Erosion (Geologie)

 

Natürliche Erosion erfolgt in der Regel unter Beteiligung eines strömenden Mediums, wobei es sich in den allermeisten Fällen entweder um flüssiges Wasser, Eis oder Luft in Form von Wind handelt. Da dieses Medium das erodierte Material über mehr oder minder lange Distanzen transportiert (weniger als 100 Meter bis mehrere 1000 Kilometer), nennt man es auch Transportmedium. Bei besonders steilem Relief erfolgt der Materialtransport auch allein durch Schwerkraft, beispielsweise bei Felsstürzen oder beim Hangkriechen.

Das Material des Untergrundes, welches vorher oft durch Verwitterung physikalisch und chemisch zu Lockermaterial (Gesteinsschutt, Sand, Boden) umgewandelt wurde, wird abgeführt, wenn die durch das strömende Medium erzeugte Scherspannung auf die zu erodierenden Partikel stärker ist als die Haftreibung der Partikel untereinander. Die dazu benötigte Strömungsgeschwindigkeit ist umso höher, je niedriger die Dichte des Mediums ist, d. h. Erosion durch Wind erfordert bei gleicher Erosionswirkung höhere Strömungsgeschwindigkeiten als die Erosion durch Wasser. Eine Ausnahme bildet hier die Erosion durch Eis. Obwohl die Dichte von Eis geringfügig niedriger ist als die des Wassers, erfolgt Erosion durch Eis bereits bei sehr niedrigen Geschwindigkeiten. Hier sind eher die Größe und damit die Masse eines Eiskörpers, in der Regel ein Gletscher, ausschlaggebend für die Erosionswirkung. Zudem spricht man bei der Bewegung von Eis nicht von „Strömen“, sondern von „Fließen“ oder „Kriechen“.

Erodiertes Material, das bereits vom strömenden bzw. fließenden Medium mitgeführt wird, kann dessen Erosionswirkung deutlich erhöhen (vgl. Schleifmittel).

Das Ausmaß der Erosion, welche durch die oben genannten Mechanismen hervorgerufen wird, hängt auch maßgeblich von der Beschaffenheit des Untergrundes ab. Die Erosionswirkung ist umso stärker, je geringer die Erosionsresistenz des Untergrundes ist (Petrovarianz). Speziell linienhafte Erosion setzt bevorzugt dort an, wo der Untergrund lokal die geringste Erosionsresistenz besitzt. Dies kann auf primäre Eigenschaften des entsprechenden Gesteinsverbandes zurückzuführen sein. Allgemein gilt hierbei, dass Lockermaterial leichter erodierbar ist als solider Fels, Sand folglich leichter erodierbar als Sandstein. Feinkörniges Material ist leichter erodierbar als grobkörniges Material, Tonstein folglich leichter erodierbar als Sandstein. Magmatische Gesteine, wie Basalt oder Granit, sind in der Regel schwerer erodierbar als Sedimentgesteine. Aber auch sekundäre Modifikationen des Gesteinsverbandes wie Klüfte oder Verwerfungen bieten bevorzugte Angriffspunkte für Erosion.

Ungünstig auf Erosion wirkt sich eine dichte Pflanzendecke aus. Weil es vor dem Devon kaum und vor dem Silur faktisch keine Landpflanzen gab, wird davon ausgegangen, dass im überwiegenden Zeitraum der Erdgeschichte die mittlere globale Erosionsrate, d. h. die durchschnittliche Geschwindigkeit, mit der die Landoberfläche weltweit erodiert wurde, deutlich höher war als heute. Die Abhängigkeit der Erosionsrate von der Vegetationsdichte wird auch als Phytovarianz bezeichnet.

Unter subaerischer Erosion wird die Abtragung der nicht vom Meer bedeckten kontinentalen Landoberfläche verstanden. Je nach erodierendem Medium und dessen Erscheinungsform unterscheidet man:

 

 

Flusserosion (fluviatile Erosion), eine lineare Erosionsform, ist die Schaffung von Einschnitten in die Landoberfläche durch die Tätigkeit von Fließgewässern (Bäche, Flüsse).

Ausgangspunkt für jede fluviale Erosion ist ein Quellaustritt, von wo aus das Wasser, der Schwerkraft folgend, in tiefer liegendes Gelände fließt. Die Erosionswirkung ist speziell abhängig von:

• der Wassermenge des Fließgewässers (nicht zuletzt abhängig von den klimatischen Bedingungen)
• der Wasserturbulenz und mitgeführtem Material
• der lokalen Geländemorphologie (Gefälle) und, damit eng verknüpft, der Fließgeschwindigkeit
• dem Höhenunterschied zur Erosionsbasis (Höhenniveau, unterhalb dessen seine Erosionswirkung gleich Null ist, in der Regel ist dies der Meeresspiegel)

Je höher die Wasserführung, die Turbulenz, das lokale Gefälle bzw. die Fließgeschwindigkeit sowie der Höhenunterschied zur Erosionsbasis sind, desto stärker ist die Erosionswirkung. So wird ein Wasserlauf in einem Gebirge weit oberhalb der Erosionsbasis im Laufe von Jahrtausenden ein tiefes Tal einschneiden (typischerweise ein V-förmiges, sogenanntes Kerbtal), selbst wenn seine Wasserführung relativ gering ist. Die im Lauf der Zeit zwangsläufig erfolgende Eintiefung eines solchen Tales in Quellrichtung wird rückschreitende Erosion genannt (siehe dazu auch Wasserfall). Sie kann in besonderen Fällen zur Flussanzapfung führen. Hingegen kann ein Wasserlauf in ebenem Gelände nahe der Erosionsbasis sich selbst bei hoher Wasserführung nicht tief in den Untergrund einschneiden.

Die erosionsbedingte Vertiefung des Flussbettes wird als Tiefenerosion oder Sohlenerosion bezeichnet, da die Sohle, der tiefste Bereich der Fließrinne, bevorzugt erodiert wird. Die Verbreiterung nach der Seite wird als Seitenerosion bezeichnet. Bei schnell fließenden Gebirgsflüssen mit starkem Gefälle überwiegt die Tiefenerosion. Bei träge fließenden Flüssen mit geringem Gefälle überwiegt die Seitenerosion, was dann in der Regel zur Mäanderbildung führt.

Ein idealer Fluss entspringt im Hochgebirge, durchquert dann eine Tiefebene und mündet schließlich ins Meer. Dabei nimmt zur Mündung das lokale Gefälle tendenziell ab und damit die Fließgeschwindigkeit. Kann ein solcher Fluss anfangs noch Geröll und Kies bzw. Schotter mitführen, sind es im Mündungsbereich meist nur noch Ton­partikel (Schwebfracht). Alles Material, das aufgrund der Abnahme der Fließgeschwindigkeit nicht mehr weiter transportiert werden kann, wird auf dem Weg von der Quelle zur Mündung im Flussbett abgelagert (Sedimentation). Bei Hochwasser erfolgt Ablagerung auch außerhalb des eigentlichen Flussbettes. Vom Oberlauf durchquerte Senken können als lokale Erosionsbasen mit erhöhter Sedimentationsrate fungieren.

Über einen gegebenen geologischen Zeitraum hinweg kann es in einem Gebiet zu mehrfachem Wechsel zwischen Erosions- und Sedimentationsphasen kommen, verursacht entweder durch tektonische Hebungs- und Senkungsvorgänge der Erdkruste und deren Auswirkung auf das Flussgefälle oder durch die Anhebung oder Absenkung der absoluten Erosionsbasis durch Schwankungen des Meeresspiegels. Wird mehr sedimentiert als erodiert, sind diese periodischen Wechsel in der Sedimentabfolge des entsprechenden Gebietes durch das Auftreten von Erosionsdiskordanzen dokumentiert. Wird mehr erodiert als sedimentiert, existiert für den betrachteten Zeitraum keine Sedimentabfolge.

In relativ kurzen Zeiträumen kann die Erosionswirkung eines Flusses starken Schwankungen unterworfen sein. Dies gilt in erster Linie für Gebirgsflüsse, welche den Hauptteil ihrer Erosionsarbeit leisten, wenn sie durch starke oder anhaltende Regenfälle ein Vielfaches ihrer üblichen Wassermenge führen.

Kleinformen fluviatiler Erosion, die auf Turbulenzen im strömenden Wasser zurückgehen, sind Gumpen und Kolke.

Die Begradigung und Eindeichung von Bach- und Flussläufen, die Trockenlegung und Aufschüttung von Auengebieten, die zusätzliche Einleitung von Wasser in Fließgewässer (z. B. durch Klärwerke) oder, in einigen Fällen, die künstliche Veränderung der Ufervegetation führen bei zahlreichen Fließgewässern zumindest lokal zu einer Veränderung des Strömungsregimes, was sich in erster Linie in einer Erhöhung der Fließgeschwindigkeit äußert. Dies ruft eine Zunahme der Tiefen- bzw. Sohlenerosionsrate und damit eine beschleunigte Eintiefung der Fließrinne der betroffenen Gewässer hervor (in diesem Zusammenhang wird der Begriff Sohlenerosion auch speziell als anthropogen verursachte, beschleunigte Tiefenerosion definiert). Die Folgen sind Schäden in den mit den jeweiligen Gewässern verknüpften Ökosystemen, u. a. durch die Austrocknung der zunehmend über dem Gewässerniveau liegenden, verbliebenen natürlichen Auengebiete, sowie eine stärkere Hochwassergefährdung der Regionen an den Unterläufen durch das schneller abfließende Hochwasser der Oberläufe^[1] (siehe dazu auch Anthropozän).

 

 

Rillenerosion ist eine in kleinem Maßstab lineare, in großem Maßstab flächenhafte Erosionsform, bei der Niederschlagswasser oberflächlich in kleinen, kurzlebigen Rinnsalen (Spülrinnen) hangabwärts fließt und dabei Material des Untergrundes mit sich führt. Dort, wo das Wasser sich sammelt, wäscht es meist Rinnen aus (siehe auch Runse). Oft fließt das abgeführte Material zusammen mit dem Wasser über die Rinnen in das nächstgelegene Gewässer. Rillenerosion spielt eine Rolle bei der Verbreiterung von Tälern und der Einebnung von Bergen. Die Abführung leicht erodierbaren Materials im Zusammenwirkung von Rillenerosion und fluvialer Erosion und die damit verbundene Bildung von Tälern in Gebirgsregionen wird als Ausräumung bezeichnet.

Rillenerosion ist zudem ein bedeutender Mechanismus bei der Bodenerosion.

Eine spezielle Erosionsrinne, die nur in Trockengebieten auftritt, ist das Wadi (Arroyo). Eine spezielle Erscheinungsform fortgeschrittener Rillenerosion in schwach verfestigten Sedimenten sind die Erdpyramiden.

Ebenfalls in schwach verfestigten Sedimenten und Böden tritt sogenanntes Piping auf. Dabei handelt es sich nicht um oberflächliche Erosion, sondern um innere, „unterirdische“ Erosion. Piping kann auch bei Erdbauwerken wie Dämmen und Deichen auftreten, was zur Schwächung und letztlich zum Bruch eines solchen Bauwerks führt.

 

In Gebieten mit entsprechend kaltem Klima (Hochgebirge, Polargebiete) bilden sich Gletscher. Diese bewegen sich ebenso talwärts wie das Wasser der Flüsse, jedoch nur mit einigen Metern im Jahr, was aber zu ebenso deutlichen Erosionserscheinungen führt. Im Unterschied zu den meist V-förmigen Flusstälern (Kerbtäler) erzeugen die Gletscher U-förmige Talquerschnitte (Trogtäler), deren typische Form auch lange nach dem Abschmelzen noch auf ihre glaziale Entstehung schließen lässt.

Gletschererosion ist ebenfalls primär linear. Während Eiszeiten oder in den heutigen Polargebieten (Antarktis, Grönland) bedecken Gletscher, zu Eisschilden vereinigt, riesige Gebiete, sodass ihre Erosionswirkung dort flächig ist.

 

Diese Erosionsform greift das Festland auf breiter Front an und lässt sich besonders gut an Steilküsten beobachten. Dort führt die Arbeit der Brandung am Kliff zur Entstehung von Brandungshohlkehlen und anderen, ähnlichen Hohlräumen im Gestein, die mit der Zeit einstürzen. Dadurch wird die Küstenlinie ins Landesinnere zurückgedrängt und auf Meeresniveau entsteht eine immer breiter werdende Fläche, die Abrasionsplatte (auch: Brandungsplattform oder Felsschorre).

Abrasion ist linear bis flächig.

 

Wind wirkt vor allem dann erosiv, wenn er viel Material (Staub, Sand) mit sich führt (äolischer Transport), das dann ähnlich einem Sandstrahlgebläse am anstehenden Gestein des Untergrundes nagt (siehe z. B. Pilzfelsen). Dies tritt bevorzugt in ariden Gebieten (Wüste) bei geringer Vegetation und starker physikalischer Verwitterung auf. Winderosion ist vollflächig.

Bei der Winderosion wird unterschieden nach Deflation (bezeichnet das Wegblasen von Feinpartikeln, die bei der Verwitterung angefallen sind) und Korrasion (bezeichnet die aktive Erosion, also die abschleifende Wirkung auf Felsen und Steine durch mitgeführte Partikel).

Neben all den oben genannten Erosionsprozessen, die oberhalb des Meeresspiegels ablaufen, findet auch unterhalb des Meeresspiegels Erosion statt. Am bekanntesten ist die linienhafte Erosion des Kontinentalhanges durch Trübeströme (siehe unterseeischer Canyon).

 

 

Durch Winderosion geprägte Landschaft (Deflationsebene mit Steinpflaster) in der Ahaggar-Region in Algerien (links) und auf Chryse Planitia, Mars (rechts).

Überall dort, wo ähnliche physikalische Voraussetzungen wie auf der Erde herrschen, können entsprechende Erosionsprozesse auch auf anderen Planeten stattfinden. Besonders gut bekannt ist dies vom Nachbarplaneten Mars, wo Erosionsrinnen beobachtet wurden, die eindeutig auf fließendes Wasser zurückgehen. Es handelt sich dort aber nicht um echte fluviatile Erosion, denn die Wasserströme, welche diese Rinnen formten, waren aufgrund der dünnen Atmosphäre des Mars sehr kurzlebig.

Die aktuell vermutlich einzige sowohl auf der Erde als auch dem Mars aktive Erosionsform ist Winderosion, wobei die Windgeschwindigkeiten, die eine ausreichende Scherspannung für den Materialtransport erzeugen können, wegen der geringen Dichte der Atmosphäre auf dem Mars um ein Vielfaches höher sein müssen als auf der Erde.

 

Unter Bioerosion wird die zerstörerische Einwirkung lebender Organismen auf harte Substrate verstanden. Damit unterscheidet sich Bioerosion grundlegend von abiogener Erosion. Betroffen sind in erster Linie karbonatische Substrate im Meer.^[2] Die Zerstörung erfolgt mechanisch, wie z. B. durch die Fraßtätigkeit von Papageienfischen und Seeigeln an Steinkorallen, und/oder chemisch, wie z. B. durch die Bohrtätigkeit des Bohrschwammes Cliona und der Muschel Lithophaga in Skeletten diverser Wirbelloser Meerestiere bzw. in Kalksteinfelsen in der Gezeitenzone (siehe auch Palichnologie). Im Fall mechanischer Bioerosion wird das Substrat unmittelbar zerkleinert, im Fall chemischer Bioerosion wird es nur strukturell geschwächt und damit jedoch einer nachfolgenden abiogenen Zerkleinerung und Erosion Vorschub geleistet.

In Feldstudien wurde nachgewiesen, dass die Bioerosionsrate in modernen Korallenriffen annähernd genau so groß ist wie deren mittlere Wachstumsrate.^[3] In Einzelfällen liegt sie sogar deutlich darüber.^[4]

• Hans-Rudolf Bork, Helga Bork, Claus Dalchow: Landschaftsentwicklung in Mitteleuropa. Wirkungen des Menschen auf Landschaften. Klett-Perthes, Gotha u. a. 1998, ISBN 3-623-00849-4.
• Roland Brinkmann: Abriss der Geologie. Band 1: Allgemeine Geologie. 14. Auflage, neu bearbeitet von Werner Zeil. Enke, Stuttgart 1990, ISBN 3-432-80594-2.
• Christiane Martin, Manfred Eiblmaier (Hrsg.): Lexikon der Geowissenschaften. 6 Bände. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg u. a. 2000–2002, ISBN 3-8274-1655-8.
• Andreas Heitkamp: Erosion und Verwitterung – Landschaft im Wandel. In: Nadja Podbregar, Dieter Lohmann: Im Fokus: Geowissen. Wie funktioniert unser Planet? Springer Verlag, Berlin / Heidelberg 2013, e-ISBN 978-3-642-34791-7, S. 121–133.
• Hans Murawski: Geologisches Wörterbuch. 7., durchgesehene und erweiterte Auflage. Enke, Stuttgart 1977, ISBN 3-432-84107-8.
• Frank Press, Raymond Siever: Allgemeine Geologie. Eine Einführung. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg u. a. 1995, ISBN 3-86025-390-5.
• Gerold Richter (Hrsg.): Bodenerosion. Analyse und Bilanz eines Umweltproblems. Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt 2001, ISBN 3-534-12574-6.

 

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• Geologisches Porträt Verwitterung und Erosion, Mineralienatlas
• Oberflächenformen auf dem Mars

1. ↑ Klaus Kern: Sohlenerosion und Auenauflandung. Empfehlungen zur Gewässerunterhaltung. DVWK Gemeinnützige Fortbildungsgesellschaft für Wasserwirtschaft und Landschaftsentwicklung. Mainz 1998, online (Memento des Originals vom 8. Dezember 2015 im Internet Archive)   Info: Der Archivlink wurde automatisch eingesetzt und noch nicht geprüft. Bitte prüfe Original- und Archivlink gemäß Anleitung und entferne dann diesen Hinweis.@1@2Vorlage:Webachiv/IABot/www.gfg-fortbildung.de (PDF; 17,7 MB)
2. ↑ V. Paul Wright: Reef dynamics In: Maurice E. Tucker, V. Paul Wright: Carbonate Sedimentology. Blackwell Scientific, Oxford 1990, ISBN 0-632-01472-5, S. 195 ff.
3. ↑ T. P. Scoffin, C. W. Stearn, D. Boucher, P. Frydl, C. M. Hawkins, I. G. Hunter, J. K. MacGeachy: Calcium-carbonate budget of a fringing reef on the west-coast of Barbados. Part II. Erosion, sediments and internal structure. Bulletin of Marine Science, Bd. 30, Nr. 2, 1980, S. 475–508.
4. ↑ Kelly Lee Acker, Michael J. Risk: Substrate Destruction and Sediment Production by the Boring Sponge Cliona caribbaea on Grand Cayman Island. Journal of Sedimentary Petrology. Bd. 55, Nr. 5, 1985, S. 705–711, doi:10.1306/212F87C4-2B24-11D7-8648000102C1865D