifluktions-Erscheinungen zurück, ebenso die
Tiefenerosion. Es kommt zu starker Seitenerosion.
In feucht-gemäßigten Klimaten kommt es zwar zu linearer Abtragung, wenn auch weniger
intensiv, als in (sub-) polaren Bereichen (nach Büdel: „Ektropische Zone retardierter
Talbildung“)
In Winterregen- und außertropischen Monsunklimaten dominieren weder erosive noch
denudative Vorgänge. Das Wirkungsgefüge beider Abtragungsarten nannte Büdel
„Subtropische Zone gemischter Reliefbildung“.
In semiariden subtropischen Bereichen dominiert die Flächenspülung und Seitenerosion bei
gleichzeitiger starker linienhafter Zerschneidung im Bereich großer Flusssysteme. (nach
Büdel: Zone der Flächenerhaltung und –überprägung sowie Fußflächenbildung.
In Wüstenklimaten tritt allgemein die linienhafte oder flächenhafte Abtragung durch Wasser
zurück. Äolischer Abtrag gewinnt an Bedeutung.
In wechselfeuchten Tropenklimabereichen, einschließlich tropischer Monsunklimate
dominiert der flächenhafte Abtrag. Büdel bezeichnet es als die „Zone exzessiver
Flächenbildung“.
In den immerfeuchten Tropen kommt es besonders in den Gebirgsländern zu starker
linienhafter Zerschneidung. Flächenhafte Erosion tritt zurück (nach Büdel: „Innertropische
Zone partieller Flächenbildung“)
Die Transportart wird ebenfalls weitgehend von klimatischen Faktoren bestimmt. In
ganzjährig humiden Klimabereichen werden in perennierenden Flüssen kontinuierlich alle
Stoffe (Gelöstes, Schweb, Sand, Geröll) transportiert, während in wechselfeuchten Tropen
Schichtfluten und sanft in die Flächen eingemuldete geröllarme Flüsse fließen. In
außertropischen wechselfeuchten Klimaten geschieht der Transport durch periodisch
fließende Gewässer ruckartig. In semiariden und ariden Gebiete wird nur mehr episodisch
durch Flüsse oder durch flächenhaft abströmendes Wasser transportiert.
57
In Wüsten gewinnt die Transportkraft des Windes an Bedeutung, in Vereisungsgebieten die
der Gletscher. In Periglazialgebieten ist das Bodenfließen ein wichtiger Faktor.
Die Ablagerungsart ist dagegen weniger Klimaabhängig als durch das von Ort zu Ort
unterschiedliche Relief bestimmt. Sind Moränen zwar an Glazialgebiete und
Solifluktionsschuttmassen an Frostwechselklimate gebunden, so findet man Dünen nicht
nur in Wüstengebieten, sondern in allen Klimabereichen entlang der Küsten. Ebenso sind
Schwemmlandebenen, Schotterfluren, Schuttfächer, etc. auf der ganzen Welt verbreitet.
1.3.2.2 Hypsometrischer Formenwandel
Es wäre falsch hypsometrischen Formenwandel planetarischem Formenwandel
gleichzusetzen. Auf täglichen Frostwechsel beruhende Strukturböden unterscheiden eines
tropischen Hochgebirges unterscheiden sich von denen jahreszeitlichen Frostwechsels in
polaren Regionen. Die elementaren Unterschiede des Jahres- und Tageszeitenklimas wirken
sich auch in der Morphodynamik aus. Ähnlichkeiten sind zwar zu erkennen, aber keinen
Übereinstimmungen. Der Hypsometrischer Formenwandel wird besonders im
unterschiedlichen Ablauf von Verwitterungs- und Bodenbildungsprozessen augenscheinlich.
Das Ergebnis ist ein nach Höhenstufen differenzierter Kleinformenschatz.
Die Anzahl der klimamorphologischer Höhenstufen wächst von den Polen zum Äquator
(Schema):
Klimabereich
Polar
Höhenstufen
Meeresniveau-Gipfelregion
Frostsprengung und Solifluktion in allen Höhenbereichen.
1. Untere Stufe
Morphodynamik unterhalb der Waldgrenze
Feucht-gemäßigt
2. Obere Stufe
Es dominiert Frostverwitterung und kryoturbate Dynamik. Mit Meereshöhe
zunehmende Intensität der Schuttbildung
1. Untere Stufe
Tiefgründige Vergrusung mit rotbrauner Verfärbung
Winterregeklima
2. Mittlere Stufe
Verwitterungszone mit Blockmeeren, Glockenberge und Vergrusung
3. Obere Stufe
Schmal entwickelte Zone rezenter Frostverwitterung mit schroffen, zackigen
Firsten, Pfeilern und Türmen
1. Tiefgründige Rotverwitterung im Tiefland
Wechselfeuchte
immerfeuchte Tropen
2. Gelbverwitterung
3. Prallwölbige Felshänge und Glockenberge
4. Durch Frostsprengung scharfkantige Nadeln, Türme und Felsblöcke
1.3.2.3 Peripher-Zentraler Formenwandel
Ein Formenwandel zwischen Peripherie und Zentrum ergibt sich aus der morphologischen
Prägekraft ozeanischen und kontinentalen Klimas. Feuchte maritime Luft begünstigt
chemische Verwitterung, bringt geringe tägliche Temperaturschwankungen und reduziert die
58
Bedeutung physikalischer Verwitterung in küstennahen Bereichen. Im Gegensatz dazu
kommen in kontinentalen Gebieten Insolation und Spaltenfrost besser zur Geltung.
Aus dem Gegensatz zwischen Küstenland und Binnenland ergibt sich häufig auch ein
Gegensatz zwischen jüngeren und älteren Formen, die kürzere oder längere Zeit
morphodynamischen Prozessen ausgesetzt sind.
Als Beispiel dient die Kalktafel der erst im Pleistozän landfest gewordenen Küstenebene
Yucatáns. Nahe der Küste bildeten sich flache Schüsseldolinen und steilwandige
Einsturzdolinen, landeinwärts geht der Dolinenkarst bei zunehmenden Niederschlägen in
höher herausgehobenen alt-tertiären Kalken in Kuppenkarst und letztendendes in einen voll
ausgebildeten Kegelkarst über.
Andere Beispiele zum Gegensatz Zentrum – Peripherie ist der Formenwandel zwischen
•Hochgebirge, Mittelgebirge und Tiefland
•Abtragungsgebiet und Aufschüttungsgebiet
•Flussoberlauf – Mittellauf – Unterlauf.
1.3.2.4 West-Östlicher Formenwandel
Der West-Östliche Formenwandel beruht auf planetarischen Windsystemen mit
dominierenden Winden aus östlicher oder westlicher Richtung (Westwinddrift, tropischer
Ostwind, äquatorialer Westwindgürtel). Liegen Gebirge oder Kontinetalränder im Luv dieser
Winde, so sind sie meist Niederschlagsbringer, die Lee-Seite ist meist trockener. Die Winde
bestimmen den Verlauf von Meeresströmungen und bringen vielerorts kühle Küstenströme an
den Westseiten der Kontinente (Humboltstrom) und warme an den Ostseiten (Brazilstrom).
Auf sie ist die Existenz von Küstenwüsten an den Westseiten und starke polwärtige
Verschiebung von Korallenbauten an den Ostseiten zurückzuführen.
1.3.2.5 Vorzeitformen
In der Klimageomorphologie sind planetarischer und hypsometrischer Formenwandel ein
Ausdruck für eine regionale Differenzierung des Formenschatzes nach Klimazonen und
Klimastufen. In manchen Gebieten entspricht die vertikale oder horizontale räumliche
Abfolge einem Zeitlichen Formenwechsel am gleichen Ort. In der Regel entsprechen die
niederen und hohen Breiten konservativen Räumen, in denen seit langem keine grundsätzliche
Änderung der Verwitterungs- und Abtragungsbedingungen erfolgte. Oberflächenformen
wurden dort nach einem einheitlichen Prinzip geprägt. Dagegen sind in subpolaren und
semiariden Klimabereichen ausgedehntem auf mehrere Klimazonen verbreitete Areale
auszumachen, in denen sich wesensverschiedene Vorzeit- und Gegenwartsformen mischen. In
manchen Fällen spiegelt sich nahezu der gesamte klimageomorphologischer Formenwandel
als zeitlicher Formenwechsel wider.
Grundsätzlich ist zwischen fossilen Formen und Vorzeitformen zu unterscheiden. Betrachtet
Fossile Formen fasst man als Reliktformen der geologischen Vergangenheit auf, die heute im
wesentlichen Ruheformen darstellen, wie etwa fossile Kliffe oder Brandungsplattformen, die
durch Hebungen oder eustatische Meeresspiegelabsenkungen außer Kraft gesetzt worden
sind, oder Flussterrassen als Relikte alter Talböden.
Vorzeitformen dagegen sind zwar ebenfalls fossil, jedoch nur im klimageomorphologischen
Sinn. Sie werden vom heutigen Klima umgeformt, zerstört oder nur kaum, oder gar nicht
angegriffen. Wesentliches Merkmal von Vorzeitformen im Gegensatz zu fossilen Formen ist,
59
dass sie infolge heute andersartiger Morphodynamik nicht im „alten Stil“ weitergeformt
wurden.
Dem entsprechend ist zwischen klimageomorphologischer Ein (nur Oberflächenformen
adäquat, Vorzeitformen fehlen, z.B. immerfeuchte Tropen)- und Mehrschichtigkeit (eindeutig
erkennbare Vorzeitform verzahnt sich mit rezentem Formenschatz; Vorzeit- und
Jetztzeitformen treten nebeneinander auf) unterscheiden.
Wo mehrere verschiedenartige Klimate nacheinander an der Bildung des Formen beteiligt
sind, ist von Mehrzeitformen, oder polygenetischen Formen zu sprechen. Als Beispiel dienen
Schichtstufenlandschaften, die als morphologische Einheit in zwei Formenglieder
aufgespalten werden. Nach der nicht unumstrittenen Theorie nach Büdel und Mortensen
entspricht die erste Phase der Flächenbildung in wechselfeuchtem, tropischen Klima. In einer
zweiten Phase werden durch verstärkte linienhafte Erosion die Stufen herausgearbeitet.
Weit verbreitet sind Formen die als Ganzes zwei oder mehrere Entwicklungsstadien
durchlaufen haben. Dafür dienen Ästuare als Beispiel. Innerhalb der ersten Phase erfolgt in
den pleistozänen Kaltzeiten durch eustatische Absenkung des Meeresspiegels eone erosive
Tieferlegung der Flussunterläufe. In der zweiten Phase, durch postglazialen Meeresanstieg
werden die übertieften Flussunterläufe überflutet und zu weit landeinwärts reichenden
Trichtermündungen umgewandelt. In gezeitenschwachen Meeren baut sich seewärts ein Delta
vor, in Gezeitenmeeren bleiben sie erhalten.
Als Reliefgenerationen sind alle durch gleichartige klimamorphologische Prozesse
Reliefglieder zu bezeichnen, die trotz Zerstörung oder Weiterformung mit rezenten Formen
ein Gefüge mehrerer Reliefgenerationen bilden.
1.3.2.6 Klimamorphologische Zonierung nach Wilhelmy
Unter Berücksichtigung aller morphologisch wirksamer Faktoren und aus den heutigen
Klimaverhältnissen lassen sich zwölf Formenkomplexe zusammenfassen:
Zone 1: Arktische und Antarktische Gletscherzone
Zone 2: Polare und subpolare Frostwechselzone
a)
Polare Frostschuttzone
b)
Subpolare Tundrenzone
Zone 3: Zone winterkalter (borealer) Waldklimate
Zone 4: Zone feucht-gemäßigter Waldklimate
Zone 5: Zone winterkalter Waldsteppen-, Steppen-, Halbwüsten-, Wüsten und
Hochwüstenklimate
Zone 6: Zone außertropischer wechselfeuchter Klimate
a)
Mediterrane Winterregengebiete
b)
Außertropische Monsungebiete
Zone 7: Zone feuchter Subtropen (subtropisch-wechselfeuchte Klimate mit überwiegender
Regenzeit, einschließlich subtropischer Monsunklimate)
Zone 8: Zone trockener Subtropen (subtropisch-wechselfeuchte Klimate mit überwiegender
Trockenzeit)
Zone 9: subtropisch-tropische Wüstenklimate
Zone 10: Zone trockener Randtropen (tropisch-wechselfeuchte Klimate mit überwiegender
Trockenzeit)
Zone 11: Zone wechselfeuchter Tropen
60
Zone 12: Zone immerfeuchter Tropen.
Der Formenschatz von Hochlandklimaten wird in die zwölf Hauptzonen einbezogen.
Nach H. Wilhelmy hat Lateinamerika an allen klimageomorphologischen Zonen Anteil,
ausgenommen Zone 1, Zone 2a und Zone 3.
61
62

Naturräume Lateinamerikas

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