Original paper
Die „Doppelten Einebnungsflächen“ in den feuchten Tropen
[The “Double Leveling Surfaces” in the humid tropics]
Büdel, Julius
Zeitschrift für Geomorphologie Volume 1 Issue 2 (1957), p. 201 - 228
16 references
published: Aug 9, 1957
ArtNo. ESP022000102005, Price: 29.00 €
Kurzfassung
In den Tropen, insbesondere in den Regionen mit zeitweise feuchtem Savannen- und Monsunklima, werden Gebiete mit geringer bis mäßiger tektonischer Hebung von weiten, charakteristischen Ebenen eingenommen. Verstreute Inselberge und die höheren Randgebirge erheben sich steil über diese Ebenen, deren Entstehung maßgeblich durch die Flächenspülung (Flächenspülung) beeinflusst wird. Der genaue Entstehungsmechanismus dieser markanten subaerischen Formationen (siehe Abb. 1–4) ist nur unzureichend erforscht; insbesondere ungeklärt bleibt der Widerspruch, dass diese Ebenen ihrer Funktion nach die wichtigsten Erosionsflächen der Erde darstellen, während sie in vielen Merkmalen Ablagerungsflächen außerhalb der Tropen entsprechen. Die Theorie der Doppelten Einebnungsflächen löst diesen Widerspruch und klärt weitere Fragen zur Entstehung dieser Ebenen. Aus den bekannten Verhältnissen in den Regionen außerhalb der Tropen wurde angenommen, dass auch in diesen Ebenen die Phänomene der Verwitterung und Denudation innerhalb der (in den Regionen außerhalb der Tropen oft nur 0,5–1,5 m dicken) Bodendecke stattfanden, also auf ein und derselben Ebene (siehe Abb. 5/1). Tatsächlich erreicht die Bodendecke (kaolinreiche rote Tone und verwandte tonmineralreiche Tone) in solchen tropischen Ebenen eine Mächtigkeit von bis zu 60 m, im Durchschnitt 30 m. So existieren zwei Nivellierungsflächen, die eine perfekte Trennung der Verwitterungs- und Abtragungsprozesse aufweisen (siehe Abb. 5/2). Die untere Verwitterungsbasis ist die Angriffsfront der chemischen Zersetzung, die bei konstant hoher Temperatur und Feuchtigkeit rasch in die Tiefe fortschreitet (auch in widerstandsfähigeren Gesteinen; selbst Blöcke, die von den Hängen der Inselberge oder aus Stromschnellen in diese Sortier- und Zersetzungsanlage gelangen, zerfallen zu dem üblichen Ton-Feinsand-Gemisch). Ausschließlich die obere „Spül-Oberfläche“ ist der Ort der Denudation, des Transports der sehr beweglichen Endprodukte der Verwitterung. Dies geschieht gleichzeitig und recht homogen durch die Einwirkung der häufigen Überschwemmungen kleiner Rinnen und des Hochwassers der Hauptflüsse in der Regenzeit. Das feine Material wird aufgewirbelt und so Teil der Hochwasserfluten. Nicht eine langsam fließende obere Bodenschicht (wie bei der Solifluktion), sondern das fließende Wasser selbst bewirkt den Materialtransport der Erosion. Deshalb entspricht das nahezu ebene Gefälle dieser Ebenen so weit dem Verlauf der Bäche. Anders formuliert, gemäß den Vorstellungen außerhalb der Tropen, bedeutet dies, dass die Bäche „nahezu perfekt hier im Niveau der Ebenen“ fließen. Durch diese Faktoren bilden sich an den Rändern solcher Ebenen zu den steileren Hängen der Inselberge und der angrenzenden Berge „Spülpedimente“. Ist der Untergrund nahezu homogen und erfolgt die tektonische Hebung als wiederholtes, intermittierendes, langsames Anheben, senken sich beide Niveaus parallel zueinander ab. Am Rand der Bergflanken entsteht eine Treppe aus erhöhten Rand-Spülpedimenten (siehe Abb. 5, 3). Diese Pedimente sind jedoch nicht die Überreste oder Stümpfe von Ebenen, die zuvor als Fels-Rumpfflächen (alte Erosionsflächen mit freiliegendem Grundgestein) das Zwischengebiet bedeckten. Solche Fels-Rumpfflächen hat es nie gegeben. Die Verbindung zwischen den Randpedimenten zweier solcher Gebirgsfronten erfolgte stets nur durch Überschwemmungsflächen über einem mächtigen Verwitterungsprofil. Damit sind auch die „Rumpftreppen“ besser an den Flanken einzelner mitteleuropäischer Gebirgszüge zu verstehen, die nie durch Felsfußflächen von so geringen vertikalen Abständen, aber so großer horizontaler Ausdehnung verbunden waren (siehe Abb. 6). Andere Formen entwickeln sich, wenn sich die Härte des Untergrundgesteins im Bereich eines solchen langsam angehobenen Systems erheblich unterscheidet. Schließlich erheben sich Resthügel der geformten unterirdischen Gesteinsoberfläche an die Oberfläche (siehe Abb. 7), wo sie durch Erosionsprozesse zu „isolierten Erosionspedimenten“ eingeebnet werden oder sogar als „Schildinselberge“ über die Oberfläche hinauswachsen (siehe Abb. 8). Im Gegensatz zu den größeren „Auslieger-Inselbergen“ vor den Gebirgsrändern haben diese Schildinselberge keinen Bezug zur Entstehung der benachbarten Gebirge. Auf ihren Gipfeln finden sich keine Überreste höher gelegener alter Gebirgszüge. Erosionsflächen (Altflächen) existieren. Alle diese Formen lassen sich auch in Mitteleuropa fossil beobachten, z. B. auf der Muschelkalk-Gäufläche in Franken (siehe Abb. 9). In einigen Fällen wird die dicke Bodendecke dieser Ebenen plötzlich über weite Strecken abgetragen, sodass das unebene, zerklüftete Relief der Gesteinsoberfläche freigelegt wird und nun als ein seltsamer Formenkomplex erscheint, der sich nicht durch subaerische Prozesse erklären lässt. Dies geschieht einerseits bei einem raschen Aufsteigen von Krustenblöcken.
Abstract
In the tropics, especially in the region of the intermittent-humid savanna and monsoon climates, areas of little to moderate tectonic uplifting are occupied by wide characteristic plains. Scattered inselbergs and the higher bordering mountains rise sharply above these plains for the formation of which the process of ’’Flächenspülung“ (sheetwash) plays an essential part. In details the mechanism of formation of this very striking sub-aerial typ of forms (ref. fig. 1-4) is only little revealed; especially unexplained is the contradiction that these plains according to their function represent the most important erosional surfaces of the earth, whereas they correspond in many features to depositional surfaces outside the tropics. The theory of the ’’Doppelte Einebnungsflächen“ (double surfaces of levelling) gives a solution of the contradiction and clears some more questions of the genesis of these plains. From the familiar relations of the regions outside the tropics one assumed that also on these plains the phenomena of weathering and denudation together took place within the (in the regions outside the tropics often only 0,5-1,5 m thick) soil-cover, that is to say on one and the same level (ref. fig. 5/1). In fact the soil-cover (caolin-rich red clays and related clays rich of clay-minerals) thickens up to 60 m, on the average 30 m, on such tropic plains. Thus two surfaces of levelling exist exhibiting a perfect partition of the processes of weathering and denudation (’’Doppelte Einebnungsfläche“, ref. fig. 5/2). The lower ’’weathering base-level“ is the front of attack of the chemical decomposition progressing rapidly to depth with the constant high temperature and moisture (also in more resistant rocks; even boulders coming from the slopes of the inselbergs or the rapids of rivers into this mill of sorting and decomposition disintegrate to the common clay fine-sand mixture). Just so exclusively the upper ’’Spül-Oberfläche“ (wash-surface) is the place of denudation, the transportation of the very movable final products of weathering. This happens together — simultaneously and rather homogeneously — by the effects of the common washfloods of small rills and the high water of the main rivers at rainy season. The fine material will be suspended becoming so a part of the high water wash-floods. It is not a slowly moving upper bottom-layer (like solifluction) but the running water itself that effects the material transportation of the erosion. That is the reason, why the ’’fastebene“ (nearly even) slope of these plains conforms so far to the gradient-curve of the streams; otherwise formulated, according to the conceptions outside the tropics, it means that the streams run ’’nearly perfectly here in the niveau of the plains“. By these factors ’’Spülpedimente“ (wash-pediments) will be formed at the rims of such plains to the steeper slopes of the inselbergs and the bordering mountains. If the bed-rock is nearly homogeneous and the tectonic uplift takes place as a repeated intermittent slow rising both levels will be lowered parallel to one another. At the rim of the mountain-fronts a Treppe (succession of step like benches) of raised Rand-Spülpedimenten (rim-wash-pediments) (ref. fig. 5, 3) develops. These pediments, however, are not the remnants or stumps of plains which previously as Fels-Rumpfflächen (ancient erosion surfaces with exposed bed-rocks) covered the intermediate area. Such Fels-Rumpfflächen have never existed. The connection between the rim pediments of two such mountain-fronts was ever only effected by wash-surfaces over a thick weathering-profile. By that the ’’Rumpftreppen“, too, are better to be interpreted on the flanks of individual Middle-European mountain-ranges which have never been connected by Felsfußflächen (pediments) of so narrow vertical distances but so far horizontal extension (ref. fig. 6). Other forms develop if the underlying rocks are considerable different in hardness in the area of such a slowly uplifted system. At last residual hills of the sculptured underground bed-rock surface rise to the surface (ref. fig. 7) where they will be levelled by wash processes to ’’isolated wash-pediments“ or even grow up as ’’shield-inselbergs“ over the surface (ref. fig. 8). In contrast to the larger ’’Auslieger-Inselbergs in front of the mountains rims these shield-inselbergs have no relations to the genesis of the neighbouring mountains. On their tops no relicts of higher lying ancient erosion surfaces (Altflächen) exist. All these forms can be observed in fossil state in Middle-Europe, too, e. g. on the Muschelkalk-Gäufläche in Franconia (ref. fig. 9). Some cases exist where the thick soil-cover of these plains suddenly will be removed for wide distances so that the uneven, rugged relief of the bed-rock surface is exposed and appears now as a strange complex of forms not to be explained by sub-aerial processes. At the one hand this happens with a rapid rising of crustal blocks at the other with a sudden change from a tropic intermittent-humid climate to a tropic arid one. For both examples from the tropics and — fossil — the European middle latitudes will be cited: for the first case — very rapid rising — from Abyssinia and the Swabian Kuppenalb (ref. fig. 12a). Widespread areas are controlled by such an emerged ’’Grundhöckerrelief“ (exposed hilly relief of the bed-rock surface) with wide fields of hilly shield-inselbergs in the southern Sahara (ref. fig. 10 and 11) where in the Quarternary repeated rapid changes took place between an intermittent-humid climate and an arid one as it can be proved. If the uplifting is moderate the isolated-pediments and rim-pediments coalesce step by to an almost uniform real Felsfläche (coalescing pediment surface) with a thin soil cover. Such forms, overtopped by shield-inselbergs, are often spread on the heights of mountain ranges in and outside the tropics. In the tropics, too, the further development of such Rumpfflächen (surfaces) highly raised over the base of denudation finally ceases and by degrees starting from the rims they will be cut by valleys, destroyed and removed. The quickness of this process of destruction only varies greatly in the different climatic- morphological regions of the earth. In the humid tropics such raised Rumpfflächen remain much longer preserved than outside the tropics. The down cutting of valleys on raised ancient erosion surfaces (Altflächen) of petrographical homogeneous rocks is especially quick in the tropic- and sub-tropic-arid regions, but just so the destruction of a Rumpffläche supported by a competent bed is especially greatly delayed in areas with nearly horizontal, alternating beds of competent and incompetent rocks (ref. fig. 12b). At the border zones of the tropics the climatic suppositions for the formation of such plains gradually go out: here in the lowland, too, the ’’zone of plain formation“ finally grades to a ’’zone of plain preservation“, until ultimately in the regions outside the tropics such (inherited from prior tropic climatic conditions) plains notwithstanding favourable tectonic conditions are no more fit for preservation. The reasons for this change will be described in context at another place.
Résumé
Dans les régions tropicales, particulièrement dans la zone climatique des savanes et des moussons à saison sèche, les aires d’un relèvement tectonique faible ou modéré sont occupés par de larges surfaces d’aplanissement typiques. Les inselbergs, éparpillés dans ces régions, et les bourrelets marginaux plus hauts s’élèvent au-dessus de ces surfaces avec des pentes raides, pour le développement desquelles le ruissellement en nappe a joué un rôle essentiel. Jusqu’à présent, les circonstances de genèse de ces formes de relief subaériennes bien frappantes sont encore peu éclaircies. Mais, avant tout, subsiste la situation contradictoire que, d’une part, ces régions constituent les surfaces d’érosion les plus importantes de la terre, tout en ayant, d’autre part, nombre de traits caractéristiques qui correspondent plutôt aux surfaces d’accumulation des pays non tropicales. C’est l’hypothèse d’un « niveau dédoublé » d’aplanissement qui offre une solution de cette incompatibilité, et elle répond également à d’autres problèmes concernant la formation de ces surfaces. D’après la situation, mieux connue, des zones non tropicales on a également cru, en se référant à ces surfaces, que les processus des actions météoriques et de l’érosion aréolaire (dénudation) se passent simultanément dans la couche de sol superficielle. Comme celle-ci — en dehors des pays tropicaux — n’atteint guère plus de 0 m 50 à 1 m 50 d’épaisseur, il ne s’agirait donc que d’un seul et même niveau (v. fig. 5/1). En fait, cependant, le sol d’une telle surface d’aplanissement, composé de limons rouges riches en kaolin, et de semblables limons très argileux, est épais de 30 mètres en moyenne, de 60 mètres même assez souvent. Il y a donc deux surfaces d’aplanissement différentes, entre desquelles s’opère une parfaite distribution du travail selon qu’il est question des actions météoriques ou du déblaiement (quant à la « surface dédoublée » v. fig. 5/2). La surface inférieure, c’est le « niveau de base de la décomposition »; ici se trouve le « front d’attaque » de l’altération chimique, qui pénètre en profondeur à une vitesse extraordinaire — grâce à la chaleur et de l’humidité toujours élevées. Ceci s’applique même aux roches dures et aux gros blocs, provenant des flancs des inselbergs ou des rapides des rivières; dans ce «moulin d’ameublissement général», tout subit un amenuisement dont le résultat est un mélange uniforme de sable très fin et d’argile. Aussi exclusivement l’érosion agit-elle à la «surface de ruissellement», supérieure, en enlevant les produits finaux de l’altération très mobiles. Ce déblaiement relève — simultanément et d’une manière assez semblable — des ruisellements en nappe des petites rigoles et des crues des rivières principales aux saisons de pluies. Des matériaux fins — comme troubles — sont tenus en suspension par les eaux de ces crues d’inondation, l’eau courante elle-même charriant les produits d’érosion de ces surfaces. (C’est donc un phénomène tout à fait différent de celui de la solifluxion, où la couche superficielle du sol est en mouvement lent, presque «engourdi» si l’on peut dire. A cause de cela, le glacis «pénéplané» de ces surfaces s’adapte dans une grande mesure aux profils longitudinaux des rivières; c. à d. — exprimé conformément à l’usage «extra-tropical» — les cours d’eau sont bien ajustés au niveau des plaines. Ces processus causent la formation de «pediments de ruissellement» dans la zone transitoire entre de telles surfaces et des pentes raides des inselbergs et des bourrelets marginaux. A condition d’avoir un tréfond suffisamment homogène et un relèvement tectonique par petites saccades, les deux niveaux s’abaissent parallèlement l’un de l’autre. Aux abords des chaines de montagnes se forment des escaliers de «pediments de ruissellement marginaux» relevés (v. fig. 5/3). Mais ces pediments ne sont nullement les restes d’anciens niveaux qui, autrefois auraient couvert, comme surfaces d’érosion rocheuses, l’ensemble de l’étendue intermédiaire. Des formes semblables n’ont jamais existé! Les pediments marginaux de différentes chaines de montagnes étaient toujours reliés l’un à l’autre seulement par des surfaces de ruissellement, au-dessous desquelles il y avait des couches épaisses du sol profondément décomposé. De tels rapports facilitent également l’interprétation des surfaces d’érosion étagées que l’on trouve sur les flancs des massifs montagneux en Europe centrale; celles-là n’étaient donc pas reliées entre elles par des pediments rocheux, qui auraient eu des distances verticales bien faibles et de vastes étendues horizontales (v. fig. 6). Résultent des formes du relief modifiées, si, dans l’aire d’un tel système en montée lente, les roches du soubassement sont sensiblement dissemblables en égard de leur résistence. En ce cas, proéminences du niveau de base atteindront la surface — c. à d. le plan supérieur (v. fig. 7). Ou elles y sont aplanies par le ruissellement en nappe ou elles s’élèvent au-dessus de ce niveau, causant alors des inselbergs en forme de bouclier (v. fig. 8). Contrairement aux buttes-témoins plus importantes, devant les bords des regions montagneuses, ces inselbergs en forme de bouclier n’offrent pas de renseignements relatifs à la genèse des massifs voisins; leurs coupoles ne montrent aucune de vieilles surfaces plus élevés. Toutes ces formes du relief se retrouvent — comme formes reliques — aussi en Europe centrale; p. ex. dans la zone du Muschelkalk (lumachelle) du Gäu franconien (v. fig. 9). Il se trouve aussi des cas, où, d’une telle surface et sur des étendues considérables, toute l’épaisseur du sol décomposé est enlevée subitement. Alors, un terrain mamelonné, accidenté est déblayé, dont l’ensemble hétérogène des formes du relief ne peut être attribué aux processus subaériens. Ceci peut arriver lors d’un relèvement à vitesse extrordinaire des segments de l’écorce terrestre en question, ou encore lors d’un changement subit d’un climat tropical à saisons de pluie en climat tropical aride. Les exemples cités pour les deux possibilités proviennent des pays tropicaux et des latitudes moyennes de l’Europe centrale; quant au relèvement très rapide c’est l’Ethiopie et une partie du Jura Souabe en Wurtemberg (v. fig. 12a). Emergé du soubassement, c’est un tel relief aux bosses de fond et aux paysages étendues d’inselbergs en forme de bouclier, qui domine des contrées entières au Sahara méridional (v. fig. 10 et 11). On a pu démontrer que cette région, au Quaternaire, a connu de subits changements répétés entre des climats tropicaux à pluies saisonnières et arides. Lors d’un relèvement à vitesse moyenne les pediments isolés et marginaux vont en se joignant, ce qui crée, graduellement, une véritable surface rocheuse, assez uniforme, couverte d’une mince pellicule de sol. Dominées par des inselbergs en forme de bouclier, en haut des massifs montagneux des pays tropicaux et extra-tropicaux, on retrouve souvent de telles configurations du relief. Toutefois, à la longue, ces surfaces d’érosion, soulevées considérablement au-dessus de leur niveaux de base, cessent d’évoluer, — même sous les tropiques, — et graduellement, en partant de la bordure, commence l’action destructrice, la dissection et la désagrégation. Ce n’est que la vitesse de ces processus destructifs qui subit des variations considérables selon les régimes morpho-climatiques de la terre. De telles surfaces d’aplanissement subsitent beaucoup plus longtemps dans la zone intertropicale que dans les pays non tropicaux. La dissection des surfaces soulevées vieillies avance tout particulièrement vite dans les roches pétrographiquement uniformes des régions arides tropicales et subtropicales. Cependant, c’est ici même, qu’en terrain à structure alternée de couches dures et tendres, stratifié horizontalement, la vitesse de la destruction se trouve ralentie à un degré exceptionnel, s’il s’agit d’une surface d’érosion « soutenue » par une couche dure (v. fig. 12b). Les bases climatiques pour un tel développement de surfaces s’effacent graduellement, si l’on s’approche des bordures de la zone tropicale. Plus loin, descendant vers les bas-pays, la « zone de formation » des surfaces se change en « zone de conservation »; finalement, même par des conditions tectoniques très favorables, les surfaces d’érosion, héritage d’un ancien climat torride, ne peuvent plus subsister sous les régimes non tropicaux. Les raisons de ce changement feront l’objet d’un exposé plus documenté ailleurs.
Keywords
plain formation;humid tropics;