Erhöhter Strand – Wikipedia

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Strand oder wellenförmige Plattform, die durch ein relatives Absinken des Meeresspiegels über die Küste gehoben wird

Eine Reihe von erhöhten Stränden am Kincraig Point in Schottland

EIN erhöhter Strand, Küstenterrasse,[1] oder hochgelegene Küste ist eine relativ flache, horizontale oder leicht geneigte Oberfläche marinen Ursprungs,[2] meist eine alte Abriebplattform, die aus dem Wellenbereich herausgehoben wurde (manchmal auch “Tread” genannt). Somit liegt er je nach Zeitpunkt seiner Entstehung über oder unter dem aktuellen Meeresspiegel.[3][4] Es wird von einem steileren ansteigenden Hang auf der Landseite und einem steileren Gefälle auf der Seeseite begrenzt[2] (manchmal auch “Riser” genannt). Aufgrund seiner im Allgemeinen flachen Form wird es häufig für anthropogene Strukturen wie Siedlungen und Infrastruktur verwendet.[3]

Ein erhöhter Strand ist eine aufstrebende Küstenlandschaft. Erhöhte Strände und Meeresterrassen sind Strände oder wellenförmige Plattformen, die durch einen relativen Rückgang des Meeresspiegels über die Küstenlinie hinausragen.[5]

Auf der ganzen Welt hat eine Kombination aus tektonischer Küstenanhebung und quartären Meeresspiegelschwankungen zur Bildung von marinen Terrassensequenzen geführt, von denen die meisten während separater interglazialer Hochstände gebildet wurden, die mit marinen Isotopenstadien (MIS) korreliert werden können.[6]

Eine Meeresterrasse behält im Allgemeinen einen Küstenlinienwinkel oder eine Innenkante bei, die Neigungskrümmung zwischen der Meeresabriebplattform und der zugehörigen Paläo-Klippe. Der Küstenlinienwinkel repräsentiert die maximale Küstenlinie einer Überschreitung und damit einen Paläo-Meeresspiegel.

Morphologie[edit]

Typische Abfolge von marinen Erosionsterrassen. 1) Ebbe Klippe/Rampe mit Ablagerung, 2) moderne Uferplattform (Wellenschnitt/Abrieb-) Plattform, 3) Kerbe/Innenkante, moderner Uferwinkel, 4) moderne Meeresklippe, 5) alt Ufer (Wellenschnitt/Abrieb-) Plattform, 6) Paläo-Küstenlinienwinkel, 7) Paläo-Meer-Klippe, 8) Terrassendeckungsablagerungen/marine Ablagerungen, Kolluvium, 9) Schwemmfächer, 10) verfallene und bedeckte Meeresklippe und Uferplattform, 11) Paläo-Meeresspiegel ich, 12) Paläo-Meeresspiegel II. – nach verschiedenen Autoren[1][3][7][8]

Die Plattform einer Meeresterrasse hat in der Regel ein Gefälle zwischen 1°–5° je nach dem früheren Tidenhub mit meist einem linearen bis konkaven Profil. Die Breite ist ziemlich variabel und erreicht bis zu 1.000 Meter (3.300 ft) und scheint sich zwischen der nördlichen und südlichen Hemisphäre zu unterscheiden.[9] Die Steilheit der Felswände, die die Plattform begrenzen, kann je nach den relativen Rollen mariner und subaerialer Prozesse variieren.[10] Am Schnittpunkt der ehemaligen Uferplattform (Wellenschnitt/Abrieb) und der ansteigenden Klippe behält die Plattform üblicherweise einen Küstenlinienwinkel oder eine Innenkante (Kerbe) bei, die die Lage der Küstenlinie zum Zeitpunkt des maximalen Meereseintritts anzeigt und daher ein Paläo-Meeresspiegel.[11] Subhorizontale Plattformen enden normalerweise in einer Ebbe-Klippe, und es wird angenommen, dass das Auftreten dieser Plattformen von der Gezeitenaktivität abhängt.[10] Meeresterrassen können sich über mehrere Dutzend Kilometer parallel zur Küste erstrecken.[3]

Ältere Terrassen sind mit marinen und/oder alluvialen oder kolluvialen Materialien bedeckt, während die obersten Terrassenebenen in der Regel weniger gut erhalten sind.[12] Während Meeresterrassen in Gebieten mit relativ schnellen Hebungsraten (> 1 mm/Jahr) oft mit einzelnen Zwischeneiszeiten oder -stadien korreliert werden können, können solche in Gebieten mit langsameren Hebungsraten einen polyzyklischen Ursprung haben, mit Phasen, in denen der Meeresspiegel nach Expositionszeiten wiederkehrt zu verwittern.[2]

Meeresterrassen können von einer Vielzahl von Böden mit komplexer Geschichte und unterschiedlichem Alter bedeckt sein. In Schutzgebieten kann man allochtones sandiges Ausgangsmaterial aus Tsunami-Ablagerungen finden. Häufige Bodentypen auf Meeresterrassen sind Planosole und Solonetz.[13]

Formation[edit]

Es wird heute allgemein angenommen, dass sich Meeresterrassen während der getrennten Hochstände von Zwischeneiszeiten bilden, die mit marinen Isotopenstadien (MIS) korrelieren.[14][15][16][17][18]

Ursachen[edit]

Vergleich zweier Meeresspiegelrekonstruktionen während der letzten 500 Ma. Das Ausmaß der Veränderung während des letzten glazialen/interglazialen Übergangs wird durch einen schwarzen Balken angezeigt.

Die Bildung von Meeresterrassen wird durch Veränderungen der Umweltbedingungen und durch tektonische Aktivitäten während der jüngsten geologischen Zeit kontrolliert. Veränderungen der klimatischen Bedingungen haben zu eustatischen Meeresspiegelschwankungen und isostatischen Bewegungen der Erdkruste geführt, insbesondere mit dem Wechsel zwischen Eis- und Zwischeneiszeiten.

Eustasy-Prozesse führen zu glazioeustatischen Meeresspiegelschwankungen aufgrund von Veränderungen des Wasservolumens in den Ozeanen und damit zu Regressionen und Überschreitungen der Küstenlinie. Zu Zeiten maximaler Gletscherausdehnung während der letzten Eiszeit lag der Meeresspiegel etwa 100 Meter tiefer als heute. Eustatische Veränderungen des Meeresspiegels können auch durch Veränderungen des Hohlraumvolumens der Ozeane verursacht werden, entweder durch Sedimentöstase oder Tektonöstase.[19]

Isostasie-Prozesse beinhalten die Anhebung kontinentaler Krusten zusammen mit ihren Küstenlinien. Heute findet der Prozess der glazialen isostatischen Anpassung hauptsächlich in pleistozänen vergletscherten Gebieten statt.[19] In Skandinavien zum Beispiel erreicht die gegenwärtige Hebungsrate bis zu 10 Millimeter (0,39 Zoll)/Jahr.[20]

Im Allgemeinen wurden eustatische Meeresterrassen während getrennter Meeresspiegelhochstände der Zwischeneiszeiten gebildet formed[19][21] und kann mit marinen Sauerstoffisotopenstadien (MIS) korreliert werden.[22][23] Glazioisostatische Meeresterrassen entstanden hauptsächlich während Stillständen der isostatischen Hebung.[19] Als die Eustasie der Hauptfaktor für die Bildung von Meeresterrassen war, können abgeleitete Meeresspiegelschwankungen auf frühere Klimaänderungen hinweisen. Diese Schlussfolgerung ist mit Vorsicht zu genießen, da isostatische Anpassungen und tektonische Aktivitäten durch einen eustatischen Meeresspiegelanstieg weitgehend überkompensiert werden können. So kann der Verlauf der relativen Meeresspiegelkurve in Gebieten sowohl eustatischer als auch isostatischer oder tektonischer Einflüsse kompliziert sein.[24] Daher wurden die meisten heutigen marinen Terrassensequenzen durch eine Kombination aus tektonischer Küstenanhebung und quartären Meeresspiegelschwankungen gebildet.

Ruckelnde tektonische Hebungen können auch zu markierten Terrassenstufen führen, während sanfte relative Meeresspiegeländerungen möglicherweise nicht zu offensichtlichen Terrassen führen, und ihre Formationen werden oft nicht als Meeresterrassen bezeichnet.[11]

Prozesse[edit]

Meeresterrassen entstehen oft durch Meereserosion entlang felsiger Küstenlinien[2] in gemäßigten Regionen durch Wellenangriff und in den Wellen mitgeführte Sedimente. Erosion findet auch im Zusammenhang mit Verwitterung und Kavitation statt. Die Erosionsgeschwindigkeit ist stark abhängig vom Ufermaterial (Härte des Gesteins[10]), die Bathymetrie und die Eigenschaften des Grundgesteins und kann zwischen nur wenigen Millimetern pro Jahr für Granitgestein und mehr als 10 Metern (33 ft) pro Jahr für vulkanische Ejekta liegen.[10][25] Der Rückzug der Meeresklippe erzeugt durch den Abriebprozess eine Uferplattform (Wellenschnitt/Abrasion). Eine relative Änderung des Meeresspiegels führt zu Rückschritten oder Überschreitungen und bildet schließlich eine weitere Terrasse (Marine-Cut-Terrasse) in anderer Höhe, während Kerben in der Felswand auf kurze Stillstände hinweisen.[25]

Es wird angenommen, dass der Terrassengradient mit dem Tidenhub zunimmt und mit dem Felswiderstand abnimmt. Außerdem ist das Verhältnis zwischen Terrassenbreite und Gesteinsfestigkeit umgekehrt, und höhere Hebungs- und Senkungsgeschwindigkeiten sowie eine höhere Neigung des Hinterlandes erhöhen die Anzahl der während einer bestimmten Zeit gebildeten Terrassen.[26]

Darüber hinaus werden Uferplattformen durch Entblößung gebildet und vom Meer gebaute Terrassen entstehen durch Ansammlungen von Material, das durch Ufererosion entfernt wurde.[2] So kann eine Meeresterrasse sowohl durch Erosion als auch durch Akkumulation gebildet werden. Es gibt jedoch eine anhaltende Debatte über die Rolle von Wellenerosion und Verwitterung bei der Bildung von Uferplattformen.[10]

Riffebenen oder erhabene Korallenriffe sind eine andere Art von Meeresterrassen in intertropischen Regionen. Sie sind das Ergebnis biologischer Aktivität, des Vorrückens der Küstenlinie und der Ansammlung von Riffmaterial.[2]

Während eine Terrassensequenz Hunderttausende von Jahren zurückreichen kann, ist ihr Abbau ein ziemlich schneller Prozess. Einerseits kann ein tieferes Eindringen von Klippen in die Küstenlinie frühere Terrassen vollständig zerstören; andererseits könnten ältere Terrassen verfallen[25] oder durch Ablagerungen, Kolluvia oder Schwemmfächer gedeckt.[3] Eine weitere wichtige Rolle bei diesem Degradationsprozess spielen die Erosion und Abnutzung von Böschungen durch einschneidende Bäche.[25]

Geschichte des Land- und Meeresspiegels[edit]

Die Gesamtverschiebung der Küstenlinie relativ zum Alter der zugehörigen Zwischeneiszeit ermöglicht die Berechnung einer mittleren Hebungsrate oder die Berechnung des eustatischen Niveaus zu einem bestimmten Zeitpunkt, wenn die Hebung bekannt ist.

Um die vertikale Hebung abschätzen zu können, muss die eustatische Lage des betrachteten Paläo-Meeresspiegels relativ zum aktuellen so genau wie möglich bekannt sein. Unsere Chronologie stützt sich hauptsächlich auf relative Datierungen basierend auf geomorphologischen Kriterien, aber in allen Fällen haben wir den Küstenlinienwinkel der Meeresterrassen mit dem numerischen Alter in Verbindung gebracht. Die weltweit am besten vertretene Terrasse ist diejenige, die mit dem letzten interglazialen Maximum (MISS 5e) korreliert ist (Hearty und Kindler, 1995; Johnson und Libbey, 1997, Pedoja et al., 2006 a,[27] b,[28] c[29]). Das Alter von MISS 5e wird willkürlich auf einen Bereich von 130 bis 116 ka festgelegt (Kukla et al., 2002[30]), aber in Hawaii und Barbados (Muhs et al., 2002) mit einem Spitzenwert von 128 bis 116 ka auf tektonisch stabilen Küstenlinien von 134 bis 113 ka nachgewiesen (Muhs, 2002). Ältere Meeresterrassen, die in weltweiten Sequenzen gut vertreten sind, sind diejenigen, die mit MIS 9 (~303–339 ka) und 11 (~362–423 ka) verwandt sind (Imbrie et al., 1984[31]). Kompilationen zeigen, dass der Meeresspiegel während MIS 5e, MIS 9 und 11 3 ± 3 Meter höher war als während der gegenwärtigen und -1 ± 1 m gegenüber der gegenwärtigen während MIS 7 (Hearty und Kindler, 1995,[32] Zazo, 1999[33]). Folglich sind die Meeresterrassen von MIS 7 (~180-240 ka; Imbrie et al., 1984) weniger ausgeprägt und fehlen manchmal (Zazo, 1999). Wenn die Höhen dieser Terrassen höher sind als die Unsicherheiten des paläo-eustatischen Meeresspiegels, die für das Holozän und das Spätpleistozän erwähnt wurden, haben diese Unsicherheiten keinen Einfluss auf die Gesamtinterpretation.

Eine Folge kann auch auftreten, wenn die Ansammlung von Eisschilden das Land gedrückt hat, so dass sich das Land beim Schmelzen der Eisschilde mit der Zeit neu anpasst und so die Höhe der Strände erhöht (glazio-isostatischer Rückprall) und an Orten, an denen eine co-seismische Hebung stattfindet. Im letzteren Fall sind die Terrassen nicht mit dem Meeresspiegelhochstand korreliert, auch wenn co-seismische Terrassen nur für das Holozän bekannt sind.

Kartierung und Vermessung[edit]

Luftaufnahme der untersten Meeresterrasse am Tongue Point, Neuseeland

Für genaue Interpretationen der Morphologie werden umfangreiche Datierungen, Vermessungen und Kartierungen von Meeresterrassen angewendet. Dazu gehört auch die stereoskopische Luftbildinterpretation (ca. 1 : 10.000 – 25.000[11]), Vor-Ort-Begehungen mit topografischen Karten (ca. 1 : 10.000) und Analyse des erodierten und angesammelten Materials. Außerdem kann die genaue Höhe mit einem Aneroidbarometer oder vorzugsweise mit einem auf einem Stativ montierten Nivelliergerät bestimmt werden. Es sollte mit einer Genauigkeit von 1 cm (0,39 in) und je nach Topographie etwa alle 50–100 Meter (160–330 ft) gemessen werden. In abgelegenen Gebieten können die Techniken der Photogrammetrie und Tachometrie angewendet werden.[24]

Korrelation und Datierung[edit]

Verschiedene Methoden zur Datierung und Korrelation von Meeresterrassen können verwendet und kombiniert werden.

Korrelationsdating[edit]

Der morphostratigraphische Ansatz konzentriert sich insbesondere in Regionen mariner Regression auf die Höhe als wichtigstes Kriterium zur Unterscheidung von Küstenlinien unterschiedlichen Alters. Darüber hinaus können einzelne Meeresterrassen anhand ihrer Größe und Kontinuität korreliert werden. Auch Paläoböden sowie glaziale, fluviale, äolische und periglaziale Landschaftsformen und Sedimente können verwendet werden, um Korrelationen zwischen Terrassen zu finden.[24] Auf der Nordinsel Neuseelands beispielsweise wurden Tephra und Löss verwendet, um Meeresterrassen zu datieren und zu korrelieren.[34] Am Endpunkt des Vorrückens ehemaliger Gletscher können Meeresterrassen durch ihre Größe korreliert werden, da ihre Breite mit dem Alter aufgrund der langsam auftauenden Gletscher entlang der Küstenlinie abnimmt.[24]

Der lithostratigraphische Ansatz verwendet typische Sequenzen von Sediment- und Gesteinsschichten, um Meeresspiegelschwankungen anhand eines Wechsels von terrestrischen und marinen Sedimenten oder küstennahen und flachmarinen Sedimenten nachzuweisen. Diese Schichten zeigen typische Schichten von transgressiven und regressiven Mustern.[24] Eine Diskrepanz in der Sedimentabfolge kann diese Analyse jedoch erschweren.[35]

Der biostratigraphische Ansatz verwendet Überreste von Organismen, die das Alter einer Meeresterrasse anzeigen können. Dafür werden oft Muschelschalen, Foraminiferen oder Pollen verwendet. Insbesondere Mollusken können je nach Sedimentationstiefe spezifische Eigenschaften aufweisen. Somit können sie zur Abschätzung ehemaliger Wassertiefen verwendet werden.[24]

Meeresterrassen werden oft mit marinen Sauerstoffisotopenstadien (MIS) korreliert (zB Johnson, ME; Libbey, LK 1997[22]) und können auch anhand ihrer stratigraphischen Position grob datiert werden.[24]

Direktes Dating[edit]

Es gibt verschiedene Methoden für die direkte Datierung von Meeresterrassen und den dazugehörigen Materialien, einschließlich 14C-Radiokohlenstoffdatierung, die am häufigsten vorkommt.[36] ZB wurde diese Methode auf der Nordinsel Neuseelands bis heute auf mehreren Meeresterrassen angewendet.[37] Es verwendet terrestrische biogene Materialien in Küstensedimenten wie Muschelschalen, um die 14C-Isotop.[24] In einigen Fällen Datierung basierend auf der 230Die/234Das U-Verhältnis wurde verwendet, obwohl sich bei detritischer Kontamination oder niedrigen Urankonzentrationen eine hochauflösende Datierung als schwierig herausstellte.[38] In einer Studie in Süditalien wurde Paläomagnetismus verwendet, um paläomagnetische Datierungen durchzuführen[39] und Lumineszenzdatierung (OSL) wurde in verschiedenen Studien zur San-Andreas-Verwerfung verwendet[40] und auf der Quartären Eupcheon-Verwerfung in Südkorea.[41] In den letzten Jahrzehnten wurde die Datierung von Meeresterrassen seit der Ankunft der terrestrischen kosmogenen Nuklide-Methode und insbesondere durch die Verwendung von 10Sei und 26Al kosmogene Isotope, die in-situ hergestellt werden.[42][43][44] Diese Isotope zeichnen die Dauer der Oberflächenexposition gegenüber kosmischer Strahlung auf.[45] und dieses Expositionsalter spiegelt das Alter der Aufgabe einer Meeresterrasse am Meer wider.

Um den eustatischen Meeresspiegel für jede datierte Terrasse zu berechnen, wird angenommen, dass die eustatische Meeresspiegelposition, die mindestens einer Meeresterrasse entspricht, bekannt ist und dass die Hebungsrate in jedem Abschnitt im Wesentlichen konstant geblieben ist.[2]

Relevanz für andere Forschungsbereiche[edit]

Meeresterrassen spielen eine wichtige Rolle in der Erforschung von Tektonik und Erdbeben. Sie können Muster und Geschwindigkeiten tektonischer Hebungen aufweisen[40][44][46] und kann daher verwendet werden, um die tektonische Aktivität in einer bestimmten Region abzuschätzen.[41] In einigen Fällen können die freigelegten sekundären Landformen mit bekannten seismischen Ereignissen wie dem Wairarapa-Erdbeben von 1855 auf der Wairarapa-Verwerfung in der Nähe von Wellington, Neuseeland, das eine 2,7 Meter (8 Fuß 10 Zoll) lange Hebung erzeugte, korreliert werden.[47] Diese Zahl kann aus dem vertikalen Versatz zwischen erhöhten Küstenlinien in dem Gebiet geschätzt werden.[48]

Darüber hinaus kann mit der Kenntnis eustatischer Meeresspiegelschwankungen die Geschwindigkeit der isostatischen Hebung abgeschätzt werden[49] und schließlich kann die Veränderung des relativen Meeresspiegels für bestimmte Regionen rekonstruiert werden. So liefern Meeresterrassen auch Informationen für die Erforschung des Klimawandels und Trends zukünftiger Meeresspiegeländerungen.[10][50]

Bei der Analyse der Morphologie mariner Terrassen muss berücksichtigt werden, dass sowohl Eustasie als auch Isostasie einen Einfluss auf den Entstehungsprozess haben können. Auf diese Weise kann beurteilt werden, ob es zu Veränderungen des Meeresspiegels oder zu tektonischen Aktivitäten gekommen ist.

Prominente Beispiele[edit]

Erhabene Strände finden sich in einer Vielzahl von Küsten- und geodynamischen Hintergründen wie Subduktion an der Pazifikküste Südamerikas (Pedoja et al., 2006), Nordamerikas, passiver Rand der Atlantikküste Südamerikas (Rostami et al. , 2000[51]), Kollisionskontext an der Pazifikküste von Kamtschatka (Pedoja et al., 2006), Papua-Neuguinea, Neuseeland, Japan (Ota und Yamaguchi, 2004), passiver Rand der südchinesischen Meeresküste (Pedoja et al., in Presse), an westwärts gerichteten Atlantikküsten, wie Donegal Bay, County Cork und County Kerry in Irland; Bude, Widemouth Bay, Crackington Haven, Tintagel, Perranporth und St Ives in Cornwall, das Vale of Glamorgan, die Halbinsel Gower, Pembrokeshire und Cardigan Bay in Wales, Jura und die Isle of Arran in Schottland, Finistère in der Bretagne und Galizien in Nordspanien und am Squally Point in Eatonville, Nova Scotia, im Cape Chignecto Provincial Park.

Weitere wichtige Fundstellen sind verschiedene Küsten Neuseelands, zB Turakirae Head bei Wellington, eines der weltweit besten und am gründlichsten untersuchten Beispiele.[47][48][52] Auch entlang der Cookstraße in Neuseeland gibt es eine genau definierte Abfolge von erhöhten Meeresterrassen aus dem späten Quartär am Tongue Point. Es verfügt über eine gut erhaltene untere Terrasse aus dem letzten Interglazial, eine weit erodierte höhere Terrasse aus dem vorletzten Interglazial und eine weitere noch höhere Terrasse, die fast vollständig verfallen ist.[47] Darüber hinaus wurde auf der Nordinsel Neuseelands in der östlichen Bay of Plenty eine Abfolge von sieben Meeresterrassen untersucht.[12][37]

Entlang vieler Küsten des Festlandes und der Inseln rund um den Pazifik sind Meeresterrassen typische Küstenmerkmale. Eine besonders prominente terrassenförmige Meeresküste befindet sich nördlich von Santa Cruz, in der Nähe von Davenport, Kalifornien, wo Terrassen wahrscheinlich durch wiederholte Rutscherdbeben auf der San-Andreas-Verwerfung erhöht wurden.[40][53]Hans Jenny (Pedologe) erforschte bekanntlich die Pygmäenwälder der Meeresterrassen von Mendocino und Sonoma County. Die “ökologische Treppe” der Meeresterrasse des Salt Point State Park ist ebenfalls durch die San Andreas Fault begrenzt.

Entlang der Küsten Südamerikas gibt es Meeresterrassen,[44][54] wo die höchsten liegen, wo Plattenränder über subduzierten ozeanischen Rücken liegen und die höchsten und schnellsten Hebungsraten auftreten.[7][46] Bei Cape Laundi, Insel Sumba, Indonesien, befindet sich auf 475 m (1.558 ft) über dem Meeresspiegel ein altes Patch-Riff als Teil einer Reihe von Korallenriffterrassen mit elf Terrassen, die breiter als 100 m (330 ft) sind.[55] Die Korallen-Meeresterrassen auf der Halbinsel Huon, Neuguinea, die sich über 80 km (50 mi) erstrecken und über 600 m (2.000 ft) über dem heutigen Meeresspiegel liegen[56] stehen derzeit auf der vorläufigen Liste der UNESCO für Welterbestätten unter dem Namen Houn Terraces – Treppe in die Vergangenheit.[57]

Andere bemerkenswerte Beispiele sind Meeresterrassen, die bis zu 360 m (1.180 ft) auf einigen philippinischen Inseln erreichen[58] und entlang der Mittelmeerküste Nordafrikas, insbesondere in Tunesien, bis zu 400 m hoch.[59]

Verwandte Küstengeographie[edit]

Uplift kann auch durch Gezeiten-Notch-Sequenzen registriert werden. Kerben werden oft als auf Meereshöhe liegend dargestellt; jedoch bilden die Kerbtypen tatsächlich ein Kontinuum von Wellenkerben, die unter ruhigen Bedingungen auf Meereshöhe gebildet werden, zu Surfkerben, die unter turbulenteren Bedingungen und bis zu 2 m (6,6 ft) über dem Meeresspiegel gebildet werden (Pirazzoli et al., 1996 in Rust und Kershaw, 2000[60]). Wie oben erwähnt, gab es während des Holozäns mindestens einen höheren Meeresspiegel, so dass einige Kerben möglicherweise keine tektonische Komponente in ihrer Entstehung enthalten.

Siehe auch[edit]

Verweise[edit]

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Externe Links[edit]