Massentransport und Ablagerungsprozesse vongrobklastischen Sedimenten an Deltas

Margarete LinekMat.Nr.: 38983

Prof. Dr. habil. C. BreitkreuzProf. Dr. habil. M. Kurze

Dr. S. Egenho¤

23. November 2000

INHALTSVERZEICHNIS 1

Inhaltsverzeichnis1 Einleitung 1

2 De…nition eines Deltas 1

3 Theorie des Massentransportes 5

4 Massentransport an Deltahängen 64.1 Laminarer Massentransport . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6

4.1.1 Grain ‡ow . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 64.1.2 Debris falls . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74.1.3 Debris ‡ows . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

4.2 Turbulenter Massentransport . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114.3 Superkritischer Massentransport . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

Abbildungsverzeichnis1 Ein‡ußfaktoren der Deltahänge [7] . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 Klassi…kation der Deltas [6] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23 Delta Typ A [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34 Delta Typ B [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35 Querschnitte der Deltatypen [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46 Debris fall [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87 Hangcharakterisierung [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88 Chute …llings [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 129 Fractional depth [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1210 Hydraulic jump [5] . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13

Zusammenfassung

Dieser Bericht konzentriert sich auf die Massentransporte und Ablagerungspro-zesse von grobklastischen Sedimenten in Deltas.

Da die Art des Zulieferungsgebietes bei dem Transport im subaquatischen En-vironment keinen weiteren Ein‡uß als Begrenzung der Korngröße nimmt, werdendiese nur anfänglich de…niert. Schwerpunkt dieser Arbeit ist es, die sedimentärenStrukturen in Gesteinsverbänden auf Grund der verschiedenen Massentransportezu erläutern. Das Auftreten von debris ‡ows, debris falls und Turbiditströmenim Sediment selbst, weist auf einen steilen Deltahang hin, an dem die Sedimenteihre hohe Hangabwärtsmobilität erhalten und die Reibungskraft überwinden.

1 EINLEITUNG 1

1 EinleitungSedimente können in Abhängigkeit eines in eine bestimmte Richtung ‡ießendenStromes (unidirectional ‡ow) erodiert und transportiert werden. Zusätzlich da-zu bewegen sich Sedimente durch den Ein‡uß der Gravitation an Steilhängenbergab. Auch wenn stehende Gewässer das Endglied der Ablagerungskette dar-stellen, kann das Sediment in Form von Massentransport in den Becken subaqua-tisch umgelagert werden. Entlang der Deltahänge bewegen sich die Massenströmeje nach Environment in Abhängigkeit von der Viskosität, der Dichte, der Was-sertiefe und der Hangneigung fort. Um die Größe und die Masse dieser Prozessenachzuvollziehen, wurden sedimentäre Strukturen grobklastischer Sedimente un-tersucht. Dieser Bericht soll einen kurzen Überblick über die Massentransporteund Ablagerungsprozesse von grobklastischen Sedimenten an Deltas vermitteln.

2 De…nition eines DeltasPrismenförmige Sedimentkörper in stehenden Gewässern, die durch ein alluvialesSystem wie zum Beispiel einen Fluß oder einen Fächer abgelagert wurden, be-zeichnet man im Allgemeinen als Delta. Übersteigt die Rate der Sedimentzufuhrdiejenige der Umverteilung des Sedimentes im Becken, …ndet eine Deltaprogra-dation statt.

Hierbei bestimmen sowohl die kontinentalen als auch die marinen Prozessedie Deltamorphologie. Die wichtigsten Ein‡ußgrößen werden durch das Schemain Abbildung 1 verdeutlicht. Im Hinterland sind dies vor allem river dischargeund Korngröße/Chemismus des Sedimentes, wohingegen die Wellenstärke undderen Orientierung, die Gezeiten, Hangneigung und Bathymetrie des Gewässersdie Abläufe im Becken kontrollieren.

Abbildung 1: Ein‡ußfaktoren der Deltahänge [7]

2 DEFINITION EINES DELTAS 2

Angesichts der Variabilität der rezenten Deltaformen klassi…ziert man heutediese Struktureinheit basierend auf den physikalischen Prozessen.

Abbildung 2: Klassi…kation der Deltas [6]

Wie in der Abbildung 2 dargestellt unterscheidet man je nach Dominanz derunterschiedlichen Ein‡ußfaktoren in Fluß-, Wellen- oder Gezeitendominierte Del-tas.

Obwohl die Deltamorphologie und die Prozesse im Sedimentationsbereich inAbhängigkeit von den oben genannten Ein‡ußgrößen variieren, lassen sich beiallen aktiven Deltas drei Basiskomponenten unterscheiden: Prodelta, sublaku-strine oder submarine Region mit den Ablagerungen der vom Fluß herantrans-portierten Schwebfracht, die Deltafront, einschließlich der Küstenlinie und demseewärtsgeneigten Pro…l, welches in o¤shore Richtung expandiert, und die Del-taebene, ein extensives Tie‡and, welches von aktiven und inaktiven Flußkanälendurchzogen ist, sowie auch Sümpfe, Marschland und Lagunen aufweisen kann.

Die Korngröße des Sedimentes ist abhängig von den Ursprungsgebieten, demRelief im terrestrischen Bereich und dem Transportmedium. Wie in Abbildung2 dargestellt, werden grobklastische Sedimente in Deltas abgelagert, wenn derDetritus durch ein braided river system zugeführt wird, oder wenn eine alluvialerFächer das grobe Material liefert, welches anschließend an der Deltafront abgela-gert wird. Sogenannte Fächerdeltas (fan delta) können vereinfacht als subaqua-tische Depostionsausweitung eines küstennahen Schuttfächers de…niert werden.Daraus resultiert die Sedimentation in das Becken. Hierbei ist coarsening upwardist ein bedeutendes Charakteristikum der Deltaprogradation.

2 DEFINITION EINES DELTAS 3

Laut W. Nemec (1990) unterscheidet man zwei Typen von grobklastisch-aufgebauten Deltas:

² Typ A: conical deep-water Delta

Abbildung 3: Delta Typ A [5]

² Typ B: Gilbert-type Delta

Abbildung 4: Delta Typ B [5]

Wie in der Abbildung.3 verdeutlicht fehlt beim Typ A die subaerische Delta-ebene, so daß die alluviale Fracht direkt in das stehende Gewässer entladen wird.

2 DEFINITION EINES DELTAS 4

Das Wachstum des subaquatischen Deltakegels bedingt die fortschreitende Ver-‡achung des Beckens durch die Aggradation im Hangbereich. Der in Abbildung5 dargestellt Querschnitt veranschaulicht diese Theorie.

Die Hangneigungen dieses Deltatyps variieren zwischen 27± (kiesige Sande)und 35±(Kies). Bei fortschreitender Akkumulation am Hang verringert sich dieserWinkel auf bis zu 10± ¡ 20± und der Typ A wandelt sich zu einem Delta desTyps B um. Die Ablagerungen in diesem subaquatische Kegeldelta reichen vonungeordnet bis zu gut geschichtetem Grobsand und Kies.

Abbildung 5: Querschnitte der Deltatypen [5]

Gilbert-type Deltas sind klassische Deltas mit drei Ablagerungszonen (sieheauch Abbildungen 3/4/5). Die Entwicklung dieses Typs beinhaltet den Sediment-transfer entlang der progradierenden Deltaebene (delta topset segment), der rela-tiv steilen ebenfalls progradierenden Deltafront (foreset segment) und schließlichder ‡acheren Deltazunge (bottomset segment). Grobklastisches Sediment wirdüber die Deltaebene, wo alluviale Prozesse dominieren, zur submarinen Zonetransportiert, wo Gravitationsprozesse den Massentransport bewirken. Ein la-terales Wachstum der Deltaebene verringert die Sedimentzufuhr zur Deltafront.Größe und Volumen des Deltas werden folglich von der Menge des zugeführtenSedimentes bestimmt. Die Mächtigkeiten der auf diese Art abgelagerten Schich-ten können von einigen Metern bis zu mehreren 100m reichen. Die Hangneigungliegt bei sandigen Ablagerungen zwischen 24± und 27±, bei kiesigen zwischen30± und 35±. Ablagerungen in diesem Bereich zeigen eine gute Schichtung undSchichtmächtigkeiten bis zu 1m, die Anordnung der Klasten kann je nach Abla-gerungsprozeß gradiert bis nicht gradiert sein.

3 THEORIE DES MASSENTRANSPORTES 5

3 Theorie des MassentransportesDie schnelle Sedimentation entlang der Deltafront und dem Prodelta bewirktHanginstabilität und führt zu gravitativen Massenprozessen in diesen Environ-ments. An den Steilhängen grobklastischer Deltas dominiert der kohäsionsloseTransport von Sand und Kies, obwohl Zwischenlagerungen der Schlu¤- und Ton-fraktion in der Schichtenfolge eingeschaltet sein können. Dieser Bericht konzen-triert sich aber mehr auf die Ablagerungen der Grobanteile dieser Massenströme.

Unter Anwendung eines bestimmten Druckes auf ein festes, körniges (kohäsi-onsloses) Material verhält sich dieses wie eine plastische Substanz. Bei geringerSpannungsrate verformt sich das Sediment und bewegt sich langsam kriechendhangabwärts. Dabei kommt es vereinzelt zu Kornkollisionen (creep). Ein langsamverformendes Sediment kann sich auch wie ein Stück kohäsives Material verhal-ten. Es entsteht dann eine größere Gleitober‡äche und es kommt zu geringerinneren Deformation (slide). Entstehen mehrere Gleitober‡ächen und kommtes zu beachtlicher inneren Deformation spricht man von sogenannten slumpings.Bei einer höheren Scherspannungsrate und einer erhöhten Geschwindigkeit desSedimentstromes ist der impact zwischen den einzelnen Partikeln entlang derGleitober‡äche ausreichend hoch genug, um individuelle Körner aus dem Ge-steinsverband zu trennen. Folglich wird die Gleitober‡äche solange vergrößert,bis die Masse des Sedimentes sich als dispersiver, semi-unabhängiger Körner-strom bewegt. Jedes Korn ist dabei in relativer Bewegung zum Nachbarkorn. Ineinem schnell scherenden Sediment ist jeder Kontakt zwischen den einzelnen Kör-nern augenblicklich. Sobald die relative Bewegung die Partikel kollidieren läßt,werden diese sofort wieder voneinander weggestoßen. Die individuellen Körnerbewegen sich zufällig in dem Massenstrom mit der Durchschnittsgeschwindigkeitder Masse.

Diese Theorie ist vergleichbar mit der kinetischen Gastheorie. Die Energie,assoziiert mit Schwingung der Teilchen, wird dabei als granulare temperaturebetrachtet, ein Beiprodukt der Partikelkollision. Der Druck, verbunden mit derTemperatur, wird als Dispersionsdruck betrachtet. Dieser wirkt als Kraft, welchedie Teilchen getrennt voneinander entfernen läßt.

Makroskopisch gesehen erhält dieser Dispersionsdruck die Masse im viskosenZustand. Da aber Energie durch Reibung verloren geht und somit das Systemnicht selbsterhaltend ist, muß konstant die Energie der Massenbewegung durchden Mechanismus der Scherbeanspruchung auf die Teilchenenergie übertragenwerden.

4 MASSENTRANSPORT AN DELTAHÄNGEN 6

4 Massentransport an DeltahängenStröme können auf verschiedene Art und Weise charakterisiert werden. DieReynolds Zahl bestimmt das Verhältnis der Trägheitskräfte zur Viskosität mittelsfolgender Gleichung :

Re = l ¤ v ¤ ½h

(1)

l = Wassertiefev = Durchschnittsgeschwindigkeit½ = Dichte des strömenden Mediumsh = dynamische Viskosität

Die Trägheitskräfte bestärken die Turbulenzbildung. Höhere Geschwindigkeitund/oder größere Tiefe führen zum turbulenten Massentransport. Die Viskositäthingegen unterdrückt dies. Re-Werte < 500 bedeuten laminare Strömung, damitsind Strömungen mit innerer Reibung, aber ohne Wirbelbildung gemeint. Dieinnere Reibung ist eine Folge der Kraftwirkung zwischen den Molekülen (Visko-sität). In subaquatischen Strömen kommt es beim Grenzwert zur Umwandlungvom laminaren zum turbulenten Strom.

Die Froude Zahl spiegelt das Verhältnis Trägheitskraft zur Gravitationskraftwieder:

Fr =Up(g ¤ h)

(2)

U = durchschnittliche Geschwindigkeitg = Erdbeschleunigungh = Mächtigkeit des Flusses

² Fr-Werte < 1 bedeuten subkritisch, dass heißt ruhiger Fluß, und

² Fr-Werte> 1 sind superkritische, schnelle, Massentransporte (“schießenderFluß”)

4.1 Laminarer Massentransport

4.1.1 Grain ‡ow

Wie bereits in Kapitel 3 erklärt, ist der Massentransport an subaquatischen Hän-gen in Form des Körnerstromes möglich. Dieser ist durch die Korn/Korn Kol-lision der strömenden Körner charakterisiert. Frequentierte reverse Gradierungkommt in diesen Sedimente vor. Zwei Thesen erklären das Vorkommen diesersedimentären Struktur:

4 MASSENTRANSPORT AN DELTAHÄNGEN 7

1. Der dispersive Druck ist nahe der Scher‡äche am größten, so daß großeKlasten einen größeren Druck erfahren können als die kleineren. Folglichbewegen sich diese durch den Strom nach oben, um das Druckgefälle aus-zugleichen.

2. Diese These bezieht sich auf die kinetische Filtration der Körner. Dem-nach ordnen sich die kleineren Körner solange in die Lücken zwischen dengrößeren, kollidierenden Körner ein, bis die Scher‡äche vollständig gefülltist.

4.1.2 Debris falls

Die Tatsache, daß außerordentlich große Klasten innerhalb einer Sandsteinfazi-es auftreten können, läßt auf eine unabhänige Ablagerung der Klasten in dieserSchicht schließen. Die Korngröße der Klasten, oft mehrfach größer als die Schicht-mächtigkeit selbst, scheint die Kompetenz des Massen‡ußes zu überschreiten.Weiterhin deutet die Anordnung der Klasten (‡ach-liegend) nicht auf eine Ab-lagerung durch turbulenten Massentransport hin. Die Ablagerung der Klastenscheint unabhänig von der Ablagerung des Sandsteins erfolgt zu sein. Sie weisenauf einen gravitativen Massentransport hin, der in Form des Trümmerfalls (debrisfall) entstanden ist.

Diese Art tritt vor allem an Kegeldeltas und Gilbert-Typen auf. Bei letzterembesonders dann, wenn es zur übersteilen Hangneigung kommt und die Stabilitätdes Hanges durch die Wellenaktivität angegri¤en wird. Das Resultat ist derZusammenbruch und schnell hangabwärtsdriftende Lawinen. Trümmer könnendabei als individuelle Klasten herabfallen, oder aber auch andere Blöcke mit sichreißen und in einer Masse gestreuter Partikel herunterströmen.

Bevor die Klasten zur Ruhe kommen, springen, rollen oder gleiten sie über dieSedimentations‡äche. Auf Grund ihrer Masse bewegen sich die größeren Klastenschneller und überholen die kleineren Kornanteile des Massenstromes. Die Folgedavon ist, daß sich die grobklastischeren Anteile an der Front be…nden. Jedesindividuelle Korn bewegt sich in Abhängigkeit seines eigenen Drehmomentes.Das aus diesem Prozeß resultierende Sediment weist zum Liegenden hin eineKorngrößenzunahme auf.

In den Trümmerfallawinen tendieren die gröberen Klasten auf Grund der er-höhten Reibung und der Gravitation zur Erstablagerung. Somit kommt es zurerhöhten Unebenheit der Ablagerungsober‡äche und Sedimentfallen für das fein-klastische Material, welches sich dann zwischen den Grobkomponenten ablagert.Das Resultat dieses Prozesses ist eine normale Gradierung innerhalb einer einzel-nen Bank.

Hochfrequentierte Trümmerfallabhänge führen insgesamt im Gesteinsverbandzu coarsening upward, d.h. zum Hangenden nimmt die Korngröße zu. Das fein-klastische Material konnte wegen des erneuten Niederfalls von Grobklastika die

4 MASSENTRANSPORT AN DELTAHÄNGEN 8

Lücken nicht verfüllen, und durch die Unebenheit (roughness) der Sedimenta-tionsober‡äche werden die Blöcke an der Front praktisch abgefangen.

Diese subaquatischen Trümmerfälle ähneln sehr den subaerischen rock falls.Unterschiede gibt es nur in der Art des herangetragen Sedimentes. Auf Grunddes ‡uviatilen Transportes und/oder der Küstenprozesse wurden die Körner desdebris falls sortiert und dementsprechend ist ihr Reifegrad relativ hoch.

Abbildung 6: Debris fall [5]

Hänge, an denen es zu dieser Art des Massentransportes kommt, weisen be-stimmte Charakteristika auf.

Abbildung 7: Hangcharakterisierung [5]

Der in Abbildung 7 eingetragen Winkel ¯ ist die durchschnittliche Hangnei-gung. Dieser wird mit abnehmender Fallhöhe H größer. Weiterhin bestimmt

4 MASSENTRANSPORT AN DELTAHÄNGEN 9

die Menge und die Korngröße des zugeführten Sedimentes die Morphologie desDeltahanges.

Je größer die Klasten, desto größer deren Moment. Bei der Kollision mit an-deren Körnern wird ein größerer Teil des eigenen Momentes ausgetauscht unddie granulare temperature ist dementsprechend größer. Dies bewirkt einen erhöh-ten Dispersionsdruck und somit steigt die Mobilität des Massenstromes mit derZunahme der Klastengröße. Der Winkel ° ist die anfängliche Hangneigung.

Subaquatische Bedingungen führen durch die Tragfähigkeit des Wassers unddie Viskosität der Lawine zu einer Reduzierung des Partikelmomentes. Die Trans-portdistanz D lässt sich in Abhängigkeit der aufgeführten Parameter nach Nemec(1990) wie folgt berechnen:

D =H ¤ sin2 ¯

(cos ¯ ¤ tanÁd ¡ sin ¯) (3)

Der dynamische Winkel tanÁd der Reibungskraft in der Rutschung ergibtsich aus dem Verhältnis des Radius der ruhenden Partikel Rs zu dem Radius derKlasten R multipliziert mit der Materialkonstanten b.

tanÁd = b ¤ RsR

(4)

Feinere Partikel werden demnach durch die Unebenheit der Hangober‡äche,hervorgerufen durch bereits abgelagerten Klasten der Grobfraktion, gebremst undkommen zum Stillstand.

Das Resultat dieser Untersuchung unterlegt die Tatsachen, daß Deltaablage-rungen durch debris falls im Querschnitt backlap Strukturen mit dem innerencoarsening upward Trend aufweisen.

4.1.3 Debris ‡ows

Bei dieser Art des gravitativen Massentransportes sind die individuellen Körnerdes Stromes nicht mehr fähig frei und getrennt den Hang hinunterzuströmen.Die hohe Variation der vorkommenden Trümmerströme zeigt das Spektrum zwi-schen kohäsiven und kohesionslosen debris ‡ows. Die hohe Volumenkonzentrationzwingt sie dazu, ihr eigenes Moment mit dem der benachbarten Klasten zu teilen,in dem sie einen allgemeinen Dispersionsdruck aufbauen. Auf diese Art und Wei-se wird die Massenmobilität gescha¤en. Außerordentlich große Klasten werdenwegen ihres erhöhten Momentes auf dem Massenstrom getragen.

4 MASSENTRANSPORT AN DELTAHÄNGEN 10

Kohäsionslose Trümmerströme variieren weit in ihrer Rheodynamik. Bei ihrenAblagerungen können drei Faziesbereiche unterschieden werden:

1. ungeordnete Konglomerate

2. normal-gradierte Konglomerate

3. invers-gradierte Konglomerate

Fazies 1 ist durch eine tonarme, grobklastische Matrix mit ungeordnetem Kla-stenmuster charakterisiert (inklusive vertikal orientierter Klasten). Diesweis darauf hin, daß die Viskosität und die Stärke des kohäsionslosen Stro-mes ausreichend hoch war und wenig Scherung und Durchmischung ausge-setzt gewesen ist.

Fazies 2 wird durch eine mäßige bis gute Sortierung und zur Quelle des Stro-mes hin durch Korngrößenzunahme ausgezeichnet. Dies ist ein Hinweis aufTurbulenz in dem pseudoplastischen kohäsionslosen Trümmerstrom. Dadie Turbulenzen nicht fähig sind, grobklastische Anteile zu transportie-ren, sinken diese herab und der Strom bleibt als gradierte Suspension mitkonzentrierter Basisschicht erhalten. Sobald der Trümmerstrom an Ge-schwindigkeit verliert, erlöschen die Turbulenzen und die Sedimentations-ausfällung verstärkt sich rapide. Während dieses Kollapses erhöht sich dieKörnerkollision und die parallele Klastenorientierung bleibt erhalten.

Fazies 3 zeichnet sich durch eine parallel orientierte Anordnung der Klastenund der inversen Gradierung aus. Dies sind Kennzeichen für einen voll-kommenen gescherten Massenstrom mit aktiver Körnerkollision. Letzteresverursacht die Ausdehnung des Trümmerstromes. Die erhöhte Rate derScherspanung bedingt das Ansteigen der Viskosität. Durch das Aushebender größeren Klasten auf Grund des Dispersionsdruckes und der nach untengerichteten Perkolation der kleineren Körner durch kinematisches Siebenerhält der Trümmerstrom die inverse Gradierung.

Die Migration der Grobklastika innerhalb des Trümmerstromes führt zu einererhöhten Konzentration der groben Bestandteile an der Deltazunge, wo Blöckewegen der Ver‡achung des Hanges zur Ablagerung kommen. Zwei Gründe für dieKonzentration der Klasten werden aufgeführt:

1. Ein debris fall, der die groben Klasten bereits in der Front mit sich führt,wird durch erhöhte Konzentration in einen Trümmerstrom umgewandelt.Die grobklastische Frontpartie wird demnach veerbt.

2. Die obige und grobklastenreiche Schicht des Massenstromes bewegt sichschneller als die träge Masse und lagert die Blöcke an der Front des Trüm-merstromes ab.

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4.2 Turbulenter Massentransport

Turbiditströme: Diese Dichteströme, ein Gemisch aus Wasser und Sediment,treten sehr häu…g an steilen Deltahängen auf. Sie tendieren dazu, daß das gröbsteMaterial als erstes und nahe dem Ursprungsort abgelagert wird, während die Sus-pensionsfracht über weite Distanzen mitgeführt wird (deutliche proximal-distalKorngrößenverteilung).

Drei Mechanismen führen zur Entstehung eines solchen turbulenten Massen-stromes:

1. Durch Beschleunigung eines subaquatischen Trümmerstromes und/oder dieAufnahme von Wasser wandelt sich dieser in einen turbulenten Turbidit-strom um.

2. Die Dichteströme werden von hyperpyknischen Strömen abgeleitet, bei de-nen die Fracht wegen der Gravitation hangabwärts gezogen wird.

3. Auf Grund der Expansion des Stromes am Hang kommt es zum Ausfallendes Sedimentes aus der Suspension.

Solange die Tragfähigkeit des Turbidites gegenüber der Gravitationskraft do-miniert, rutscht dieser den Deltahang als schmaler, sich langsam ausbreitenderStrom hinab. Die kontinuierliche Vorwärtsbewegung des Turbiditkopfes bedingtdie permanente Sedimentzufuhr aus dem hinteren Teil. Solange diese Zufuhrerfolgt, ‡ießt der Strom ungehindert den Hang entlang. Dabei wird die Sedimen-tationsober‡äche auf zwei unterschiedliche Art und Weisen bearbeitet. Zum einenerodiert der Strom wie ein P‡ug den Hang und zum anderen kommt es durch dieAufnahme von Sediment und die Scherbeanspruchung zur Destabilisierung desDeltahanges.

Sogenannte chutes sind weitere Hinweise auf diese Art des Massentransportes.Die Spannweite dieser Mulden reichen von 10 bis 20m und entsprechen einer Tiefebis zu 5m (Extremwerte liegen bei bis zu 200m Breite und 20m Tiefe).Wie inAbbildung 8 zu sehen, werden die Vertiefungen durch kleinere Trümmerströmeund Turbidite aufgefüllt

Bis zu einem kritischen Punkt be…ndet sich der Turbidit in diesem eben be-schrieben slumping Stadium. Sobald aber das Verhältnis Wassertiefe und Mäch-tigkeit des Turbiditstromes größer als 13 ist (zur näheren Erläuterung siehe auchAbbildung 9), beginnt dieser zu expandieren und seine Fracht abzulagern.

Wenn sich die Konzentration der Komponenten im Massenstrom durch die be-ginnende Ablagerung verringert, setzt der sogenannte Schneeballe¤ekt ein. Dieabnehmende Teilchenkonzentration führt zu einem raschen Kollaps der grobkla-stischen Körner. Somit erfolgt die Ablagerung der grobklastischen Fracht amHang, während die feineren Anteile weitergetragen werden. Daraus resultiert,daß fein-/mittelklastische Sedimente an steilen Deltahängen in der Zone des Pro-deltas dominieren.

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Abbildung 8: Chute …llings [5]

Abbildung 9: Fractional depth [5]

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4.3 Superkritischer Massentransport

Die bereits im Bericht erwähnte Theorie der Bruchtiefe D = hH

(h = Mächtigkeitdes Turbidites und H = Wassertiefe) kann nicht für high-density Turbiditströmeangewandt werden. Sobald die Teilchenkonzentration C > als 25vol% beträgt,verhält sich der Massenstrom nicht mehr wie ein Newton´sches Fluid. Die Tur-bulenz wird im unteren Teil des Stromes gebremst und wird in superkritischesFließverhalten transformiert. Dabei wird bei schnellerer Fließgeschwindigkeit dasWasser ausgebremst und die Turbulenz unterdrückt. Die schnelle Flußabwärtsbe-wegung ändert sich plötzlich zum langsamen Fließen und so wird ein hydraulischerSprung generiert. Die Darstellung dieses Prozesses erläutert die Abbildung 10.

Abbildung 10: Hydraulic jump [5]

Abruptes Ver‡achen des Hanges bewirkt die Verlangsamung des Massenstro-mes und die Ablagerung von grobklastischen Sedimenten. An der Deltazungekommt es dann vereinzelt zu Durchbrüchen kleinerer Trümmerströme durch dieBarriere der großen Klasten. Die Ablagerung des Sedimentstromes erfolgt im All-gemeinen vor der Blockierung des Massenstromes. Dabei wird eine up‡owdippingGleitober‡äche geformt. Das Phänomen der hydraulic jumps erklärt die in derNatur am Gilbert-Typ beobachteten backsets.

Dieses Materialverhalten kann auch in einem kohäsionslosen Trümmerstromauftreten. Unter diesen Bedingungen wird es dann als granular jump bezeichnet.Bereits ein kleines Hindernis kann zu lokalen Geschwindigkeitsunterschieden inRelation zur Umgebung führen. Die Konsequenz ist eine lokale Mulde in derOber‡äche des Sedimentstromes, nachweisbar durch kleinere Einschaltungen vonbacksets-Formationen im Gesteinsverband.

LITERATUR 14

Literatur[1] Kim, S.B. et al.: Bouldery deposits in the lowermost part of the Creataceous

Kyokpori Formation, Sw Korea: cohesionless debris ‡ows and debris falls ona steep-gradient delta slope. Sedimentary Geology 98 (1995) page 97-119

[2] Leeder, M.R.: Sedimentology: Process and Product. Kapitel 6, 7 und 19.Chapman and Hall. 1.Edition 1982

[3] Martins-Neto,M.A.: Lacustrine fan deltaic sedimentation in a Proterozoic riftbasin: the Sopa-Brumadinho Tectosequence, southeastern Brazil. SedimentaryGeology 106 (1996), Seite 65-96

[4] Nava-Sanchez, E. et al.: Morphology and sedimentology of two contemporaryfan deltas on the southeastern Baja California Peninsula, Mexiko. Sedimen-tary Geology 98 (1995) Seite 45-61

[5] Nemec,W.: Aspects of sediment movement on steep delta slopes. Spec. Puplsint. Ass. Sediment (1990) 10, 29-73

[6] Nichols, G.: Sedimentology and Stratigraphy. Blackwell Science 1999

[7] Reading, H.G.: Sedimentary Environments and Facies. Blackwell Science 2ndEdition 1986

[8] Tucker, M.E. Sedimentary Petrology. Blackwell Science. 2nd Edition, 1991