Leseprobe
Inhaltsverzeichnis
1 Einleitung
1.1 Problemstellung
1.2 Ziel der Arbeit
1.3 Aktueller Forschungsstand
1.3.1 Gully-Bildung und -Entwicklung
1.3.2 Einflussfaktoren der Gully-Entwicklung
1.3.3 Gully-Typen und -Entwicklungsgeschwindigkeiten
1.3.4 Gully-Erosionskontrolle und -Vermeidung
1.3.5 Folgen und Bedeutung der Gully-Erosion für das Gesamterosionsgeschehen
1.3.6 Untersuchungsmethoden
2 Geographische Grundzüge des Untersuchungsraumes
2.1 Geologischer Bau
2.2 Präquartäre Klima- und Reliefentwicklung
2.3 Quartäre Klima- und Reliefentwicklung
2.3.1 Pleistozän
2.3.2 Holozän
2.4 Rezente Klimabedingungen
2.4.1 Großräumiges Klima
2.4.2 Klimavariabilität im Sahel
2.4.3 Das Klima im Arbeitsgebiet
2.5 Hydrographie
2.6 Böden
2.6.1 Bodenbildung in den Tropen
2.6.2 Quartäre Böden und Sedimente
2.6.3 Die Böden im Arbeitsgebiet
2.7 Vegetation
2.7.1 Die Vegetation im Arbeitsgebiet
2.7.2 Vegetationsveränderungen
2.8 Aktuelle Geomorphodynamik
2.9 Untersuchungsstandorte
3 Methoden
3.1 Großmaßstäbiges Luftbild-Monitoring mit dem Fesseldrachen
3.1.1 Maßstabsfrage und Anwendungsbereiche
3.1.2 Historische Entwicklung der unbemannten Luftbildphotographie
3.1.3 Prinzip der Fesseldrachenbefliegung
3.1.4 Primärdatenerhebung - Passpunktvermessung
3.2 Photogrammetrische Grundlagen zur Bildorientierung und Auswertung
3.2.1 Das Modell der Zentralperspektive
3.2.2 Analog/Digital-Wandlung
3.2.2.1 Geometrisches und radiometrisches Aufl ö sungsverm ö gen
3.2.2.2 Scannertypen und geometrische Genauigkeit
3.2.3 Prinzipien des stereoskopischen Sehens
3.2.4 Stereoskopische Visualisierungstechniken
3.2.5 Koordinatensysteme
3.2.6 Orientierungsparameter
3.2.6.1 Innere Orientierung
3.2.6.2 Ä u ß ere Orientierung
3.2.6.3 Relative Orientierung durch Verkn ü pfungspunkte
3.2.6.4 Absolute Orientierung durch Passpunkte
3.2.7 Aerotriangulation
3.3 Darstellung und Speicherung von Höheninformationen
3.3.1 Höhenmatrizen
3.3.2 Triangular Irregular Networks (TINs)
3.4 Manuelle Stereomessung und -kartierung
3.5 Automatischen DGM-Erstellung
3.6 Besonderheiten der verwendeten großmaßstäbigen Luftbilder und ihre photogrammetrischen Auswirkungen
4 Zweidimensionale Veränderungskartierung des Gully- Wachstums
4.1.1 Gully Gorom
4.1.2 Gully Inselberg-Gorom
5 Scanner-Tests
6 Vom Dia zum orientierten Bilderblock in LPS
6.1 Auswahl und Digitalisierung der Bilddaten
6.2 Anlegen einer Blockdatei in LPS
6.3 Parameter der inneren Orientierung
6.3.1 Kamera und Kamerakalibrierung
6.3.2 Zuordnung der Rahmenmarken im Bild
6.4 Parameter der äußeren Orientierung
6.4.1 Einfügen von Passpunkten
6.4.2 Generierung von Passpunkten für die Monitoring-Zeitpunkte Juli und Dezember
6.4.3 Einfügen von Verknüpfungspunkten
6.5 Bündelblockausgleich
6.5.1 Allgemeine Einstellungen
6.5.2 Punktgenauigkeiten
6.5.3 Innere Orientierungsgenauigkeiten
6.5.4 Äußere Orientierungsgenauigkeiten
6.5.5 Erweiterte Einstellungen
6.6 Interpretation der Triangulationsergebnisse
6.6.1 Triangulation Summary
6.6.2 Der Triangulationsreport
6.6.3 Gully Gorom
6.6.3.1 Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
6.6.3.2 Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2000
6.6.3.3 Monitoring-Zeitpunkt Juli 2000
6.6.4 Gully Inselberg-Gorom
6.6.4.1 Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
6.6.4.2 Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2000
7 DGM-Erstellung
7.1 Manuelle DGM-Erstellung mit Stereo Analyst am Beispiel Gully Inselberg-Gorom
7.1.1 Erstellen eines neuen Feature-Projektes
7.1.2 3D-Kartierung im quad buffered- Stereomodus mit Shutterbrille
7.1.3 Analyse der Kartierungsergebnisse: Programmschwächen und Kartierungsgenauigkeiten
7.2 Automatische DGM-Erstellung mit LPS
7.2.1 Allgemeine Einstellungen
7.2.2 Erweiterte Einstellungen
7.2.3 Mosaikierung, Genauigkeiten und Fehler der 3D-Modelle des Monitoring-Zeitpunktes Dezember
7.2.3.1 Gully Gorom
7.2.3.2 Gully Inselberg-Gorom
7.2.4 Dreidimensionale Darstellung der Luftbildmosaike des Monitoring-Zeitpunktes Dezember
7.2.5 3D-Modellerstellung für die Monitoring-Zeitpunkte Dezember und Juli
7.3 Vergleich der automatisch generierten Geländemodelle mit der manuellen 3D-Kartierung
8 Zusammenfassung
Abbildungsverzeichnis
Abb. 1 Gully-Monitoring entlang des Transekts Südwesteuropa - Westafrika
Abb. 2 Initiale Gully-Einschneidung
Abb. 3 Aktiver Gully -headcut bei einem Abflussereignis
Abb. 4 Gully- headcut in der Trockenzeit
Abb. 5 Bodenerosion/Vegetationsbedeckungs-Beziehung
Abb. 6 Schema eines badland -Gullies
Abb. 7 Schema eines bank -Gullies
Abb. 8 Kombinationstyp: Bank -Gullies im Unterhangbereich vereinigen sich mit badland -Gullies im oberen Einzugsgebiet
Abb. 9 Burkina Faso: Administrative Gliederung, Klimazonen und durchschnitt- liche Jahresisohyeten der Jahre 1960-1990
Abb. 10 Landsat TM-Szene des Arbeitsgebietes vom 5.8.2000
Abb. 11 Übersichtskarte der geologischen Einheiten West-Afrikas
Abb. 12 Geologische Übersichtskarte von NE-Burkina Faso
Abb. 13 Schema einer Laterit-Mesa
Abb. 14 Verlagerung der 50-100 mm-Isohyete (klimatischer Südrand der Wüste) in den letzten 130.000 Jahren im Verhältnis zur geographischen Breite
Abb. 15 Landschaftsgenetische und kulturhistorische Zeiträume in NE-Burkina Faso und ihre Beziehung zu klimatischen Trends und vermuteten Klima- schwankungen der letzten 20.000 Jahre
Abb. 16 Meridionalschnitt durch die Witterungszonen über Westafrika
Abb. 17 Interannuelle Variabilität im Sahel von 1901 bis 1997
Abb. 18 Klimadiagramm der Station Dori
Abb. 19 Mittlere monatliche Luftfeuchtigkeit der Station Jalafanka (1976-1983)
Abb. 20 Monatsmittelwerte der Niederschläge unterschiedlicher Zeitreihen der Station Dori
Abb. 21 Monatsmittelwerte der Niederschläge unterschiedlicher Zeitreihen der Station Gorom Gorom
Abb. 22 Jahressummen der Niederschläge im mm und 5-jähriges gleitendes Mittel der Station Dori von 1922 -2001
Abb. 23 Hydrographische Karte des Niger-Einzugsgebiets in NE-Burkina Faso
Abb. 24 Pedologische Übersichtskarte von NE-Burkina Faso
Abb. 25 Vegetationszonen in den nördlichen Sahelprovinzen Burkina Fasos
Abb. 26 Vegetationsabfolge der Gehölzgesellschaften und der Krautschicht in verschiedenen Bereichen des Glacis
Abb. 27 Schematischer Querschnitt durch einen jungquartären Dünenzug im zentralen Teil des Untersuchungsgebietes mit dem typischen Mosaik verschiedener Gehölzgesellschaften
Abb. 28 Typisches Vegetationsmosaik der Gehölzgesellschaften an einem Inselberg in relativer Siedlungsnähe
Abb. 29 Schematisches Blockbild der unterschiedlichen Landschaftseinheiten in NO-Burkina Faso
Abb. 30 Lage der Arbeitsgebiete im Nordosten von Burkina Faso
Abb. 31 Rokkaku-Drachen des Instituts für Physische Geographie
Abb. 32 Prinzip der Fesseldrachenbefliegung
Abb. 33 Kameraaufhängung mit montierter Pentax-Spiegelreflexkamera
Abb. 34 Modell der Zentralperspektive
Abb. 35 Versatz von Bildpunkten bei unterschiedlichen Geländehöhen
Abb. 36 Prinzip des natürlichen stereoskopischen Sehens
Abb. 37 Korrespondierende Bildposition von zwei Geländepunkten
Abb. 38 Schematische Profilansicht eines Stereopaares und der korrespondierenden Bildpositionen der Bildpunkte sowie der Parallaxenunterschiede
Abb. 39 X-Parallaxe in einem Anaglyphenbild in Abhängigkeit von der Geländehöhe
Abb. 40 Künstliches stereoskopisches Sehen (schematisch)
Abb. 41 Epipolar- bzw. Kernstrahlgeometrie zwischen zwei Stereoluftbildern
Abb. 42 Y-Parallaxe in einem Anaglyphenbild
Abb. 43 Screenshot eines im Anaglyphenverfahren dargestellten Bildpaares in Stereo Analyst
Abb. 44 Unterschiedliche Koordinatensysteme und Parameter der äußeren Orientierung
Abb. 45 Bild- und Pixelkoordinatensystem
Abb. 46 Parameter der inneren Orientierung
Abb. 47 Relative Orientierung bei einem Bildpaar
Abb. 48 Absolute Orientierung
Abb. 49 Aerotriangulation (räumlicher Vorwärtsschritt)
Abb. 50 Überlappungsbereiche eines reguläreren Blocks von Luftbildern
Abb. 51 Prinzip des Bündelblockausgleiches
Abb. 52 Bildpyramidenstruktur
Abb. 53 TIN-Modell
Abb. 54 Suche nach korrelierenden Bildpunkten mit Hilfe der Epipolargeometrie und der Suchfenster
Abb. 55 Veränderung der Aufnahmebasis (b) je nach Verkippung der Bilder
Abb. 56 Gully Gorom, Luftbildmosaik und Kartierung des Monitoring-Zeitpunktes Juli 2000
Abb. 57 Gully Gorom, Luftbildmosaik und Kartierung des Monitoring-Zeitpunktes Dezember 2000
Abb. 58 Gully Gorom, Luftbildmosaik und Kartierung des Monitoring-Zeitpunktes Dezember 2001
Abb. 59 Gully Gorom, Erweiterungsbereiche der Beobachtungsjahre 2000 und 2001.
Abb. 60 Bodenprofil in der Sandrampe am Hang des Quarzitinselberges Collines de Gagara
Abb. 61 Luftbildmosaik des Gully Inselberg-Gorom vom Monitoring-Zeitpunkt Juli 2000
Abb. 62 Luftbildmosaik und flächenhafte Kartierung der Veränderungen für jeden Monitoring-Zeitpunkt (Juli 2000, Dezember 2000 und Dezember 2001) des Gullies Inselberg-Gorom
Abb. 63 Gully Inselberg-Gorom, Erweiterungsbereiche der Beobachtungsjahre 2000, 2001 und Gesamterweiterungsbereich von Juli 2000 bis Dezember 2001
Abb. 64 Einfacher Klapprahmen ohne Glas mit ausgefrästen Bildecken
Abb. 65 GEPE 40 x 40 mm Diarahmen mit Anti-Newton-Glas
Abb. 66 „ Set Frame-Specific Information “ -Dialog
Abb. 67 Programmoberfläche von LPS ( „ Project Manager “ )
Abb. 68 Die graphische Darstellung der Verzeichnungsfehler als Funktion der Radialabstände der Pentax Z50P-Spiegelreflexkamera mit 50 mm-Normal- und 28 mm-Weitwinkelobjektiv
Abb. 69 Schema eines Dias mit Zuordnung der Rahmenmarken-Koordinaten
Abb. 70 „ Frame Camera Frame Editor “ zur Messung der Rahmenmarken
Abb. 71 Messen der nicht klar erkennbaren, abgerundeten Bildecken
Abb. 72 Minimale GCP-Verteilung in Abhängigkeit von der Blockgröße und Bildanordnung
Abb. 73 Messen der Passpunkte im Bild im „ Point Measurement “ -Dialog
Abb. 74 „ Strategy “ -Parameter für die automatische Verknüpfungspunktsuche
Abb. 75 Allgemeine Einstellungen im „ Aerial Triangulation “ -Dialog
Abb. 76 Einstellung der Bild- und Geländepunktgenauigkeiten im „ Aerial Triangulation “ -Dialog
Abb. 77 Erweiterte Einstellungen im „ Aerial Triangulation “ -Dialog
Abb. 78 Beispiel einer „ Triangulation Summary “
Abb. 79 Angabe der bei der Triangulation verwendeten Einheiten
Abb. 80 Bildkoordinaten der GCPs und Tie Points
Abb. 81 Affine Transformationsparameter zwischen dem Pixel- und Bildkoordinatensystem
Abb. 82 Ergebnisse eines „ Advanced Robust Blunder Checkings “
Abb. 83 Äußere Orientierungsparameter
Abb. 84 Genauigkeiten der äußeren Orientierungsparameter
Abb. 85 Parameter der inneren Orientierung
Abb. 86 Residuen der GCPs
Abb. 87 Geländekoordinaten aller Punkten
Abb. 88 Die Residuen der Bildpunkte
Abb. 89 „ Triangulation Summary “ des Bilderblockes Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
Abb. 90 Ausschnitt aus dem LPS-Triangulationsreport des Bilderblockes Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
Abb. 91 Orientierter Bilderblock ausgewählter großmaßstäbiger Luftbilder vom Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
Abb. 92 „ Triangulation Summary “ des Bilderblockes Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2000
Abb. 93 Orientierter Bilderblock der großmaßstäbigen Luftbilder vom Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2000
Abb. 94 „ Triangulation Summary “ des Bilderblockes Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Juli 2000
Abb. 95 Orientierter Bilderblock der großmaßstäbigen Luftbilder vom Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Juli 2000
Abb. 96 „ Triangulation Summary “ des Bilderblockes Gully Inselberg-Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
Abb. 97 Ausschnitt aus dem LPS-Triangulationsreport des Bilderblockes Gully Inselberg-Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
Abb. 98 Orientierter Bilderblock ausgewählter großmaßstäbigen Luftbilder vom Gully Inselberg-Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001
Abb. 99 „ Triangulation Summary “ des Bilderblockes Gully Inselberg-Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2000
Abb. 100 Orientierter Bilderblock der großmaßstäbigen Luftbilder vom Gully Inselberg-Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2000
Abb. 101 „ Texture Filtering “ - und „ Texture Memory Usage “ -Optionen im Stereo Analyst
Abb. 102 „ Feature Classes “ -Rider mit den manuell erstellten Klassen
Abb. 103 Auswahl der für die Kartierung vorgesehenen LPS Blockdatei sowie des Stereomodells im „ Stereo Model “ -Rider
Abb. 104 Schräglage der Augenbasis relativ zur Geländeoberfläche aufgrund unterschiedlicher Flughöhen zwischen den Bildern eines Stereomodells
Abb. 105 Programmoberfläche des Stereo Analyst
Abb. 106 In Stereo Analyst kartierte 3D-Objekte in ArcScene visualisiert
Abb. 107 Aus den im Stereo Analyst kartierten 3D- features erstelltest TIN
Abb. 108 Spitzen und Löcher im Geländemodell im Bereich kartierter Überhänge aufgrund des 2,5D-TIN-Formates
Abb. 109 „ DTM Extraction “ - Dialog
Abb. 110 „ Image Pair “ -Rider des „ DTM Extraction Properties “ -Dialoges
Abb. 111 „ Area Selection “ -Rider des „ DTM Extraction Properties “ -Dialoges
Abb. 112 „ Set Strategy Parameters “ -Dialog mit den „ Default “ -Einstellungen für den Überlappungsbereich
Abb. 113 DGM vom headcut -Bereich des Gully Gorom mit der „ Region Strategy “ - Einstellung „ Default “
Abb. 114 DGM vom headcut -Bereich des Gully Gorom mit den „ Region Strategy “ - Einstellungen „ Default “ für den Gully-Bereich, „ Flat Areas “ (siehe Abb 115) für den Glacisbereich und „ Exclude Areas “ für die Baumbereiche
Abb. 115 „ Set Strategy Parameters “ -Dialog mit den Einstellungen für flache Geländebereiche
Abb. 116 Schema der automatischen DGM-Generierung in LPS bei kleinster Suchfenstergröße im „ Set Strategy Parameters “ -Dialog mit der Einstellung „ DTM Filtering High “
Abb. 117 DGM vom headcut -Bereich des Gully Gorom mit den „ Region Strategy “ - Einstellungen „ Default “ für den Gully-Bereich und „ Flat Areas “ für den Glacisbereich - 2fach überhöht
Abb. 118 „ DTM Point Status Image “ des automatisch erstellten DGMs aus Abb. 117 .
Abb. 119 Orientierte Stereomodelle des Gully Gorom, auf denen die für die Mosaikierung verwendeten DGMs basieren
Abb. 120 Differenzbilder von den Überlappungsbereichen der für die Mosaikierung des Gully Goroms verwendeten DGMs
Abb. 121 Im ERDAS Imagine „ Viewer “ für die Mosaikierung der DGMs digitalisier- te AOIs
Abb. 122 Schrägansicht des dreidimensionalen Mosaiks des Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001- 2fach überhöht
Abb. 123 Aufsicht auf das dreidimensionale Mosaik des Gully Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001 - 2fach überhöht
Abb. 124 Orientierte Stereomodelle des Gully Inselberg-Gorom auf denen die für die Mosaikierung verwendeten DGMs basieren (Screenshots aus LPS)
Abb. 125 Differenzbild vom Überlappungsbereich der für die Mosaikierung des Gully Inselberg-Goroms verwendeten DGMs
Abb. 126 Links: 3D-Modelle im ERDAS Imagine „ Viewer “ mit den definierten AOIs (rechts). Rechts: Auf den im ERDAS Imagine „ Viewer “ definierten AOIs basierende Ausschnitte der 3D-Modelle im ERDAS Imagine „ Mosaik Tool “
Abb. 127 Unterschiedliche Ansichten des dreidimensionalen Mosaiks des Gully Inselberg-Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001 - 2fach überhöht
Abb. 128 Seitliche Rinnen, die sich rückschreitend von der Hauptrinne aus in die Sandrampe einschneiden
Abb. 129 Schrägansicht des dreidimensionalen Mosaiks des Gully Inselberg-Gorom überlagert mit dem Luftbildmosaik zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001- 2fach überhöht
Abb. 130 Schrägansicht des dreidimensionalen Mosaiks des Gully Gorom überlagert mit dem Luftbildmosaik zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2001- 2fach überhöht Fehler! Textmarke nicht definiert
Abb. 131 Fehlerhaftes DGM vom Gully Inselberg-Gorom zum Monitoring-Zeitpunkt Dezember 2000
Abb. 132 Überlagerung der manuell kartierten 3D- features mit dem automatisch in LPS generierten Geländemodell
Abb. 133 Automatisch in LPS erstellte Höhenlinenkarte mit Höhenlininen im Abstand von 10cm vom headcut des Gully Gorom: Links: Senkrechte Aufsicht; Rechts: Schrägansicht
Abb. 134 Automatisch in LPS erstellte Höhenlinenkarte mit Höhenlininen im Abstand von 10cm vom zentralen Bereich des Gully Inselberg-Gorom: Links: Senkrechte Aufsicht; Rechts: Schrägansicht
Tabellen- und Fotoverzeichnis
Tabellenverzeichnis
Tab. 1 Klima- und Vegetationszonen des Sahels
Tab. 2 Überblick über die zu erzielenden Maßstäbe und Bodenauflösungen
Tab. 3 Sedimentanalysen des Glacis im nördlichen headcut -Bereich des Gully Gorom
Tab. 4 Niederschlagssummen in Millimeter der Regenzeitmonate der Beobachtungsjahre 2000 und 2001 (Station: Gorom Gorom)
Tab. 5 Sedimentanalysen der Sandrampe am Hang des Quarzitinselberges Collines de Gagara
Tab. 6 Technische Daten und Merkmale der verwendeten Diascanner
Tab. 7 Zusammenfassung der Triangulationsergebnisse der unterschiedlichen Ausgangsbedingungen
Tab. 8 Symmetrische Verzeichung in Abhängigkeit des Radiums in 1/1000 mm des 50 mm-Normalobjektives
Tab. 9 Symmetrische Verzeichung in Abhängigkeit des Radiums in 1/1000 mm des 28 mm-Weitwinkelobjektives
Tab. 10 Z-Koordinaten der generierten Passpunkte des Monitoring-Zeitpunktes Dezember 2000 und die in Stereo Analyst aus dem Stereomodell des Monitoring-Zeitpunktes Dezember 2001 abgelesenen Geländehöhen dieser Punkte
Tab. 11 Z-Koordinaten der generierten Passpunkte des Monitoring-Zeitpunktes Juli 2000 und die in Stereo Analyst aus dem Stereomodell des Monitoring- Zeitpunktes Dezember 2001 abgelesenen Geländehöhen dieser Punkte
Fotoverzeichnis
Foto 1 Gully bei Oursi im Sahel Burkina Fasos, aufgenommen mit einem Fesseldrachen aus etwa 100 Meter Höhe im Juli 2000
Foto 2 Gully in Südspanien (Salada 4): Deutlich erkennbar ist der scharfe Übergang zwischen Fläche und Gully
Foto 3 Aktiver plunge pool (Ebrobecken, Spanien)
Foto 4 Pipe entlang eines Trockenrisses im headcut -Bereich des Gully Gorom (NE-Burkina Faso)
Foto 5 Schrägluftbild mit Blick über die weite Glacis-Fläche im Dezember bei Gorom Gorom
Foto 6 Blick vom Inselberg Gangaol nach Nordwesten auf Inselberge und tafelbergartige Flächenreste mit Lateritkrusten
Foto 7 Blick vom Dünenzug bei Oursi nach Süden auf den Ost-West verlaufenden spätpleistozänen Altdünenzug von Kaya
Foto 8 Links: Abgeerntetes Hirsefeld mit Hirsespeicher. Die restlichen Stoppeln dienen während der Trockenzeit als Viehfutter. Rechts: Hirsefeld in der Regenzeit
Foto 9 Granitinselberg in der Region Aribinda
Foto 10 Lateritkrusten-Inselberg bei Gangaol
Foto 11 Großflächige Überschwemmung in flachen Senken auf dem Glacis nach einem Starkregenereignis
Foto 12 Stereoarbeitsstation im quad buffered -Stereomodus mit Infrarotsteuerung zur Synchronisation auf dem Monitor und Stereobrille
Foto 13 Schrägluftbild des Gully Gorom - aufgenommen im Dezember 2001 vom Fesseldrachen aus etwa 100 m Höhe
Foto 14 Durch Unterspülung und Dispergierung des Unterbodens nachgebrochene Sackungspolyeder im headcut -Bereich des Gully Gorom im Juli 2000
Foto 15 Seitenerosion an einer Insel im Prallhangbereich des Gully Gorom - aufgenommen im Juli 2000 vom Fesseldrachen aus etwa 80 m Höhe
Foto 16 Äolische Sandrampe am Collines de Gagara, einem quarzitischen Inselberg. Zwischen Inselberghang und Sandrampe hat sich ein Gully eingeschnitten
1 Einleitung
Die Arbeit entstand im Rahmen des von der Deutschen Forschungsgemeinschaft geförder- ten Sonderforschungsbereichs 268 „Kulturentwicklung und Sprachgeschichte im Natur- raum Westafrikanische Savanne“ - Teilprojekt D5. Sie knüpft eng an die bisher behandel- ten Fragestellungen bezüglich der aktuellen Landschaftsentwicklung (siehe ALBERT 2002; MÜLLER 2003) in dem stark anthropo-zoogen überprägten sahelischen Raum an. Aktuell ist im sahelischen Arbeitsgebiet, dem nördlichen Oudalan Burkina Fasos (siehe Abb. 30), eine Zerschneidung der weiträumig dominierenden Glacis-Rumpfflächen, der spätpleistozänen pedogenetisch verfestigten Altdünenzüge, sowie der Sandrampen an In- selberghängen durch Gully-Systeme zu beobachten. Diese Landschaftseinheiten unterlie- gen einem starken Nutzungsdruck, vor allem durch den Hirseanbau im Bereich der Altdü- nenzüge und die Weidenutzung in der gesamten Region. Die sich dadurch verringernde Vegetationsbedeckung erhöht die Erosionsanfälligkeit des Bodens. HUDSON (1995: 285) definiert Gullies als “ ...a steep-sided eroding watercourse which is subject to intermittend flash floods ”.
Wie schnell der Prozess der Gully-Erosion voranschreitet und welche Austragsmengen sich ergeben, soll beispielhaft an zwei Gully-Systemen, im Glacis und in einer Sandrampe aus- gebildet, untersucht werden. Die Analyse bedient sich der Methode des großmaßstäbigen Luftbild-Monitorings mit einem Fesseldrachen (siehe Kap. 3.1). Während drei Gelände- phasen (Juli & Dezember 2000, Dezember 2001) wurden im Nordosten von Burkina Faso über 2500 Luftbilder von vier Gully-Systemen aus etwa 130 m Höhe erstellt, die deren je- weilige Ausdehnung dokumentieren. In dieser Arbeit soll geklärt werden, in wie fern die moderne photogrammetrische Software (Leica Geosystems „Leica Photogrammetry Suite“ und „Stereo Analyst“) die manuelle und automatische Erstellung von dreidimensionalen Geländemodellen sowie eine anschließende Austragsvolumenberechnung auf Basis dieser Bilder ermöglicht. Die detaillierte Kenntnis der Austragsmenge zunächst einzelner Systeme könnte einen wichtigen Beitrag zur offenen Fragestellung: „Welchen Anteil hat die Gully- Erosion am Gesamterosionsgeschehen?“ leisten. Auch für die Abschätzung zukünftiger Schäden auf den Flächen selbst (onsite -Schäden) sowie im unteren Einzugsgebiet durch die Sedimentbelastung der Vorfluter (offsite -Schäden) sind die Analysen zur Wachstumsge- schwindigkeit und Sedimentaustragsmenge von Bedeutung. Im Hinblick auf Fragestellun- gen in der theoretischen Geomorphologie können die Ergebnisse zur Untersuchung der intrasystemischen Reliefsteuerung (Verfüllung und Zerschneidung) genutzt werden.
1.1 Problemstellung
Viele neue Studien behandeln das Themenfeld der Gully-Erosion, jedoch nur wenige be- trachten die großräumige sowie langzeitliche Entwicklung von Gully-Systemen. Es besteht daher sowohl ein großer Bedarf an experimentellen Untersuchungen, um die vielfältigen Einflussfaktoren der Gully-Erosion zu spezifizieren als auch die Entwicklung von Gully- Systemen durch Monitoring-Sequenzen zu dokumentieren. Ziel ist es dabei, den Zusam- menhang von Gully-Erosion und Bodendegradation zu beleuchten und Modelle zur Vorher- sage der Gully-Erosionsraten im Zuge der globalen Veränderungen (Klima, Landnutzung) zu entwickeln (POESEN et al. 2003: 96). Gerade die Erfassung des Austragsvolumens ist derzeit jedoch noch mit großen Schwierigkeiten verbunden, da die aus Standardluftbildern generierten Geländemodelle zu ungenau sind und die terrestrische Vermessung zu aufwen- dig. Die Bestimmung des Austragsvolumens ist aber notwendig, um den Anteil der Gully- Erosionsrate an der Gesamterosionsrate eines Einzugsgebietes zu bestimmen, sowie das Gefährdungspotential für die Flächen oberhalb und die fluvialen Systeme und Staureservoi- re unterhalb zu beurteilen.
Zur genauen Erfassung der Dimension des Austrages und der damit verbundenen Erosionsschäden muss der Prozess des Gully-Wachstums möglichst genau erfasst und dokumentiert werden. Problematisch ist diese Aufgabe, weil die notwendigen Informationen nur mit mangelnder Detailgenauigkeit aus Satelliten- oder Standardluftbildern entnommen werden können, da diese für eine maßstabsgerechte Dokumentation der Veränderungen ein zu geringes Auflösungsvermögen aufweisen (siehe Kap. 3.1.1). Konventionelle terrestrische Messverfahren (z.B. Querschnitts- und Längenmessungen, Erosions-Pins) sind sehr aufwendig und ungenau (ARCHIBOLD et al. 1996: 1002 ff.). Ein regelmäßiges Monitoring aus geringen Höhen, das präzise Aussagen über die Entwicklung des Gully-Systems ermöglicht, erscheint deshalb als geeignetes Dokumentationsmittel.
Mit dem Fesseldrachen (siehe Kap. 3.1.3) steht ein handliches Trägersystem für Kleinbild- kameras zur Verfügung, welches großmaßstäbige Aufnahmen ermöglicht. Die Flughöhe und damit der Abbildungsmaßstab sowie die zeitliche Abfolge der Bilder (Flugzeitpunkte) kann variabel gestaltet und auf die Feldarbeiten im Gelände abgestimmt werden. Da die großmaßstäbigen Bilder nur kleinere Bereiche des Gully-Systems abdecken, sind immer mehrere Bilder bzw. orientierte Stereopaare notwendig, um die gesamte Gully-Fläche zu dokumentieren. Diese Aufnahmen ermöglichen nach der Entzerrung und Mosaikierung eine zweidimensionale Kartierung der flächenhaften Veränderungen eines Gully-Systems. Digi- tale photogrammetrische Techniken ermöglichen die dreidimensionale manuelle Kartierung und automatische Geländemodellerstellung aus orientierten Stereobildpaaren. Erste Versu- che manueller photogrammetrischer Stereoauswertung haben gezeigt, dass sich auch ohne spezielle Messkameras mit Kleinbildaufnahmen dreidimensionale Geländemodelle erstellen lassen (MARZOLFF 1999: 92). Die automatische Geländemodellerstellung gestaltet sich auf- grund schwankender Flughöhen (unterschiedliche Bildmaßstäbe), nur näherungsweise be- kannter Werte für die innere Orientierung der Kamera (siehe Kap. 3.2.6.1), sowie z.T. star- ker Verzerrungen der Bilder aufgrund von Kameraschwankungen zum Aufnahmezeitpunkt jedoch als schwierig. Passpunkte zur genauen äußeren Orientierung der Bilder konnten zu- dem nur zum letzten Aufnahmezeitpunkt (Dez. 2001) ausgelegt und vermessen werden, da zu Beginn des Monitorings kein Tachymeter zur Verfügung stand (Kap. 3.2.6.2). Doch selbst eine ausreichende Anzahl Passpunkte kann eine vollständige rechnerische Entzerrung mehrerer Bilder bei der Mosaikierung oder Triangulation nicht gewährleisten. ALBERT (2002: 196, 118), der eine zweidimensionale Kartierung für zwei der vier Gully-Systeme im Arbeitsgebiet (siehe Abb. 30) durchführte, beziffert den Kartierungsfehler auf etwa 10-15 %. Dieser Wert fällt besonders bei Weitwinkel- oder starken Schrägaufnahmen höher aus. Die Abschätzung des Messfehlers der manuellen Kartierung für das gesamte Monito- ring (am Beispiel des Gully-Systems Gorom) ist mit 5,7 % gering, jedoch schwanken die Werte je nach Bildqualität in den einzelnen Mosaikbereichen mit bis zu 22 % sehr stark (ALBERT 2002: 118). Damit stellt sich die Frage nach der Realisierbarkeit und Genauigkeit einer dreidimensionalen Auswertung mit photogrammetrischer Software.
1.2 Ziel der Arbeit
Ziel dieser Arbeit ist es, die bisher nur flächenhafte Auswertung der großmaßstäbigen Luftbilder mithilfe digitaler Messtechniken um die dritte Dimension zu erweitern. Dreidi- mensionale Geländemodelle von Gully-Systemen zu unterschiedlichen Monitoring-Zeit- punkten würden die Quantifizierung des Austragsvolumens ermöglichen und damit einen wichtigen Beitrag für eine bessere Abschätzung der ausgetragenen Sedimentmenge leisten. Die manuelle dreidimensionale Kartierung und automatische Geländemodellerstellung er- folgt beispielhaft mit großmaßstäbigen Luftbildern von zwei Gully-Systemen im Sahel Burkina Fasos. Durch einen Vergleich mit den bereits durchgeführten zweidimensionalen Kartierungen der Gully-Systeme von ALBERT (2002) sollen Aussagen über die Genauigkeit der angewendeten Methoden und Auswertungen getroffen werden.
Dabei stellen sich folgende Fragen:
- Worauf muss zukünftig bei der Luftbilderstellung geachtet werden (Anzahl der Passpunkte, Anordnung der Bilder, Überlappungsbereich, Flughöhe, Senkrechtauf- nahmen usw.)?
- Worauf muss bei der Auswahl der Bilder geachtet werden?
- Welche Scanner eignen sich für die Digitalisierung der Bilder?
- Welche Dimension haben die Kamera- bzw. Scannerungenauigkeiten für die Aus- wertung der Bilder?
- Mit welchen Programmeinstellungen der photogrammetrische Software „Leica Pho- togrammetry Suite“ (LPS)1 von Leica Geosystems (ehemals ERDAS Imagine „OrthoBASE“) können die genauesten Geländemodelle erstellt werden?
- Erzielt die manuelle Stereokartierung im Stereo Analyst oder die automatische Geländemodellerstellung in LPS die besseren Ergebnisse?
- Wie genau kann man die Sedimentaustragsmenge abschätzen?
Die automatische Geländemodellerstellung aus mehreren orientierten Stereobildpaaren (siehe Kap. 3.2.6) soll mit LPS durchgeführt werden, die u.a. die Auswertung von Kleinbildaufnahmen ermöglicht. Bei den großmaßstäbigen Drachenbildern handelt es sich zum Teil um starke Schrägaufnahmen und Bilder mit großen Maßstabunterschieden. Ob sich die Software dennoch für die Auswertung eignet, soll geprüft werden. Die manuelle Stereokartierung wird mit Leica Geosystems Stereo Analyst getestet. Die anschließende Volumenberechnung und 3D-Visualisierung erfolgt mit ESRI ArcView 8.3.
Die in der Arbeit erworbenen Kenntnisse sollen im DFG-Forschungsprojekt MOGUL (Großmaßstäbiges Gully-Monitoring in semiariden Landschaften) von Prof. Dr. Ries und Dr. Marzolff, welches verschiedene Untersuchungsgebiete (Baza-Becken in Südspanien, Ebrobecken in Nordspanien, Südabdachung des Anti-Atlas in Südmarokko) vorangehender Projekte vereint, zur besseren Analyse der Sedimentaustragsmenge aus Gully-Systemen genutzt werden. Ziel ist es, mit Hilfe der während der Auswertung gesammelten Erfahrungen, Anregungen zur Verbesserung und Weiterentwicklung der Methodik des Monitorings zu geben, um die Verwertbarkeit der Bilder zu erhöhen.
Die bereits vorliegenden, unterschiedlich weit zurückreichenden Monitoring-Sequenzen sollen auch in Zukunft in den bisherigen Arbeitsgebieten weitergeführt werden. Somit er- gibt sich ein Transekt von Südwesteuropa über Nordafrika nach Westafrika, entlang eines Klimagradienten von den mediterranen Subtropen bis in die wechselfeuchten Randtropen (siehe Abb. 1). So kann die Gully-Bildung im Hinblick auf die regional unterschiedlichen Einflussfaktoren (Reliefsituation, Einzugsgebietsgröße, Klima, Sedimentstruktur, Vegetati- onsstruktur und -bedeckung sowie Landnutzung- bzw. Landnutzungswandel) (siehe Kap. 1.3.2) vergleichend analysiert und der Anteil der Gully-Erosion am Gesamtproblem Bodenerosion besser abgeschätzt werden.
Abb. 1 Gully-Monitoring entlang des Transekts Südwesteuropa - Westafrika.
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1.3 Aktueller Forschungsstand
Gullies sind ein weltweit verbreitetes Erosionsphänomen mit starker Dynamik und hohem Veränderungsgrad vorwiegend in semiariden und ariden Gebieten. Dies spiegelt sich in der Vielfalt der Bezeichnungen wider (in Deutschland: Erosionsschlucht oder -graben; in Spa- nien: barranco; im Englischen: gully; in Süd-Afrika: donga; in Süd-Amerika: carcava oder arroyo) (HUDSON 1995: 284). Mit ihrer charakteristischen Grabenform und z.T. beachtli- chen Tiefen (>25 m) repräsentieren sie das typische Bild einer von Bodenerosion schwer betroffenen Landschaft. Gullies bilden sich durch die enorme Erosionskraft konzentrierter, periodisch auftretender Oberflächenabflüsse, die in schmalen Rinnen bzw. Gräben kanali- siert werden (siehe Foto 1). In der agrarwirtschaftlich ausgerichteten Literatur spricht man von Gullies, wenn die Egalisierung durch gewöhnliches Pflügen nicht mehr möglich ist (POESEN et al. 2002: 229). Die Bildung ist damit irreparabel und betroffene Flächen sind für die landwirtschaftliche Nutzung verloren oder nur unter sehr hohem finanziellen Auf- wand wieder herzustellen (HUDSON 1995: 291; POESEN et al. 2003: 92). POESEN (1993: 222) trennt Rillen von Gullies nach dem Querschnittskriterium (>929 cm²) und IMESON & KWAAD (1980: 224) nehmen eine minimale Tiefe für Gullies von 0,5 m an. Der Übergang von Rillen zu Gullies ist jedoch fließend und jegliche Abgrenzungskriterien subjektiv (POESEN et al. 2002: 230). Große Rinnen mit einer Breite von mehreren Metern und einer Tiefe bis zur Pflugsohle werden als ephemeral gullies bezeichnet. Sie können durch das Pflügen egalisiert werden, bilden sich beim nächsten großen Regenereignis jedoch meist erneut aus (POESEN et al. 2002: 229; POESEN et al. 2003: 94).
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Foto 1 Gully bei Oursi im Sahel Burkina Fasos, aufgenommen mit einem Fesseldrachen aus etwa 100 Meter Höhe im Juli 2000 (Bildnummer OU1(N) 10).
Gullies bilden, obwohl sie kein perennierendes Gerinne aufweisen, eine typische fluviale Erosionsform, die periodisch bis episodisch weitergebildet wird (siehe Foto 1). Je nach klimatischen Bedingungen, Substrateigenschaften und Relief ist die Form recht unter- schiedlich ausgebildet. Dennoch können einige allgemein beschreibende Merkmale aufge- führt werden:
- Das über wenige Meter bis mehrere Kilometer ausgedehnte Längsprofil des Gullies ist meist flach bis leicht geneigt und weist oft eine Treppung auf, für die häufig Wechsel im Substrat oder Bodenkrusten verantwortlich sind (siehe Abb. 2f).
- Die steilen oft senkrechten Wände gehen mit scharfem Knick in die Umgebung über, wodurch sich ein kerben- bis kastenförmiger Querschnitt eines Grabens ergibt (siehe Foto 2).
- Gullies können durch Vegetation nicht stabilisiert werden, da die hohe Dynamik an den Gully-Wänden für die Wiederbesiedlung durch Pflanzen sehr ungünstig ist. Die Samen der umliegenden Gras- und Zwergstrauchflora werden abgespült und Wur- zeln finden kaum Halt.
- Die abfließenden Wassermassen schneiden sich meist in tertiäre oder holozäne Lockermaterialablagerungen ein. Diese sind leicht erodierbar und ermöglichen so die initiale Einschneidung.
- Sind die Restflächen zwischen mehreren nebeneinander liegenden Gully-Systemen aufgezehrt, kann eine Badlandlandschaft mit walfischartigen Rücken zwischen den Gräben entstehen.
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Foto 2 Gully in Südspanien (Salada 4): Deutlich erkennbar ist der scharfe Übergang zwischen Flä- che und Gully.
1.3.1 Gully-Bildung und -Entwicklung
Die Gully-Bildung steht immer in Verbindung mit einer Änderung der Oberflächenabfluss- verhältnisse, speziell einer Verkürzung der Verzögerungsspanne bis zum Einsetzen des Oberflächenabflusses (z.B. durch Abnahme der Vegetationsdichte) und/oder einer Er- höhung der Oberflächenabflussmenge (BILLI & DRAMIS 2003: 354). Sobald die Nieder- schlagsmenge die Infiltrationskapazität übersteigt, was durch Verschlämmung an der Bo- denoberfläche sehr schnell der Fall sein kann, setzt oberflächlicher Abfluss ein (siehe Abb. 2a). An kleinen Hindernissen kommt es zur Ausbildung von Turbulenzen mit kleinräumig sehr hohen Geschwindigkeitsschwankungen, die punktuell die Erosion verstärken (siehe Abb. 2b). Die Bodenoberfläche wird aufgerissen und es entsteht eine kleine Stufe, der so genannte Rillenkopf (engl. headcut) (siehe Abb. 2c). Über derartige Stufen fließt das Was- ser konzentriert ab und bildet am unteren Ende ein Strudelloch (engl. plunge pool) (siehe Abb. 2d und Foto 3). Die unterschiedlichen geomorphologischen und hydrologischen Ursa- chen werden von OOSTWOUD WIJDENES & GERITS (1994) näher beleuchtet.
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Abb. 2 Initiale Gully-Einschneidung (verändert nach MORGAN 1999: 24).
Die Entwicklungsgeschwindigkeit von Gullies wird durch die Aktivität an der Stirnwand, d.h. am Gully- headcut, gesteuert (siehe DE OLIVEIRA 1989). Das herabstürzende Wasser führt an deren Fuß, durch Auswaschung des feinkörnigen Substrates, zur Übertiefung. Im Strudelloch selbst kommt es zu einer hangaufwärts gerichteten Fließbewegung, die die Stirnwand unterhöhlt (siehe Abb. 3) und langsam, durch nachfolgendes gravitatives Ein- stürzen der Wände entlang von Entlastungs-, Trocken- oder Frostrissen, rückwärtig verla- gert (siehe Abb. 2e und Abb. 4) (klassisches Prinzip der rückschreitenden Erosion) (DE PLOEY 1989: 83 ff.; POESEN et al. 2002: 239). Dasselbe gilt für kleine Gefällsstufen (engl. knickpoints) im weiteren Verlauf der Rille (siehe Abb. 2f). Der Prozess der Unterhöhlung wird durch die Durchfeuchtung mit Spritzwasser oberhalb des plunge pools noch verstärkt. Aktive headcuts verlagern sich bis zu mehren Metern pro Niederschlagsereignis hangaufwärts; hier wird das meiste Material erodiert (COLLISON 2001: 4). Da der Gully-Boden nicht parallel zur Oberfläche, sondern um einige Grade flacher zurückverlagert wird, wächst die Höhe der Stirnwand mit der Verlagerung des headcuts hangaufwärts, d.h. das Gully-System vertieft sich zunehmend. Damit steigt wiederum die Erosionsintensität im Strudelloch. Innerhalb des Längsprofils bilden sich beim Abfluss Schraubenwellen aus, die durch Seitenerosion die Rinnenwände häufig unterscheiden und hier ebenfalls zum Nachbrechen von Wandpartien führen; so dehnt sich der Gully auch seitlich aus. Dabei können Auslieger, isolierte Türme, Säulen und Brücken entstehen (siehe Foto 2).
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Foto 3 Aktiver plunge pool (Ebrobecken, Spanien).
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Abb. 3 Aktiver Gully -headcut bei einem Abflussereignis: Am Fuß der Stirnwand bildet sich durch das herabstürzende Wasser ein Strudelloch aus, das diese unterschneidet (verändert nach OOSTWOUD WIJDENES et al. 2000: 151).
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Abb. 4 Gully- headcut in der Trockenzeit: Vor allem beim Abtrocknen des Substrates kommt es zum gravitativem Nachbrechen der Wände entlang von Entlastungs- und/oder Trockenrissen. Die Sackungspolyeder werden beim nächsten größeren Abflussereignis aufgearbeitet und abtransportiert (verändert nach OOSTWOUD WIJDENES et al. 2000: 151).
1.3.2 Einflussfaktoren der Gully-Entwicklung
Gully-Bildung findet vor allem unter semiariden Klimabedingungen mit geringer Nieder- schlagsmenge bei hoher Niederschlagsvariabilität statt (POESEN & HOOKE 1997: 163 ff.). Sieben bis neun aride Monate haben zur Konsequenz, dass die Vegetationsbedeckung nur lückenhaft ist. Nach STOCKING (1988: 164) bietet auf Agrar- und Grasflächen 60 % Vegeta- tionsbedeckung effektiven Schutz gegenüber Bodenerosion. Die exponentielle Funktion des Verhältnisses zwischen Vegetationsbedeckung und Bodenabtrag, mit einer wirkungsvollen Reduktion der geomorphodynamischen Aktivität ab einem Grenzwert von 30-40 % Vegeta- tionsbedeckung, ist in Abb. 5 dargestellt. Für semiaride Regionen mit Brachflächen und Buschbeständen im Ebrobecken Spaniens tritt nach RIES (2000: 551) allerdings erst ab 60 % Vegetationsbedeckung eine Reduktion der geomorphodynamischen Aktivität ein. Häufig reichen auch Bedeckungsgrade von bis zu 90 % nicht aus, um Rinnenerosion wir- kungsvoll einzudämmen (RIES 2000: 551). Grenzwertunterschiede bei gleichen Vegeta- tionsbedeckungsgraden werden vor allem durch die unterschiedliche Wuchsform der Pflan- zen und die Variation der Bodenfeuchte bedingt (RIES 2000: 85). Das Auflassen bzw. Brachfallen von Ackerflächen erhöht den Oberflächenabfluss bis zu deren Wiederbegrü- nung und trägt somit ebenfalls zum Gully-Wachstum bei. Bei geringer Vegetationsbede- ckung führt die Erosion des humosen Oberbodens zur Herabsetzung der Infiltrationskapazi- tät. Die Neuansiedelung von Vegetation wird durch den Verlust des organischen, nährstoff- reichen und gut durchwurzelbaren Bodenmaterials, der z.T mit der Ausbildung von Stein- pflastern verbunden ist, zudem erschwert (RIES 2000: 90). Ein hoher Anteil der Nieder- schläge fließt daher oberflächlich ab, wobei sich die abfließenden Wassermassen meist zwischen Sträuchern oder anderen Vegetationsinseln konzentrieren. Die Pflanzenarten und Artenzusammensetzung steuern dabei die Abflussprozesse und Abflussbildung entschei- dend mit (RIES 2000: 87 ff.). Art und Grad der Vegetationsbedeckung haben dabei einen größeren Einfluss auf das Überschreiten der kritischen topographischen Schwellenwerte für den Oberflächenabfluss als die Klimabedingungen (VANDEKERCKHOVE et al. 2000b: 1212; POESEN et al. 2002: 247 f.).
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Abb. 5 Bodenerosion/Vegetationsbedeckungs-Beziehung (aus STOCKING 1988: 165 nach ELWELL 1980 und ELWELL & STOCKING 1974).
Häufige Starkniederschläge während der Regenzeit (siehe Kap. 2.4.2) sorgen kurzfristig für große Wassermengen auf der Oberfläche, die nur langsam in den vor allem nach der Trockenzeit stark ausgetrockneten Oberboden infiltrieren. Die hohe kinetische Energie der Starkregen führt zudem zur Verstärkung der Erosivität durch den splash -Effekt (Regentrop- fenschlagwirkung). Beim Aufprall des Regentropfens auf die Bodenoberfläche werden Bo- denpartikel gelockert, Bodenaggregate zerschlagen (Spratzeffekt), Bodenteilchen und -aggregate verlagert sowie die Bodenrauhigkeit durch Einschlagstrichter erhöht. Damit be- reitet dieser Prozess Material für die Erosion auf (RIES 2000: 93 f.). Nach AUERSWALD (1998: 35) und FOHRER (1995: 19) wird der splash -Effekt durch einen dünnen Wasserfilm auf der Oberfläche von bis zu 0,1-0,3 Tropfendurchmessern Dicke durch die Planschwir- kung der Regentropfen noch verstärkt und die Suspensionsfracht besonders in schluff- reichen Substraten erhöht.
In semiariden Gebieten wie dem Sahel führen schon geringfügige klimatische Veränderun- gen, wie in den letzten Jahrzehnten (siehe Kap. 2.4.2), zur drastischen Veränderung der Bedingungen im Einzugsgebiet. Zum Beispiel hat eine Abnahme der Niederschlagsmenge oder eine variablere Verteilung eine geringere Vegetationsbedeckung zur Folge. Dadurch wird der Abtrag auf den Hängen erhöht. Die erodierten Sedimentmengen können bei gerin- gerem Abfluss vom Vorfluter nicht ausgetragen werden, sondern führen zu einer Verfül- lung. Umgekehrt kommt es bei höheren Niederschlägen und einer ausgeglicheneren Niederschlagsverteilung zu dichterer Vegetationsbedeckung auf den Hängen und damit zu geringerem Abtrag. Eine Verringerung der geschütteten Sedimentmenge ist die Folge. Die höheren Abflüsse führen dann zur Einschneidung der Gerinne und zur Ausräumung der vorher aufgefüllten Sedimente.
Für die Ausbildung der Gully-Form sind vor allem physikalische und chemische Substrat- eigenschaften sowie die Reliefposition maßgebend (TERNAN et al. 1998: 88; VANDEKERCK- HOVE et al. 2000a: 48 ff.). Die für das Einsetzten des Oberflächenabflusses notwendige kritische Hangneigung ist von den Bedingungen (Boden, Klima, Landnutzung usw.) und der Verzweigung des Entwässerungssystems im Einzugsgebiet abhängig (POESEN et al. 2002: 241 ff.). Je größer das Einzugsgebiet (Hanglänge) ist, desto mehr oberflächlich ab- fließender Niederschlag kann sich sammeln und erosiv wirksam werden. Anfällig für eine lineare Zerschneidung durch Gully-Systeme sind einerseits Lockergesteine (z.B. Sand- steine, Tonsteine, Mergel, Gipse) und zum anderen wenig bis gar nicht verfestigte Locker- sedimente und Umlagerungsprodukte aufgrund ihrer geringen Widerstandsfähigkeit. Diese Sedimente kommen meist in Beckenlandschaften und Senkenbereichen vor. Besonders schnell werden lösungsanfällige Lockersubstrate mit hohen Salz- und Gipsgehalten und/oder einem Defizit an organischem Material, was zur Verringerung der Aggregatstabi- lität führt, erodiert (POESEN & HOOKE 1997: 166 f.). In derartigen Sedimenten kommt es häufig zu piping -Prozessen (siehe unten) und flächenhaft hohen Abtragsraten auf den Hängen.
Bei zur Krustenbildung neigenden, lehmig-schluffigen Sedimenten kann durch Ver- schlämmung2 von Substrat an der Oberfläche eine oberflächennahe Versiegelung der Fein- und Grobporen erfolgen, die eine Verringerung der Infiltrationskapazität bedingt. Das führt zu einer Erhöhung des oberflächlich abfließenden Niederschlaganteils und damit auch der Erosionsintensität infolge höherer Abflussgeschwindigkeiten. Bodenkrusten können sogar die für hohe Infiltrationsraten positiven bodenphysikalischen Eigenschaften (z.B. hohe Bo- denfeuchtegehalte, hoher Anteil organischer Substanz) kompensieren (CEBALLOS BARBAN- CHO & SCHNABEL 1998: 35 ff.).
Ebenfalls Einfluss auf die Oberflächenabflussbildung haben die Bodenfeuchte und der Grad der Steinbedeckung an der Bodenoberfläche. Die flächenhaften Abtragsraten reduzieren sich um 20-65 % bei bereits durchfeuchteten Oberböden im Vergleich zu trockenen, da das Wasser schneller infiltriert. Eine Steinbedeckung reduziert ebenfalls die Oberflächenabflussraten, allerdings ist dieser Effekt je nach Bedeckungsgrad und Art der Einbettung in den Boden recht unterschiedlich (POESEN et al. 1999a: 315).
In den immerfeuchten und wechselfeuchten Tropen schneiden sich Gullies häufig in tiefen- verwittertes aufgeweichtes Festgestein, sog. Saprolit-Komplexe, ein. Der geringe Tonge- halt, das Fehlen von organischer Substanz, sowie nur geringe Gehalte an zementierend wir- kenden Eisenoxiden machen die Saprolite sehr anfällig gegenüber linearer Wassererosion. In semiariden Gebieten kommen Saprolit-Komplexe allerdings nur reliktisch vor. Subterrane Röhren (engl. pipes), in denen es zur Abfuhr und Dispersion (Ablösung) von Material durch unterirdisch abfließendes Wasser kommt, zeichnen die Wachstumsrichtung der Gullies häufig vor (siehe MÄCKEL & RIES 1996: 40 f.; GARCÍA-RUIZ et al. 1997: 276 f.; TERNAN et al. 1998: 82; FARIFTEH & SOETERS 1999: 249 f.; BENITO et al. 2000: 213 ff.; VANDEKERCKHOVE et al. 2000a: 51). Sie bilden sich ausgehend von Trockenrissen, Wurm- oder Tiergängen in standfesten Lockersedimenten und werden bei Wasserdurch- fluss immer stärker erweitert - ein tunnelförmiger Hohlraum, die pipe, entsteht (siehe Foto 4). Anfällig für piping -Prozesse ist vor allem schluffig-toniges Substrat mit einer hohen elektrischen Leitfähigkeit, das Unterschiede in Porosität, Lösbarkeit und Stabilität zwischen den einzelnen Sedimentschichten aufweist. Initiierend für die Bildung sind Tiergänge sowie tiefe Schrumpf- bzw. Trockenrisse, die das konzentrierte Eindringen des Oberflächen- abflusses ermöglichen. Eine hohe Leitfähigkeit deutet auf eine höhere Dispersionsneigung des Substrates hin (VANDEKERCKHOVE et al. 2000a: 51). Auch Bodenkrusten über wenig konsolidiertem Material begünstigen die Entstehung von pipes (POESEN et al. 2002: 238 f.). Hohe Sandanteile und/oder ein geringer Anteil an Grobporen reduzieren die Anfälligkeit hingegen. Kleine Röhren und Schächte können sowohl die headcut -Bildung als auch die Entstehung von knickpoints in schon bestehenden Rinnen initiieren. Auch das Einbrechen von pipes oder das Nachbrechen von Wandpartien entlang von piping -Schächten kann den Rinnenverlauf beeinflussen (MÄCKEL 1976: 479). Piping -Prozesse spielen auch beim Wachstum des Gully Gorom eine entscheidende Rolle (siehe Kap. 4.1.1).
Die Geschwindigkeit der rückschreitenden Erosion ist vor allem von der einströmenden Wassermenge abhängig. Diese wird von den Bedingungen für die Oberflächenabfluss- bildung und der Einzugsgebietsgröße gesteuert. Mit zunehmender Oberflächenabflussmen- ge und/oder Hangneigung steigt die Abflussgeschwindigkeit und damit die Erosivität. Die Größe des Einzugsgebietes wird durch die Verlagerung des Gully -heads hangaufwärts not- wendigerweise immer kleiner, die einströmende Wassermenge nimmt ab und damit lässt auch die Strudelwirkung und Übertiefung nach. Die Stirnwand bildet sich daher weniger hoch aus und der Gully verliert in seinem oberen Teil an Tiefe. Hat ein Gully-System den oberen Bereich des Einzugsgebietes erreicht, wird es inaktiv und die steilen Hänge, auch im Seitenbereich, werden durch Spülprozesse verflacht und abgerundet.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Foto 4 Pipe entlang eines Trockenrisses im headcut -Bereich des Gully Gorom (NE-Burkina Faso).
Eine sehr wichtige Rolle spielt die anthropogene Einflussnahme durch die agrar- und weidewirtschaftliche Landnutzung auf das ökologische Gleichgewicht. Dieses wird für den semiariden sahelischen Raum jedoch besser als hoch variables „Prozess-Response-System“ (Klima, Vegetationsbedeckung; Morphodynamik) beschrieben. Veränderungen der Vegeta- tionsverteilung und -bedeckung z.B. durch flächenhafte Rodung, Pflügen des Oberbodens, Fruchtwechselfolgen, Brachfallen oder Reaktivieren von Anbauflächen, Brennholzent- nahme oder intensive Beweidung verändern die geomorphodynamischen Bedingungen auf den Hängen im Einzugsgebiet (SMITH 1982: 33). Der Oberflächenabfluss und damit die Bodenerosion nehmen sprunghaft zu (POESEN & HOOKE 1997: 157, 168). Die Art der Landnutzung hat einen großen Einfluss auf die Intensität der Bodenerosion im Einzugsge- biet. Saisonal brachliegendes Land ist z.B. stärker erosionsgefährdet als eine spärliche „natürliche“ Vegetationsbedeckung, da vor allem die Rauhigkeit der Pflugrillen häufig die Richtung des Oberflächenabflusses vorgibt und diesen kanalisiert; Viehpfade haben eine ähnliche Wirkung (AUZEIT et al. 1995: 768). In Tälern und Senken kommt es durch die verstärkte Erosion zur Verfüllung mit den ausgeräumten Sedimenten. Nimmt aber die abge- tragene Substratmenge z.B. durch Veränderungen im Anbaugefüge, bodenschonende Bear- beitung, Flächenstilllegungen, Erosionsschutzmaßnahmen (z.B. Terrassierung der Hänge) oder weil an den Hängen der erodierbare Boden bis auf das Anstehende abgetragen ist wie- der ab, so kann es zu einer Zerschneidung der Sedimente durch Gully-Erosion kommen. Einen besonderen Einfluss hat die Terrassierung von Hängen auf die Gully-Entwicklung. Terrassen verkürzen die Hanglänge und reduzieren damit den Oberflächenabfluss. Aller- dings fließt über die Kanten stellenweise konzentriert Wasser ab, zerschneidet diese und räumt sie rückwärtig aus - ein neuer headcut entsteht. Hier greift das Prinzip der bank - Gully-Entstehung (siehe Kap. 1.3.3).
Der Wechsel zwischen Sedimentations- und Einschneidungsphasen kann allerdings auch systemimmanent bedingt sein, d.h. Änderungen im fluvialen System führen zu Einschnei- dung oder Sedimentation. Senkt sich z.B. die Erosionsbasis durch zunehmende Einschnei- dung des Hauptvorfluters, so kommt es ebenfalls zur Zerschneidung der Talbodensedi- mente, bis sich das Gerinne und mit ihm das Tallängsprofil auf die veränderten Bedingun- gen eingestellt hat. Eine Erhöhung der Erosionsbasis bewirkt Sedimentation in den unteren Talabschnitten, die sich langsam bis in das obere Einzugsgebiet fortpflanzt, da die Erosi- ons- und Transportkraft bei abnehmendem Gefälle geringer wird. Somit können system- immanente Wechsel von Aufhöhungs- und Einschneidungsphasen stattfinden, ohne dass sich das Klima ändert oder der Mensch eingreift.
Zusammenfassend kann festgehalten werden: Die Gully-Entwicklung wird hauptsächlich von den Faktoren Klima, Vegetationsbedeckung, anthropogene Aktivität im Einzugsgebiet (Landnutzung und Landnutzungswandel), Einzugsgebietsgröße sowie Aufhöhung bzw. Ab- senkung der lokalen Erosionsbasis gesteuert. Die Eigenschaften des Ausgangssubstrates, piping -Prozesse und das Relief beeinflussen die Form, Tiefe und Entwicklungsrichtung von Gully-Systemen. Da die Entwicklungsgeschwindigkeit vor allem von der in den Gully ein- strömenden Wassermenge abhängt, sind außer der Niederschlagsmenge und -intensität die Größe des Einzugsgebietes und die Landnutzung bzw. Vegetationsbedeckung die das Aus- maß der Gully-Erosion kontrollieren Faktoren (AUTZEIT et al. 1995: 768; VANDEKERCK- HOVE et al. 2000a: 56). Je nach Standort ergeben sich jedoch vielfältige Kombinations- möglichkeiten der Einflussfaktoren und damit recht unterschiedliche Bildungsbedingungen.
1.3.3 Gully-Typen und -Entwicklungsgeschwindigkeiten
Die unterschiedlichen Ausprägungen von Gullies sowie ihre Wachstumsgeschwindigkeiten wurden in vielen Studien nach unterschiedlichen Kriterien wie Form, Position in der Landschaft und Ausgangssubstrat untersucht, typisiert und beschrieben (z.B. IMESON & KWAAD 1980; MCFARLANE & WHITLOW 1990; CROUCH 1990; POESEN 1993; POESEN et al. 1996; BEAVIS 2000; KIRKBY & BULL 2000; NOGUERAS et al. 2000). Häufig kommen zur Dokumentation der Entwicklungsgeschwindigkeit auch Luftbilder unterschiedlichen Maßstabs zum Einsatz (siehe BARRÓN et al. 1994; RIES & MARZOLFF 1997; MARZOLFF 1999; RIES 1999; MORETTI & RODOLFI 2000; RIES & MARZOLFF 2003).
Grundsätzlich kann man nach Lage im Relief und Substrattyp zwei Arten von Gullies unterscheiden:
Der badland -Typ (siehe Abb. 6) bildet sich vorwiegend in Sedimentgestein aus und ist an mäßig steilen bis steilen Hängen zu finden. Die Form und die Geschwindigkeit des Wachs- tums werden von der Menge und Konzentration des Oberflächenabflusses gesteuert. Der Gully weitet sich im Verlauf der Entwicklung stark flächenhaft aus (DE OLIVEIRA 1989: 417).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 6 Schema eines badland -Gullies (DE OLIVEIRA 1989: 418).
Bank -Gullies (siehe Abb. 7) entstehen in Sedimenten und Kolluvien im Tal- und Unter- hangbereich, wenn konzentrierter Oberflächenabfluss über eine Kante oder eine Verstei- lung, z.B. eine Flussterrasse, abfließt und sich von dieser ausgehend rückschreitend ein- schneidet (DE OLIVEIRA 1989: 416 f.; VANDEKERCKHOVE et al. 2000a: 37, 52; POESEN et al. 2002: 253). Die Ausprägung von bank- Gullies ist im unteren Teil linienhaft. Hangaufwärts kommt es durch eine Vielzahl von Abzweigungen und Auffächerungen häufig zu einer flä- chenhaften Ausdehnung. Eine Untersuchung von OOSTWOUD WIJDENES et al. (2000) zu den Steuerungs-Faktoren der räumliche Verteilung und Aktivität von bank -Gullies kommt zu dem Schluss, dass vor allem die Landnutzung im Einzugsgebiet einen entscheidenden Einfluss auf die Gully-Aktivität hat.
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 7 Schema eines bank -Gullies (DE OLIVEIRA 1989: 418).
Die Unterscheidung zwischen bank- Gully und badland- Gully ist jedoch nur von theore- tischer Bedeutung. Im Gelände kommen beide Gully-Typen oft nebeneinander bzw. über- einander und nicht selten zusammenhängend vor (siehe Abb. 8). Die Menge an konzentrier- tem Oberflächenabfluss, welche für die Ausbildung von bank- Gullies erforderlich ist, stammt häufig aus badland- Gullies am Mittel- und Oberhang (DE OLIVEIRA 1989: 417).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Abb. 8 Kombinationstyp: Bank -Gullies im Unterhangbereich vereinigen sich mit badland -Gullies im oberen Einzugsgebiet (DE OLIVEIRA 1989: 418).
1.3.4 Gully-Erosionskontrolle und -Vermeidung
Gully-Erosionskontrolle ist schwierig und teuer, daher stellt Erosionsvorsorge bzw. eine Wiederherstellung des Gleichgewichts durch Verringerung des Oberflächenabflusses die sinnvollere Lösung dar. Dies kann z.B. durch die Erhöhung der Vegetationsbedeckung, Kanalbau oder Drainage, Terrassierung der Hänge zur Verkürzung der Hanglänge oder Veränderung der Bearbeitungsweise bzw. der Anbaukulturen im Einzugsgebiet erreicht werden. Die Kosten für die Schadensbehebung übersteigen meist den Wert des Landes und lohnen sich daher kaum (HUDSON 1995: 291 f.).
Ist durch die Ausdehnung des Gully -heads Infrastruktur (z.B. Straßen, Strommasten…) gefährdet, macht partielle Gully-Erosionskontrolle ökonomisch Sinn. Deren Ziel ist das Aufhalten der Gully-Entwicklung, nicht jedoch die Herstellung des Ausgangszustandes. Dies kann zum Beispiel durch das Abdecken des headcuts mit Planen erfolgen, um die rückschreitende Erosion zu stoppen. Diese Maßnahme ist jedoch teuer und aufwändig und nicht immer erfolgreich (HUDSON 1995: 291 f.).
1.3.5 Folgen und Bedeutung der Gully-Erosion für das Gesamterosionsge- schehen
Die negativen Folgen der Gully-Entwicklung lassen sich in zwei Kategorien einteilen: Zum einen die Schäden, die direkt durch das Gully-Wachstum an den betroffenen Flächen ent- stehen (onsite -Schäden); neben dem Verlust der natürlichen Ressource Boden zählt dazu der Flächenverlust, die Absenkung des Grundwasserspiegels sowie die Zerstörung von Infrastruktur (Straßen, Brücken, Zäune, Häuser usw.). Zum anderen kommt es zur Ablage- rung von Sedimentfracht in den flachen Bereichen des unteren Einzugsgebietes (offsite - Schäden), was z.B. zur Verfüllung von Staureservoiren führt und damit enorme volkswirt- schaftlichen Schäden nach sich zieht (LÓPEZ-BERMÚDEZ et al. 1999: 415; POESEN et al. 2002: 234; BILLI & DRAMIS 2003: 354).
Die Meinungen der Erosionsforscher hinsichtlich der Bedeutung und des Anteils der Gully- Erosion am Gesamtproblem Bodenerosion sind recht unterschiedlich, widersprechen sich aber nur scheinbar. HUDSON (1995: 284) bezieht sich vor allem auf die onsite -Schäden und bezeichnet Gullies zwar als spektakuläre Erosionsformen, die aber meist dort vorkommen, wo nur unproduktives Land oder wenig wertvolles Weideland, in den seltensten Fällen je- doch ertragreiche Ackerflächen betroffen sind. Somit würde die Gully-Erosion für die Verminderung des Ertrages nur eine untergeordnete Rolle spielen. Gerade für Entwick- lungsländer, die vor allem von der Agrarwirtschaft und damit von der Ressource Boden leben, ist jedoch der Flächenverlust oft von substanzieller ökonomischer Bedeutung und könnte einen relevanten Einschnitt in die wirtschaftliche Entwicklung darstellen (BILLI & DRAMIS 2003: 354).
Auf dem Dritten Internationalen „ symposium on gully erosion “ (http://gullyconference- 2004.olemiss.edu) im April 2004 in Oxford, Mississippi U.S.A., präsentierten Wissenschaftler die aktuellsten Forschungsergebnisse des Themenfeldes Gully-Erosion. Aktuelle Untersuchungen zeigen auf, dass
- der Bodenverlust und Sedimentaustrag durch Gully-Systeme großen Einfluss auf das Gleichgewicht des Ökosystems hat (POESEN et al. 2000: 102),
- Gullies wichtige und effektive Transporteure von Sediment und Wasser von den oberen Einzugsgebieten in die permanenten Flusssysteme und auf Talböden sind (POESEN et al. 2000: 102),
- offsite- Effekte der Erosion verstärkt werden, wenn Gully-Erosion stattfindet (POESEN et al. 2003: 96).
Viele Untersuchungen in Trockengebieten bestätigen, dass Gullies eine wichtige oder sogar die dominierende Sedimentquelle sind: z.B. in Algerien (z.B. GTZ 1996), in Südfrankreich (z.B. MUXART et al. 1990; BUFALO & NAHON 1992; LHÉNAFF et al. 1993; WAINWRIGHT 1996; LECOMPTE et al. 1997), in Israel (z.B. NIR & KLEIN 1974; PERATH & ALMAGOR 2000), in Nordmarokko (z.B. HEUSCH 1970; LAOUINA et al. 1993), in Rumänien (z.B. RADOANE et al. 1995) und in Spanien (z.B. DONKER & DAMEN 1984; THORNES 1984; TERNAN et al. 1994; POESEN et al. 1996; FAULKNER 1995; MARTÍNEZ-CASASNOVAS 1998;
CASALI et al. 1999; MEYER & MARTÍNEZ-CASASNOVAS 1999; NOGUERAS et al. 2000; MARTÍNEZ-CASASNOVAS et al. 2003).
Veröffentlichte Daten aus semi-ariden oder ariden Gebieten zeigen auf, dass der Anteil der Gully-Erosion an der gesamten Sedimentproduktion beträchtlich ist: z.B. 83 % für haupt- sächlich als Weideland genutzte Brachflächen in Süd-Spanien (POESEN et al. 1996), bis zu 51 % für Mandelhaine in Südost-Spanien (POESEN et al. 1999b), 53 % für ein Einzugsgebiet in Kenia (OOSTWOUD WIJDENES & BRYAN 1994), 58 % für aride Gebiete in Argentinien (CORONATO & DEL VALLE 1993), 80 % für Winterweizenfelder in Süd-Portugal (POESEN et al. 1996), 60-81 % für semi-aride Weideländer in Arizona, USA (OSBORN & SIMANTON 1989) und bis zu 80 % in einem semiariden Gebiet im Niger (HEUSCH 1980). Damit zeigt eine Vielzahl von Untersuchungen auf, dass die Gully-Erosion in Trockengebieten durch- schnittlich einen Anteil von 50-80 % an der gesamten Bodenerosion hat. In Anbetracht die- ser Erkenntnisse wurde der Bodendegradation durch Gully-Erosion in der Vergangenheit zu wenig Aufmerksamkeit entgegengebracht. Daher sollte im Bereich der Austragsraten und Einflussfaktoren verstärkt geforscht werden (POESEN et al. 1996: 259 f., 263; POESEN et al. 2002: 233 f.).
1.3.6 Untersuchungsmethoden
Da die Gewichtung der unterschiedlichen Einflussfaktoren auf die Gully-Erosion zwischen verschiedenen Untersuchungsgebieten zum Teil stark variiert, ist eine Vielzahl von Messungen und Analysen notwenig, um allgemeingültige Aussagen treffen bzw. Parameter für Modellrechnungen bestimmten zu können.
Um die Typologie und den Effekt der Gully-Erosion (Sedimentaustrag und Landdegradation) zu studieren und das Risiko mit seinen ökologischen, sozialen und ökonomischen Effekten vorherzusagen, werden unterschiedliche Methoden angewendet:
- Experimentelle Untersuchungen (z.B. Beregnungen und Infiltrationen auf Test- flächen, Bodenfeuchte-Messungen, Sedimentproben) auf den betroffenen Flächen selbst liefern wichtige Informationen zur Gewichtung der Einflussfaktoren (z.B. FAULKNER 1995; CASTILLO et al. 1997; KOSMAS et al. 1997; ANDREU et al. 1998; PUIGDEFÀBREGAS et al. 1999; ROMERO-DÍAZ et al. 1999; RIES et al. 2000; ESTEVES & LAPETITE 2003).
- Messung der Sedimentationsraten im unteren Einzugsgebiet (z.B. LÓPEZ-BERMÚ- DEZ 1990; ROMERO-DÍAZ et al. 1992; SANZ MONTERO et al. 1996; AVENDAÑO SALAS et al. 1997; DESCLOITRES et al. 2003).
- Charakterisierung des Erosionsgrades auf der Basis von Indizes (z.B. WILLIAMS & MORGAN 1976).
- Erfassung geringer Wachstumsraten mit dendrochronologischen Methoden (z.B. VANDEKERCKHOVE et al. 2001).
- Kartierung existierender Gullies und der aktuellen Erosions-Aktivität sowie Quanti- fizierung der Sedimentproduktion (z.B. DYMOND & HICKS 1986; VAN ZUIDAM 1986; CROUCH & BLONG 1989; BENITO et al. 1992; PALACIO & LÓPEZ 1994; FAULKNER 1995; ARCHIBOLD et al. 1996; POESEN et al. 1996; DEROSE et al. 1998; BETTS & DEROSE 1999; OOSTWOUD WIJDENES et al. 2000, . 2001; VANDEKERCK- HOVE et al. 2000a, b, 2001; NACHTERGAELE et al. 2002; GÄBRIS et al. 2003; VANDEKERCKHOVE et al. 2003). - Dies kann sowohl vor Ort (z.B. durch Vermessung des Gullies, Verteilen von Erosions-Pins) erfolgen, als auch mit Hilfe digitaler Luftbildauswertung und Photogrammetrie.
- Langzeitstudien zur Gully-Entwicklung: Sie bedienen sich historischer Daten (Kar- ten und Dokumente), Artefakten und verschiedener Datierungstechniken, um die Bedingungen, die in der Vergangenheit die Gully-Erosion initiierten, zu rekon- struieren (PROSSER & WINCHESTER 1996; TRIMBLE 1998, 1999; DOTTERWEICH et al. 2003; GÁBRIS et al. 2003).
- Empirische- (z.B. RUSLE; RENARD et al. 1997) und prozessgesteuerte Erosions- modelle (z.B. EUROSEM; MORGAN et al. 1998 oder LISEM; DE ROO et al. 1994, 1996, 1998; JETTEN & DE ROO 2001; STOLTE et al. 2004 ) zur Simulation von Bo- denerosionsprozessen.
Erst die Fusion von Photogrammetrie und digitaler Bildverarbeitung in den letzten Jahren ermöglichte die Modellierung der Gully-Erosion basierend auf digitalen Geländemodellen bzw. den daraus abgeleiteten topographischen Faktoren (BETTS & DEROSE 1999: 91). Die Modelle werden genutzt, um Grenzwerte der Gully-Initiierung zu bestimmen, die Gully- Verteilung und Entwicklung in Zusammenhang mit verschiedenen Parametern (z.B. Relief, Klima, Einzugsgebietsgröße) zu untersuchen oder das Erosionsrisiko bei Landschaftsver- änderungen abzuschätzen (z.B. DONKER & DAMEN 1984; MOORE et al. 1988; DE PLOEY 1989; DESMET & GOVERS 1994; PROSSER & ABERNETHY 1996; VANDAELE et al. 1997; FLORINSKY 1998; DESMET et al. 1999; KIRKBY & BULL 2000; NACHTERGAELE et al. 2001a; NACHTERGAELE et al. 2001b; HESSEL 2002; HESSEL & VAN ASCH 2003; STOLTE et al. 2003). Dennoch wird, je nach Komplexität des Modells, eine Vielzahl von Eingangsfakto- ren benötigt, die in Feldarbeit erhoben werden müssen (HESSEL 2002: 38 f.). STOCKING (1980) fasst die Wichtigsten zusammen.
Die hauptsächlich auf der Nutzung von Fernerkundungstechniken, in Verbindung mit der Weiterentwicklung Geographischer Informationssysteme (GIS) sowie digitaler Bildverar- beitung und Photogrammetrie, basierende Forschung der letzten Jahrzehnte bietet ein gro- ßes Potential für ein kontinuierliches Monitoring der Gully-Erosion. Sie ermöglichen die digitale Kartierung von linearen Veränderungen (z.B. BURKARD & KOSTASCHUK 1995, 1997; POESEN et al. 1996), flächenhaften Veränderungen (z.B. BURKARD & KOSTASCHUK 1995; OOSTWOUD WIJDENES et al. 2000) und Volumenveränderungen aus digitalen Gelän- demodellen zur Berechnung bzw. Abschätzung der ausgetragen Sedimentmenge (z.B. DYMOND & HICKS 1986; THOMAS et al. 1986; SNEDDON et al. 1988; POESEN et al. 1996; DEROSE et al. 1998; MARTÍNEZ-CASASNOVAS 1998; BETTS & DEROSE 1999; NACHTER- GAELE & POESEN 1999; DABA et al. 2003; BETTS et al. 2003; MARTÍNEZ-CASASNOVAS et al. 2003) ohne aufwendige Vermessungen im Gelände. Auch die Gully-Dichte bzw. Vertei- lung in einem Gebiet kann bestimmt werden (z.B. FAULKNER 1995; HESSEL & VAN ASCH 2003). Die Auflösung von Standardluftbildern (z.B. 1:5.000) reicht für detaillierte Messun- gen und Kartierungen allerdings nicht aus (siehe Kap. 3.1.1). Daher werden zum Teil alter- native Methoden, wie die terrestrische Photographie (z.B. für nahbereichsphotogramme- trische Auswertungen) (SNEDDON et al. 1988; ARCHIBOLD et al. 1996; BARKER et al. 1997) oder die großmaßstäbige Luftbildphotographie für das Gully-Monitoring eingesetzt - z.B. mit einem gefesselten Heißluftzeppelin (RIES & MARZOLFF 1997, 2003, RIES 1999, 2000) oder einem Fesseldrachen (MARZOLFF et al. 2002a; MARZOLFF et al. 2003). Da Volumenrekonstruktionen aus Luftbildern (aufgrund der geringen Auflösung) oder aus großmaßstäbigen Bildern (aufgrund fehlender Orientierungsgenauigkeiten) recht schwierig oder zu ungenau sind, kombinieren einige Autoren (z.B. VANDAELE et al. 1996, NACHTERGAELE & POESEN 1999; VANDEKERCKHOVE et al. 2003) die zweidimensionale Auswertung hochauflösender Luftbilder mit Feldmessungen (z.B. Querschnittmessungen oder Erosions-Pins).
Auch Satellitenbilder offerieren eine interessante Perspektive um großflächig GullyErosionsprozesse zu untersuchen und zu kartieren (z.B. GIORDANO & MARCHISIO 1991; SOLÈ et al. 1986; BOCCO 1990; MARTÍNEZ-CASASNOVAS 1998), vorausgesetzt, dass die von Gully-Erosion betroffenen Gebiete groß genug sind, um von der Auflösung der Bilder erfasst zu werden. Veränderungen im Zentimeter-Bereich sind mit den bisher zugänglichen Auflösungen (z.B. IKONOS mit 1x1 m im panchromatischen Bereich) jedoch nicht dokumentierbar. Sie eignen sich allerdings besonders zu großflächigen Vegetationsklassifizierungen und -bedeckungsanalysen, die z.T. Rückschlüsse auf die Erosionsaktivität im Einzugsgebiet erlauben (z.B. MARTÍNEZ-CASASNOVAS 1998).
2 Geographische Grundzüge des Untersuchungsraumes
Mit von Norden nach Süden zunehmenden mittleren Jahresniederschlägen zwischen 350 und 500 mm liegt die Untersuchungsregion um Gorom Gorom (Provinz Oudalan) und Dori (Provinz Seno) in der semiariden, zentralen bis südlichen Sahelzone. Typisch für diesen randtropischen Bereich ist eine ausgeprägte Wechselfeuchte mit einer kurzen sommerli- chen Regenzeit, in der Regel zwei bis drei Monate, und einer langen winterlichen Trocken- zeit. Dieser wenige hundert Kilometer breite Übergangsbereich zwischen der ariden Sahara im Norden und der semihumiden Sudanzone im Süden wird in etwa durch die 100 und 500 mm-Isohyeten begrenzt (siehe Abb. 9). Die Abgrenzung erfolgt je nach den zu Grunde liegenden Abgrenzungskriterien (hygrisch-klimatisch, vegetationskundlich, prozessorien- tiert/morphodynamisch) jedoch recht unterschiedlich (siehe MENSCHING 1988: 245; CASENAVE & VALENTIN 1989: 13; RIOU 1990: 176 f.).
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Abb. 9 Burkina Faso: Administrative Gliederung, Klimazonen und durchschnittliche Jahresisohyeten der Jahre 1960-1990 (verändert nach LACLAVÈRE 1993:16; digitale Kartengrundlage: ALBERT 2001).
Vegetationsgeographisch bezeichnet WHITE (1983) den Bereich zwischen 250 und 500 mm mittleren Jahresniederschlags als „ sahel wooded grassland “ . Die weitständige, diskonti- nuierliche, meist xerophile Dornstrauchvegetation wird von ausgedehnten annuellen Gras- fluren unterbrochen. Große vegetationsfreie Bereiche sind häufig auf dem vorherrschenden Reliefelement, den weiten Glacisflächen mit flachen Wasserscheidenbereichen zu finden (siehe Foto 5).
Die homogene Reliefsituation der präkambrischen, kristallinen Rumpffläche wird nur durch Inselberge und tafelbergartige Flächenreste mit verwitterungsresistenten Late- ritkrusten am Top (siehe Foto 6) sowie die Ost-West verlaufenden spätpleistozänen Altdü- nenzüge unterbrochen (siehe Foto 7). Diese fixierten Dünen durchziehen als schmale Bän- der von 1-10 km Breite die gesamte Region (siehe Abb. 10), wobei nach Norden hin die Breite und Dichte zunimmt (ALBERT 2002: 14). Sie blockieren stellenweise seit ihrer Gene- se im Spätpleistozän den Abfluss der Wassermassen und stauen diese an ihren Rändern zu meist flachen ausgedehnten Seen ohne Dauerwasserstand, den mares (Tümpel, Lache), auf. Für die Wasserversorgung der Bevölkerung sowie der großen Viehherden sind diese endo- rheischen Seen von zentraler Bedeutung und dementsprechend stark frequentiert.
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Foto 5 Schrägluftbild mit Blick über die weite Glacis-Fläche im Dezember 2000 bei Gorom Gorom.
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Foto 6 Blick vom Inselberg Gangaol nach Nordwesten auf Inselberge und tafelbergartige Flächen- reste mit Lateritkrusten.
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Foto 7 Blick vom Dünenzug bei Oursi nach Süden auf den Ost-West verlaufenden spätpleisto- zänen Altdünenzug von Kaya.
Abb. 10 Landsat TM-Szene des Arbeitsgebietes vom 5.8.2000; Falschfarbenbild mit der Kanalkombination 4/2/1. Gut zu erkennen sind die Ost-West verlaufenden Altdünenkomplexe in rötlichen Tönen sowie das Entwässerungsmuster und die Mares in dunklen Blautönen (ALBERT 2002: 57).
Mit 10,6 Einw./km2 im Oudalan und 17,0 Einw./km2 in Seno ist die Bevölkerungsdichte im Sahel sehr gering (INSD 1989). Oftmals widrige und hochvariable Umweltbedingungen erfordern von den Menschen besondere Anpassungen der Lebens- und Wirtschaftsweise. Bis zu einer Menge von 250 mm Jahresniederschlag wird auf Sandböden, vor allem im Be- reich der Altdünen, Hirseanbau im Regenfeldbau betrieben (Foto 8). Die wirtschaftliche Grundlage der z.T. nomadisch lebenden Bevölkerung ist jedoch die Viehwirtschaft in Form von extensiver Weidewirtschaft. Die SEREIN-Initiative (Sahel-Sudan Environmental Re- search Initiative) führte zahlreiche Untersuchungen zur Landnutzung in der Sahelzone so- wie zu den natürlichen und sozio-ökonomischen Rahmenbedingungen durch (siehe REEN- BERG 1998, 1999). Die Kenntnisse zur Siedlungs- und Nutzungsgeschichte der Region re- sultieren aus den zahlreichen archäologischen Grabungen und archäo-botanischen Untersu- chungen im Rahmen des SFB 268 (siehe HALLIER 1998, 1999, 2001; NEUMANN et al. 1998, 2001; BREUNIG & NEUMANN 1999; KAHLHEBER 1999; NEUMANN 1999; VOGELSANG et al. 1999; HALLIER & PETIT 2000, 2001; VOGELSANG 2000; ALBERT et al. 2001; KAHLHEBER et al. 2001; PELZER & MAGNAVITA SANTOS 2001). Die Landnutzung, insbesondere der Be- weidungsdruck, hat einen signifikanten Einfluss auf die Vegetation im Hinblick auf Land- degradation und Desertifikation. Diese stark mit der Sahelzone in Verbindung stehenden Begriffe wurden vielfältig diskutiert und aus unterschiedlichen Perspektiven analysiert und belegt (siehe MENSCHING 1980, 1990; FORD 1992; STURM 1995; LE HOUÉROU 1996; TENGBERG & CHEN 1998; CONACHER 1999; RASMUSSEN 1999; RIES 2000; RASMUSSEN et al. 2001; MÜLLER & WITTIG 2002; ALBERT et al. 2004 u.a.). Verschiedene Autoren bedie- nen sich Fernerkundungsmethoden, um einen Zusammenhang zwischen Landnutzungs- wandel und Desertifikation herzustellen (siehe KRINGS 1980; REENBERG & RASMUSSEN 1990; LINDQVIST & TENGBERG 1993; KAPPAS & WANDELT 1996; KAPPAS 1997 u.a.).
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Foto 8 Links: Abgeerntetes Hirsefeld mit Hirsespeicher. Die restlichen Stoppeln dienen während der Trockenzeit als Viehfutter. Rechts: Hirsefeld in der Regenzeit (Foto: ALBERT 2000).
2.1 Geologischer Bau
Als Teil des tektonisch seit etwa 1,7 Ma stabilen, gondwanaländischen Urkratons stellt der westafrikanische Raum eine geologisch alte Plattform dar, die aus dem präkambrischen Kristallin des Unterbaus und einer Reihe von Sedimentgesteinen unterschiedlichen Alters aufgebaut wird. Das anstehende präkambrische Basement baut den westafrikanischen Schild auf, welcher von zwei Hauptorogenesen überprägt wurde - der Liberian-Orogenese (Archaische) und der Eburnian-Orogenese. Ihre Grundstruktur erhält diese Landmasse durch epirogene, weitgespannte Geosynklinalen, wie dem Taoudeni-Becken, die mit unver- formten paläozoischen und jüngeren Sedimenten verfüllt sind, und ebenso großräumigen flachen Antiklinalzonen (z.B. die Leo-Schwelle), an denen das Basement zutage tritt (siehe Abb. 11) (BLACK & FABRE 1983: 17 ff.; CAHEN et al. 1984: 296; PIQUÉ 2001: 5).
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Abb. 11 Übersichtskarte der geologischen Einheiten West-Afrikas (verändert nach WRIGHT et al. 1985: 6).
Der Nordosten Burkina Fasos liegt im Bereich der schwach nach Norden einfallenden Leo- Schwelle. Hier bilden die eingerumpften und erstmalig während der Liberian-Orogenese, vor etwa 2,7 Ga (Präkambrium D oder Ante-Birrimien), stark metamorphisierten und gefal- teten Gesteine des Kristallin die Oberfläche (HOTTIN & OUEDRAOGO 1975: 5; BARTH 1977: 71 f.). Diese kristallinen Formationen, größtenteils aus kalk-alkalischen Graniten und Migmatiten, dominieren das zentrale Arbeitsgebiet (siehe Abb. 12).
Im frühen Proterozoikum (Präkambrium C) zerbrach im Zuge der Birrimien-Orogenese (2,03-1,83 Ga) der kristalline Sockel. In mehreren, meist schmalen und langgestreckten Becken, die durch Bruchbildung im frühen Birrimien (2,4-2,3 Ga) entstanden, kam es zur Ablagerung der vulkanisch-sedimentären Serien des Birrimien. Während der Eburnian- Orogenese (2,10-1,95 Ga) wurden sie metamorphisiert und gefaltet (DELFOUR & JEAM- BRUN 1970: 8). Diese schwach metamorphen Beckenfüllungen aus Abtragungssedimenten und Vulkaniten (Tuffe, Laven, Pyroklastite) befinden sich im Arbeitsgebiet östlich der von Nordnordwest nach Südsüdost verlaufenden Störungslinie bei Markoye und westlich von etwa 0°30’W (siehe Abb. 12) (HOTTIN & OUEDRAOGO 1975: 11, 33). Im Zuge der Ebur- nian-Orogenese drangen sowohl im Bereich des kristallinen Kratons als auch in den Rand- bereichen magmatische Intrusionen, vor allem große Mengen synorogener vorwiegend kalk-alkalischer Granite auf, die heute in Form von Inselbergen im Oudalan reliefbildend in Erscheinung treten (MACHENS 1966: 590; HOTTIN & OUEDRAOGO 1975: 5, 11 ff., 33; BESSOLES 1977: 124 ff.). Nach dem Ende dieser Faltungsphase vor 1,8-1,75 Ga kam es zu weiteren magmatischen Aktivitäten, die bis 1,5 Ga andauerten. Dabei drangen auch im Oudalan alkalische Magmen (roches vertes) auf, die den Liberiansockel oder die Birrmien- laven durchziehen. Diese grobkristallinen, z. T. porphyrischen Gesteine wurden später nicht mehr metamorphisiert und bilden heute als herauspräparierte Inselbergkomplexe die höchsten Erhebungen der Region (z.B. Tin Edja 498 ü. NN und Kolèl 448 ü. NN) (HOTTIN & OUEDRAOGO 1975: 6, 21 f., 33).
Im äußersten Norden des Arbeitsgebietes wird die Leo-Schwelle von Sedimentgesteinen des Präkambrium A (1,3-1,0 Ga) aus dem Taoudeni-Becken diskordant überlagert (siehe Abb. 12). Von den bis 8000 m mächtigen, gefalteten und schwach metamorphisierten, epi- kontinentalen Sedimenten (Ydouban- Serie) sind im nördlichen Burkina Faso nur die Basis- sedimente vertreten (REICHELT 1972: 46). Zu diesen gehört die unterste Abfolge der Sedi- mente des Taoudeni-Beckens mit quarzitischen Sandsteinen und Konglomeraten (HOTTIN & OUEDRAOGO 1975: 25). Aufgrund ihrer morphologischen Härte sind sie heute als NW-SE streichende, 20-30 m hohe Hügelketten herauspräpariert und werden von den unteren For- mationen der gefalteten Sedimente des Gourma-Beckens überlagert (REICHELT 1972: 158 ff., 179). Diese litoral abgelagerten Sedimente setzen sich östlich von 0°30’W über- wiegend aus Tonschiefern zusammen, die von morphologisch härteren Einschaltungen aus quarzitischen Sandsteinen, Feuersteinen und kieseligen Brekzien überragt werden. West- lich von 0°30’W und in der Umgebung des Béli dominieren Karbonatgesteine (Stromato- lithen-Riffe, Dolomite und Kalksteine). Die Tonschiefer nördlich des Béli kommen in Form von kleinen Synklinalen vor und unterscheiden sich durch ihre rotviolette Färbung sowie ihre größere Härte und Dichte von den diskordant darunter liegenden Tonschie- fern (siehe Abb. 12) (REICHELT 1972: 158 ff.; HOTTIN & OUEDRAOGO 1975: 25 f.).
Im Zuge der in der Oberkreide beginnenden und bis ins Quartär andauernden bruchtektonischen Zerlegung des Kontinentes entstanden Störungen und Grabenbrüche, die von einem jungen, z.T. noch rezenten Vulkanismus begleitet werden. Einer dieser Störungen folgt auch der Niger, der seit dem Rückzug des Sahara-Meeres der Oberkreide die regionale Haupterosionsbasis des Arbeitsgebietes bildet (MACHENS 1966: 589, 595 ff.).
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Abb. 12 Geologische Übersichtskarte von NE-Burkina Faso (ALBERT 2002: 30).
2.2 Präquartäre Klima- und Reliefentwicklung
Die Rumpfflächen-Inselberglandschaft Burkina Fasos ist überwiegend auf den geologi- schen Schwellenbereichen ausgebildet. Sie ist Folge der intensiven Abtragung des präkam- brischen Sockels unter durchweg festländischen Bedingungen während des Paläozoikums und Mesozoikums bei vergleichsweise geringer tektonischer Beanspruchung. Nur im äu- ßersten Norden des Arbeitsgebietes wird diese Landschaft von Sedimentgesteinsresten, die klare Schichtstufen ausbilden, tafelartig überlagert (siehe Abb. 12). Die ausgedehnten Pediplains bzw. Rumpfflächen3 mit geringer Neigung und Höhen zwischen 240 und 320 Metern überspannen Areale unterschiedlicher geomorphologischer Härte (ROHDENBURG 1983: 397, 419; SEMMEL 1991: 36; BREMER 1999: 59). Zur Art der Flächengenese in den Tropen bestehen sehr unterschiedliche Lehrmeinungen (z.B. BÜDEL 1957, 1981; ROHDEN- BURG 1971, 1983; BREMER 1989; WIRTHMANN 2000), die WIRTHMANN (2000) anschaulich zusammenfasst. Am plausibelsten erscheint ROHDENBURGs (1970, 1971, 1983) klimamor- phologischer Ansatz, der auf dem Konzept der Pediplanation4 von CRICKMAY (1933) ba- siert, welches KING (1947, 1949, 1953, 1962) auf die semiariden Savannengebiete übertrug (WIRTHMANN 2000: 13). Nach Rohdenburg führt ein klimatischer Wandel von einer humi- den zu einer ariden Phase zu einem Wechsel von vorherrschender Tiefenerosion und che- mischer Verwitterung (Stabilitätsphase) hin zu flächenhaftem Abtrag aufgrund des vermin- derten Erosionsschutzes der sich weitenden Vegetation (Aktivitätsphase) (WIRTHMANN 2000: 29). ZEESE (1983: 225) stellt die Entstehung der Rumpflächen-Inselberglandschaft ins Tertiär und vertritt ebenfalls die These, dass der Großformenschatz durch einen mehrfa- chen Wechsel von tiefgründiger Verwitterung unter feucht-warmen Klimabedingungen und Abspülung unter warm-trockenklimatischen Verhältnissen, wie sie bis ins Miozän herrsch- ten, entstanden ist.
Bei extremen Gesteins- bzw. Verwitterungskontrasten oder unvollständiger Zerschneidung älterer Oberflächen können in der Pediplain Verwitterungsreste in Form von Inselbergen oder Inselbergketten zurückbleiben, die je nach geologischem Ausgangsmaterial im Arbeitsgebiet in unterschiedlichsten Ausprägungen vorkommen.
Azonale Inselberge sind über größere Flächen verstreut und entstehen in der Regel durch Prozesse der differenzierten Verwitterung, Auflösung einer Wasserscheide oder Intrusion härteren Gesteins, das im Verlauf des Abtragungsprozesses freigelegt wird („Härtlings- inselberg“) (AHNERT 1996: 284). Zu ihnen gehören im Arbeitsgebiet die Granit-Inselberge mit ihren runden Formen der Wollsackverwitterung, die selteneren, durch Exfoliation geprägten monolithischen Festgesteins-Inselberge (z.B. Region Aribinda) (siehe Foto 9) sowie die als Blockinselberge mit konvex-konkaven Hängen verbreiteten Gabbro-Massive (z.B. Kolèl 448 m ü. NN) und Quarzite (z.B. Baliata 394 m ü. NN) (ALBERT 2002: 31).
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Foto 9 Granitinselberg in der Region Aribinda.
Zonale Inselberge, wie z.B. die Lateritkrusten-Inselberge des Arbeitsgebietes (Foto 10), sind Reste eines höheren Rumpfflächenniveaus. Diese Tafelberge (Pediplain-Inselberge) erheben sich als Relikte älterer Bodenbildungsphasen über die eigenen Pedimentsockel mit oft größerem Gefälle (ROHDENBURG 1983: 419). Sie sind aus der Zerschneidung schwach geneigter, ehemaliger grundwassernaher Flachlandschaften durch tributäre Vorfluter des Paläo-Nigers hervorgegangen und verdanken ihre Erhaltung der morphologischen Härte der oft mächtigen Lateritkrusten an ihren Oberflächen mit Eisengehalten zwischen 30 und 50 % (FÖLSTER 1983: 28 f.). Für die Krustenbildung werden vor allem längerfristige Klimaschwankungen nach Art der Pluviale und Interpluviale, wie sie im Tertiär vor- herrschten, verantwortlich gemacht, wobei die Entstehung in Zeiten weitgehender For- mungsruhe unter tropisch wechselfeuchten Klimabedingungen mit intensiver Verwitterung und Stofftransport entlang der Sicker- und Grundwasserströme erfolgte (ZEESE 1983: 225; WIRTHMANN 2000: 125). Eisenreiche Tiefen- und Ergussgesteine wie Peridotit oder Basalt tragen oft ausgeprägte Krusten, während siliziumreiche und eisenarme Granite, Gneise oder Sandsteine in der Nachbarschaft nur mäßig tief und allenfalls schwach fersialitisch verwittert sind. Entsprechend stammen die Laterite der Schildregionen mit ihrem vorwie- gend saueren altkristallinen Gesteinsspektrum zum größten Teil aus den besonders warm- feuchten Phasen der Flächenbildung (Paläozän, Eozän und Miozän) (FÖLSTER 1983: 27; WIRTHMANN 2000: 121 ff.; SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 2002: 469).
BOULET (1968: 13 ff.) und BOULET & LEPRUN (1969: 17 ff.) weisen anhand der Flächen- reste fünf unterschiedliche Flächenniveaus für Burkina Faso aus, die in Anlehnung an MICHELs (1973, 1977b) System der Reliefgenerationen für das Senegalbecken gegliedert werden können. Reste des ältesten Flächenniveaus (500-515 m ü. NN) sind im Süden und Westen von Kaya auf basischen Gesteinen des Birrimiens weit verbreitet. Es wurde im Eozän angelegt und trägt eine bauxitangereicherte Lateritkruste (BOULET 1968: 14; BOULET & LEPRUN 1969: 17). Das zweite Flächenniveau beginnt südlich des Mare d ’ Soum in einer Höhe von 440 m ü. NN und fällt in Richtung Osten bis zum Niger auf 320 m ü. NN ab. Im Arbeitsgebiet kommen diese, von mächtigen mehrschichtigen Lateritkrusten be- deckten Flächenreste inselhaft ausschließlich über Gabbros in einer Höhe von 340 m ü. NN vor, wie z.B. 20 km WNW von Dori, südlich von Tin-Akof sowie westlich des Kolèl (ALBERT 2002: 32). Der beständigste und charakteristischste Horizont besteht aus bis zu 3 m mächtigen verkitteten rot-violetten Pisolithen5, unter denen sich mehrere Horizonte aus verhärtetem kaolinitreichem Verwitterungsmaterial befinden. Für diese Einebnungsfläche wird ein spätpliozänes Alter angenommen (BOULET 1968: 14; BOULET & LEPRUN 1969: 17; MICHEL 1977b: 115). Ein weiteres nicht datiertes Flächenrestniveau (400 m ü. NN), mit einer 4-5 m mächtigen rot-violetten Lateritkruste über einer 25-30 m mächtigen Flecken- und Bleichzone, ist im Südwesten des Mare d ’ Oursi zu finden (COUREL 1977: 169; JOLY et al. 1980: 21 f.).
Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten
Foto 10 Lateritkrusten-Inselberg bei Gangaol.
Es können auch sekundäre Lateritbildungen unter erneut feuchteren Klimabedingungen durch Verkittung mit gelöstem und wieder ausgefälltem Eisenoxid von residual angerei- cherten Krustenbruchstücken und Pisolithen am Hangfuß einer Laterit-Mesa oder in Tie- fenlinien entstehen (siehe Abb. 13). Je höher der Aluminiumanteil am Stoffbestand einer Kruste steigt, umso wahrscheinlicher handelt es sich bei dem betreffenden Laterit um eine Residualbildung (WIRTHMANN 2000: 126). Dadurch können je nach präexistenter Relief- situation krustentragende Flächenreste gleichen Alters in unterschiedlichen Höhenlagen vorkommen, womit eine topographisch-chronologische Gliederung nur bedingt sinnvoll ist (ZEESE 1996: 48).
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1 Im Folgenden wird nur noch die Abkürzung LPS als Programmbezeichnung verwendet.
2 Voraussetzung für die Verschlämmung ist der Aggregatzerfall, der durch splash -Effekt, Dispersion, Luft- sprengung, Quellung/Schrumpfung und die Reduktion der Kohäsion bei zunehmendem Wassergehalt ausgelöst wird (RIES 2000: 93).
3 Eine Rumpffläche wird durch die interfluviale Verschneidung von Pedimenten benachbarter Abdachung gebildet.
4 Als Pediplanation wird die rückschreitende fluviale Zerschneidung einer Hebungsplattform bezeichnet, wobei sich die Talböden durch Seitenerosion immer weiter verbreitern und schließlich zu einer Pediplain vereinigen.
5 Pisolithe sind kräftig gefärbte, oft schalig aufgebaute, verwitterungsresistente Eisen-Aluminium- Konkretionen mit Durchmessern von einigen Millimetern bis Zentimetern in tropischen Böden. Sie wachsen zu meist zellig oder wurmförmig strukturierten Krusten zusammen.
- Arbeit zitieren
- Annika Wachsmuth (Autor:in), 2005, Gully-Monitoring im Sahel Burkina Fasos: Methodische Aspekte der großmaßstäbigen Luftbildauswertung, München, GRIN Verlag, https://www.grin.com/document/72886
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