Steinpflaster

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Dieser Artikel erläutert den geologischen Begriff. Zum Straßenbelag siehe Pflaster (Belag).
Wüstenpflaster. Der Maßstabswürfel hat die Kantenlänge 1 cm.
Wüstenpflaster in der Rub al-Chali. Der Maßstabswürfel hat die Kantenlänge 1 cm.

Steinpflaster, Wüstenpflaster oder Wüstenmosaik werden ebene, aus mineralischen Verwitterungstrümmern bestehende Flächen in Wärme- und Kältewüsten genannt, die eine maximale Korngröße von 100 mm selten überschreiten. Derartige Oberflächen werden im Arabischen Reg oder Serir genannt, während Hammada Steinwüsten mit Körnungen über 100 mm bezeichnet.

Definition[Bearbeiten]

Steinpflaster sind typische Oberflächenformen arider Gebiete. Die darunter liegenden Böden sind meist durch einen charakteristischen steinfreien bis steinarmen Oberboden, dem Vesikularhorizont, gekennzeichnet. Eine Wechselwirkung dieses blasenreichen Horizonts mit dem aufliegenden Wüstenpflaster wird in der Literatur häufig vermutet.[1] Die Genese beider Erscheinungen wird mit unterschiedlichen Theorien erklärt.

Verbreitung[Bearbeiten]

Wüstenpflaster implizieren schon im Namen deren Hauptverbreitungsgebiet. Jedoch beschränken sich Wüsten in diesem Fall nicht ausschließlich auf aride und semiaride Gebiete innerhalb der Wendekreise. Ähnliche Erscheinungsformen sind ebenso für periglaziale Gebiete und Gebirgsregionen bekannt,[2] jedoch wurde hier bisher kein Vesikularhorizont nachgewiesen. Im Gebiet der Sør Rondane Berge, im Osten der Antarktis, wurde eine 30-40 cm mächtige salzhaltige schluffige Schicht nachgewiesen, welche von einem Steinpflaster aus leicht verwitterbarem Gneis bedeckt ist.[3] In Island findet man über 50 cm mächtige Sandablagerungen unter einer steinigen Oberfläche. Ob es sich bei diesen Erscheinungen lediglich um Konvergenzformen handelt, welche durch Frosthebung und intensive Verwitterung entstanden sind, oder ob vergleichbare morphogenetische Prozesse stattfanden, ist fraglich. Übereinstimmung herrscht bei der These, dass auch in Island das Steinpflaster als Sedimentationsfalle fungiert.

Entstehung[Bearbeiten]

Vesikularhorizont[Bearbeiten]

Vesikularhorizonte sind chemisch und physikalisch komplexe Oberböden, welche meist von einer Steinauflage bedeckt werden. Charakteristisch ist die blasenreiche Struktur, woraus sich die Nomenklatur Av für vesikulär ableitet. Die Bezeichnung ist jedoch diskutabel, da innerhalb eines Av-Horizontes die Lessivierung sowie Kalk- und Salzanreicherungen eine Rolle spielen, welche typische Prozesse eines B-Horizontes repräsentieren.[1] Weiterhin ist die stetige Zufuhr von Ausgangsmaterial als Charakteristikum des C-Horizontes zu sehen. Die Genese des überwiegend steinfreien bis steinarmen Oberbodens wird mit der Akkumulation von feinkörnigen äolischen Material erklärt, welches sich an der rauen Oberfläche des Steinpflasters ablagert.[1] Die Entstehung der Vesikel führen Evenari et al. (1974), auf Grundlage ihrer Laborexperimente, auf die thermale Ausdehnung der durch die oberflächliche Befeuchtung des Bodens eingeschlossenen Luft zurück.[4] Die Oberflächenverdichtung kann außerdem durch Verschlämmung oder durch das aufliegende Gesteinsmaterial verursacht werden. Im Experiment konnten Evenari et al. (1974) lediglich unter der Petrischale eine Vesikelbildung beobachten und nicht unter unbedecktem Boden. Es konnte jedoch eine Abnahme der Mächtigkeit des Av-Horizontes sowohl unter größeren Steinen als auch bei zunehmender Hangneigung festgestellt werden. Positiv hingegen korreliert die Vesikelbildung mit einem höheren Ton- und Schluffgehalt. Der Kapillardruck und der Wasserdruck führen zu einem Komprimieren der Luft und innerhalb des durchfeuchteten und daher sehr instabilen Bodengefüges zur Bildung bläschenförmiger Poren.

Wüstenpflaster[Bearbeiten]

Wüstenpflaster entstehen durch einen in der Regel mehrere Jahrzehntausende dauernden Sortierungsprozess, bei dem durch Deflation oder Turbation das ursprünglich vorhandene Feinmaterial ausgeblasen und abtransportiert wird. Wüstenpflaster kennzeichnen daher immer auch rezente oder fossile Erosionsflächen. Fossile Steinpflaster finden sich oft an der Basis von Lößablagerungen.

Besteht die ursprüngliche Oberfläche aus verschiedenen Korngrößen, beispielsweise aus, Schluff, Feinkies und größeren Steinen, wirkt die aeolische Deflation selektiv. Das bedeutet, das Feinmaterial wird zuerst angegriffen und ausgeweht, während die groben Komponenten zurückbleiben. Ein so entstandener Bodenhorizont erreicht irgendwann einen stabilen, inaktiven Zustand. Eine weitere Umgestaltung findet nach vollständiger Ausprägung kaum mehr statt. Die Glätte der entstandenen Oberfläche bietet selbst bei höheren Windgeschwindigkeiten keinerlei Angriffsfläche mehr zur Auswehung des unter dem Wüstenpflaster befindlichen Bodens. Im Gegensatz zur kantigen, grobkörnigen Hammadah, bei der es zwischen den Gesteinsfragmenten zu starken Makroverwirbelungen kommt, welche die Deflation, das heißt, das Ausblasen des Schluffs, noch verstärken, verbleiben die feinkörnigen Bestandteile unter und zwischen den Komponenten des Steinpflasters.

Im Gegensatz zum optischen Eindruck, den Wüstenpflaster hervorrufen, handelt es sich nicht um die sichtbare aberodierte Oberfläche einer mehr oder weniger dicht gepackten losen Geröllbrekzie, sondern um eine oft nur 20-30 mm flache Steinschicht, die eine sehr lockere Geröllschicht mit hohem Lößanteil deckt. Der Fuß kann beim Betreten des Wüstenpflasters deshalb mehrere Zentimeter einsinken.

Wüstenpflaster sind typische Oberflächenformen in Kälte- und Trockenwüsten. Sie sind definiert durch eine meist einlagige dünne Schicht aus Gesteinsbruchstücken, welche vorwiegend einen Durchmesser von 3,3–10 cm besitzen.[5] Kleinere Korngrößen werden äolisch verlagert und größere Steine dienen nicht mehr als geeignete Sedimentfalle. Die Gesamtfläche kann zwischen wenigen Quadratmetern bis einigen hundert Hektar betragen.[6] Der Bedeckungsgrad liegt bei 50–90 %. Die Herkunft der Steine kann allochthoner als auch autochthoner Art sein, wobei zwischen primärer (Ausgangsgestein) und sekundärer (durch Verwitterung zerkleinertes Ausgangsgestein) Bereitstellung unterschieden wird.[6] Die freiliegende Oberfläche der Steine ist meist mit einem dunkelbraunen bis schwarzen Wüstenlack überzogen, welcher aus Eisen- und Manganoxiden besteht. Infolge ihrer weltweiten Verbreitung besitzen Wüstenpflaster eine Vielzahl von Bezeichnungen. In Australien werden sie Gibber Plains oder Stone Mantle genannt, in den USA hat sich der Term Desert Pavements etabliert und in Zentralasien wird die Bezeichnung Gobi verwendet. Hammada, Reg und Serir sind arabische Begriffe, wobei man von Hammada im Falle eines mit größeren Felstrümmern bedeckten Pavements spricht und Kieswüsten mit kleinen Steinen je nach ihrer Form als Reg (rund) oder Serir (kantig) bezeichnet werden. Unterschiedliche Theorien zur Entstehung werden im Folgenden eingehend erläutert.

Deflation[Bearbeiten]

Erste Ansätze zur Erklärung der Entstehung von Steinpflastern gingen von einer Auswehung des äolisch verlagerbaren Feinmaterials aus.[7] Ein selektiver Transport führt zur Abtragung des Feinmaterials. Dies führt zur Freilegung gröberer Bestandteile, welche sich an der Oberfläche akkumulieren, bis das System eine stabile Phase erreicht. Das unterliegende Material wird durch das Steinpflaster vor weiterer Deflation geschützt. Diese These stützt sich auf Feldversuche, die eine Deflation von freiliegendem Feinmaterial belegen.[8] Dabei wurden auf einen Quadratmeter 10 kg gesiebtes Material des Av-Horizontes künstlich aufgetragen. Innerhalb von drei Tagen wurde das Feinmaterial vollständig ausgeweht. Der sehr geringe Anteil großer Gesteinsbruchstücke im Untergrund steht konträr zum aufliegenden Pavement. Dies wird mit dem oberflächlichen Auswehen kleinerer Steine während der Pavementgenese erklärt. Bei dem Substrat handelt es sich um allochthones Material, welches durch Erosion der umliegenden Gebirge bereitgestellt wurde und möglicherweise während feuchterer Klimate in Form von Muren transportiert und abgelagert wurde. Andere Wissenschaftler hingegen führt die Deflation nur als Teilprozess der Genese an und sehen Quell- und Schrumpfungsprozesse als Ursache für das Aufwachsen des Grobbodenanteils. Weiterhin wird auf den Einfluss von Oberflächenabfluss als Hauptursache flächenhafter Erosion verwiesen, der Wechselbeziehung mit dem unterlagerndem Vesikularhorizont und anderen mechanischen und chemischen Prozessen.

Turbation[Bearbeiten]

Diese Theorie stellte eine Weiterführung der Deflationstheorie dar. Grundgedanke dieses Modells ist eine Aufwärtsdynamik der Steine durch Turbationsprozesse. Je nach klimatischen Bedingungen, Substrat und anderen Faktoren kann es sich um Salzdynamik, Peloturbation oder Kryoturbation handeln.[7] Der Einfluss der Bioturbation wird in der Literatur meist auf die laterale Bewegung von Steinen innerhalb der Diskussion um die Regeneration von Wüstenpflastern beschränkt und nicht als Ursache für ein flächiges Aufwachsen der Steine gesehen. Das Wirkungsprinzip des Aufwachsens durch Turbationsprozesse beruht auf einer Volumenzunahme des Sedimentkörpers. Das gesamte Substrat erfährt dabei eine Aufwärtsbewegung. Bei dem darauf folgenden Schrumpfen kann das Grobmaterial jedoch nicht in die Ausgangsposition zurück verlagert werden, da der Zwischenraum bereits mit Feinmaterial verfüllt wurde. Kryoturbation beruht hauptsächlich auf der Volumenzunahme von Wasser beim Wechsel in den festen Aggregatzustand. Aufgrund der klimatischen Voraussetzungen spielt sie für einige der Untersuchungsgebiete keine aktuelle Rolle, kann jedoch in Zeiten eines feuchteren und kälteren Klimas Einfluss ausgeübt haben. Eine Salzdynamik ist hingegen innerhalb arider Klimate verbreitet. Beim Ausfällen von Natriumchlorid oder Gips entsteht ein Kristallisationsdruck. Die Wirkungsweise ist vergleichbar mit dem Prinzip der Kryoturbation. Als Hauptursache werden die Quell- und Schrumpfungsvorgänge beim Befeuchten und Trocknen von Tonmineralen gesehen. Dabei kommt es während des Austrocknens zur Entstehung von oberflächlichen vertikalen Rissen in hexagonaler Anordnung, welche für eine abwärtige Verlagerung des Steinpflasters meist zu schmal sind und daher mit Löss verfüllt werden. Nach einem Niederschlagsereignis kommt es zur Volumenzunahme der quellfähigen Tonminerale, was zu einem Herauspressen des Materials führt. Gestützt wird diese These durch ein Laborexperiment, bei welchem jeweils 12 Steine in einem Becherglas mit Feinboden begraben wurden und mit 22 Wiederholungen beregnet und getrocknet wurden.[9] Vor jedem Zyklus wurde etwas Bodenmaterial über die Becher gestreut. Am Versuchsende wurde die Höhe der Steine gemessen und mit dem Ausgangswert verglichen. Die höchste Aufwärtsverlagerung betrug 1,02 cm. Steine eines Kontrollversuches, welche nicht beregnet wurden, zeigten keine Aufwärtsbewegung

Verwitterung[Bearbeiten]

Ein weiterer Ansatz führt die Genese von Pavements auf intensive chemische oder physikalische Verwitterung der steinigen Oberfläche zurück. Das verwitterte Feinmaterial fällt dabei in die Zwischenräume und lagert sich dort ab.[3] Verstärkt wird die Verwitterung im Boden durch das höhere Feuchtigkeitsangebot, was zu geringen Korngrößen im Substrat bei gleichzeitiger gröberer Steinauflage führen kann. Vorrangig seien Insolations-, Frost- und Salzverwitterung genannt.

Akkumulation[Bearbeiten]

Ein aktuelleres Modell ist die sogenannte Floating-Pebble-Hypothese. So handelt es sich bei Desert Pavements nicht um Deflationsgebiete, sondern um Depositionsflächen, dessen Steinpflaster niemals bedeckt waren.[5][1] Zwei Prozesse sind für die Genese der Oberfläche dominant. Zum einen ist das die alluviale Verlagerung von basaltischen Gesteinsstücken aus topografisch höher liegenden Gebieten in bereits mit Feinmaterial gefüllte Senken. Zum anderen wachsen Gesteinsbruchstücke des Ausgangsmaterials unter dem sich akkumulierenden Feinmaterial auf. Die raue Oberfläche der Steinpflaster bewirkt eine Abnahme der Windgeschwindigkeit und damit der Transportkraft des Windes, was eine Deposition des Lösses zur Folge hat. Eine vertikale Bewegung der Steine, welche ein Begraben des Pavements verhindern, erfolgt über die Volumenänderung des Feinmaterials durch Quell- und Schrumpfungsprozesse. Feinmaterial wird zwischen den Steinen abgelagert und ein Teil in die Trockenrisse verlagert. Bei einem Niederschlagsereignis kommt es zur Volumenzunahme und damit zum Herausdrücken des vorher eingewehten Materials. Neben dem Aufwachsen des Steinpflasters durch die Quell- und Schrumpfdynamik des tonhaltigen Feinmaterials wird ein enger Zusammenhang mit dem unterlagernden Vesikularhorizont vermutet.

Einflussfaktoren[Bearbeiten]

Die Entstehung von Desert Pavements mit einem darunterliegenden Vesikularhorizont ist ein komplexer Prozess, welcher durch mehrere Faktoren beeinflusst wird. Im Folgenden sollen Interaktionen der Einflussfaktoren mit dem Steinpflaster und dem Schaumboden dargelegt, sowie Konnektivitäten untereinander gezeigt werden.

Klima[Bearbeiten]

Grundlage für die Bildung eines Vesikularhorizontes ist die Akkumulation von Feinmaterial. Erosion, Transport und Ablagerung von Löss können nur unter ariden Bedingungen und damit einhergehender geringer Vegetationsdichte und ausreichend hoher Windenergie geschehen. Da die Verbreitung von Steinpflastern stark an die Niederschlagsverteilung gebunden ist, wird im Folgenden näher auf den entscheidenden Einfluss des Klimas eingegangen.

Einfluss von Temperatur[Bearbeiten]

Neben diversen Prozessen, die zum Aufwachsen des Grobmaterials führen können, kann es durch Frosthebung ebenfalls zur Bildung eines Steinpflasters kommen. Grundlegenden Einfluss auf Pavements übt die Temperatur indirekt über die Wechselwirkung mit anderen Faktoren aus. Die temperaturbedingte hohe Verdunstung reduziert das pflanzenverfügbare Wasser und prägt damit die Vegetationsverteilung. Ein hoher täglicher Temperaturwechsel begünstigt die Insolationsverwitterung, was zu einem höheren Bedeckungsgrad des Pavements führen kann.

Einfluss von Niederschlag[Bearbeiten]

Zwar sind die Niederschlagsmengen und -häufigkeiten in ariden Gebieten sehr gering, dennoch besitzen sie einen großen Einfluss auf die Morphogenese von Wüsten. So sind Splash-Effekte und ein oberflächlicher Abfluss verantwortlich für die Verkrustung des Oberbodens. Die mechanische Energie der Regentropfen zerstört beim Aufprall die Bodenaggregate, welche wiederum die Makroporen verschließen und es kommt zur Einregelung der Tonminerale. Weiterhin fungieren Tonminerale und Salze als Bindemittel zwischen gröberem Feinmaterial. Infolge der Verdichtung wird zum einen der äolische Austrag von Feinmaterial reduziert und zum anderen nimmt die Infiltrationsrate ab, was zu einem verstärkten Oberflächenabfluss führt.[7] Weiterhin wird der Oberflächenabfluss als Ursache für die laterale Bewegung von Steinen gesehen, welche auch in Gebieten mit sehr geringer Reliefenergie möglich ist. Niederschlag wird demnach als notwendiger Bestandteil der Entstehung von Steinpflastern gesehen.

Einfluss von Wind[Bearbeiten]

Die Bildung eines überwiegend steinfreien Oberbodens unter Steinpflastern wird auf die Akkumulation äolisch verfrachteten Feinmaterials zurückgeführt. Damit ist Wind eine Hauptursache für die akkretionäre Pedogenese.[1] Der Einfluss auf Steinpflaster wird kontrovers diskutiert. So belegt die Existenz von Windkantern in der Atacamawüste eine hohe Windenergie, welche in diesem Gebiet Wüstenpflaster als Folge von Deflationsprozessen möglich erscheinen lassen.[7]. Ebenso zeigen Experimente die erodierende Wirkung von Wind auf unbefestigtes Feinmaterial.[8] Nach Ausbildung eines Steinpflasters und der Verkrustung des Vesikularhorizontes kann es hingegen nur zu einer sehr geringen Deflation kommen, da kaum verlagerbares Material zur Verfügung steht.[7] Man geht davon aus, dass maximal Steine bis 2 cm Durchmesser äolisch verlagert werden können, wobei Windgeschwindigkeiten bis 60 km/h lediglich zu einem Transport von Feinmaterial bis 1 cm führen. Die untergeordnete Rolle des Windes wird mit dem Vorhandensein des Wüstenlackes begründet, welcher ein Zeichen geringer Winderosion ist. Wind als mögliche Ursache für die laterale Bewegung spielt nicht nur bei Steinpflastern eine Rolle. So wird das Phänomen der sich bewegenden Steine in der Racetrack Playa hauptsächlich auf Windenergie zurückgeführt. Dabei kommt es unabhängig vom minimalen Gefälle zur Bewegung von bis zu 320 kg schweren Steinen. Um die Haftreibung zu reduzieren, ist eine Durchfeuchtung des sehr tonhaltigen Substrats notwendig.

Wasser[Bearbeiten]

Steinpflaster haben einen entscheidenden Einfluss auf die Infiltrationsrate und damit auf das pflanzenverfügbare Wasser. Die Reduzierung der infiltrierenden Wassermenge wird durch den Interzeptionsspeicher der Steine und die Versiegelung der Oberfläche bewirkt. Oberflächenabfluss, welcher fähig ist, neben Sediment auch Grobmaterial zu verlagern, wird für die geringe Reliefenergie der meisten Pavements mitverantwortlich gemacht.

Relief[Bearbeiten]

Innerhalb flach geneigter Ebenen kann es durch Wassersättigung der obersten Bodenschicht zu einer Fließbewegung des Feinmaterials kommen.[7] Es kann eine Abnahme der Lagerungsdichte des Steinpflasters mit zunehmender Höhe um circa 3 % pro 100 Höhenmeter festgestellt werden. Weiterhin nimmt die Ausbildung des Vesikularhorizontes mit zunehmender Hangneigung ab, was möglicherweise auf die geringere Infiltrationsrate zurückzuführen ist.

Lebewesen[Bearbeiten]

Einfluss der Flora[Bearbeiten]

Vegetation ist die Hauptursache für die Zerstörung von Wüstenpflastern und indirekt proportional zur Dichte des Steinpflasters. In Gebieten mit Strauchgesellschaften ist eine verstärkte äolische Akkumulation von Feinmaterial unter Sträuchern festzustellen, wobei das Steinpflaster lediglich in den Zwischenräumen der diffusen Vegetation auftritt. Weiterhin führt Vegetation zu einer Destruktion des Vesikularhorizontes bzw. verhindert dessen Genese. Möglicherweise wird durch den fehlenden Av-Horizont das Einwandern der Steine verhindert. Störungen des Pavements, wie umgedrehte Steine, korrelieren räumlich stark mit Gebieten annueller Pflanzen und können direkt durch das Wachstum der Pflanzen verursacht sein oder indirekt durch den Einfluss von Tieren.

Einfluss der Fauna[Bearbeiten]

Außerdem wird die Aktivität von Tieren als Ursache sowohl für das Umdrehen der Steine als auch für die laterale Bewegung von Steinen vermutet. Dies kann durch die Fortbewegung von Lebewesen am Boden erfolgen, oder durch Vogelschwärme, welche zur Nahrungssuche landen und den Boden nach Samen durchsuchen. Somit ist eine Störung des Pavements direkt an das Vorhandensein rezenter Vegetation gebunden. Ein Einfluss der Mikrofauna auf die Beschaffenheit der Oberflächen wird ebenfalls diskutiert. Weiterhin werden Filamente von Bakterien auf der Bodenoberfläche als relevant für die Bewegung der Steine in der Racetrack Playa gehalten.

Substrat[Bearbeiten]

Neben einem ariden Klima scheint der Vesikularhorizont außerdem an ein geeignetes Substrat gebunden zu sein. Eine Vesikulargenese findet unter den meisten Bodenarten statt, wobei Sand eine Ausnahme bildete. Demnach ist ein Mindestanteil von Schluff und Ton notwendig für die Genese. Eine positive Korrelation des Vesikularhorizontes mit dem Anteil von Schluff und Ton konnte ebenfalls nachgewiesen werden. Ausgefallenes Calciumcarbonat sowie Tonhäutchen an den Innenwänden der Vesikel können deren Stabilität erhöhen.[4] Infolge des ariden Klimas kommt es zu einer Salzanreicherung im Boden. Die Volumenzunahme bei dem Auskristallisieren von Salz kann ein Aufwachsen des Steinpflasters induzieren, ähnlich den Prozessen der Frosthebung.[7] Der Kristallisationsdruck ist außerdem für die Salzverwitterung verantwortlich, welche die Korngröße der Steinauflage reduziert und damit den Bedeckungsgrad erhöht. Ein höherer Bedeckungsgrad führt wiederum zu einer geringeren Infiltration. Ein erhöhter Salzgehalt im Oberboden reduziert die Wurzeltiefe der meisten Pflanzen (eine Ausnahme bilden Halophyten) und damit das Pflanzenwachstum allgemein. Die destruierende Wirkung von Vegetation wurde in obigen Abschnitt dargelegt.

Zeit[Bearbeiten]

Desert Pavements gehören zu den ältesten Oberflächenformen der Welt. Bedingt durch eine extrem geringe Erosion, kann ihre Gestalt für mehr als 2 Millionen Jahre unverändert bleiben. Bei der Entwicklung von Desert Pavements kann ein Klimaxstadium erreicht werden kann. In diesem Zustand hätte die Steinauflage durch Verwitterung einen minimalen Durchmesser erreicht und somit bestände größter Schutz vor Erosion. Ein geringeren Durchmesser der aufliegenden Gesteinsfragmente ist folglich ein Zeichen einer länger anhaltenden Verwitterung und damit älteren Ursprungs. Weiterhin wird die Intensität des Wüstenlackes als Indikator für das Alter des Pavements gesehen.

Einerseits benötigen Desert Pavements mehrere zehntausend Jahre zur vollständigen Entwicklung, anderseits verläuft ein Regenerationsprozess über wenige Jahrzehnte bis Jahrhunderte. So belegen Untersuchungen eine signifikante Regeneration eines beräumten Steinpflasters innerhalb weniger Jahre. In 80 Jahren könnte sich so eine Fläche im Quadratdezimeterbereich vollständig regenerieren.[10]

Rezente Wüstenpflaster[Bearbeiten]

Meteoritenfund auf Wüstenpflaster (Chondrit, 408,50g)

Wüstenpflaster repräsentieren oft sehr alte Oberflächen. Alle größeren Objekte aus widerstandsfähigen Materialien, die vor oder während des Deflationsprozesses in oder auf den (Löss-)Boden gelangten, enden schließlich auf der rezenten Oberfläche. Dazu zählen prähistorische Werkzeuge ebenso wie moderne Artefakte, aber auch Meteoriten. Meteoritenfunde auf Wüstenpflaster repräsentieren oft sehr alte Fälle, die zunächst im Boden einsedimentiert wurden und so der chemischen und mechanischen Verwitterung entgingen. Durch Winderosion freigelegt, kommen sie bei der Bildung des Wüstenpflasters auf der rezenten Oberfläche zu liegen.

Literatur[Bearbeiten]

  • Detlef Busche: Die zentrale Sahara. Oberflächenformen im Wandel. Perthes, Gotha 1998
  • S. Buhl: The Hammadah al-Hamra Meteorite Field after 20 Years of Prospecting. Meteorite Magazine, Nov 2004, S. 37–48
  • A. J. Parsons, A. D. Abrahams: Geomorphology of Desert Environments. Springer, Dordrecht (Niederlande) 2009

Weblinks[Bearbeiten]

Einzelnachweise[Bearbeiten]

  1. a b c d e Anderson, K.; S. Wells; R. Graham (2002): Pedogenesis of vesicular horizons, Cima Volcanic Field, Mojave Desert, California, in: Soil Science Society of America Journal Vol. 66(3), S. 878–887
  2. Arnalds, O.; Gisladottir F.O.; Sigurjonsson, H. (2006): Sandy deserts of Iceland: an overview, in: Journal of Arid Environments Vol. 47, S. 359 – 371
  3. a b Matsuoka, N.; Thomachot, C. E.; Oguchi, C. E.; Hatta, T.;Abe, M.; Matsuzaki, H. (2006): Quaternary bedrock erosion and landscape evolution in the Sør Rondane Mountains, East Antarctica: Reevaluating rates and processes, in: Geomorphology Vol. 81(3-4), S. 408–420,
  4. a b Evenari, M.; D. Yaalon; Y. Gutterman (1974): Note on soils with vesicular structure in deserts, in: Z. Geomorph. Vol. 18(2), S. 162–172
  5. a b McFadden, L. D.; Wells, S. G.; Dohrenwend, J. C. (1986): Influences of quaternary climatic changes on processes of soil development on desert loess deposits of the cima volcanic field, California in: Catena 13 (1986), Nr. 4, S. 361–389
  6. a b Cooke, R. ; Warren, A. ; Goudie, A.: Desert Geomorphology 1993
  7. a b c d e f g Cooke, R: Stone pavements in deserts. in: Annals of the Association of American Geographers 60 (1970), Nr. 3, S. 560–577
  8. a b Symmons, P. M. ; Hemming, C. F.: A Note on Wind-Stable Stone-Mantles in the Southern Sahara in: The Geographical Journal 134 (1968), Nr. 1, S. 60–64
  9. Jessup, R. W.: The stony tableland soils of the southeastern portion of the australian arid zone and their evolutionary history in: European Journal of Soil Science 11 (1960), Nr. 2, S. 188–196
  10. Haff, P. K.; Werner, B. T.: Dynamical processes on desert pavements and the healing of surficial disturbances in: Quaternary Research 45 (1996), Nr. 1, S. 38–46