Der
äolische Formenschatz im Satellitenbild Der
äolische Formenschatz im Satellitenbild ( Sept. 1993)
Inhalt
In dem ersten Hauptpunkt werden zunächst die allgemeinen Voraussetzungen für durch Wind entstehende Formen besprochen. Sie beziehen sich noch nicht direkt auf Satellitenbilder oder andere fernerkundlerische Maßnahmen. Im zweiten Hauptpunkt dreht es sich um die im Satellitenbild sichtbaren Formen äolischer Aktivität. Es folgt dann in den Hauptpunkten drei und vier jeweils eine Interpretation eines Satellitenbildes mit einem Staubsturm in der Mekran-Küstenregion und der Vergleich mit dem eines Staubsturmes bei Venezuela.
Als Wind werden
horizontale Bewegungen von Luftmassen bezeichnet. Sie können auf
der Erde Geschwindigkeiten von wenigen Zentimetern bis über 50
Metern pro Sekunde erreichen. Man bezeichnet
schwache Winde (bis 1,5 m/s) als Zug,
leichte bis frische Winde (1,5 - 10,4 m/s) als Brise,
starke Winde (10,5 - 20,5 m/s) als Wind,
sehr starke Winde (20,5 - 32,5 m/s) als Sturm, und
extrem stürmische Winde (< 32,5 m/s) als Orkan.
Alle
Winde sind Ausgleichsströmungen von Luftdruckunterschieden.
Wind ist nicht allein für die Erde typisch, sondern tritt auf allen Himmelskörpern auf, die über eine Atmosphäre und thermische und/oder barische Unterschiede verfügen. Kann man dies nicht direkt anhand von Windmessungen überprüfen, lassen sich doch in vielen Fällen durch die Fernerkundung überzeugende Indizien dafür finden. So zeigen Satellitenbilder von Mars Staubstürme und Dünenformationen und Bilder der Sonden auf der Mars- und Venusoberfläche wahrscheinlich durch Wind geformte Steine.
Winde führen durch die ihnen eigene Energie in Kontakt mit dem Untergrund zu Abtragungs-, Transport- und Akkumulationsprozessen, die sich in Abtragungs- und Akkumulationsformen niederschlagen und in Transportphänomenen beobachten lassen.
Im Bereich der Abtragung von Material durch äolische Prozesse wird nicht von Erosion gesprochen, weil weitgehend lineare Elemente der Abtragung, die für die Erosion charakteristisch sind, fehlen. Man unterscheidet Deflation und Korrasion.
Unter Deflation versteht man die Abtragung von bereits verwitterten Feinsedimenten durch Aus- und Abblasung. Sie ist vor allem an zeitweise oder ständig nicht von Vegetation bedeckten Oberflächen wirksam.
Korrasion hingegen bezeichnet das Abreiben oder Abschleifen von Oberflächen durch im Wind mitgeführte Sand- oder Staubpartikel. Typische durch diesen Wind- oder Sandschliff entstehende Formen sind Windkanter oder Pilzfelsen.. Auch vom Menschen geschaffene Objekte sind der korrasiven Kraft des Windes ausgesetzt.
Wichtig für die äolische Abtragung ist nur die untere Schicht der Atmosphäre, in der sich, wie Abbildung 1 verdeutlicht, zwei verschiedene Strömungstypen finden lassen: lamiare und turbulente Strömung.
In lamiarer Strömung bewegt sich ein Luftteilchen horizontal zur Oberfläche in einer geradlinigen Route. Diese Art Strömung tritt nur in nicht oder wenig von der Oberfläche beeinflußten Höhen auf, die abhängig sind von der Oberflächenrauhheit.
In turbulenter Strömung vollführen die Luftmoleküle nicht nur horizontale, sondern auch vertikale Bewegungen. Sie können springen und herumwirbeln wie Wasser das über Stromschnellen fließt. Die vertikale Komponente der Strömung beträgt bis zu 20 % der Gesamtströmung, was zu einer Verringerung der Windgeschwindigkeit durch die Mischung von schnellen und langsameren Molekülen führt.
Direkt über dem Boden befindet sich ein turbulenzfreier Luftfilm, die Grenzschicht. Ragen Bodenpartikel aus dieser Grenzschicht in den Bereich turbulenter Strömung hinein, so können diese Partikel in Bewegung versetzt werden. Bodenmaterial wird ausgeweht.
Die Fähigkeit
des Windes Material abzutragen ist abhängig von der
Windgeschwindigkeit und der Luftdichte. Sie hängen wie folgt
zusammen: E = V3p,
wobei E = erosive power
(Abtragungskraft),
V = velocity (Geschwindigkeit) und
p = air density (Luftdichte) bedeuten.
Wenn also die
Windgeschwindigkeit von 2 m/sec auf 4 m/sec ansteigt, verachtfacht
sich die Abtragungskraft.
Welches Material ausgeweht wird, ist neben der Windgeschwindigkeit auch von der Korngröße abhängig. Direkt vom Wind angegriffen werden nur die Fein- und Mittelsande mit Korngrößen zwischen 0,1 und 0,5 mm. Kleinere Partikel schließen sich zu größeren Aggregaten zusammen und groberes Material ist normalerweise zu schwer. Diese Materialgrößen sind aufgrund unterschiedlicher Gravitation und Atmosphärendichte auf anderen Planeten leicht verschieden.
Bei dem Transport von Material unterscheidet man die relativ bodennah auftretenden Formen der Saltation und Reptation, die vor allem für Partikel in Sandgröße gelten von der Form der Suspension, die für kleinere Partikel von Bedeutung ist. Zusätzlich dazu werden auch größere Materialien indirekt durch die Windwirkung transportiert indem sie durch auftreffende Sandkörner über den Boden geschoben werden. Die Abbildung 2 zeigt die drei Arten des Transportes von Sandkörnern durch Wind. Das Korn (A) wird durch den Schubdruck des Windes von der Erdoberfläche gehoben, mit dem Wind zurück zum Boden transportiert wo es (B) wieder in die Luft springt. Diese Bewegung wird Saltation genannt. Das Korn am Punkt (C) trifft auf einen großen Stein, wo es möglicherweise Abtragung verursacht, und springt auf einer recht hohen Bahn wieder in die Luft. Das Korn (D) trifft auf die Oberfläche auf und verursacht die Saltation anderer Körner, wohingegen das Korn (E) einen Teil der Oberfläche trifft, die sehr feines Material enthält, und bringt dieses in die Luft, wo es durch Turbulenzen in Suspension transportiert wird. Größere Körner kriechen, wie im Beispiel (F) gezeigt, angetrieben durch aufprallende Sandkörner in Windrichtung über den Boden.
Der Transport von Sandkörnern vollzieht sich nicht nur bodennah, sondern auch nur über relativ geringe Entfernungen. In Suspension transportierte Partikel können jedoch Strecken von mehreren tausend Kilometern zurücklegen. So tritt beispielsweise in Mitteleuropa ab und an rötlicher Staub auf der seinen Ursprung in der Sahara hat.
Die Ablagerung vom
mit dem Wind transportiertem Material vollzieht sich, wenn die
Windgeschwindigkeit nachläßt. Dies kann dadurch geschehen,
daß atmosphärische Druckunterschiede ausgeglichen wurden,
oder daß Hindernisse den Weg des Windes blockieren oder
hindern. Bei der Ablagerung von Staubpartikeln entstehen mehr oder
weniger (bis zu 100 m) mächtige Decken, die den Untergrund
verhüllen. Sand bildet bei der Ablagerung Flugsanddecken oder
Dünen. Im Windschatten von Hindernissen finden sich auch oft
langgezogene Sandzungen.
Die Größenordnungen äolischer Formen reichen von wenigen Zentimetern bis hin zu mehreren hundert Metern. Auf Satellitenbildern sind nur die größeren Objekte zu erkennen, dennoch können auch kleinere Formen für die Fernerkundung von Bedeutung sein.
Die Abtragungsform, die man auf Satellitenbildern besonders gut sehen kann sind Yardangs. Es handelt sich dabei um Formen, die besonders gut in flachgeschichteten Lockersedimenten ausgebildet sind. Durch ein Zusammenwirken von Deflation, Korrasion und z.T. zeitweiser Wassererosion entstehen kleine, schichtstufenartige Formen. Sie werden durch die unterschiedliche Widerstandsfähigkeit der Sedimentlagen bedingt.
Die ersten Yardangs wurden von dem schwedischen Forscher Sven Hedin 1903 beschrieben. Er unternahm eine Reihe geographischer Expeditionen durch Zentral-Asien und traf während einer Reise durch die chinesische Taklimakan-Wüste auf eine zerklüftet Region mit subparallelen Kammlinien, die durch Einschnitte in den alten Seesedimenten getrennt waren. Hedin beschrieb ein solches Gebiet als ein Labyrinth von Tonterrassen und merkte an, daß die lokale Bevölkerung dir Kämme als Yardangs bezeichnete. Der Name stammt aus dem Turkistaniwort "yar", das einen Kamm oder eine Bank beschreibt, von dem Material entfernt wird. Diese ersten Yardangs waren bis zu 6 Metern hoch und hunderte vom Metern lang. Sie waren alle annähernd parallel zum Wind orientiert (Abbildung 3).
Der Begriff Yardang wurde auf alle stromlinienförmige, aerodynamisch geformte Hügel angewandt, wobei die Größe der Objekte oder das Material aus denen sie geformt waren keine Rolle spielte. Die typischen Yardangs haben die Form eines umgedrehten Bootsrumpfes, wobei der höchste und weiteste Teil etwa bei einem Drittel der Entfernung vom "Bug" zum "Heck" liegt. Die Abbildung 4 stammt aus dem Ica Tal in Peru. Diese aus Yardangs sind aus marinen Sedimenten entstanden. Der längste von ihnen ist etwa 500 Meter lang. Der Wind kommt vom oberen Rand des Bildes.Yardangs können wenige Meter lang sein und dabei etwa einen Meter Höhe erreichen, jedoch auch, wie solche im Tschad, mehrere Kilometer lang werden und Höhen von 200 Metern haben. Die meisten Yardangs werden in wenig zementierten, feinkörnigen Sedimenten gefunden. Sie treten in Herden auf.
Auf der Erde sind die
Hauptverbreitungsgebiete der Yardangs (Abbildung
5):
1. Taklimanische
Wüste, China
2. Lut
Wüste, Iran
3. Khash
Wüste, Afghanistan
4.
Sinai Halbinsel
5. Saudi
Arabien
6. Ägypten
7. Sudan
8. Libysche Wüste
9.
Tibesti Region, Tschad und Niger
10.
Algerien
11. Namib Wüste
12. Mojave Wüste, Kalifornien
13.
Talara Region, Peru
14.
Paracas-Ica-Region, Peru
Auch auf dem Mars wurden von Mariner 9 und den folgenden Viking Missionen Yardangs entdeckt und kartiert. Sie kommen in mehreren Gebieten vor, z.B. in der westlichen Tharsis Region und der Aeolis Region.
In der Tharsis Region des Mars liegen die Yardangs in vulkanischem Material. Die einzelnen Kämme sind hier zehner von Kilometern lang und durch Täler getrennt, die bis zu 200 Metern breit sind.
Das im Satellitenbild sichtbare Transportphänomen ist der Staub- oder Sandsturm. Staubstürme sind sowohl auf der Erde, als auch auf dem Mars keine Seltenheit. Jedoch erreichen die Stürme auf der Erde, im Gegensatz zu denen auf dem Mars, selten globale Ausmaße. Dennoch können auch die irdischen Staubstürme gewaltig sein.
Im November 1933 (12.11.1933) gab es in Nordamerika einen Staubsturm, der eine gewaltige Fläche südliche der kanadischen Grenze bedeckte. Er reichte vom Montana bis zum Lake Superior und bis zum westlichen Ohio- und dem unteren Missourital. Die Windgeschwindigkeiten erreichten ein Maximum von 25 m/sec in Bismarck (North Dakota) und Davenport (Iowa), am Nachmittag konnte man in Sioux City (Iowa) nicht weiter als 15 Meter sehen und über Omaha (Nebraska) erreichte die Staubwolke Höhen von 2.500 Meter über Grund. Am nächsten Tag erreichte die Wolke gegen Mittag Chattanooga (Tennessee) wo die Sichtweite auf 300 Meter reduziert wurde. In Buffalo (New York) wurden die Staubpartikel mit einer Größe zwischen 5 und 500 µm (durchschnittliche etwa 200 µm) gemessen.
Staubstürme sind auf der Erde vor allem in ariden und semiariden Gebieten alltäglich. Oft wird der Staub der Wüsten über hunderte, die feineren Partikel auch über tausende von Kilometern transportiert. Die Hauptquellgebiete des Staubes sind Nordafrika (Sahara) die Arabische Halbinsel die untere Wolga der nördliche Kaukasus die kanadischen Prärien die Great Plains der USA die Sonora-Mojave Wüste und die trockeneren Teile von Argentinien, Australien und Afghanistan.
Ein Staubsturm entsteht, wenn bestimmte meteorologische Aspekte zusammentreffen. Eine Voraussetzung ist eine intensive Aufheizung der Oberfläche, hinzukommen müssen noch ein Antrieb aus der oberen Atmosphäre (z.B. Jet Stream), ein sich verstärkender horizontaler Druckgradient und eine großräumige Konvergenz, die absteigende Winde produziert. Diese Aspekte treffen vorwiegend im Frühjahr zusammen.
Wenn sich der Planet Mars nahe an der Sonne befindet, also im Frühjahr der südlichen Halbkugel, finden dort die meisten Staubstürme statt. Das gilt sowohl für lokale Stürme, die vermutlich die gleichen Ursachen haben wie die Staubstürme der Erde, als auch für die globalen, daß heißt den größten Teil des Planeten betreffenden, Staubstürme.
Die großen, oder globalen Staubstürme des Mars stammen hauptsächlich aus drei Regionen: 1. aus den geneigten Ebenen zwischen dem nordwestlichem Rand des Hellas-Beckens und den Hochländern von Noachis, 2. den geneigten Ebenen westlich, südlich und südöstlich von Claritas Fossae, und 3. aus der tiefliegenden Region von Isidis Planitia, östlich von Syrtis Major.
Die großen
Stürme scheinen drei Phasen zu durchlaufen.
1. Die Stürme
beginnen als helle Flecken oder Kerne mit Größen bis zu
400 km Durchmesser oder kleiner. Diese Phase dauert etwa 5 Tage.
2.
Die Expansionsphase dauert zwischen 35 und 70 Tagen. Hierbei
entstehen sekundäre Kerne um den primären Kern der ersten
Phase. Unter Umständen ist davon der gesamte Planet betroffen.
Der Weg des Sturms scheint nicht topographisch beeinflußt zu
sein. Bei den größten Stürmen kann der ganze Planet
verdunkelt werden und die Staubwolken können, wie bei dem Sturm
von 1971, bis zu 60 km Höhe erreichen.
3. In der dritten
Phase löst sich der Sturm auf, er vergeht. Sie kann zwischen 50
und 100 Tage benötigen.
Die Eingangs erwähnten Ablagerungsformen von Löss, oder den Untergrund verhüllende Decken, und Sand sind beide, sofern nur groß genug, in Satellitenbildern sichtbar.
Auf der Abbildung 6, einem Bild des Viking Orbiter von Mars, sind in der unteren rechten Ecke weiche, deckende Ablagerungen zu sehen, die man durchaus als Löss bezeichnen könnte. Diese Ablagerungen sind zum Teil wahrscheinlich durch Deflation abgetragen worden und haben Yardangs hinterlassen. In der unteren linken Ecke des Bildes sind Dünen sichtbar, die eventuell durch dieses Material gebildet wurden.
Auf der Erde sind die meisten Lössablagerungen weil sie gute Böden liefern landwirtschaftlich genutzt und von einem typischen Erosionsmuster durchzogen. Daher sind sie auf Luftbildaufnahmen besser zu erkennen.
Ebenso wie die irdischen Lössablagerungen sind auch die meisten Dünen aufgrund ihrer durchschnittlichen Größe zunächst auf Luftbildern deutlicher zu erkennen als auf Satellitenbildern.
Es gibt sechs
Faktoren, die für die Entwicklung solcher äolischer
Ablagerungsformen wichtig sind:
1. Die Anwesenheit eines Kerns.
Dieser Kern kann eine Diskontinuität oder Störung sein, wie
ein Stein, ein Busch, die Überreste einer früheren Form
oder eine Unregelmäßigkeit der Oberfläche. Er wird
benötigt, um die Ablagerung zu initiieren.
2. Die
Spontanität der Formierung. Die Entwicklung einer Form ist nicht
abhängig von vorher existierenden Flußrhythmen des Windes.
3. Die kornweise Aktion des Windes. Die Entwicklung des Musters
entsteht durch Abtragung und Anlagerung einzelner Körner, nicht
durch innere Deformation der Masse, wie z.B. durch Faltung.
4.
Die Interaktion zwischen der Form und dem Fluß (des Windes). Es
gibt eine durchgehende Interaktion zwischen der Topographie der
Oberfläche und den Fließmustern. Daraus entwickelt sich
ein dynamisches Gleichgewicht.
5. Wanderung der Form. So lange
die Winde stark genug sind, um einzelne Partikel zu bewegen, gibt es
eine Wanderung der gesamten Form und ihres Musters. Dies geschieht
durch die allgemeine Abtragung auf der windzugewandten, und
Anlagerung auf der windabgewandten Seite der Form.
6. Das
Gleichgewicht der Form. So lange die Bedingungen des Windes, der
Topographie und des Partikelnachschubs konstant bleiben, wird ein
Gleichgewicht in der Form und seinem Muster erreicht und beibehalten.
(Greeley, Ronald & Iversen, James D. (1985), p. 148 f.)
Man kann Dünen in drei Kategorien
einteilen:
1. Longitudinaldünen, die
parallel zur vorherrschenden Windrichtung ausgerichtet sind,
2. Transversaldünen, die senkrecht zur vorherrschenden
Windrichtung ausgerichtet sind, und
3.
Parabeldünen, die U-förmig sind und in Windrichtung zeigen.
Diese drei Hauptdünenformen kann man, siehe auch Abbildung
7, mit dem Vorhandensein von Vegetation, Sand und Wind
korrelieren. Bei viel Vegetation und wenig Wind gibt es keine Dünen,
je mehr Wind vorhanden ist und je weniger festigende Vegetation desto
eher treten Dünen auf. Relativ unabhängig von den
vorhandenen Sandmengen treten die Parabeldünen noch bei mehr
Vegetation und weniger Wind auf als die anderen beiden Typen. Die
Auftreten von Transversal- oder Longitudinaldünen ist abhängig
von der vorhandenen Sandmenge. Erstere benötigen mehr Nachschub.
Diese einfachen Dünen können sich zu zusammengesetzten oder komplexen Dünen verbinden. Zusammengesetzte Dünen bestehen aus zwei oder mehr Dünen eines Types, komplexe Dünen aus mehr als einem Dünentyp.
Transversaldünen sind im Profil asymetrisch, sind etwa senkrecht zur vorherrschenden Windrichtung ausgerichtet und tendieren dazu, einen flachen Kamm zu haben. Zu ihnen gehören Barchane, Barchanoide und transverse Dünen (siehe dazu Abbildung 8 a, b und c).
Die Dünen steigen zunächst im Abtragungsbereich sanft an, wobei der Wind den Sand aufwärts die Düne entlang transportiert. Im Lee der Düne entstehen Wirbel und der Sand wird akkumuliert. Hier fällt die Düne relativ steil ab. Barchane sind halbmondförmig. Ihre Arme sind in Leerichtung ausgezogen und bewegen sich, da sie weniger Sand enthalten schneller als der Rest der Düne.
Barchanoide bestehen aus Ketten von halbmondförmigen Dünen, die in einer Art muschelrandförmigem Kamm verbunden sind.
In transversen Dünen hat sich dieser gebogene Kamm in eine gerade Linie verwandelt.
Longitudinale Dünen sind im Profil symmetrisch und haben zwei "slip faces", also Rutschseiten, Seiten an denen der Sand abrutscht, die sich gewöhnlich in einem spitzen Kamm treffen. Longitudinaldünen sind die am häufigsten auf der Erde vorkommenden einfachen Dünen.
Man unterscheidet zwei Typen dieser Dünenform, zum Ersten eine leicht gekrümmte Form, die Seif-Düne (von dem arabischen. Wort für Schwert), zum Zweiten die gerade und enge Form. Zusätzlich werden von vielen Wissenschaftlern auch die Lee-Dünen, die sich im Leebereich von Hindernissen (z.B. Bergen) bilden, zu den Longitudinaldünen gerechnet.
Die Entstehung und das Weiterbestehen der Dünen setzt das Vorhandensein von komplexen Windströmungen voraus. Die Hauptwindrichtung liegt hierbei parallel zu den Dünen, dazu kommen aber noch entweder Wirbel oder zusätzliche senkrechte dazu wehende Winde, wodurch der Sand aus den Dünentälern in Windrichtung die Düne hinauf transportiert wird, wie es in Abbildung 8 f angedeutet ist. Aufgrund der Komplexität der verschiedenen Winde und anderer Faktoren, ergeben sich auch bei den Longitudinaldünen verschiedene Formen, die man durch die unterschiedlichen Zwischenräume unterschieden kann.
Die auf Abbildung 8 e zu sehenden Parabeldünen sind, ebenso wie die Barchane, im Querschnitt asymmetrische Dünen. Im Luvbereich steigen sie sanft an und fallen im Leebereich recht steil ab. Bei ihnen liegt der wenngleich größere, sich aber dennoch schneller bewegende, Mittelteil weiter im Lee als die beiden sichelförmigen Enden. Der Sand zwischen den beiden Armen wird ausgeblasen. Diese Dünen können sich so weit auseinanderziehen, daß aus ihnen Longitudinaldünen werden.
Auf Luftbildern kann man Barchane und Parabeldünen daran unterscheiden, daß sich bei Barchanen die steile, also windabgewandte Seite zwischen den beiden Ende der Düne befindet, bei Parabeldünen jedoch auf der Außenseite.
Es gibt "Kuppeldünen" (dome dunes), die sich dadurch auszeichnen, daß sie keine oder nur schwach ausgebildete Rutschseiten haben (Abbildung 8 d). Sie sind flache, gerundete Haufen von Sand, die meist weniger als einige hunder Meter Druchmesser haben.
Im Gegensatz dazu sind die in Abbildung 8 g gezeigten Sterndünen (star dunes) spitze, mit speichenartigen Ausläufern versehene Dünen. Vor allem auf Luftbildern kann man die scharfen Grate der Ausläufer und die besonders auf sichtbaren mehreren "slip faces" der Arme erkennen. Die Sterndünen, auch Rhourds oder Oghurts genannt, entstehen durch Einfluß von mehreren Windrichtungen. Sie können Höhen von 300 Metern erreichen und mehr als 2 km Durchmesser haben. Je nach Windstrommustern und Sandnachschub können die Dünen sehr lange Arme oder sehr kurze Arme besitzen, oder, wie in der Namib, die Arme in einer bevorzugten Richtung ausgetreckt haben. Im Gegensatz zu den meisten anderen Dünen, scheinen Sterndünen nicht zu wandern. Tun sie es doch, so benötigen sie dazu aufgrund der verschiedenen Windrichtungen und ihrer Größe sehr viel Zeit.
Die "Wende/Umkehrdünen" (reversing dunes) entstehen durch zwei Hauptwindrichtungen, die mehr oder weniger entgegengesetzt liegen (Abbildung 8 h). Die Rutschseiten wechseln hier von der einen zur anderen Seite. Da meist beide Winde nicht gleich stark ausgeprägt sind, haben diese Dünen eine dominante und eine untergeordnete Seite. Die Dünen wandert in Richtung des stärkeren Windes.
Auf Satellitenbildern (die folgenden stammen alle aus dem Diercke Weltraumbild-Atlas) kann man Dünen je nach Druckqualität gut oder weniger gut erkennen. In der Lybischen Wüste (Abbildung 9) westlich des Nildeltas sind einige nordwest-südost ausgerichtete, parallele Strukturen zu erkennen, bei denen es sich um Longitudinaldünen handel könnte. Viel kleiner sind die anähernd gleich ausgerichteten Strukturen östlich des Großen Bittersees. In der Größe zwischen beiden Strukturen liegen die Dünen in der östlichen Simpsonwüste/Australien.
Das Satellitenbild (Abbildung 10) der Mekran-Region wurde im November 1973 von Landsat 1 aufgenommen. Es zeigt Teile von Pakistan und dem Iran. Im Süden (unterer Bildteil) liegt das Arabische Meer, das teilweise von Staubfahnen verdeckt ist. An der Küste, die vorwiegend aus hellen, kontinentalen Sedimenten aus dem Quartär und Jungtertiär aufgebaut ist, liegen die die pakistanischen Städte Kalat (J/19), Pasni (J/15), Kappar (K/11), Gwadar (L/8) und Jiwan (M/5), sowie die iranische Stadt Gwatar (L/3). Die dunkleren Gebirgszüge im Landesinneren sind aus alttertiären, vorwiegend marinen Sedimenten aufgebaut, die Täler mit den helleren quartären Sedimenten bedeckt. Der größte Teil dieser Gebirgsketten gehört zum Mekran (Makkran) Gebirge, bei dem nördlichen Teil handelt es sich um Ausläufer des Siahan-Gebirges. Im Norden schließt sich ein Teil des Belutschistan-Plateaus an.
Das Belutschistan-Gebiet liegt annähernd im Bereich des sommerlichen Südwestmonsuns. Die feuchten Luftmassen bilden sich im indischen Ganges-Gebiet, überqueren den indischen Subkontinent und Nordpakistan und bringen nur mäßige Niederschläge in den Osten des Landes. Der Monsun dauert etwa von Mitte Juni bis September. Er wird durch die Nord-Süd-Wanderung der innertropischen Konvergenzzone (ITCZ) bedingt. Über dem Arabischen Meer entwickeln sich zur Zeit der Vorstoßes und Rückzuges der ITCZ tropische Wirbelstürme, die jedoch schnell degenerieren, wenn sie das Festland erreichen. Ebenso bilden sich gelegentlich Wirbelstürme im Golf von Bengalen, die über das Festland in das Arabische Meer ziehen. Im Winter herrscht über Pakistan eine Nordwestströmung. Sie ist durch das Hochdruckgebiet des Festlandes und die südlich gelegene ITCZ bedingt.
An der Küste fällt zunächst der Wechsel zwischen Buchten und geraden Strecken auf. Die Buchten sind vermutlich durch Beugungseffekte entstanden. Die geraden Küstenabschnitte können Folgen von Küstenlängsströmungen oder dem geologischen Bau der Region sein. Besonders auffällig sind in dem sonst sehr dunklem Wasser des Arabischen Meeres küstennah vorhandene hellblaue Gebiete. Sehr intensiv gefärbt ist das Wasser der Lagune bei Kalat (I-J/19- 20), das sich Richtung Süden in das Meer verteilt. Weniger intensiv sind die Stellen bei Pasni (J/16), in der Gwatar Bai (L-M/3-4) und südwestlich von Gwatar (M/2). Aufgrund der herrschenden Windrichtung und des Klimas ergibt sich die Vermutung, daß es sich bei den anders gefärbten Bereichen um sedimentreiches oder salzigeres Wasser handelt. Außerdem ist im westlichen Küstenabschnitt zu erkennen, daß das fragliche Wasser bei Pasni und Gwatar aus den Mündungen der Flüsse stammt.
Innerhalb des Gebirges sind vorwiegend drei Farbtöne unterscheidbar: 1. ein dunkles, bräunliche grau, daß die höchstgelegenen Stellen der Gebirgszüge bezeichnet und auf das zutage tretende, stark gefaltete Grundgebirge schließen läßt, 2. ein grünlicher Ton, in dem zum Teil deutlich Flußläufe zu erkennen sind und bei dem es sich um Schwemmschuttfächer und Schuttfluren des Gebirges handelt, und 3. ein helles beige, daß die Täler und Verebnungen ausfüllt und innerhalb der Flußläufe zu finden ist.
Das dunkle, aus marinen Sedimenten bestehende Grundgebirge ist im Küstenbereich weniger stark gestaucht als weiter im Norden. Sie sind im Mitteltertiär durch die Krustenspreizung an der Carlsberg- Schwelle, die zur Entstehung des Arabischen Meeres führte und den Subkontinent nach Norden schob, gefaltet worden. Innerhalb des Bildes sind mehrere Winkeldiskordanzen ausgebildet, von denen die im Bereich G/5-6 die deutlicheste ist. Nördlich davon (E- F/5) liegt eine weitere. Aus den Abflußmustern im nordwestlichen Bildteil (B/3-4) läßt sich eine Überschiebung nach Westen ableiten. Die Küstenketten erreichen Höhen von 960 m (Barn, K/9), 13224 m (H/15) und 1453 (Bhairi Hol, H/19).
Die Schuttfächer liegen an den Gebirgsfüßen an und reichen in den meisten Fällen bis zu den Flußtälern. Ein besonders deutliches Beispiel hierfür ist der Bereich der sich durch D/6 zieht. Hier ist im Norden das teilweise von Flußläufen durchzogene Gebirge, südlich daran anschließend der Schuttfächer und an der tiefsten Stelle der helle Flußlauf. In derselben Weise liegen die Schuttfächer auch um die anderen Gebirgszüge.
Durch die Gebirgszüge und Schuttfächer ziehen sich Flußtäler, deren Lauf vorwiegend Faltenparallel verläuft. Zum Teil sind aber auch Durchbruchstäler gut sichtbar, beispielsweise das des Nihing bei Ispikan (H/6) oder des Gish (Kashmak?) bei Hirok Sami (G/14). Weite, sand- und tongefüllte Ebenen fallen als helle Flecken ins Auge. Sie werden größtenteils von den im Bildauschnitt nur periodisch wasserführenden Flüssen durchzogen. Der Dasht durchzieht die große Verebnung bei Kohak (J/8-9), ein Nebenfluß des Dashtiari die bei Mand (H/4), der Gudri die nördlich von Hoshab und der Gish die Verebnung von Mianaz. Auch die im Bereich E/15 liegende Verebnung wird von einem Flußlauf durchzogen, wie an ihrem westlichen Rand (F/12) zu erkennen ist. Zum Teil sind in unmittlebarer Nähe der Flußläufe hellgrüne Streifen zu sehen, die auf agraische Nutzung des Bodens hinweisen. Dies ist bei Tump (H/8) und in dem Bereich zwischen Tump und Turbat (H/12) besonders deutlich. Auch bei Mianaz (G/12) und Mand (I/5) finden sich diese Streifen.
Im Norden des Bildes befinden sich im Bereich (A/14-15) deutlich parallellaufende, helle Strukturen, bei denen es sich mit großer Sicherheit um Dünen handelt.
Der aus Nordosten kommende Wind treibt nicht nur das ufernahe Wasser nach Süden, sondern führt in diesem Fall auch zu einem anderen Naturereignis. Aus den küstennahen, lockeren Sedimenten werden Staubpartikel ausgeweht, die sich mit dem Wind bewegen. Die sich ausbildenden Staubfahnen entspringen jeweils recht scharf abgegrenzten Regionen wie der nördlich von Kohak (I/9) oder dem Gebiet um Kappar (K/11-12). Man könnte Vermuten, daß es sich hierbei um teilweise landwirtschaftlich genutztes Gebiet handelt. Die Fahnen sind sowohl deutlich voneinander, als auch von ihrer Umgebung getrennt, und je nach Partikelnachschub mehr oder weniger stark ausgebildet. Die Hauptrichtung der Staubverdriftung ist deutlich Süd-Südwest, jedoch finden sich innerhalb der Wolken auch stärker nach Westen ausgerichtete Strömungen, die sich in der inneren Struktur der Wolken wie auch an ihren östlichen Begrenzungen zeigen.
Das Satellitenbild von der Nordwestküste Venezuelas (Abbildung 11) wurde von Skylab-3 im September 1973 aufgenommen. Es zeigt einen Teil der 50 km breiten Halbinsel Paraguaná, des Golfs von Venezuela und fast den gesamten Golf von Coro. Die an den Rändern flache Halbinsel erreicht im Inneren Höhen von über 800 Metern. Am Rand des Gebietes fallen die helleren Sandstrände auf. von denen hier der Staubsturm ausgeht. Außerdem sind der Flugplatz von Las Piedras und einige Straßen im Südwesten der Halbinsel zu erkennen. Die Wassertiefe innerhalb des Golfes von Coro beträgt nur etwa einen Meter, so daß man Strukturen innerhalb des Wattes sehen kann. Auffällig ist vor allem der im Nordwesten des Golfes gelegene Pril. Westlich des Golfes liegen einige Sandbänke. Südlich des Prils befindet sich eine Nehrung, der Istmus de la Médanos. Auf ihr befinden sich bis zu 15 Meter hohe Dünen, die man im südlichen Teil der Nehrung erkennen kann.
Der Bildausschnitt liegrt im Bereich des Nordostpassates. Der Wind kommt hier aus Osten und trägt den Staub der Küstenstrände mit sich nach Westen. Die wahrscheinlich nur flach über der Wasseroberfläche transportierten Stäube werden durch die Dynamik des Wassers beeinflußt. Von Nordosten kommt die Karibische Strömung, der südliche Teil des Südäquatorialstroms. und bewegt die Wassermassen des Karibischen Meeres (im Norden) nach Westen. Dazu kommen noch die außerdem durch den Nordostpassat erzeugten Wasserbewegungen und der durch die Ebbe ablaufende Strom. Diese Dynamik des Wassers erzeugt, noch verstärkt durch kleine. an der türkisen Farbe des Wassers lokalisierbare Riffe im Uferbereich der Halbinsel, die linsen- oder federförmiqe Musterung innerhalb der Staubfahne.
Im Gegensatz zu den Staubfahnen der Mekran-Region handelt es sich hier nicht um ein intern scharf abgegrenztes Phänomen. Die Musterung verschwindet weiter im Westen fast völlig, was auf ein Aufsteigen der Partikel, ein Nachlassen des Windes oder geringere Dynamik im Wasser hinweisen kann.
Der Wind, sei es nun auf der Erde oder anderswo, trägt entweder dicht am Boden oder in größeren Höhen Partikel mit sich, die auf ihrem Weg Material von Objekten abtragen können und schließlich abgelagert werden.
Die so entstehenden Spuren findet man in allen Gegenden in denen es Wind gibt. Sie geben Auskunft über die Eigenschaften des Windes, seine Hauptrichtungen und seine Stärke.
Der Staub, der hier manchmal mit dem Pegen aus der Luft gewaschen wird, hat unter Umständen schon eine Reise aus den Tiefen der Sahara bis hierher hinter sich gebracht - und wer weiß. wo er vorher schon gewesen ist...
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