Strukturformen in Mitteleuropa

Inhaltsverzeichnis

1. Einleitung

2. Geologische Strukturformen
2.1. Bruchtektonik
2.1.1. Verwerfungen
2.1.2. Bruchstufe und Bruchlinienstufe
2.1.3. Oberrheingraben

3. Die Schichtstufenlandschaft
3.1. Aufbau
3.1.1.. Schichtstufentypen
3.2. Entwicklung des Stufenhangs einer Schichtstufe
3.3. Verwandte Formen
3.4. Entwässerungsrichtungen
3.5. Beispiel: Das Süddeutsche Schichtstufenland
3.5.1. Aufbau des Süddeutschen Schichtstufenlandes
3.5.2. Schwäbische und Fränkische Alb

4. Literatur & Quellen

Strukturformen in Mitteleuropa

1. Einleitung

Schichtstufenlandschaften sind das Ergebnis einer viele Millionen Jahren langen Erdgeschichte, auf die das Meer, Flüsse, Wind, aber auch Kräfte aus dem Erdinneren gewirkt haben. So ist ein Mosaik aus vielfältigen Einzellandschaften entstanden. Eindrucksvoll kann das Wirken dieser endogenen und exogenen Kräften am Beispiel der Süddeutschen Schichtstufenlandschaft aufgezeigt werden.

Die vorliegende Arbeit beginnt mit der Erläuterung des Begriffes der geologischen Strukturformen und beschreibt die Grundlagen von Bruchtektonik. Als Beispiel für die Strukturform eines Grabens mit Staffelbrüchen wird noch kurz auf die Genese des Oberrheingrabens eingegangen.

Der letzte thematische Punkt dieser Hausarbeit beschreibt die Schichtstufenlandschaft, deren Genese, sowie deren Aufbau. Beispielhaft sind die Süddeutsche Schichtstufenlandschaft, deren Gesteinsverteilung, sowie die inhaltliche Auseinandersetzung mit der Schwäbischen und Fränkischen Alb.

2. Geologische Strukturformen

Als geologische Struktur wird der innere Aufbau der oberen Erdkruste bezeichnet. Die räumliche Anordnung von Gesteinen, wie auch deren Gefüge ihrer Unstetigkeitsflächen (Verwerfungen, Klüfte und Schichtgrenzen) sind von enormer Bedeutung. Strukturbedingte Formen zeigen in ihrem Erscheinungsbild eine signifikante Abhängigkeit von der Struktur (Ahnert, f. 2003, S. 287). Strukturformen hängen überwiegend mit endogenen Prozessen, Skulpturformen mit exogenen Prozessen zusammen. Die Entstehung von Strukturformen geht also hauptsächlich auf geologisch- tektonische Vorraussetzungen zurück.

2.1. Bruchtektonik

Verfestigte, starre Krustenteile reagieren stark auf Zug- und Druckwirkungen. Durch diese Kräfte wird der vorherige Schichtzusammenhang zerbrochen und es kommt zu Bruchstrukturen.

2.1.1. Verwerfungen

„Verwerfungen sind einzelne oder eng gescharte Klüfte, an denen horizontale oder vertikale Scherbewegungen des Gesteins stattfinden oder stattgefunden haben [und sie] unterbrechen die vorherige Kontinuität des Gesteinsverbandes (...).“ (Ahnert, f. 2003, S. 291)

Bei einer Verwerfung mit vertikaler Schollenbewegung werden je nach Neigung und Einfallsrichtung der Bruchfläche verschiedene Typen unterschieden:

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Ist „die Bruchfläche von der gehobenen zur abgesenkten Scholle hin geneigt“ (Ahnert, f. 2003, S. 291), spricht man von Abschiebung (a).

Aufschiebungen laufen entgegengesetzt ab, da ihre Bruchfläche in die Richtung der gehobenen Scholle einfällt. Es findet hier nicht nur eine vertikale Bewegung statt, sondern die beiden Schollen werden hier auch noch zusammengeschoben (b). Aus der Aufschiebung wird eine Überschiebung, „wenn die Bruchfläche mit flachem Winkel zur gehobenen Scholle hin einfällt“ (Ahnert, f. 2003, S. 291). Eine zwischen zwei einander zugekehrten Verwerfungen abgesenkte Scholle bildet mit den Rändern der höher liegenden benachbarten Schollen eine Graben (f). Das Gegenstück zum Graben stellt der Horst dar, welcher sich zwischen zwei Verwerfungen hebt (e). Als Staffelbrüche werden Serien von zueinander parallelen, hintereinanderliegenden Verwerfungen bezeichnet. Als Bruchstaffeln werden die Teilstaffeln eines Staffelbruches Abb.1

bezeichnet, die treppenartig im Staffelbruch angeordnet sind (e, f).

Das Maß einer Verwerfung wird Sprunghöhe genannt und zeigt den Betrag der senkrechten Verschiebung der beiden angrenzenden Schollen an.

2.1.2. Bruchstufe und Bruchlinienstufe

Eine Bruchstufe entsteht sowohl durch Aufschiebungen, wie auch Abschiebungen längs einer Verwerfungslinie. Das Verhältnis zwischen der Intensität der Denudations- , sowie Erosionsprozesse und der Hebungsrate ist maßgeblich für die Formgestalt von Bruchstufen.

Diese unterscheiden sich deutlich von Bruchlinienstufen: Bruchlinienstufen entstehen erst nach dem Ende der Schollenbewegung und sind somit nicht eine unmittelbare tektonischer Bewegung. Sie entwickeln sich häufig erst nach der Abtragung und Einebnung der ursprünglichen Bruchstufe (Ahnert, F. (2003), S.292 f.).

2.1.3. Oberrheingraben

Der Oberrheingraben stellt die größte Grabenstruktur Mitteleuropas dar und erstreckt sich in etwa 300 km über Basel bis Mainz und weist eine Breite von etwa 30 km auf. Er ist Bestandteil eines großen Bruchsystems, der Mittelmeer-Mjösen-Zone, „die vom Oslograben in Norwegen bis zur Rhonemündung reicht (...)“ (Baumhauer, R. (2006), S.126).

Die Genese des Oberrheingrabens begann im Tertiär. Als die Afrikanische Platte nach Norden driftete, „kollidierte [sie] mit der Eurasischen Platte und vollzog später eine Rotationsbewegung gegen den Uhrzeigersinn“ (Diercke (2007), S.90). Dadurch entstand eine immense Druckspannung in der Lithosphäre, was unter anderem zu einer Aufwölbung am Oberrhein führte. Die Lithosphäre überdehnte sich und riss schließlich auf. Die Erdkruste senkte sich und zersprang in viele, unterschiedlich große Teile. Stufenförmig sank die zerstückelte Kruste an den Randverwerfungen ab und Bruchschollen bildeten sich.

Zeitgleich setzte eine Hebung der Grabenschultern, quasi des heutigen Schwarzwaldes und der Vogesen, ein. Erst im Jungtertiär entwickelten sich die Grundstrukturen unseres heutigen Entwässerungssystems und der Rheinlauf (Diercke (2007), S.90).

Durch starke Erosionen der Gesteinsschichten an den Flanken des Oberrheingrabens, sowie in dem Graben selbst (rückschreitende Erosion) , kam es zu sedimentären Ablagerungen in diesem. Im Bereich von Heidelberg sind diese Füllschichten über 3000m mächtig. Das „Heidelberger Loch“ ist mit 3500m Tiefe die tiefste Stelle des Oberrheingrabens. Da einzelne Teilstücke auch jetzt noch um bis zu 0,7 mm pro Jahr absinken, ist anzunehmen, dass die Absenkung des Grabens bis heute noch nicht abgeschlossen ist (henningsen,d.; Katzung, g. (2006) S.139).

3. Die Schichtstufenlandschaft

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Die Schichtstufenlandschaft ist in allen Klimazonen der Erde vorzufinden. Sie zeichnet sich durch ein asymmetrisches Talprofil aus und beschreibt einen „Landschaftstyp der durch die Abfolge sanft geneigter Flächen (Stufenflächen) und steiler Stufen (Schichtstufen) gekennzeichnet ist“

(http://de.encarta.msn.com/encyclopedia_721537538/Schichtstufenlandschaft.html). Die Schichtstufenlandschaft ist das Resultat eines geologischen Prozesses, der sich über Millionen von Jahren erstreckt und teilweise noch heute andauert.

Eine wichtige Vorraussetzung für die Entstehung einer Schichtstufenlandschaft ist die Schrägstellung des Grundgebirgssockels mit seinen mesozoischen Ablagerungsschichten, was eine leichte Schrägstellung des Schichtpaketes zur Folge hat. Werden die Gesteinsschichten überdehnt kommt es zu einem Auseinanderbrechen des Schichtpaketes und zur Bildung von Bruchstrukturen. Wichtig sind hier auch vorherrschende Denudations- und Erosionsprozesse, sowie Flusserosion und Verwitterung, welche die Schichten zusätzlich herausbilden.

Schichtungen kommen durch großflächige Sedimentation von Gesteinen zustande. Das Material in den jeweiligen Schichten weist unterschiedliche chemische Zusammensetzungen, sowie verschiedene Korngrößen auf. Eine wichtige Vorraussetzung für die Entstehung einer

Abb.2

Schichtstufenlandschaft ist dieser Wechsel von morphologisch harten und morphologisch weichen Sedimentgesteinen.

Eine morphologische Härte beschreibt die Resistenz, die ein Gestein gegenüber Verwitterung und Abtragung aufweist (Fischer, f. 1998, S.5). Morphologisch harte Gesteine sind zum Beispiel quarzistischer Sandstein oder Kalkstein; morphologisch weiche Gesteine sind unter anderem Schiefer und Mergel, sowie Sandsteine mit einem tonigem Bindemittel.

Durch die unterschiedliche morphologische Härte kommt es zu einer ungleichen Abtragung der Schichtpakete. Die obenauf liegende, morphologisch härtere Schicht wird langsamer abgetragen, als die morphologisch weichere, darunter liegende Schicht. Diese verwittert jedoch schneller, was eine Unterhöhlung der morphologisch härteren Schicht zur Folge hat. Diese bricht nach und es entsteht eine immer weiter zurückwandernde Kante.

[...]