Klassifikation von Hangbewegungen - Universität Bonn

Rheinische Friedrich- Wilhelms- Universität Bonn
Methodenseminar Aufbau WS 2009/2010
Hanginstabilität
Dr. Michael Krautblatter
Klassifikation von Hangbewegungen
Abgabe am 06.01.2010
David Bodenheim
Jonas Buddeberg
Fabian Karrenstein
Natascha Olbert
Petros Panagiotidis

Inhaltsverzeichnis
2 Einleitung ..........................................................................................................................5
3 Ansätze zur Klassifikation von Massenbewegungen.........................................................6
2.1 Schematische Illustration der Haupttypen von Massenbewegungen nach VARNES.7
4 Klassifikation......................................................................................................................9
4.1 Fallen / Kippen (Fabian Karrenstein)..........................................................................9
4.1.1 Fallen (Fall)........................................................................................................10
4.1.2 Kippen (Topple).................................................................................................14
4.2 Rutschungen (Natascha Olbert)...............................................................................16
4.2.1 Rotationsrutschung...........................................................................................16
4.2.2 Translationsrutschung.......................................................................................19
4.2.3 Beispiele ...........................................................................................................20
4.3 Bodenfließen (Flows) / Bodenkriechen (Creeps) (David Bodenheim) ..................21
4.3.1 Einführung.........................................................................................................21
4.3.2 Bodenkriechen/Versatzdenudation...................................................................22
4.3.3 Solifluktion/Bodenfließen...................................................................................24
4.4 Driften (lateral spreading) (Jonas Buddeberg).........................................................28
4.4.1 Boden- und Schuttdriften (soil / debris spreading)............................................28
4.4.2 Felsdriften (rock spreading) und Bergzerreißung.............................................31
4.5 Komplex (Jonas Buddeberg)....................................................................................33
5 Bedeutung der Materialart (Petros Panagiotidis).............................................................33
5.1 Auswirkung des Bodenmaterials auf den geomorphologischen Prozess................34
5.1.1 Fallen/Kippen.............................................................................................34
5.1.2 Rutschung.........................................................................................................34
5.1.3 Fließen...............................................................................................................34
5.1.4 Kriechen............................................................................................................35
5.1.5 Fazit...................................................................................................................35
5.2 Auslösender Faktor ..................................................................................................35
5.3 Die COULOMBsche Grenzbedingung......................................................................37
5.4 Korngröße und Gesteinsart......................................................................................37
6 Probleme der Klassifikation von Hang- bzw. Massenbewegungen.................................39
6.1 Terminologie, Klassifikation und unscharfe Klassengrenzen...................................39
6.2 Nicht klassifizierte Phänomene und Komplex..........................................................40
7 Resümee..........................................................................................................................40

8 Quellenverzeichnis ..........................................................................................................42
3

Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Prozesse und Formen von Massenbewegungen nach STRAHLER/
STRAHLER (2008).................................................................................................................6
Abbildung 2: Vereinfachte Fassung der Typen der Massenbewegung (VARNES 1978)......7
Abbildung 3: Schematische Darstellung der Haupttypen von Massenbewegungen nach
VARNES (1978).....................................................................................................................8
Abbildung 4: Haldenhang – Fallen oder Kippen?..................................................................9
Abbildung 5: Schematische Darstellung Rockfall................................................................11
Abbildung 6: Schuttkegel.....................................................................................................12
Abbildung 7: Felssturzklassifikationen.................................................................................13
Abbildung 8: Schema Bergsturz..........................................................................................13
Abbildung 9: Potenzial für Kippbewegung...........................................................................14
Abbildung 10: Kippen...........................................................................................................15
Abbildung 11: Rotational Landslide (GEOLOGICAL SURVEY 2004:3)..............................16
Abbildung 12: (a) Schematische Form einer Rotationsrutschung und (b) Lage der
Rotationsachse (VARNES 1978:13)....................................................................................17
Abbildung 13: Einfache- und Mehrfacherrotationsrutschung nach Hutchinson und
rotationsförmige Rutschungsfolge nach Clawes. (BUMA et. al. 1996)................................18
Abbildung 14: Translational Landslide (GEOLOGICAL SURVEY 2004:3)..........................19
Abbildung 15: Block Slide (GEOLOGICAL SURVEY 2004:3).............................................20
Abbildung 16: Typisierung von Massenschwerebewegungen.(nach ZEPP).......................21
Abbildung 17: Scherspannung.............................................................................................22
Abbildung 18: Kriechen........................................................................................................24
Abbildung 19: Mure..............................................................................................................26
Abbildung 20: schnelle Mure................................................................................................27
Abbildung 21: Quicktonrutschung (aus Buma u. Asch, 1996).............................................28
Abbildung 22: Schemat. Darstellung des Driftens und dessen Folgen.(RAUCH 1997)......29
Abbildung 23: Schematische Darstellung des Driftens in a) "homogeneous rock" und b)
"brittle rock" (aus PASUTO & SOLDATI 1996)....................................................................32
Abbildung 24: AHNERT, 1996..............................................................................................37
Abbildung 25: Beziehung zwischen Gesamtporen-, Nutzporen- und Haftwasserraum in
Abhängikeit von der Korngröße klastischer Sedimente (HÖLTING 1996)..........................38

1
2 Einleitung
Unter gravitativen Massenbewegungen versteht man hangabwärtsgerichtete
Verlagerungsvorgänge, die in schwach geneigten bis steilem Gelände überwiegend unter
Einfluss der Schwerkraft erfolgen (ZEPP 2008). Um die verschiedenen Bewegungen und
Prozesse voneinander abzugrenzen gibt es verschiedene Klassifikationsansätze.
Zusätzlich erleichtern Klassifikationen das Verständnis für geomorphologische Prozesse.
Nach Varnes können Massenbewegungen in Form von Fließen (Flows/Creeps), Rutschen
(Slides), Kippen/Fallen (Falls/Topples) oder Driften (Spread) auftreten (VARNES 1978).
Meist können die verschiedenen Bewegungstypen nach Varnes noch weiter differenziert
werden. Bodenfließen oder Bodenkriechen wird in fünf weitere Kategorien untergliedert,
die der debris flows (Muren), der debris avalanches (schnellen Muren), der mud flows
(Schlammströme), der earth flows (Erdfließungen) und der Kriechvorgänge (creeps). Der
Vorgang des Rutschens (slides) kann wiederum in Rotations- und
Translationsrutschungen getrennt werden. Rotationsrutschungen sind Rutschungen, bei
denen das Gestein rückwärts rotierend abgleitet ohne das eine Schichtgrenze vorgegeben
sein muss. Translationsrutschungen hingegen finden auf einer wasserundurchlässigen
Gleitfläche statt auf der die hangabwärtswirkenden Kräfte nach einiger Zeit größer sind als
der Zusammenhalt im Boden. Der dritte Bewegungstyp des Fallens bzw. Kippens kann
theoretisch isoliert betrachtet werden, jedoch wie bei fast allen Massenbewegungen treten
sie in der Realität häufig gekoppelt auf. Der Vorgang des Kippens ist eine Vorwärtsrotation
von Gestein aus einem Hang hinaus um einen Punkt bzw. Achse unterhalb des
Schwerpunktes unter Einwirkung der Schwerkraft sowie Kräfte angrenzender
Gesteinseinheiten (VARNES 1978). Fallbewegungen hingegen sind abrupte Bewegungen
geologischen Materials, welche von Steilböschungen frei Fallen, Kippen oder Rollen
(VARNES 1978). Der letzte von VARNES aufgeführte Bewegungstyp des Driftens kann in
den Felsdrift und in den Boden- und Schuttdrift differenziert werden. Bei dem Felsdrift
kommt es zu einer Deformation des tiefer liegendem Gestein durch Schwerkrafteinwirkung
und darauffolgende Ausdehnung und Bewegung an Gesteinsoberflächen ( DIKAU et al.
1996). Der Boden- und Schuttdrift hingegen wird durch Zusammenbruch des tiefer
liegenden Materials und Deformation desselbigen geprägt. Dadurch resultiert ein
Zerbrechen, Rutschen, Ansinken oder Fließen der aufliegenden Schicht (VARNES 1978).
Da der Klassifikationsansatz von Varnes einer der bedeutendsten ist, bezieht sich die
folgende Ausarbeitung größtenteils auf seine Klassifizierung. Diese idealtypische

Klassifikation der Bewegungstypen und weitere Differenzierungen sind allerdings nur in
der Theorie möglich. Meist treten die Prozesse gekoppelt oder vermischt auf. Die
Einordnung in eine Kategorie der Bewegung ist folglich nicht immer sinnvoll. Folglich
bezieht sich die Arbeit im Verlauf auf die Probleme der Klassifikation von Hang- und
Massenbewegungen.
3 Ansätze zur Klassifikation von Massenbewegungen
Abbildung 1: Prozesse und Formen von Massenbewegungen nach
STRAHLER/ STRAHLER (2008)
Die Klassifikation von
Massenbewegungen kann
unter Bezugnahme
unterschiedlichster Faktoren
erfolgen. Je nach dem, nach
welchen Faktoren eine
Klassifikation sich richtet,
lässt sich eine
unterschiedliche Anzahl von
Typen von
Massenbewegungen
feststellen (JÄGER, 1997).
Daneben wird auch eine
Abgrenzung über die am
Transport beteiligten Medien
versucht (AHNERT, 2003).
Damit in Teilen vergleichbar
ist der
Differenzierungsansatz nach
dem Wasser-, Eis- oder
auch Luftgehalt der sich
bewegenden Masse
(VARNES, 1978). Am naheliegendsten ist jedoch die Klassifikation nach der Art und Weise
der Bewegung (so etwa auch BLODGET / KELLER, 2006 und VARNES, 1978). In jüngerer
Zeit wurde darüber hinaus auch versucht Massenbewegungen nach Perioden von Aktivität
und Inaktivität zu klassifizieren, nicht zuletzt, um die zeitliche Komponente von
Hangbewegungen kartographierbar zu machen (FLAGEOLLET, 1994).

Daneben sind Klassifikationen denkbar, die eine anthroposophisch-geographische Sicht
auf Massenbewegungen festlegen: So ließen sich etwa Gefahren und/oder Risiken, die
Massenbewegungen für den Menschen bedeuteten, graduell festlegen und im Einzelfall
anwenden. Bedeutung gewinnt dieser Aspekt etwa bei der Frage der geologischen
Sicherheit für (land-)wirtschaftliche Aktivitäten (BLASCHKE/ TRUSTMAN/ HICKS, 2000).
Die Frage nach Verwundbarkeit (vulnerability) und Gefahr (hazard) soll im folgenden aber
zurückgestellt werden und Massenbewegungen aus physisch-geographischer Sichtweise
beleuchtet werden.
Bereits aus dem Klassifikationsversuch von STRAHLER / STRAHLER wird deutlich, dass
sich die einzelnen Bewegungsformen nicht immer trennscharf von einander abgrenzen
lassen. In der Realität sind die Übergange fließend und Massenbewegungen stellen
komplexe Prozesse dar, sodass eine Klassifizierung oftmals gar nicht möglich ist
(GOUDIE, 2007). Die nachfolgende Ausarbeitung wird zur Vereinfachung die
idealtypischen Bewegungstypen vorstellen. Dazu orientiert sie sich an der Klassifikation
von VARNES (1978). Dieser klassifiziert Materialbewegungen nach der Art und Weise der
Bewegung unter Berücksichtigung des Materialtyps.
Abbildung 2: Vereinfachte Fassung der Typen der Massenbewegung (VARNES 1978)
2.1 Schematische Illustration der Haupttypen von Massenbewegungen nach
VARNES

Abbildung 3: Schematische Darstellung der Haupttypen von Massenbewegungen nach
VARNES (1978)

4 Klassifikation
4.1 Fallen / Kippen (Fabian Karrenstein)
Abbildung 4: Haldenhang – Fallen oder Kippen?
VARNES (1978) unterscheidet innerhalb der Massenbewegungen unter anderem
zwischen Fallen und Kippen und liefert für beide Varianten klare Definitionen (diese
sogleich unter 3.1.1 und 3.1.2), die – zumindest in der Theorie – eine trennscharfe
Unterscheidung möglich machen. Bei der tatsächlichen Anwendung im Einzelfall vermag
eine Abgrenzung jedoch schwierig sein. So kann es etwa sein, dass es in der Realität gar
zu einer Kombination aus Fall- und Kippbewegung kommt. Auch ist bisweilen im
Nachhinein bei einer bereits abgeschlossenen Massenbewegung gar nicht mehr eindeutig
feststellen, welche Bewegung das gelöste Material nun eigentlich von der
Ausgangsposition zu seiner neuen (End-)Position durchlaufen hat.
Darüber hinaus werden Fallen und Kippen in der einschlägigen Literatur oftmals
gemeinsam abgehandelt, bisweilen sogar gänzlich auf das gesonderte Umreißen einer
Kippbewegung verzichtet. Jedenfalls lassen sich beide Typen den primär
schwerkraftbedingten Massenbewegungen zuordnen (AHNERT, 2003). Hierbei muss
beachtetet werden, dass die Schwerkraft zwar Mitverursacher aller Massenbewegungen
ist, jedoch bei Fall- und Kippbewegungen das wichtigste Agenz darstellt. Unterschieden
werden muss insbesondere auch von auslösenden Faktoren, denen lediglich eine

vorbereitende Funktion zuzuschreiben ist, vor allem die Materiallösung aus der
ursprünglichen Gesamteinheit (RAUCH, 1997). Nach einhelliger Meinung in der Literatur
lassen sich Fall- und Kippbewegungen in der Regel deutlich von Rutschungsbewegungen
abgrenzen (WHALLEY, 1984).
Logischerweise ist für eine weitestgehend freie Bewegung, wie sie per Definition für Kipp-
und Fallbewegungen notwendig ist, ein möglichst hoher Neigungswinkel erforderlich,
damit sich das gelöste Element ungehindert verlagert werden kann. Mit geringer
werdenden Neigungswinkeln steigt die Wahrscheinlichkeit, dass es eher zu Rutschungen
oder anderen Massenbewegungen kommt (STRAHLER / STRAHLER, 2005).
4.1.1 Fallen (Fall)
Fallbewegungen sind abrupte Bewegungen von geologischem Material, welche sich von
Steilböschungen oder Kliffen loslösen und sich vor allem durch freien Fall, Springen und
Rollen auszeichnen (VARNES, 1978). Es muss sich also nicht die vollständige Material-
verlagerung durch freien Fall auszeichnen, um als Fallbewegung verstanden zu werden.
Die Ablösung des Materials erfolgt entlang von Flächen, an denen geringe oder keine
Scherbewegungen stattfinden. Hierbei wird die Bewegungsgeschwindigkeit, die in freiem
Fall passiert, unmittelbar von der Schwerbeschleunigung bestimmt (STRAHLER / STRAH-
LER, 2005).
Auslösende Faktoren sind vor allem die mechanische Verwitterung einhergehend mit der
Präsenz von Wasser in Gesteinszwischenräumen (VARNES, 1978). Idealtypischerweise
treten Fallbewegungen an wenig bewachsenen steilen Wänden auf (KUGLER / SCHAUB,
2002).
Das abgestürzte Material sammelt sich am Fuße einer Felswand an und bildet dort einen
Haldenhang. Über den Neigungswinkel der Oberflächen von Haldenhängen finden sich in
der Literatur widersprüchliche Angaben: So wird einerseits von einem in der Regel nahezu
einheitlichen Gefälle von circa 34° bis 36° gesprochen (STRAHLER / STRAHLER, 2005),
während teilweise ein breiteres Spektrum von 20° (BAUMHAUER, 2008) bzw. 25° (ZEPP,
2008) bis 35° für möglich gehalten wird. Begründet wird dies mit der unterschiedlichen
Größe und Form der sich akkumulierenden Fragmente. Jedenfalls stimmen die Literatur-
meinungen darin überein, dass ein Neigungswinkel jenseits von circa 35° kaum in Betracht
kommt. Der obere Grenzewinkel, bei dem Material auf der Halde zu ruhen vermag, wird
als natürlicher Böschungswinkel bezeichnet (STRAHLER / STRAHLER, 2005, S. 336). Auf

Grund der unterschiedlichen Größen besitzt jedes Fragment ein individuelles Beschleuni-
gungsmoment, welches dies unterschiedlich weit zu tragen vermag. Hierdurch kommt es
bedingt zu einer Materialsortierung von kleinen Partikeln im oberen Bereich des Hanges
zu großen Blöcken am Fuße der Halde (ZEPP, 2008).
In der Regel sind Halden instabil, sodass von
außen wirkende Kräfte wie etwa passierende
Menschen oder neu abstürzendes Material
erneute Bewegungen und Rutschungen ver-
ursachen können. Oftmals werden Halden
aber vor allem durch Abspülungen und ähnli-
che Prozesse überprägt (KUGLER /
SCHAUB, 2002).
Insofern erscheint eine Differenzierung zwi-
schen primärer und sekundärer Fallbewe-
gung sinnvoll: Als primäre Fallbewegungen
sind dann solche zu qualifizieren, bei denen
sich die fallende Masse erstmals aus der
Hang herauslöst. Eine sekundäre Fallbewegung ist dagegen die fortschreitende Bewe-
gung von bereits herausgelöstem Material (= debris fall), das nun – etwa durch eine pri-
märe Fallbewegung einer anderen Materialeinheit – erneut in Bewegung gesetzt wird
(VARNES, 1978).
Die meisten Wände sind von steilen, engen Schluchten gegliedert, welche zu Bahnen der
abstürzenden Fragmente werden, wodurch sich mehrere nebeneinanderliegende
Haldenkegel bilden (Vgl. Abbildung). Wachsen benachbarte Kegel zusammen, wird der
dabei entstehende Lockermaterialsaum als Haldenhang bezeichnet (BAUMHAUER,
2006).
Abbildung 5: Schematische Darstellung Rockfall.

Abbildung 6: Schuttkegel
Unter der Voraussetzung, dass der Haldenhang nicht durch andere Prozesse abgetragen
wird (bzw. die Materialzufuhr höher ist als der Materialabtransport), wird die Wand
allmählich zurückweichen und der Hang wird sich nach oben verlagern, bis im Endstadium
die Wand durch einen Hang ersetzt ist (ZEPP, 2008).
Innerhalb der Fallbewegungen lässt sich wiederum zwischen dem Fall einzelner
Fragmente und dem Fall ganzer Gesteinsmassen bis hin zu ganzen Bergfronten
unterscheiden. Allerdings finden sich hier in der Literatur keine einheitlichen und bisweilen
widersprüchliche Angaben. Der Übersicht halber soll im folgenden zwischen Bergstürzen
und Blockstürzen differenziert werden: Während es sich bei Blockstürzen um den Fall
einzelner Gesteinsfragmente handelt, sind Bergstürze Massenbewegungen von
außerordentlicher Dimension, die den sekundenschnellen Wegbruch ganzer Bergflanken
bedeuten können (BAUMHAUER, 2008). Beiden ist gemein, dass die Abrissfläche oftmals
einer bereits vorhandenen Kluft folgt (AHNERT, 2003). Whalley (1984) nimmt eine
Abgrenzung nach dem Volumen des losgelösten Materials vor und orientiert sich dabei an
den Klassifikationsversuchen vorangegangener Forschungen.

Abbildung 7: Felssturzklassifikationen
Die Oberseite der Abrissnische bildet oftmals eine überhängende bogenförmig gewölbte
Form, die auch als Abrissgewölbe bezeichnet wird. Hierbei handelt es sich um eine
Stabilitätsform, in der die von den oben wirkenden Spannungen zu den Seiten abgeleitet
werden (AHNERT, 2003).
Bergstürze entfesseln bisweilen eine solche Geschwindigkeit, dass sich weite des
Akkumulationsgebietes erst auf dem gegenüberliegenden Unterhang (sofern vorhanden)
zum Stillstand kommen (ZEPP, 2008). Dies unterscheidet sie von kleineren Stürzen, bei
denen sich das Material bereits auf am (Halden-)Hang ablagert.
Abbildung 8: Schema Bergsturz
Theoretisch lässt sich diese grundsätzliche Unterscheidung zwischen Bergsturz und
Blocksturz sowohl auf Gesteinsmaterial, als auch auf Earth Fall bzw. Soil Fall übertragen.
Zu beachten ist jedoch, dass diese wiederum klar vom Bergrutsch abgegrenzt werden
müssen, der – wie der Name schon sagt – eine Rutschungsbewegung beinhaltet, sodass

die rutschende Masse zu Teilen in ihrem Zusammenhang erhalten bleibt (AHNERT, 2008).
Obwohl Fallbewegungen in allen Klimagebieten auftreten, sind sie besonders häufig in
Hochgebirgen, sowie in ariden, semiariden und subarktischen Gebieten. (KUGLER /
SCHAUB, 2002). In der Umwelt des Hochgebirges werden Blöcke gewöhnlich durch
Frostverwitterung aus dem Gesteinsverband gedrückt, wenn das Schmelzwasser in den
Klüften erneut gefriert (STRAHLER / STRAHLER, 2005).
4.1.2 Kippen (Topple)
Abbildung 9: Potenzial für Kippbewegung
Die Kippbewegung ist definiert als eine Vorwärtsrotation aus einem Hang heraus um einen
Punkt bzw. eine Achse unterhalb des Schwerpunktes des sich lösenden Materials unter
Einwirkung der Schwerkraft sowie Kräfte angrenzender Gesteinseinheiten oder Flüssigkei-
ten in Rissen und Poren ( VARNES, 1978)
Kippbewegungen können zusammenfallen mit Fall- und Rutschungsbewegungen, abhän-
gig von der Geometrie des Hanges und der Ausrichtung der sich bewegenden Masse
(VARNES, 1978, S. 12). Ob es am Hang zu einer Kippbewegung oder einer Rutschungs-
bewegung kommt, ist vor allem von der Form (Höhe und Breite) des sich bewegenden
Fragments abhängig: Breite und niedrige Blöcke tendieren eher zu Rutschen, während es
bei hohen, schmalen Blöcken leichter zu einer Rotationsbewegung kommt (DIKAU/
BRUNSDEN/ SCHROTT und IBSEN, 1996).

Augenscheinlichster Unterschied zwischen Rock Topples und Soil Topples bzw. Debris
Topples liegt in der Menge des bewegten Materials: Felskippbewegungen verlagern in der
Regel weitaus mehr Material, als Boden- oder Erdkippbewegungen (DIKAU/ BRUNSDEN/
SCHROTT und IBSEN, 1996). Dies kann nicht zuletzt mit der in der Regel höheren Dichte
und dem besseren strukturellen Zusammenhalt des jeweiligen Gestein begründet werden.
Damit sich innerhalb einer Gesteinseinheit die entsprechenden Formen, die zum Kippen
tendieren, herausbilden, ist eine punktuelle vor allem in der Vertikalen aktive Verwitterung
erforderlich. Entsprechend anfällig für eine solche Verwitterung sind die Kalksteine, bei de-
nen sich bei ausreichender Wasserzufuhr durch die Carbonatisierung tiefe Furchen und
Spalten ausbilden (STRAHLER / STRAHLER 2005).
Bei Kippbewegungen kann es ebenfalls zu einer Haldenbildung kommen. Da diese in der
Realität ohnehin oftmals mit Fallbewegungen am gleichen Hang zusammenkommen, er-
scheint sich hier im ersten Moment keinerlei Abweichung gegenüber den durch Fallbewe-
gungen entstandenen Halden zu ergeben. Zu beachten ist jedoch, dass durch die Rotati-
onsbewegung innerhalb eines kippenden Elements unterschiedliche Geschwindigkeiten
auftreten (je weiter weg von der Achse, desto höher die Geschwindigkeit), sodass sich
nicht unbedingt eine Materialsortierung bereits aus der Bewegung heraus ergeben muss.
Besonders bei Kippelementen, die in der Bewegung oder beim Aufschlag in weitere Frag-
mente zerbrechen, erfolgt daher weniger eine Sortierung nach der Größe, sondern eher
nach der Lage der einzelnen Fragmente im Gesamtelement während des Kippvorgangs
(Vergleiche auch Abbildung). Entscheidend ist die Unterscheidung von Fallen und Kippen
nach Varnes aber nur für die Auslösung, nicht jedoch für die Ablagerung.
Abbildung 10: Kippen.

4.2 Rutschungen (Natascha Olbert)
Definition Slides (GEOLOGICAL SURVEY 2004:1):
„Slides […] (are) mass movements, where there is a distinct zone of weakness that
seperates the slide material from more stable underlying material.“
In der Klassifikation der Massenbewegungen nach VARNES (1978) bilden
Hangrutschungen eine der sechs Bewegungsformen von Hangbewegungen (vgl. Abb. 2).
Hangrutschungen erfolgen schrittweise und werden in der Regel durch einen lokalen
Scherbruch hervorgerufen oder treten in zerklüfteten Gebieten auf, wobei die „Klüfte als
Scherphänomene eines rezenten Spannungsfeld zu interpretieren sind“ (SCHEIDEGGER
1985:28). Sie können aber auch durch instabile Verhältnisse von brachliegenden Hängen
hervorgerufen werden (JOST 1974, KARL 1983). Dabei fährt die oben liegende instabilere
Schicht als kompakte Masse entlang des Bruches auf einer darunter liegenden stabileren
Schicht hangabwärts. Die Bruchfläche wird zur Trennfläche oder zu der sogenannten
Gleitfläche (VARNES 1978). Unabhängig von den auslösenden Faktor und der Art und
Weise einer Rutschung bleiben die Lagerungserhältnisse innerhalb des Materials erhalten
(ZEPP 2008).
Des Weiteren werden Hangrutschungen in zwei Subtypen unterteilt. Die Unterteilung
erfolgt abhängig davon, ob es sich um eine zusammenhängende, unverformte oder um
eine extrem verformte, aus mehreren Einheiten bestehende Massenbewegungen handelt
(VARNES 1978). Ersteres, zusammenhängende und weitestgehend unverformte
Massenbewegung, wird Rotationsrutschung (Rotational Slide) genannt. Bei der verformten
und nur in Teilen zusammenhängenden Massenbewegung handelt es sich um die
Translationsrutschung (Translational Slide).
4.2.1 Rotationsrutschung
Definition Rotational Slide (GEOLOGICAL
SURVEY 2004:1):
„(It) is a slide in which the surface of rupture is
curved concavely upward and the slide
movement is roughly rotational about an axis
that is parallel to the ground surfaces and
transverse across the slide.“ (siehe Abb. 11)
Abbildung 11: Rotational Landslide
(GEOLOGICAL SURVEY 2004:3)

Rotationsrutschungen treten fast nur bei Hängen mit Lockergestein, wie periglaziale
Talverfüllungen oder frühpostglaziale Hangschuttmassen auf (KARL 1983).
Bei Rotationsrutschungen handelt es sich um leicht bis kaum deformierte Absackungen
mit einer, in Bewegungsrichtung der Masse, konkav gekrümmten Trennfläche, wodurch die
Masse am Fusse (engl. Foot oder Toe) der Bewegung hoch gedrückt wird. Dieser Vorgang
wird als Rotation beschrieben (VARNES 1978). Die Rotationsachse verläuft parallel zum
Hang und quer zur Rutschung (siehe Abb. 12b) (GEOLOGICAL SURVEY 2004). Die
Trennfläche als Ganzes wird in der Literatur entweder als löffelartig (VARNES 1978) oder
als Zylinder beziehungsweise als Halbzylinder (VARNES 1978, ZEPP 2008) (siehe Abb.
12).
Abbildung 12: (a) Schematische Form einer Rotationsrutschung und (b) Lage der
Rotationsachse (VARNES 1978:13)
Durch die halbzylindrische Form der Massenbewegung und der Lage der Rotationsachse
finden am Kopf (Head) der Massenbewegung kaum Rotationsbewegungen statt. Die
Masse bewegt sich bis zur Rotationsachse nahezu linear hangabwärts. Ab hier beginnt die
Rotationsbewegung der Masse, die fortschreitend stärker wird und am Fusse der
Massenbewegung ihr Maximum erreicht (VARNES 1978). Aufgrund der unterschiedlich
starken Rotation der Massenbewegung können einzelne Gesteinsblöcke in verschiedene
Richtungen heraus kippen. Am Kopf und am Hauptmasse (Main Body) geschieht dies
hangabwärts. Am Fuss, wo die Rotation den stärksten Einfluss auf die Massenbewegung
hat und die Masse dadurch nach oben gedrückt wird, kippen die Gesteinsblöcke
hangaufwärts (VARNES 1978).
Bei einem ausreichend geneigten und fortlaufend wassergesättigten Hang können
Absackungen zu Räume der Instabilität werden. Die hier entstehenden
Rotationsrutschungen bewegen und dehnen sich so lange periodisch aus bis ein stabilerer
Teil des Hanges mit deutlich weniger Gefälle erreicht ist und die Rotationsrutschung zum

Erliegen kommt (VARNES 1978).
BUMA und ASCH (1996) unterteilen die Rotationsrutschungen in drei verschiedene
Bewegungstypen (siehe Abb. 13) – die Einfacherotationsrutschung (engl. Single slide), die
Mehrfacherotationsrutschung (engl. Multiple slide) und die rotationsförmige
Rutschungsfolge (engl. Successive slide).
Bei der einfachen Rotationsrutschung bewegt sich die Masse ähnlich wie der Defnition nach
VARNES (1978) auf einer löffelartigen Gleitfläche hangabwärts und rotiert dabei um eine Achse,
welche sich hangparalell befindet. Im Gegensatz dazu erfolgen bei der mehrfachen
Rotationsrutschung zwei oder mehr Rutschungeinheiten die alle eine eigene Gleitfläche haben
(BUMA &ASCH 1996). Eine Serie von Rotationsrutschungen bildet die rotationsförmige
Rutschungsfolge, welche in der Aufsicht als unregelmäßiges Mosaiik oder regelmäßig gestuftes
Muster zu erkennen sind (BUMA & ASCH 1996).
Abbildung 13: Einfache- und Mehrfacherrotationsrutschung nach Hutchinson und
rotationsförmige Rutschungsfolge nach Clawes. (BUMA et. al. 1996)
Alle drei Rotationsformen ähneln sich bezüglich Art und Weise der Massenbewegung so
sehr, dass eine Differenzierung über Form oder Deformierung kaum bis gar nicht möglich
ist, durch stark verwitterte oder vegetationsreiche Oberflächen wird die morphologische
Unterscheidung noch zusätzlich erschwert (BUMA & ASCH 1996). Sodass man,
insbesondere um einfache und mehrfache Rotationsrutschungen unterscheiden zu
können, die einzelnen Gleitflächen mithilfe der lokalisierten Gesteinsschichten bestimmen
muss.

4.2.2 Translationsrutschung
Abbildung 14: Translational Landslide (GEOLOGICAL SURVEY 2004:3)
Definition
Translational Slide
(GEOLOGICAL
SURVEY 2004):
„The landslide mass moves along a roughly planar surface with little rotation or backward
tilting.“ (siehe Abb. 14)
Translationsrutschungen haben oft einen tektonischen, lithologischen oder
bodengenetischen Ursprung (KARL 1983) und können zeitlich und räumlich unbegrenzt
sein, wenn erstens der Grund ausreichend geneigt ist und zweitens der Gleitwiederstand
(oder Scherwiderstand) deutlich geringer ist als die Schubkraft (VARNES 1978). Im
Gegensatz zu den Rotationsrutschungen spielt Wasser als Agens, neben seismischen
Erschütterung, bei den Translationsrutschungen eine übergeordnete Rolle (KARL 1983).
Die mehr oder weniger ebene Gleitfläche (VARNES 1978) entsteht durch die
unterschiedlichen Beschaffenheiten der lithologischen Schichten, dabei wird die Grenze
oft durch Boden und anstehendem Gestein determiniert (KARL 1983). Im Boden und bei
Lockermaterialien entsteht die Translationsrutschung oberhalb von
wasserundurchlässigen Tonen, wenn die darüber liegende Schicht wassergesättigt ist,
wird der Scherwiderstand soweit herabgesetzt, dass die Scherspannung einen kritischen
Wert erreicht und die Masse als Translationsrutschung hangabwärts gleitet (ZEPP 2008).

Bei einem festen Untergrund wie Fels bidlet sich die Gleitfläche der
Translationsrutschungan lithologischen Trennflächen (KARL 1983).
Begrifflich werden Translationsrutschungen abhängig von dem Gefüge der abgehenden
Massenbewegung in zwei Subtypen eingeteilt. Besteht eine Translationsrutschung aus
einer einheitlichen und zusammenhängenden Masse, die kaum bis wenig verformt ist,
handelt es sich um einen Block Slide (siehe Abb.13) (VARNES 1978). Zerfällt die Masse
während der Rutschung in einzelnde Gesteinsblöcke, so spricht man von einem Broken
oder Disrupted Slide (VARNES 1978).
Abbildung 15: Block Slide (GEOLOGICAL SURVEY 2004:3)
Definition Block Slide (GEOLOGICAL SURVEY 2004:1): „A block slide is an translational
slide in which the moving mass consists of a single unit or a few closely related units that
move downslope as a relatively coherent mass.“ (siehe Abb. 15)
4.2.3 Beispiele
Die Gleitfläche der meisten Rotationsrutschungen haben eine geringe Tiefe von ca. 5
Meter und dabei eine erhebliche Ausdehnung in ihrer Länge von ca. 10-20 Meter
(HUTCHINSON 1967). Wobei extreme Rotationsrutschungen in Verbindung mit
Wildbächen zur Vermurung führen können, wie 1966 in Kleindorf in Kärnten oder 1969 in

Inzing in Nordtirol (KARL & DANZ 1969).Eine deutlich größere Rutschungsbewegung ist
1974 dem Amdener Bergsturz vorrausgegangen, bei der sich eine Felsmasse von rund
55.000 m 3 hangabwärts bewegt hat. Diese Massenbewegung hat eine Horizontaldistanz
von 400 m und eine Höhe von 300 m während des Rutschens zurück gelegt
(SCHEIDEGGER 1985).
Im Vergleich dazu ist die wohl kleinsträumigste Rustchungsbewegung die
Translationsbodenrutschung. Innerhalb eines Bodenprofils bildet sich ein Gleithorizont
aus, auf dem die Rasendecke sich hangabwärts bewegt. Hanggleye zeichnen sich auf
Grund ihrer wassergesättigten Schichten als besonders geeignet für das Bilden von
Gleithorizonten der Translationsbodenrustchungen (KARL 1983).
4.3 Bodenfließen (Flows) / Bodenkriechen (Creeps) (David Bodenheim)
4.3.1 Einführung
Abbildung 16: Typisierung von Massenschwerebewegungen.(nach
ZEPP).
Varnes (1978) definiert das Bodenfließen als hangabwärts gerichtete Bewegung von lo-
sem unsortiertem Material, die sich im wesentlichen durch ihre Zusammensetzung (Be-
standteile), Wassergehalt und Geschwindigkeit in der sie stattfinden unterscheidet. Varnes
differenziert das Bodenfließen in fünf weitere Kategorien. Er unterscheidet zwischen dem
Murgang (debris flow), dem schnellen Murgang (debris avalanche), dem Erdfließen (earth-

flow), dem Schlammstrom (mudflow) und dem Bodenkriechen (creep). Die Abbildung zur
Typisierung von Masseschwerebewegungen verdeutlicht die grundsätzlichen Unterschiede
der Bewegungstypen. Allgemein können Fließ- und Kriechvorgänge nach der Geschwin-
digkeit unterschieden werden. So erstreckt sich der Prozess des Bodenkriechens meist
über einen sehr langen Zeitraum mit geringen Bewegungsraten (wenige mm/a). Der Pro-
zess der Solifluktion hingegen hat Bewegungsraten von bis zu 10cm im Jahr während
Murgänge (debris flow) bis zu 60 km/h erreichen können (ZEPP, 2008). Ein weiteres Cha-
rakteristikum Fließvorgänge zu unterscheiden ist der Wassergehalt. Die Abbildung nach
Zepp verdeutlicht, dass Fließvorgänge an eine bestimmte Materialfeuchte gebunden sind.
Murgänge sind an periodische Starkniederschläge gebunden und somit nur bei einer sehr
hohen Materialfeuchte möglich. Zusätzlich müssen die Prozesse die Bodenbewegungen
verursachen betrachtet werden. Hierbei wird zwischen dem Prozess der Solifluktion (Bo-
denfließen) und dem der Versatzdenudation, der für das Bodenkriechen verantwortlich ist,
unterschieden (AHNERT, 2003). Der Begriff Solifluktion impliziert allerdings Versatzdenu-
dation, die wiederum der auslösende Prozess für das Bodenkriechen ist.
4.3.2 Bodenkriechen/Versatzdenudation
Die Versatzdenudation ist ein sehr langsamer Abtragungsvorgang. Sie ist an die immer
wiederkehrende Volumenvergrößerung und Verkleinerung einzelner Bodenpartikel gebun-
den (AHNERT, 2003). Die Ausdehnung des Bodenmaterials wird hierbei als Expansion be-
zeichnet, während das Zusammenziehen als Kon-
traktion bezeichnet wird (STRAHLER / STRAHLER,
2005). Im Gegensatz zur Solifluktion ist die Versatz-
denudation nicht Folge einer Wassersättigung der
obersten Schicht, sondern durch die Verlagerung
von Material durch Expansion und Kontraktion ge-
kennzeichnet (ZEPP, 2008).
Abb.2.: Versatzdenudation
Abbildung 17: Scherspannung.
Diese Volumenvergrößerung ist besonders häufig bei quellfähigen Materialien (Ton) oder
bei Gefrieren des Bodenwassers (AHNERT, 2003). Der Vorgang der Volumenvergröße-
rung führt zu einer Anhebung der Oberfläche senkrecht zur Untergrenze des Gefrierens zu
beobachten (siehe Abb.). Durch die Entwässerung eines quellfähigen Materials oder das
Auftauen des Bodenwassers erlangen Partikel wieder ihr ursprüngliches Volumen. Sie sin-

ken anschließend jedoch nicht wieder in ihre Ausgangslage, sondern folgen der Schwer-
kraft zum Erdmittelpunkt (AHNERT, 2003). Der zusätzlich hohe Wassergehalt zum Beginn
der Bewegungsumkehr setzt die Kohäsion der Partikel soweit herab, dass sie gegeneinan-
der verschiebbar werden (ZEPP, 2008). Daraus resultiert die laterale Bewegungskompo-
nente (L1). Die Bodenpartikel werden hangabwärts versetzt. Die lateralen Bewegungsbe-
träge wachsen mit steigender Hangneigung, Volumenzunahme, Häufigkeit der Expansion
und Kontraktionszyklen (AHNERT, 2003). Besonders häufig ist das Bodenkriechen in Kalt-
klimaten zu beobachten, denn dort ist der Versatz der Bodenpartikel besonders groß.
Der Prozess des Bodenkriechens veranschaulicht, das Versatzdenudation ein sehr lang-
samer Prozess ist. Unter dem Begriff Kriechen versteht man in der Geomorphologie alle
sehr langsamen Hangabwärtsbewegungen von Lockermaterial oder von weichem, leicht
verformbarem Gestein (AHNERT, 2003). Die Geschwindigkeit des Bodenkriechens liegt
bei wenigen mm pro Jahr (ZEPP, 2008). Bodenkriechen lässt sich allerdings noch genauer
differenzieren in das kontinuierliche Kriechen, das Kriechen durch Frostwechsel, das Krie-
chen durch Quellung und Schrumpfung, die Wirkung von Kammeis oder das Splash-Krie-
chen (AHNERT, 2008).
Das kontinuierliche Kriechen (continous creep) ist eine besonders langsame Art des Krie-
chens. Dieser Prozess tritt meist bei tonhaltigem Material auf, kann allerdings auch bei
Schiefertonen vorkommen. Voraussetzung für diesen Prozess ist vor allem die Verform-
barkeit des Materials (AHNERT, 2003).
Ein weiterer Prozess des Kriechens wird durch Frostwechsel im Boden hervorgerufen.
Dieser wird durch die Expansion und Kontraktion von Bodenpartikeln bei Frier- und Auftau-
vorgängen begründet. Besonders in feuchten und kalten Klimaten ist diese Form des Bo-
denkriechens oft zu beobachten. Durch gefrierendes Wasser im Boden dehnt sich der Bo-
den aus und hebt sich. Die Hebung erfolgt nach oben, da eine Ausbreitung zu den Seiten
durch weiteres Material nicht möglich ist (ZEPP, 2008). Beim Auftauen des Materials sinkt
dieses nun nicht wieder rechtwinklig zum Hang, sondern folgt der Schwerkraft. Doch nicht
allein die Schwerkraft beeinflusst die Bodenpartikel beim Auftauvorgang, sondern auch die
Kohäsion. Sie wirkt der Schwerkraft entgegen und zieht die Partikel in die alte Position.
Dies nennt man retrograde movement (AHNERT, 2003). Diese Kraft ist allerdings kleiner
als die der Schwerkraft, sodass die Partikel leicht hangabwärts verlagert werden. Eine wei-
tere Eigenschaft des Bodenkriechens durch Frostwechsel ist das oberflächennahe Partikel
meist eine weitere Strecke zurücklegen, da die Frostwechselhäufigkeit und die damit ver-
bundenen Expansions- und Kontraktionszyklen öfter vorkommen.

Kriechen durch Quellung und Schrumpfung ist ebenfalls an Expansions- und Kontraktions-
zyklen gebunden. Allerdings wird diese durch abwechselnde Durchfeuchtung und Aus-
trocknung des Bodens hervorgerufen. Dies geschieht meist bei quellfähigen Böden mit ei-
nem hohen Tongehalt. Bei Durchfeuchtung dehnt sich der Boden aus und zieht sich bei
Austrocknung wieder zusammen. Der Betrag der resultierenden Bodenbewegung ist aller-
dings niedriger als beim Frostwechsel (AHNERT, 2003).
Die Wirkung von Kammeis hingegen bezieht sich nur auf oberflächennahe Bodenpartikel.
Kammeis entsteht aus der Sublimation von Wasser in den oberen Bodenschichten. Meist
bildet sich auf unbewachsenen Flächen in den obersten Poren Wasserdampf, der durch
starke Abkühlung kristallisiert. Es entstehen Eisnadeln, die nah aneinander stehen, in de-
nen Bodenpartikel enthalten sind. Beim Auftauen kippen die Eisnadeln der Schwerkraft fol-
gend hangabwärts und verlagernd die oberste Krümelschicht des Bodens (STRAHLER /
Abbildung 18: Kriechen.
STRAHLER, 2005).
Die letzte Form des Bodenkriechens ist das Splash-
Kriechen. Durch den Aufschlag von Starkniederschlag
wird dabei feines Bodenmaterial verlagert (AHNERT,
2003). Auf ebenen Flächen werden die Bodenpartikel
in beide Richtungen verlagert, während bei geneigten
Flächen die hangabwärtsgerichtete Komponente grö-
ßer ist.
Nachweis von Kriechvorgängen
Kriechvorgänge vollziehen sich meist weitestgehend unbeobachtet, da die Geschwindig-
keit sehr gering ist. Ein Indikator für das Bodenkriechen ist die knieförmige Krümmung im
untersten Stammabschnitt bei Bäumen. Sie entsteht dadurch, dass der Baum in den ers-
ten Jahren seiner Entwicklung hangabwärts gedrückt wurde (AHNERT, 2003). Wenn der
Baum größer wird und fest verankert im Boden steht, wächst er anschließend wieder gera-
de nach oben. Allerdings kann Säbelwuchs auch in vielen Fällen ein Indikator für Material-
verlagerungen durch Fließvorgänge sein (ZEPP, 2008).
4.3.3 Solifluktion/Bodenfließen
Der Begriff Solifluktion wird für alle hangabwärts gerichteten Fließbewegungen von was-
sergesättigtem Bodenmaterial verwandt (AHNERT, 2003). Meistens bezieht sich der Be-
griff der Solifluktion heute auf Fließbewegungen im Periglazialbereich. Um die Bedeutung
im Periglazialbereich hervorzuheben, nennt man die Variante des Bodenfließens im peri-

glazialen Bereich Gelifluktion (LESER, 2009). Voraussetzung für die Solifluktion ist ein auf-
getauter, wassergesättigter Oberboden auf gefrorenem oder wasserundurchlässigem Un-
tergrund. Durch die Wassersättigung des Bodens wird die Reibung im Bodensubstrat her-
abgesetzt. Besonders schnelle Fließbewegungen sind bei thixotropen Materialien bzw. Bö-
den zu beobachten. In diesen sensitiven, meist tonreichen Materialien reicht nur eine
leichte Erderschütterung um das wassergesättigte Material in eine spontane, schnelle
Fließbewegung zu versetzen (ACKERMANN, 1948). Solifluktion kann dabei bereits bei
Hängen mit sehr geringer Neigung wirksam werden (2-3 Grad) und ist einer der wichtigs-
ten Abtragungsprozesse im Periglazialgebiet (AHNERT, 2003). Die Geschwindigkeit liegt
bei bis zu 10cm/Jahr und damit schon viel höher als beim Prozess des Bodenkriechens
(ZEPP, 2008). Solifluktion wir zusätzlich nach freier/ungebundener und gebundener Solif-
luktion unterschieden. Von freier Solifluktion spricht man, wenn keine Vegetationsdecke
ausgebildet ist, während eine Fläche mit Bewuchs zu einer gebundenen Solifluktion führt
(ZEPP, 2008).
Zu einer Fließung kommt es, wenn feinerdiges Material wassergesättigt ist. Durch starke
Niederschläge kann die Kohäsion von Materialen soweit herabgesetzt werden, dass das
Material als flüssige Suspension in Bewegung gerät (ZEPP, 2008). Der Wassergehalt des
Materials ist bei Fließungen meist noch höher als bei der Solifluktion. Des weiteren gren-
zen sich Fließungen durch die Geschwindigkeit von der Solifluktion ab. In der Natur kom-
men Fließungen in Form von Murgängen (debris flow) vor, die Geschwindigkeiten von bis
zu 60 km/h erreichen können (ZEPP, 2008).
a) Nachweis von Solifluktion/Bodenfließungen
Bei der Solifluktion bilden sich ähnlich wie beim Bodenkriechen (creep) charakteristische
morphologische Formen aus. An Hängen an denen Solifluktion stattgefunden hat bilden
sich häufig Solifluktionszungen aus. Solifluktionszungen (Fließzungen) sind gekennzeich-
net durch Grobschutt an der Stirn, während das Innere meist aus Feinmaterial besteht
(ZEPP, 2008). Häufig entstehen durch parallel verlaufende Fließungen auch parallel zuein-
ander verlaufende Solifluktionszungen. Nachweis von Fließvorgängen in der Natur sind
Murgänge oder Schlammströme. Durch ihre Wirkung können ganze Waldstücke, Häuser
und Infrastruktureinrichtungen zerstört werden (LESER, 2009).
Abbildung 18: Earthflow
Bodenfließungen (earth flows, debris flows, debris ava- lanches )
Varnes klassifiziert den Prozess des Erdfließens nach der Art des Materials, das verlagert
wird und nach der Geschwindigkeit des Vorgangs. Bei Erdfließungen wird Feinmaterial wie
Sand, Schlamm oder Lehm verlagert (VARNES, 1978). Erdfließungen sind murenähnliche

aber in der Regel meist seichtere Fließbewegungen des Bodens (VARNES, 1978). Ausge-
löst werden sie durch zeitweiligen positiven Porenwasserdruck. Da die Durchfeuchtung ei-
nes Bodens zum Hangfuß zunimmt, nimmt der positive Porenwasserdruck zum Hang-
scheitel hin ab (AHNERT, 2008). An der höchsten Stelle, an der noch positiver Porenwas-
serdruck herrscht, setzt die Fließbewegung ein. Dort wo der Boden wegfließt, kommt es zu
einer Versteilung im Hang. Der Hang wird dadurch noch instabiler und erodiert. Dies nennt
man rückschreitende Denudation (AHNERT, 2008). Die Form der Erdfließungen ist zun-
genförmig (VARNES, 1978). Durch den hohen Wasseranteil des Materials am Hangfuß
entstehen charakteristisch Schwemmkegel (VARNES, 1978). Je nach Grad der Wasser-
sättigung und Gefälle des Hanges können Erdfließungen auch zu Schlammströmen (mud-
flows) führen. Schlammströme unterscheiden sich von Erdfließungen durch den noch hö-
heren Anteil an Feinmaterialien (über 50%) und die Geschwindigkeit (VARNES, 1978). Der
Unterschied zu den Murgängen (debris flows) liegt allein am Anteil des Feinmaterials.
Murgänge (debris flows) können auch aus Grobschutt bestehen. Auslöser sind meist Star-
kniederschläge und ein grober Oberflächenabfluss, der in der Lage ist selbst gröberen
Schutt zu mobilisieren (VARNES, 1978). Weitere Voraussetzungen für einen Murgang sind
eine Akkumulation von Schutt und ein großes Gefälle (AHNERT, 2003). Material für Mur-
gänge liefern Oberhänge, an denen kaum Vegetation vorhanden ist (LESER, 2009). Durch
Starkniederschläge entsteht in Schutthalden positiver Porenwasserdruck. In der Folge be-
wegt sich der Haldenschutt wie ein Brei hangabwärts. Bei der Bewegung hangabwärts tritt
an den Seiten Wasser aus (PESCHKE, 2001). Es entsteht ein Schuttstau an den Seiten
der zur Bildung von Murendämmen führt (AHNERT, 2003). Muren können dabei eine Ge-
schwindigkeit von bis zu 60km/h erreichen. Charakteristisch für Murgänge ist zusätzlich
ein immer wiederkehrendes Einzugsgebiet. Oft sind dies Tiefenlinien durch Bäche, die be-
reits vorgezeichnet sind (LESER, 2009). Diese Mur-
bahnen werden durch immer wiederkehrende Murgän-
ge vertieft und akzentuiert (LESER, 2009). Am Hang-
fuß verlangsamt sich die Geschwindigkeit durch weni-
ger Gefälle und die Masse breitet sich zungenförmig
aus. Es entstehen Schwemmkegel.
Ähnlich dem Murgang ist die Erscheinung eines La-
hars (Aschenmuren) (LESER, 2009). Lahars sind
Abbildung 19: Mure
Schlammströme, die aus vulkanischem Lockermaterial bestehen. Diese Schlammströme

treten besonders häufig in Zeiten des Monsuns auf. Durch die besonders intensiven Nie-
derschläge an den Flanken eines Vulkans kann Lockermaterial mobilisiert werden. Ein
weitere Auslöser kann der Ausbruch eines schneebedeckten Vulkans sein (LESER, 2009).
Die entstehende Hitze lässt den Schnee schmelzen und ein großer Oberflächenabfluss
entsteht. Dieser ist ebenfalls in der Lage Material zu transportieren.
Der Unterschied zwischen debris flows und debris avalanches liegt hauptsächlich in der
Geschwindigkeit in der sie stattfinden (VARNES,
1978). Debris avalanches sind sehr schnelle de-
bris flows. Gründe dafür können zum einen das
noch steilere Gefälle oder ein noch höherer Was-
sergehalt sein (VARNES, 1978). Charakteristisch
ist die sehr chaotische Zusammensetzung von de-
bris avalanches die von Schlamm bis zu größeren
Steinblöcken reichen kann.
Abbildung 20: schnelle Mure

4.4 Driften (lateral spreading) (Jonas Buddeberg)
Definition nach DIKAU et al. (2001): Driften bezeichnet eine laterale Bewegung von Fest-
oder Lockergesteinen mit einem Einsinken in die liegenden, weniger kompetenten Schich-
ten ohne intensive Scherung auf Gleitflächen.
Der Begriff Driften (lateral spreading) wird in der Literatur unterschiedlich verwendet und
beschreibt teilweise völlig verschiedene geomorphologische Phänomene, die auch auf völ-
lig unterschiedlichen Skalen zu beobachten sind (DIKAU et al. 1996). Üblicherweise breitet
sich beim Driften eine Masse aufgrund von Deformation des darunter liegenden Materials
seitlich aus. Vielfach bezeichnet das Driften ausschließlich den durch Verflüssigung (lique-
faction) von tiefen liegenden weniger kompetenten (GEOLOGICAL SURVEY 2004, NIER-
DERSCHICK 2007) Schichten ausgelösten Prozess. Einige Autoren begrenzen den Begriff
auf relativ oberflächennahe Störungen mit eher mikroskaligen Auswirkungen (RAUCH
Abbildung 21: Quicktonrutschung (aus Buma u. Asch, 1996)
1997). PASUTO &
SOLDATI (1996) ver-
wenden die Bezeich-
nung für Massenbe-
wegung, die aus-
schließlich durch per-
manentenGravitati- onsstress bedingt
sind, welche auf den Prozess der Bergzerreißung AMPFERER zurückgehen. DIKAU et al.
(1996) versteht unter dem Oberbegriff Driften die Definition zweier zu unterscheidender
Prozesse des eher kleinskaligen Boden- und Schuttdriftens (3.4.1) und des Felsdriftens
(3.4.2) auf größeren Skalen. Nachfolgende Erläuterungen basieren auf dieser Einteilung.
4.4.1 Boden- und Schuttdriften (soil / debris spreading)
"Movements may involve fracturing and extension of coherent material [. . .] owing to lique-
faction or plastic flow of subjacent material" (VARNES 1978).
Nach VARNES (1978) folgt auf den Zusammenbruch eines tiefer liegenden Materials,
etwa eines störanfälligen (sensitive) Horizontes (BUMA & ASCH 1996), die Deformation
des selbigen und darauf das Zerbrechen, Rutschen, Absinken oder Fließen der aufliegen-
den Schichten. Beim Zerbrechen der Deckschicht entsteht eine Abfolge aus Horst- und

Grabenbrüchen. Das Resultat ist eine sehr hügelige und unebene Form. Die Deckschicht
kann auch zusammenhängend und als intakter Block gleiten. Dies führt zu einer ebenen
und flachen Form. Das Gelände unterhalb des Hanges wird meist angehoben (BUMA &
ASCH 1996).
Der Prozess des Boden- und Schuttdriftens tritt häufig sehr plötzlich auf (darum auch be-
kannt als sudden spreading failure (BUMA & ASCH 1996) und kommt oft nach wenigen
Minuten wieder zum erliegen. Häufig tritt die Störung zuerst in einem sehr kleinen Bereich
auf, breitet sich sehr schnell aus und erfasst ein erheblich größeres Gebiet (VARNES
1978).
Abbildung 22: Schemat. Darstellung des Driftens und dessen Folgen.(RAUCH 1997)
Diese Massenbewegungsform tritt an überraschend flachen Hängen mit geringen Neigun-
gen von 0,3 - 5 % auf (RAUCH 1997) und ist dadurch gekennzeichnet, dass sie keine aus-
geprägte Gleitfläche aufweist (VARNES 1978, NIEDERSCHICK 2007).
Die Folgen dieser Massenbewegung sind oft verheerend. Sie stellen eine große Gefahr für
Gebäude, Straßen, Staudämme, Versorgungsleitungen und Pipelines usw. dar (RAUCH
1997, ZHANG & ZHAO 2005). Infolge des historischen Erdbebens 1906 in San Francisco
kam es durch Bodendriften (vgl. Abb 22) zur Zerstörung von vielen Gebäuden, aber auch
von Gas- und Wasserleitungen. Die Konsequenzen waren der Ausbruch von Feuer und
die Versorgungsprobleme mit Löschwasser (VARNES 1978).
Die Störung der verwundbaren bedeckten Schicht als Grundbedingung für die Bewegung
der aufliegenden Schichten vollzieht sich wie folgt:
a) Gleiten durch Sand- und Schuttverflüssigung (sand liquefaction slides)
Der Prozess der Verflüssigung (liquefaction) beschreibt den Übergang von gesättigten, lo-
ckeren, kohäsionslosen Sedimenten, meist Sand- oder Schluffhorizonte / -Linsen, in einen

flüssigen oder zuminndest zäh-flüssigen Zustand (BUMA & ASCH 1996, GEOLOGICAL
SURVEY 2004) Die Kohäsion (=zwischen den Körnern wirkende Haftkräfte) ist neben dem
Vorhandensein von Tonmineralen in erster Linie abhängig vom Wassergehalt und Sätti-
gungsgrad (PRINZ 1991). Nichtbindige Horizonte (etwa Sand- oder Schluffhorizonte) wei-
sen laut PRINZ (1991) in Folge von unter Unterdruck stehendem Kapillarwasser eine sog.
scheinbare Kohäsion auf. Auf die Verflüssigung folgt der Verlust der Scherspannung. Aus-
gelöst wird dieser Zusammenbruch durch die Kombination aus intensivem Niederschlag
bzw. Schneeschmelze und Erdbeben oder auch anthropogene Eingriffe (BUMA & ASCH
1996). Im Falle von Rissen und Brüchen in der bedeckenden Schicht, dringt die verflüssig-
te Masse durch diese an die Oberfläche und führt zu Schwemmakkumulationen (boils)
(vgl. Abb. 22). Es bilden sich scharfkantige Furchen bzw. Druckwellen (pressure ridges) or-
thogonal zur Ausbreitungsrichtung der Driftbewegung. Teilweise auch in großer Entfernung
zur ursprünglichen Störungsstelle. (BUMA & ASCH 1996).
Diese Form der Massenbewegung tritt an Küsten, Ufern von Seen oder Flüssen, insbe-
sondere in höheren Breiten auf. Besonders verwundbar sind bereits durch andere Mas-
senbewegungen beeinträchtigte Hänge, da hier etwa gestörte Entwässerung einen hohen
Wassergehalt bewirkt (BUMA & ASCH 1996, RAUCH 1997).
b) Quicktonrutschungen (quick clay slides)
Als Auslöser von Quicktonrutschungen bzw. des Zusammenbruchs von Tonkörpern ist
eine Be- oder Entlasung von Druck durch Formveränderung etwa durch erosive Versteile-
rung oder Unterschneidung eines Hanges. Außerdem ist ein sehr hoher Wassergehalt von
30-40% und hierfür ein hoher Gehalt an Illiten erforderlich (BUMA & ASCH 1996). Als Kon-
sequenz der tixotrophen Kartenhausstruktur (ACKERMANN 1948) der sehr porösen Ton-
struktur, kann es zum Übergang zu einer zähen breiartigen Masse kommen (BUMA &
ASCH 1996). Als prozessbegünstigend gilt die Auswaschung von Salzen und die damit
verbundene Schwächung des chemischen Gerüsts. Um eine Drift- oder Gleitbewegung
auf einem solchen verwundbaren Tonkörper zu verursachen reicht es völlig aus, wenn nur
eine dünne Schicht der Masse verflüssigt wird.
Das Besondere Merkmal der Quicktonruschtung ist die Initialstörung im unteren Bereich
des Hanges, welche sich sukzessive hangaufwärts ausbreitet (BUMA & ASCH 1996). Dar-
auf folgen die Hangflanken und die resultierende charakteristische Birnenform. Weiterhin
typisch ist der Ausfluss der verflüssigten Masse (vgl. Abb. 21), manchmal bis zu mehreren
Kilometern, welcher häufig zu Stauungen von Fließgewässern oder Seen in Tallagen führt.
Entsprechend können darauf der Zusammenbruch des Staukörpers und damit verbunden

eine, u.U. für anthropogene Strukturen sehr gefährliche, Flutwelle folgen (BUMA & ASCH
1996).
Diese Form der Massenbewegung wurde in Gebieten mit vermehrten alluvialen marinen
Sedimenten oder aber an pleistozänen Eisrändern, wie etwa im Osten Kanadas, Norwe-
gen, Schweden oder Seeufern in den Schweizer Alpen, beobachtet (BUMA & ASCH
1996).
4.4.2 Felsdriften (rock spreading) und Bergzerreißung
Als Felsdriften (rock spreading) bezeichnet DIKAU et al. (1996) die Deformation von tief
liegendem Gestein durch Schwerkrafteinwirkung oder seismische Störungen (BECK 1968)
und die darauf folgende Ausdehnung und Bewegung an der Gesteinsoberfläche. Das von
AMPFERER (1938) beschriebene Phänomen der Bergzerreißung fasst DIKAU et al.
(1996) zwar unter die Definition der durch tiefliegende Gesteinsdeformation bedingten Pro-
zesse, nicht aber mehr unter den Begriff des Felsdriftens. "Some authors describe these
movements as rock spreading. This usage is discouraged[...]" (DIKAU et al. 1996). IMRE
et al. (2009) fasst die charakteristischen Merkmale der Bergzerreißung nach AMPFERER
wie folgt zusammen: 1) großskaliger und maßgeblicher Einfluss auf die Entwicklung der
Alpen (alpine areas). 2) der Prozess entzieht sich anthropogener Kontrolle und Einfluss-
nahme, dennoch müssen Existenz und Prozessrate festgestellt werden, um ein Mindest-
maß an Gefahrenvorbeugung zu gewährleisten. 3) die Versatzraten können während nie-
derschlagsreicher Perioden steigen und umgekehrt in Zeiträumen mit geringem Nieder-
schlag sinken. 4) der Prozess kann durch seismische Aktivität ausgelöst werden. 5) das
Auftreten scheint mit glazial bedingter Versteilerung von Bergflanken verknüpft zu sein.
Üblicherweise versteht man unter dem Begriff des Felsdriftens großskalige Prozesse mit
enormen bewegten Massenvolumen.
Nach PASUTO & SOLDATI (1996) lässt sich das Felsdriften in folgende Typen unterteilen:
a) Driften in einheitlichem zusammenhängenden (homogeneous rock) Gestein-
VARNES (1978) erwähnt in diesem Zusamenhang einen Massenbewegungstyp, dessen
Ininitialstörung im Ausgangs- bzw. Festgestein nicht gut zu beobachten und zu definieren
ist und über dessen Bewegungsmechanik keine genauen Aussagen gemacht werden kön-
nen (DRAMIS & SORRISO-VALVO 1994). "Our knowledge of theses processes is not suf-
ficent to make decisions on the classification or mechanics involved." (DIKAU et al. 1996).

Abbildung 23: Schematische Darstellung des Driftens in
a) "homogeneous rock" und b) "brittle rock" (aus PASUTO
& SOLDATI 1996)
PASUTO & SOLDATI (1996) verweisen
auf JAHN (1964), welcher als erster
nachwies, dass auch massive Hänge
aus Festgestein durch Gravitation eine
Beeinträchtigung erfahren, und somit
den Grundstein für die Überlegung des
"lateral spreading in homogeneous rock
masses" (PASUTO & SOLDATI 1996)
legte. BECK (1968) beschrieb in seinem
Modell das Absinken und auseinander
Driften eines Bergrückens (vgl. Abb.
23a). Durch die abwärts- (downward)
und nach außen (outward) gerichtete
Bewegung beider Talseiten (both valley
sides) kommt es zu Felsdriften an der
Spitze des Rückens. Die resultierenden
Doppelbergrücken (double ridges) findet man im Hochgebirge wie etwa den Alpen (DRA-
MIS & SORRISO-VALVO 1994). Hierbei handelt es sich häufig um metamorphe Gesteine,
die bereits tektonisch sehr stark zerlegt sind (IMRE et al. 2009) wie beispielsweise Schie-
fer wie die Matreier Schuppenzone im Mittelostalpin (schriftl. Mitteilung KRAUTBLATTER
2010).
b) Driften brüchiger (brittle) Körper auf dehnbarem (ductile) Material
Hier wird die Bewegung, ähnlich wie beim Boden- und Schuttdriften (3.4.1), durch die De-
formation oder Verdrängung eines bedeckten dehn- bzw. leichtverformbaren Körpers, he-
vorgerufen. Die Folgen sind das Einsinken und Driften der kompetenteren Deckschicht
(cap rock) sowie das Auftreten von Gräben, Gulls oder auch Merkmale von Pseudokarst,
im selbigen wie auch Wölbungen (bulges) und andere Verformungen im der weicheren lie-
genden Schicht (PASUTO &SOLDATI 1996, DIKAU et al. 2001) (vgl. Abb. 23b). Oft zer-
bricht das aufliegende Gestein aufgrund der einwirkenden Spannung und tritt zusammen
mit Kipp-, Sturz-, Rutsch- oder Gleitbewegungen auf, weshalb es auch zu den Komplexen
Massenbewegungen gezählt wird (PASUTO & SOLDATI 1996).

4.5 Komplex (Jonas Buddeberg)
Als komplexe Massenbewegung bezeichnet man eine Kombination definierter Prozesse,
welche auch aufeinander folgend in der zeitlichen Entwicklung und in unterschiedlichen
Stadien der Bewegung auftreten. In der Praxis trifft dies auf fast alle beobachteten Mas-
senbewegungen zu (VARNES 1978). Komplexe Massenbewegungen werden weiterhin in
Kap. 5.2 diskutiert.
5 Bedeutung der Materialart (Petros Panagiotidis)
Zu welcher Veränderung es an einem Hang kommt hängt von dem Bodenmaterial ab. Das
Material wird in sieben Bodenklassen nach DIN 18300 eingeordnet. Die Einordnung wird
nach der Lösbarkeit des Bodens gemacht.Im folgenden möchte ich die grundlegenden
Unterschiede zwischen den sieben Klassen erläutern.
Die erste Klasse ist der Oberboden, welcher aus anorganischen Stoffen und/oder Humus
besteht.
Die zweite Klasse sind die fließenden Bodenarten, welche feinkörnig oder gemischtkörnig
sein können und Wasser sehr gut binden. Der Boden ist meist flüssig oder breiig.
Die Klassen 3 bis 5 können zu einer Gruppe zusammengefügt werden. Es handelt sich um
die leicht, mittel und schwer lösbaren Bodenarten. Alle drei Klassen bestehen aus Sand,
Kies, Schluff, Ton und einem Anteil Steinen. Das Verhältnis dieser Bodenarten variiert in
den drei Klassen von maximal 15% Schluff und Ton (Korngröße kleiner als 0,06mm) in
Klasse 3, über mehr als 15% Schluff und Ton in Klasse 4. Die Klasse 5, also die schwer
lösbaren Bodenarten, entspricht den zwei vorhergehenden Klassen, unterscheidet sich
aber in dem Steinanteil (Korngröße über 63mm). Im Gegensatz zu Klasse 3 und 4 mit
einem Steinanteil von maximal 30%, enthalten Bodenarten der Klasse 5 einen Steinanteil
von über 30%.
Die Festigkeit dieser Böden ist zudem noch vom Wasseranteil abhängig.
Die Klassen 6 und 7 sind die leicht bis schwer lösbaren Felsen, beziehungsweise
vergleichbare Bodenarten. Es handelt sich um Felsen, deren Zusammenhalt von innen,
also mineralisch, gegeben ist und die stark bis wenig klüftig, verwittert oder brüchig sind.
Diese Bodenarten enthalten Steine von 0,01m³ bis über 0,1m³ Rauminhalt (Prinz 1991).

5.1 Auswirkung des Bodenmaterials auf den geomorphologischen Prozess
5.1.1 Fallen/Kippen
Der Prozesstyp Fallen beinhaltet, dass ein Teil eines Felsens oder eines Festgesteins von
der Gesamtheit durch Verwitterungsprozesse abgespalten oder die ihn zusammenhalten-
de innere, mineralische Kraft geringer wird. Durch die entstehenden Risse und Klüfte
kann das Stück nicht mehr gegen die Schwerkraft gehalten werden und fällt. Ursachen für
diese Risse und Klüfte können zum Beispiel eindringendes Wasser in Felszwischenräu-
men, welches nach dem Eindringen gefriert und den Spalt vergrößert und sprengt oder
auch die Spaltung des Gesteins durch Wurzelwuchs sein. Das vorhandene Bodenmaterial
muss aus leichtem oder schwer lösbarem Felsen bestehen, damit es zu einem Fall kom-
men kann. Je fester der Fels ist, desto länger muss ein Verwitterungsprozess auf ihn wir-
ken, damit dieser dann abgetrennt wird. Der Absturz selbst erfolgt als Fallen, Rollen oder
Springen und dem Abbruch gehen häufig Kippbewegungen voraus (Prinz 1991).
5.1.2 Rutschung
Rotationsrutschungen treten meist im Lockersediment auf. Das Ausmaß der Rutschung ist
vom Niederschlag oder dem auslösendem Faktor abhängig. Bei homogenem Material löst
sich die Schicht fast kreisförmig ab. Zur Tiefe hin nimmt das Material meist an Festigkeit
zu. Bei einer Translationsrutschung ist die unterste Schicht eine wassergesättigte oder
wasserundurchlässige Schicht. Wenn zum Beispiel eine tonreiche Schicht unten liegt und
diese sich nach einem starken Regenfall mit Wasser sättigen kann, so rutscht die oben lie-
gende Schicht ab. Dies ist daraus zurückzuführen, dass die obere Schicht ton- und schluff-
arm und somit gut wasserdurchlässig ist. Daraufhin kann es zu einer Stauschicht zwischen
den Schichten kommen und die obere Schicht rutscht ab. Nach dem gleichen Prinzip läuft
der Prozess ab, wenn die untere Schicht eine schwer lösbare Felsschicht ist und kein
Wasser durchlässt. Rutschungsanfällig sind wasserwegsame Schichten wie zum Beispiel
Basalte, Kalksteine oder Sandsteine auf tonigem Untergrund. Translationsrutschungen
werden in zwei Gruppen eingeteilt. Wenn eine zusammenhängende Masse bewegt wird,
spricht man von einem Block Slide. Bei einzelnen Felsen spricht man von Broken Slides.
(Varnes 1978).
.

5.1.3 Fließen
Aufgeweichte Bodenmassen aller Korngrößen können zum Fließen gebracht werden. Dies
ist nicht nur abhängig von der Bodenart und der Menge des Wassers, sondern auch vom
Gefüge und der Struktur des Bodens. Auch bei einer geringen Hangneigung kann es bei
Übersättigung des Bodens zu einer Fließbewegung kommen. Dies ist nur möglich, wenn
nicht zu viele ausgeprägte plastische Tone im Boden vorhanden sind, da diese sich durch
das Wasser verfestigen und zu einer Stabilisierung des Bodens führen können (Prinz
1991). Sich bildende Muren können teilweise auch gröberes Material, beziehungsweise
sogar Felsen, mit sich führen. Dies ist vom Niederschlag, beziehungsweise der Wasser-
menge abhängig (Varnes 1978).
5.1.4 Kriechen
Über längere Zeiträume stattfindende, langsame und unstetige Bewegungen nennt man
Kriechen. Sie können sowohl im Locker- als auch im Festgestein vorkommen. Zu unter-
scheiden ist das Kriechen von Festgestein und von Schuttmassen bzw. der obersten Auf-
lockerungszone. Der Prozess des Fließens ist schwer vorhersehbar, wird von äußeren
Faktoren beeinflußt und unterliegt der Schwerkraft (Prinz 1991).
5.1.5 Fazit
Geomorphologische Prozesse sind abhängig von dem Bodenmaterial. Verwitterungspro-
zesse und Niederschlag wirken sich unterschiedlich auf das Material aus und führen zu
verschiedenen Bewegungen. Felsen oder Festgestein werden erst nach längerer Zeit und
nach größerer aufgebrachter Kraft bewegt (bei gleichbleibender Hangneigung), wobei
Lockermaterial schneller und einfacher bewegt wird. Es wird nicht zwingend ein steiler
Hang benötigt, damit derartige Massenbewegungen zustande kommen. Ungünstige Ge-
birgsscherfestikeit, starke tektonische Gebirgszerlegung oder Auslaugungsvorgänge sind
Voraussetzungen für großräumige Massenbewegungen. Komponenten mit dem größten
Einfluss für gravitativ-geomorphologische Prozesse sind die Lagerung der Gesteine und
die Kluftsysteme und Fugen zwischen den Partikeln. Diese beeinflussen die Bindigkeit der
Gesteine und das Wasserbindevermögen.
5.2 Auslösender Faktor
Ein Hangprozess wird dann ausgelöst, wenn das System bei gegebener Disposition
dermaßen belastet wird, dass der Schwellenwert der einen oder anderen Zustandsgröße

überschritten wird. Bei natürlichen auslösenden Faktoren handelt es sich meist um eine
kurzfristige Belastung (z.B. Gewitter, Starkregen, Erdbeben), durch welche ein Prozess
ausgelöst wird.(AHNERT 2009)
Für die Stabilität eines Hanges ist es erforderlich, dass die auf einzelne Bodenpartikel
wirkenden Kräfte im Gleichgewicht stehen. Dieses Gleichgewicht wird durch vier
physikalische Kräftevektoren bestimmt. Dazu zählen Gewicht, Auflagekräfte, Kohäsions-
sowie Adhäsionskräfte und Strömungsdruck. (ZEPP 2008)
Die Gewichtskraft eines Partikels wirkt immer senkrecht in Richtung Erdmittelpunkt und
hat immer den gleichen Betrag. Im Gegensatz dazu ist die Richtung der Auflagekräfte
variabel. Durch sich überlagernde Partikel wird das Gewicht der aufliegenden Partikel an
den Kontaktpunkten auf die darunter liegenden Partikel übertragen. Die Richtung der
Auflagekräfte ist meist so gerichtet, dass die Partikel so dicht wie möglich aneinander
liegen. Kohäsion und Adhäsion sind intermolekulare Kräfte, die von physikalisch-
chemischen Eigenschaften der Partikel und der Umgebung abhängig sind. Trockene
Einzelkörner sind kohäsionslos. Durch den Einfluss von Wasser bilden sich
Wasserminisken, was zum Zusammenhalt einzelner Partikel führt. Strömungsdruck von
Wasser oder durchströmender Luft wirkt sich meist seitlich oder hangparallel aus (ZEPP
2008).
Den soeben beschriebenen haltenden Kräften stehen treibende Kräfte entgegen. Diese
Kombination aus beiden Kräften bewirkt, dass der Hang stabil bleibt. Die Scherspannung
ist die Kraft, die hangparallel abwärts wirkende Kräfte (treibende Kräfte) zusammenfasst.
Das bedeutet, dass ein Hang dann instabiler wird:
1. je steiler er ist; an einem senkrechten Hang ist die Auflagekraft gleich Null. Somit
entspricht die Scherspannung der Schwerebeschleunigung.
2. je geringer die innere Reibung ist; eckige Körner besitzen eine größere innere
Reibung als runde, da sie sich ineinander verkeilen.
Der Neigungswinkel α (Abb. 9), bei dem kohäsionslose Lockermassen in
Bewegung geraten, heißt Reibungswinkel und ist in der Regel um so größer, je
eckiger,dichter und unterschiedlicher die vorhanden Korngrößen sind.
3. je geringer die Kohäsion des Materials ist; Kohäsionskräfte wirken in feuchtem
Material und sorgen für Kapilarkräfte, die dazu führen, dass Partikel
zusammenhalten.(ZEPP 2008)

5.3 Die COULOMBsche Grenzbedingung
Abbildung 24: AHNERT, 1996
Das COULOMBsche Gesetz besagt, dass wenn die Materialeigenschaften
Reibungswinkel und Kohäsion konstant sind, die für die Massenbewegung notwendige
Grenzscherspannung eine lineare Funktion der Druckspannung ist.
τ = c + σ * tan φ
τ = Scherfestigkeit beim Bruch
σ = Normalspannung
c = Kohäsion
φ = Reibungswinkel
Material Φ [Grad]
lose dicht
schluffiger Sand 27-33 30-34
Rundkörniger Sand mit einheitlicher
Korngröße
27,5 34
Eckiger (scharfer) Sand 33 45
Sandiger Kies 35 50
(nach: AHNERT 2009)
5.4 Korngröße und Gesteinsart
Gesteine entstehen durch das Zusammenwirken von endogenen und exogenen
Prozessen. Sie haben Primäreigenschaften wie zum Beispiel die stoffliche

Zusammensetzung und das Grob- und Feingefügematerial, welche wiederum sekundäre
Eigenschaften wie die Wasserkapazität bedingen. Aus diesen sekundären Eigenschaften
leiten sich weitere Eigenschaften ab, wie beispielsweise die Verwitterungsempfindlichkeit
und die Abtragungswiderständigkeit (LESER 2009).
Für Art, Ablauf und Intensität vieler geomorphologischer Prozesse spielen Lockergesteine
mit der Verschiedenheit ihrer Korngrößen eine bedeutende Rolle. Je größer die Körner,
desto mehr Kraft wird benötigt, um diese zu bewegen (zum Beispiel strömendes Wasser,
Eis oder ein starkes Gefälle). Kleinere, feinere Körner werden schon früher und leichter
zum Beispiel durch Wind bewegt. Gemischtcharakter, Lagerungsdichte und die Art der
Bindemittel führen zu weiteren wichtigen physikalischen Eigenschaften der Lockergesteine
(wie zum Beispiel Wasserdurchlässikeit, Bindigkeit oder Rutschempfindlichkeit) (LESER
2009).
Abbildung 25: Beziehung zwischen Gesamtporen-, Nutzporen- und Haftwasserraum in
Abhängikeit von der Korngröße klastischer Sedimente (HÖLTING 1996)

6 Probleme der Klassifikation von Hang- bzw. Massenbewegungen
6.1 Terminologie, Klassifikation und unscharfe Klassengrenzen
Beschäftigt man sich mit Hang- oder Massenbewegungen, so hat man unvermeidbar mit
Klassifikationen und Definitionen zu tun. Mithilfe ähnlicher oder gleicher Merkmale teilt
man unterschiedliche Prozesse in Klassen ein oder ordnet beobachtete Phänomene an-
hand von charakteristischen Eigenschaften bestehenden Klassen zu. Man generalisiert
und legt Definitionsgrenzen fest. Die jeweils relevanten Aspekte, die Grenzen der Klassen
und ganz besonders dessen Terminologie variieren je nach Klassifikation stark. "The eni-
neer wants a scheme that will allow identification of the best engineering solution [...] The
geoscientist is interested in the how, when and why of the failure. Land-use planners and
risk assessors utilize assessments to better regulate public activities." (SHRODER &
CVERCKOVA 2005). So stiften in der Literatur, ganz besonders im Bereich der Hangbe-
wegungen, unzählige verschiedene Beschreibungen, Klassifikationen und Definitionen
Verwirrung (SHRODER & CVERCKOVA 2005).
Einheitliche Begriffe und Definitionen sind von großer Bedeutung für die, v. a. internationa-
le- aber auch interdisziplinäre, wissenschaftliche Kommunikation und den Austausch von
Forschungsergebnissen (SHRODER & CVERCKOVA 2005). VARNES (1978) bemerkt,
dass es nicht einmal einen einheitlichen Überbegriff für die Hangbewegung gibt und
schlägt den Begriff der "slope movements" entgegen der verbreiteten Bezeichnung "lands-
lides" vor. Obgleich es bereits unzählige Versuche für die Vereinheitlichung von Terminolo-
gien gab, finden viele Begriffe in der Literatur oftmals synonyme oder schlichtweg falsche
Verwendung (SHRODER & CVERCKOVA 2005).
AHNERT (2003) unterteilt die Kriechdenudation in verschiedene Prozesse und schließt
etwa die Verlagerung von Bodenpartikeln durch Kammeis mit ein. ZEPP (2008) hingegen
zählt die Verlagerung von Bodenpartikeln durch Kammeis zum Bodenfließen, also zur So-
lifluktion. Begriffsunsicherheit wird am Beispiel des Driftens weiterhin exemplarisch etwa in
Kap. 3.4 der vorliegenden Arbeit thematisiert.
Für die maßgeblichen Unterschiede zwischen Klassifikationen, sind in erster Linie die ver-
schieden relevanten Klassifizierungsaspekte verantwortlich. Die Vielzahl der unterschiedli-
chen Paradigmen im 20. Jhdt. bedienten sich verschiedenster relevanter Faktoren, welche
wiederum zur völlig verschiedenen Einteilungen führten: "(1) age of movement; (2) activity

degree; (3) geographic type; (4) location; (5) climate; (6) type of material (including cohe-
rence); (7) underlying geology; (8) type of movement; (9) velocity; (10) water, ice, air and
gas content; (11) cause of movement; (12) triggering mechanism; (13) morphology of failu-
re surface; (14) morphology of deposited material; (15) geotechnical properties" (SHRO-
DER & CVERCKOVA 2005). VARNES (1978) klassifiziert primär aufgrund der Art der Be-
wegung (type of movement) und sekundär im Hinblick auf das bewegte Material (type of
material). Siehe hierzu auch Kap. 2, dieser Arbeit.
6.2 Nicht klassifizierte Phänomene und Komplex
Wie sinnvoll ist Klassifizierung und Generalisierung, wenn die beschriebenen Prozesse in
der Natur so gut wie nie in ihrer Reinform auftreten? Wenn in der Realität auf eine Kipp-
oder Rutschbewegung ein Fallen folgt und die bewegte Masse im Anschluss daran beginnt
zu fließen, dann ist dies eher Regelfall als Ausnahme (VARNES 1978). Hat diese statische
Einteilung und Betrachtungsweise ausgedient? (SHRODER & CVERCKOVA 2005). Wer-
den Hangbewegungstypen nicht erkannt, weil sie in bislang ungewöhnlicher Kombination
(bzw. Komplex) auftreten?
Abgesehen von vielen Synonymen, Definitionsüberschneidungen und auch Definitions-
lücken finden sich daneben auch nach wie vor rätselhafte Phänomene, Kombinationen
und offene Fragen (SHRODER & CVERCKOVA 2005). Insbesondere zählt SHRODER &
CVERCKOVA (2005) hierzu Störungen unter Einfluss von Hitze und Dampfdruck (steam
pressure), sowie die Verflüssigung von Eis durch Störungen, welche allesamt zu sehr ge-
ringen Reibungsfaktoren (coefficients of friction) führen und teilweise unberechenbare wie
unerklärbare Prozesse auslösen. "[...] the mass may have ridden on a cushion of steam"
(VARNES 1978). Desweiteren beschreibt SHRODER & CVERCKOVA (2005) Hangbewe-
gungen mit einem geringen Verhältnis bzw. Quotienten aus fall distance (D) und travel
length (L), z.B. sog. overthrusts oder auch Sturzströme und rock avalanches, als teilweise
unerklärt und deren Klassifikation noch in den Kinderschuhen.
7 Resümee
Zusammenfassend kann gesagt werden, dass gravitative Massenbewegungen einzig der
Schwerkraft unterliegen und nicht auf andere Transportmedien angewiesen sind. Auslöser
für gravitative Massenbewegung sind sowohl natürlichen als auch menschlichen Ur-
sprungs und auch ihre Auswirkungen können den Menschen direkt oder indirekt beeinflus-

sen. Die Unvorhersehbarkeit und Unberechenbarkeit macht sie zu extrem gefährlichen
Naturkatastrophen.

8 Quellenverzeichnis
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Rheinische Friedrich-Wilhelms Universität Bonn
Geographisches Institut
Wintersemester 2009 / 2010
Methodenseminar
Feld- und Labormethoden zur Ermittlung der Hangstabilität
Dr. Michael Krautblatter
Auslösende Faktoren von Hanginstabilität
09.01.2010
Referenten: Jürgen Gondorf, Agnes Grabietz, Tilman Karl, Julian Wittlake
s6jugond@uni-bonn.de, aggrab@uni-bonn.de, tikarl@uni-bonn.de, juwitt@uni-bonn.de

Gliederung
Auslösende Faktoren von Hanginstabilität
1 Einführung ....................................................................................................... 4
2 Auslösende Faktoren von Hanginstabilität ....................................... 7
2.1 Geologische Faktoren………………………………………………….……………7
2.1.1 Vorbereitende Faktoren .................................................................................... 7
2.1.1.1 Scherfestigkeit in Böden ................................................................................... 7
2.1.1.2 Scherfestigkeit in Felsgestein ............................................................................ 8
2.1.1.3 Zunahme der Scherspannung ........................................................................... 10
2.1.1.4 Rutschungsanfällige Schichten ......................................................................... 11
2.1.1.5 Pfadabhängigkeit .............................................................................................. 11
2.1.2 Auslösende Faktoren………………………………………………….………………11
2.2 Hydrologische Faktoren………………………………………….……………11
2.2.1 Hydrologischer Einfluss auf die Parameter des Coulomb’schen Gesetz ...... 13
2.2.1.1 Grenzscherspannung τ .................................................................................... 14
2.2.1.2 Kohäsion und scheinbare Kohäsion c ............................................................... 14
2.2.1.3 Effektive Normalspannung σ´ ............................................................................ 14
2.2.2 Hydrologische Ursachen und Auslöser auf unterschiedlichen Skalen ......... 16
2.3 Klimatische Faktoren………………………………………………………………. 18
1

2.3.1 Niederschlag ...................................................................................................... 19
2.3.2 Temperatur ........................................................................................................ 21
2.3.3 Wind ................................................................................................................... 22
2.3.4 Der Klimawandel und sein Einfluss auf Hanginstabilität................................ 22
2.4 Anthropogene Faktoren……………………………………………………….23
2.4.1 Vorbereitende Faktoren .................................................................................... 23
2.4.1.1 Spannungsänderungen ..................................................................................... 25
2.4.1.2 Herabsetzung des Rückhaltevermögens ........................................................... 26
2.4.1.3 Zunahme des Wassergehalts ............................................................................ 26
2.4.2 Auslösende Faktoren ........................................................................................ 27
3 Die Hangrutschung an der Dollendorfer Hardt ........................ 29
4 Resümee ..................................................................................... 31
5 Quellenverzeichnis..................................................................... 32
2

Abbildungsverzeichnis
Abb. 1: Vektorparallelogramm der Kräfte am Hang (Ahnert 2009)
Abb. 2: Beispiele von Oberflächenstrukturen bei Diskontinuitäten in Felsgestein, die einen
Einfluss auf die Scherfestigkeit haben (verändert nach Hencher 1992)
Abb. 3: Gesättigter Boden (http://rave.iset.unikassel.de/raveResources/projects/
foundations/rave Foundations01_de.png) (letzter Abruf 27.12.2009)
Abb. 4: Übersättigter Boden (http://rave.iset.unikassel.de/raveResources/projects/
foundations/rave Foundations01_de.png) (letzter Abruf 27.12.2009)
Abb. 5: Konstanter Grundwasserspiegel (Bogaard 2001)
Abb. 6: Steigender Grundwasserspiegel (Bogaard 2001)
Abb. 7: Niederschlagsintensität und ihr Grenzwert (Caine 1980)
Abb. 8: Durch gravitative Massenbewegungen ausgelöste Katastrophe am Vaiontstaudamm
(http://www.land-man.net/vajont/vajont.html) (letzter Abruf 07.01.2010)
Tabellenverzeichnis
Tab. 1: Werte des inneren in Reibungswinkels in Abhängigkeit verschiedener Parameter
(Terzaghi u. Peck, entnommen aus Ahnert 2009)
Tab. 2: Kritische Höhe von Lössböschungen in Abhängigkeit der Hangneigung (Ahnert
2009)
Tab. 3: Auswahl vorbereitender und auslösender Faktoren für Hanginstabilität (Prinz 1991,
Dikau u. Glade 2002, Krauter 2004, Dikau 2005)
Tab. 4: Matrix der Ursachen und Auslöser; übersetzt und verändert nach Bogaard (2001)
Tab. 5: Vorbereitende, auslösende und kontrollierende Faktoren (Dikau und Glade, 2002)
Tab. 6: vorbereitende und ausösende Faktoren infolge von anthropogenen Eingriffen (nach
Goudie 1994, Popescu 1994, Dikau u. Glade 2002, Krauter o.J.)
3

1 Einführung
Der Begriff „Massenbewegung“ umfasst alle hangabwärts gerichtete Materialbewegungen an
geneigten Hängen ohne ein mittelbares Transportmedium, also ausschließlich jene unter
unmittelbarer Wirkung der Schwerkraft (Zepp 2008). Folgende Typen sind dabei nach Dikau u.
Glade (2002) zu unterscheiden:
Fallen: Fels- oder Lockergestein, deren Ablösung entlang von Flächen an der geringe oder keine
Scherbewegungen stattfinden, kann frei fallend, springend oder rollend abstürzen.
Kippen: Fest- oder Lockergestein vollzieht eine Vorwärtsrotation unterhalb ihres Schwerpunktes
um einen Punkt oder eine Achse.
Gleiten: Hangabwärts gerichtete Bewegung von Fest- oder Lockergestein auf Gleitflächen oder
dünnen Zonen intensiver Scherverformung.
Driften: Seitwärts gerichtete Bewegung von Fest- oder Lockergestein, unter Einsinken in
darunterliegende weniger resistente Schichten, ohne intensive Scherung auf Gleitflächen.
Fließen: Fest- oder Lockergestein erfährt kontinuierliche und irreversible Deformierung. Dabei
gleicht die Geschwindigkeitsverteilung der bewegten Masse einer viskosen Flüssigkeit.
Komplex: In Kombination auftretende Prozesse der oben genannten Typen führen zu komplexen
Massenbewegungen, dabei kann sich der Initialtyp der Hangbewegung verändern.
An einem Hang wirken einerseits antreibende Kräfte, die die Verlagerung der Massen
hangabwärts forcieren und rückhaltende Kräfte die dem entgegenwirken. Das Verhältnis dieser
beiden Kräfte wird Sicherheitsfaktor genannt und gibt die Stabilität bzw. Instabilität eines Hanges
an.
Sicherheitsfaktor =
Ist der Sicherheitsfaktor gleich 1 besteht ein Gleichgewicht zwischen beiden Kräften.
Unterschiedliche Faktoren wirken kontinuierlich, periodisch und episodisch auf die Stabilität eines
Hanges und beeinflussen das Kräfteverhältnis, was zu Hanginstabilitäten und letztendlich zum
Eintreten einer Massenbewegung führen kann (bei Sicherheitsfaktor < 1; Hang instabil) (Popescu
1994, Bogaard 2001).
Vereinfacht lassen sich die am Hang wirkenden Kräfte mit Hilfe eines Vektorparallelogramms, wie
in Abb. 1 zu sehen, darstellen.
Rückhaltende Kraft (Scherkraft )
Treibende Kraft (Scherspannung)
4

Hierbei kann kann die die Gewichtskraft, Gewichtskraft, die durch eine Masse (z.B. ein Bodenpartikel), auf den Hang
ausgeübt wird, in zwei Vektoren zerlegt werden. Zum einen in die hangparallele hangabwärts
gerichtete Scherspannung, Scherspannung, zum anderen in die senkrecht zur Hangoberfläche wirkende
Normalspannung, die die sich sich aus der der Auflast Auflast der der Masse Masse ergibt. ergibt. Alpha gibt in Abb. 1 den Winkel Winkel des
Hanges in Grad an (Ahnert 2009); bei diesem Modell entspricht dies auch der Neigung der
Scherfläche.
Abb. 1: Vektorparallelogramm lelogramm der Kräfte am Hang.
Quelle: Ahnert 2009.
Eine destabilisierende de Wirkung auf die vorherrschenden Kräfte in einem Hang können z.B.
geologische, eologische, hydrologische, klimatische und anthropogene Prozesse ausüben, , indem sie entweder
die Verminderung des Scherwiderstandes Scherwiderstandes oder die die Zunahme von Scherbelastungen
(Scherspannung) bewirken und somit das Hanggleichgewicht stören (Goudie 1995 1995, Wieczorek
1996).
Um ermitteln ermitteln zu zu können, wann sich sich eine Masse Masse gravitativ in Bewegung setzt, muss nach Zepp
(2008) die ie Grenzscherspannung (rf) (r errechnet werden, was der kritischen Scherspannung beim
Bruch entspricht. Auf ebenen Gleitflächen Gleitflächen kann dieser Zustand durch das Coulomb’sche Gesetz
beschrieben werden, welches wie folgt lautet:
rf = Grenzscherspannung
c = Kohäsion (N/cm 2 )
σ = Normalspannung durch überlagerndes Material (N/cm 2 )
u = Porenwasserdruck (N/cm 2 )
φ = Winkel der inneren Reibung
Die in in den den Scherwiderstand Scherwiderstand einfließenden Parameter Kohäsion, Normalspannung,
Porenwasserdruck, sowie der der innere innere Reibungswinkel Reibungswinkel werden durch die Eigenschaften des
Hangmaterials, seiner seiner Lagerung Lagerung und in großem großem Maße Maße durch durch den Wassergehalt bestimmt (Zepp,
2008, Ahnert, 2009).
α = Hangwinkel
τ = Scherspannung
σ = Normalspannung durch überlagerndes Material
m = Masse
g = Fallbeschleunigung
rf = c + (σ – u) tan φ
5

Ein Hang durchläuft oftmals viele einzelne Stufen, welche von stabil (stable) über geringfügig stabil
(marginally Stable) bis hin zu instabil (actively unstable) reichen, bevor es zum Eintreten einer
Bewegung kommt. Diese Zustände eines Hanges können wie bereits erwähnt, durch geologische,
hydrologische, klimatische und anthropogene Prozesse herbeigeführt werden, welche auf den
Hang einwirken und sowohl innerhalb eines kurzen Zeitraumes ablaufen als auch über lange
Zeitspannen bei unterschiedlicher Intensität stattfinden (Popescu 1994, Wieczorek 1996).
Dabei werden die einzelnen Einflüsse jeweils weiterhin unterteilt in vorbereitende,
prozessauslösende und kontrollierende Faktoren um ihre Wirkung auf den Hang näher zu
definieren. Vorbereitende Faktoren überführen meist nur den Hang über einen längeren Zeitraum
aus dem stabilen in den potentiell instabilen Zustand ohne jedoch eine Massenbewegung direkt
auszulösen. Wobei wiederum die auslösenden Faktoren (Trigger) kurzfristige extreme Ereignisse
sind, die zur gänzlichen Instabilität und zur Bewegung des Hanges führen können. Kontrollierende
Faktoren bestimmen lediglich den Bewegungsablauf der Massenbewegung in Folge. Dazu
gehören beispielsweise der geometrischer Verlauf der Gerinne, die Hangneigung und die
Vegetation (Popescu 1994, Glade u. Dikau 2001).
Im folgenden Verlauf werden die vier Faktorengruppen (geologisch, hydrologisch, klimatisch
anthropogen) im Einzelnen differenziert und unter den Aspekt der vorbereitenden und
prozessauslösenden Faktoren näher erläutert.
Desweiteren werden folgende elementare Fragen bezüglich der einzelnen Faktorengruppen
beantwortet:
1. Welche Bedeutung haben geologische Faktoren für die Auslösung von Hanginstabilität?
2. Welche Rolle spielt Wasser bei der Destabilisierung von Hängen?
3. Inwieweit verstärken klimatische Prozesse die Ursachen von Massenbewegungen?
4. Wie stark beeinflusst der Mensch durch sein Handeln die Stabilität im Hang?
6

2 Auslösende Faktoren von Hanginstabilität
2.1 Geologische Faktoren (bearbeitet von Tilman Karl)
Welche Bedeutung haben geologische Faktoren für die Auslösung von Hanginstabilität?
In der Literatur gibt es eine Vielzahl unterschiedlicher Klassifikationen von Faktorengruppen,
welche die Hangstabilität beeinflussen. In dem hier zu Verfügung stehenden Rahmen soll das
Kapitel der geologischen Faktoren in einem weiteren Kontext verstanden und pedogene sowie
morphologische Faktoren miteinbezogen werden. Die Bedeutung der geologischen Faktoren zeigt
sich darin, dass sie die Voraussetzungen für eine Hanginstabilität darstellen und immer gegeben
sein müssen. Weiterhin besitzen nach Prinz (1991) daneben die Veränderung der Hangneigung,
der Hanghöhe und die Wirkung des Wassers Schlüsselrollen, die fast immer zum Tragen kommen.
Die Rolle der Voraussetzungen stellt ein Teil des Konzepts der Suszeptibilität (Anfälligkeit) bei
gravitativen Prozessen dar. Nach Crozier und Glade (2006) handelt es sich dabei um eine
Funktion, die das Maß der inneren Stabilität eines Hanges wiedergibt, wie es bereits mit dem
Sicherheitsfaktor vorgestellt wurde, dabei aber gleichzeitig die Einwirkung von Faktoren
berücksichtigt, welche zu einer Verminderung der Scherfestigkeit führen und letztendlich eine
Bewegung auslösen können. Das bedeutet, dass die Massen am Hang eine Anfälligkeit gegenüber
den einwirkenden Faktoren aufweisen müssen, damit es zu Hanginstabilität kommen kann.
Während die auslösenden Faktoren einen bereits labilen in einen instabilen Hang überführen und
dabei einen gravitativen Prozess auslösen, wird durch die vorbereitenden Faktoren die dafür
benötigte Prädisposition geschaffen (Popescu 1994).
2.1.1 Vorbereitende Faktoren
2.1.1.1 Scherfestigkeit in Böden
In Tab. 3 ist eine Auswahl an vorbereitenden und auslösenden Faktoren für Hangstabilität
aufgeführt. Beginnend mit pedologischen Ursachen sollen einige Punkte im Weiteren näher
erläutert werden. Aus Ingenieursicht wird der Begriff „Boden“ als Sammelbegriff aller
Lockergesteine einschließlich lockergesteinsartig verwitterter Festgesteine verstanden und
unterscheidet sich damit grundlegend von der Begriffsdefinition der Bodenkunde (Prinz u. Strauß
2006). Die Scherfestigkeit bei Böden wird entscheidend durch die Kohäsion und den inneren
Reibungswinkel beeinflusst, wie in dem Coulomb´schen Gesetz beschrieben (siehe Einleitung).
Die Kohäsionkräfte zwischen den Partikeln hängen unter anderem von ihren chemisch-
physikalischen Eigenschaften, der Umgebung, sowie pH-Wert und austauschbaren Kationen der
Bodenlösung ab (Zepp 2008). Im Zuge der Verwitterung oder bei starker Wasseraufnahme (z.B.
7

ei Tonen) verringern sich die Kräfte deutlich deu (Goudie 2002). Der innere Reibungswinkel
bezeichnet den Winkel, Winkel, ab dem dem sich eine kohäsionslose Lockermasse bewegt. Eckige Körner,
unterschiedliche Korngrößen und und eine eine dichte Lagerung führen führen zu zu einem einem höheren höheren inneren
Reibungswinkeln und Stabilität (siehe ehe Tab. 1) (Ahnert 2009).
Beim Konzept der der kritischen Höhe Höhe von von Böschungen Böschungen kann kann mit Hilfe Hilfe der der Materialeigenschaften
Materialeigenschaften
Kohäsion, äsion, Dichte (Masse/Volumen), innerer Reibungswinkel und der Hangneigung berechnet
werden, wie groß die Höhendifferenz zwischen dem Hangfuß und dem Hangscheitel maximal
werden kann, ohne dass eine Instabilität auftritt (Ahnert 2009). In Tab. 2 ist dies beispielhaft an der
kritischen Höhe Höhe einer Lössböschung Lössböschung in Abhängigkeit Abhängigkeit von der Hangneigung gezeigt.
Typischerweise besitzen sowohl Böden als auch Felsgestein viele Strukturschwächen, welche zur
Folge haben, dass die Scherfestigkeit der darunterliegenden Massen und der intakten Massen
stark herabgesetzt wird (Hencher 1992). Böden mit schichtiger Ablagerung können beispielsweise
Trennflächen aufweisen, en, mit deutlich geringerer Scherfestigkeit Scherfestigkeit (Prinz (Prinz 1991). Besonders bei Böden
mit mehr als 10 % Trockenmasse Trockenmasse an an Tonpartikeln, Tonpartikeln, die damit nach nach Kenney Kenney (1984) (1984) als als relativ
relativ
wasserundurchlässig gelten oder bei bei stark quellfähigen quellfähigen Tonmineralen, wie etwa Montmorillo Montmorillonite,
Montmorillo
handelt es sich um mögliche Dispositionen der Hanginstabilität (Crozier 1989).
2.1.1.2 Scherfestigkeit in Felsgestein
Strukturschwächen, die durch Diskontinuitäten innerhalb von Gesteinen und mit geringerer
Bedeutung auch in Böden auftreten, können können eine eine Suszeptibilität Suszeptibilität gegenüber gegenüber auslösenden auslösenden Faktoren
Faktoren
von Hanginstabilität aufweisen (siehe Tab. 3). Der Hauptunterschied nterschied zwischen Felsgestein und
Böden ist dabei, dass Felsgesteinen Felsgestein explizit an bereits existierende Schwächezonen ge gebunden
ist.
Tab. 1: Werte des inneren Reibungswinkels
Reibungsw
in Abhängigkeit verschiedener Parameter.
Quelle: Terzaghi u. Peck, entnommen aus
Ahnert 2009.
8
Tab. 2: Kritische Höhe von Lössböschungen
in Abhängigkeit der Hangneigung.
Quelle: Ahnert 2009.

Dies liegt an an den großen Scherfestigkeitsdifferenzen innerhalb innerhalb von von Felsgestein Felsgestein an
Diskontinuitäten, , die die in Böden auftretenden Scherfestigkeitsdifferenzen an Diskontinuitäten um
ein Vielfaches übersteigen (Prinz 1991, Hencher 1992, 1992 Prinz u. Strauß 2006).
Zu Diskontinuitäten in Gesteinen werden nach Hencher (1992) (1992) unter unter anderem folgende folgende gezählt:
1. Diskontinuitäten die in allen Gesteinen vorkommen:
a) Tektonische Klüfte: Klüfte: Entstehung in Folge von Spannungen innerhalb innerhalb der der Erdkruste, Erdkruste, meist in
Gruppen auftretend, systematische und unsystematische Verläufe möglich.
b) Verwerfung: Brüche Brüche die mit mit einem Versatz verbunden sind, sind, in in jeder Größendimension, Größendimension, einzeln
einzeln
oder in Verwerfungszonen Verwerfungszonen vorkommen, vorkommen, oft diskordant zu Gesteinsgrenzen stehen und häufig bei
Bewegungsspuren (z.B. Harnische) geringe Scherfestigkeit aufweisen.
c) Gesteinsgrenzen: Grenzen Grenzen zwischen verschiedenen Gesteinen, Gesteinen, die die oft oft mit abrupter abrupter Änderung
der Eigenschaften verbunden sind.
2. Diskontinuitäten von speziellen Gesteinen:
Beispiele sind die bei der Sedimentation aus unterschiedlichem unterschiedlichem Sediment oder durch zeitliche
Lücken entstehende tehende Bänke, beim Abkühlen des Magma entstehende Klüfte oder bei der
Metamorphose entstehende Schieferung. Insbesondere Insbesondere die die Schieferung Schieferung weist weist dabei dabei hä häufig hä eine
sehr geringe Scherfestigkeit auf.
Die Scherfestigkeit auf Schichtflächen wird zum großen Teil durch die Unebenheit der Fläche,
ihren Reibungseigenschaften, etwa durch dur quellfähige Tonminerale oder Glimmerbeläge, sowie
Bewegungsspuren beeinflusst. In Abb. 2 sind einige Beispiele für Oberflächenstrukturen von
Felsgestein gegeben, die sich wie etwa eine Verzahnung, auf die Scherfestigkeit der Oberflächen
von Diskontinuitäten auswirken. Auf Kluftfl Kluftflächen hängt die Scherfestigkeit ebenfalls von der
Ausbildung der Oberfläche läche ab, zudem aber aber noch von der Kluftweite, Kluftfüllung und der
Normalspannung, die auf auf die die Trennfläche Trennfläche wirkt, wirkt, ab. ab. Bei Bei zunehmender zunehmender Kluftweite Kluftweite nähert nähert sich sich die
Scherfestigkeit der des Klüftungsmaterials an (Prinz 1991, 1991 Hencher 1992).
Abb. 2: 2: Beispiele von Oberflächenstrukturen bei bei Diskontinuitäten Diskontinuitäten in Felsgestein, Felsgestein, die die einen einen Einfluss Einfluss auf die
Scherfestigkeit haben.
Quelle: verändert nach Hencher 1992.
9

2.1.1.3 Zunahme der Scherspannung
Weiterhin destabilisierend wirkt sich auf einen Hang eine Erhöhung der Scherspannung etwa
durch eine Zunahme der Auflast oder eine Verstärkung der Hangneigung aus. Dies kann
beispielsweise durch das Abreißen von Gesteinsschichten an Diskontinuitäten, einem natürlichen
Felssturz oder durch eine Flussunterschneidung des Hangfußes erfolgen (Dikau 2005). Ein
Überhang stürzt dabei nur dann nicht ab, wenn die Kohäsion mit dem dahinterliegenden Gestein
größer als die Scherspannung ist. Gebirgsbildende Hebungen wirken insgesamt dem Erreichen
der Erosionsbasis entgegen und tragen somit zur Scherspannung bei (Hencher 1992, Zepp 2008,
Ahnert 2009).
2.1.1.4 Zwischenspeicherung
Einen wichtigen vorbereitenden Faktor für Hanginstabilität stellt zudem die Speicherung von
bereits durch Verwitterung aus dem Festgestein abgelösten Materialien in Zwischenspeichern dar,
die durch einen auslösenden Faktor wieder in Bewegung gesetzt werden können. Dieses Konzept
hilft unter anderem Divergenzen zwischen der Intensität der Verwitterung und der Intensität
gravitativer Prozess verstehen und analysieren zu können (Krautblatter u. Dikau 2007).
Tab. 3: Auswahl vorbereitender und auslösender Faktoren für Hanginstabilität.
Quelle: Prinz 1991, Dikau u. Glade 2002, Krauter 2004, Dikau 2005.
Ursache Vorbereitende Faktoren Auslösende Faktoren
Geologie Diskontinuität* (Falten, Störungen, Klüfte,
Schieferung, Schichtung)
strukturelle Diskontinuität* (z.B. fallen)
Verwitterung und Lagerung
tektonische (gebirgsbildende) Bewegung
10
Erdbeben
Vulkanausbrüche
Pedologie Verwitterung und Lagerung -
geotechnische Materialeigenschaften
Bodenart und Bodentyp
Topographie Hangmorphologie*, -neigung*, -höhe* -
Auflaständerung*
mit * gekennzeichnete Faktoren sind abhängig vom Stabilitätszustand des Hanges, vorbereitend oder auslösend

2.1.1.5 Rutschungsanfällige Schichten
Insgesamt zeigen sich als besonders rutschungsanfällig solche Schichten, die aus gut
wasserleitenden Gesteinen, wie etwa Basalten, Kalksteinen, Kiesen oder Sanden bestehen und in
Wechselschichtung oder oberhalb von wasserstauenden, tonreichen oder ton-mergeligen
Schichten lagern. Bei Trennflächen erweisen sich vor allem Verwerfungszonen, Großklüfte,
Schicht und Schieferungsflächen sowie sonstige verwitterte Flächen, als vorgezeichnete
Gleitbahnen oder Abrissflächen (Prinz 1991). Neben den Ausprägungen der Diskontinuitäten und
dem Gestein ist auch ihr Einfallwinkel von Bedeutung. So begünstigen etwa steil einfallende
Schichten eine Instabilität (Goudie 2002).
2.1.1.6 Pfadabhängigkeit
Als problematisch erweist es sich, den Systemzustand eines Hanges als statisch anzunehmen.
Neben offensichtlichen Ereignissen, wie etwa gravitativen Prozessen, kann eine interne
Veränderung von Materialeigenschaften vonstatten gehen. Dies hat zur Folge, dass ein Hang nicht
linear auf eine externe Störung reagieren muss, sondern es erst bei Überschreiten eines
Schwellenwertes zu einer Reaktion kommt. Dabei ist von Bedeutung, dass sich die
destabilisierenden Kräfte am Hang langsam aufbauen können. Dies kann beispielsweise durch
Verwitterung oder die Entlastung des Gesteins in Folge von abschmelzenden Eismassen nach
einer Eiszeit gegeben sein. Nur mit Hilfe von Erkenntnissen historischer und prähistorischer
Ereignisse ist es dabei möglich, einen Zusammenhang zwischen den Ursachen und ihrer Wirkung
herzustellen (Dikau 2007, Glade 2007).
2.1.2 Auslösende Faktoren
Wie in Tab. 1 gekennzeichnet, können einige vorbereitende Faktoren auch als auslösende
Faktoren fungieren. Obwohl die auslösenden Faktoren auch bei Nichteintreten eines gravitativen
Prozesses zu einer Schwächung der Hangstabilität beitragen können, werden einige Faktoren in
der Literatur explizit als solche bezeichnet.
Erdbeben stellen den wichtigsten geologischen auslösenden Faktor für Hanginstabilität dar, nach
Keefer (1984) den wichtigsten auslösenden Faktor für gravitative Massenbewegungen überhaupt.
Die Bedeutung zeigt sich an der großen Anzahl gravitativer Prozesse, die allein in Folge eines
Bebens ausgelöst werden können. So wurden in Folge eines Erdbebens in Guatemala 1976 mit
einer Magnitude von 7,5 auf der Richterskala mehr als 10,000 gravitative Prozesse ausgelöst
(Schuster u. Wieczorek 2002), Keefer (1984) beziffert die Anzahl bei diesem Ereignis sogar auf
über 20,000. Es kann zudem nach Dikau und Weichselgartner (2005) davon ausgegangen
11

werden, dass ein Teil der gravitativen Prozesse nicht als solche erfasst werden, sondern
stattdessen dem auslösenden Faktor Erdbeben zugeordnet werden. Nach Keefer (1984) werden
gravitative Prozesse dabei erst ab einer Magnitude von 4,0 auf der Richterskala ausgelöst und
erreichen bei einer Magnitude von 9,2 eine Fläche von 500,000 m 2 , in der eine Funktion als
auslösender Faktor möglich ist. Nachdem auch Einflüsse durch Beben mit geringerer Magnitude
festgestellt werden konnten (Krautblatter et al. in Vorbereitung), kann ein noch geringerer
Schwellenwert und eine größere betroffene Fläche angenommen werden.
Die Stabilität eines Hanges wird bei einem Erdbeben durch eine Scherspannung und eine
Widerstandsreduktion des Hangmaterials herabgesetzt. Dies wird durch drei Prozesse verursacht:
Erstens durch eine Verstärkung der Scherkräfte bei horizontaler Beschleunigung. Zweitens durch
eine Verlagerung des Gewichts in gesättigten Lockersedimenten auf das Porenwasser, was zu
einer Bodenverflüssigung führen kann. Besonders anfällig sind hierfür nach Prinz (1991) locker
gelagerte feinkörnige Böden, sogenannte Quickerden. Und Drittens durch eine Reduktion der
Kohäsion und inneren Reibung zwischen den Partikeln (Crozier 1989).
Neben Erdbeben können Vulkanausbrüche als auslösender Faktor für Hanginstabilität angeführt
werden. Dabei kann die Instabilität ebenfalls durch seismische Prozesse hervorgerufen werden,
unter anderem kann es durch Schmelzen von Eismassen aber auch zu Laharen kommen, wie
1985 am Nevado del Ruiz in Kolumbien, mit mehr als 20,000 Toten (Dikau 2007).
12

2.2. Hydrologische Faktoren (bearbeitet von Jürgen Gondorf)
In diesem Abschnitt soll dargestellt werden, in welcher Weise und auf welchen Zeitskalen der
Faktor Wasser Einfluss auf die Stabilität bzw. Instabilität eines Hanges nimmt.
Die Ursachen und Auslöser für Hanginstabilität lassen sich, wie in Tab. 4 aufgeführt, in interne und
externe Faktoren, diese wiederum in kurzzeit- und langzeit - skalige Wirkung unterteilen. Die
internen Faktoren (hydrologisch bzw. materialtechnisch) reduzieren die Scherfestigkeit, die
externen Faktoren hingegen sind gravitativ bedingt und bewirken eine Verstärkung der Scherkräfte
(Bogaard 2001).
Aus hydrologischer Sicht ist das Überschreiten der Grenzscherspannung nach der Mohr-Coulomb-
Gleichung zu diskutieren, da der Faktor Wasser die entsprechenden Parameter entscheidend
beeinflusst (Zepp 2008, Ahnert 2009).
Tab. 4: Matrix der Ursachen und Auslöser; Quelle: übersetzt und verändert nach Bogaard (2001)
Prozess
Abnahme der
Scherfestigkeit
(intern)
Zunahme der Scherkräfte
(extern)
Zeitskala
Zunahme des
Porenwasserdrucks
Abnahme der
Materialfestigkeit
Kurzzeit-Skala Langzeit-Skala
Unmittelbare hydrologische
Faktoren oder Auslöser
• Infiltration
• Perkolation
Unmittelbar auf die Festigkeit
wirkende Faktoren oder
Auslöser
• Künstliche „Frieren-Tauen“-
Prozesse
• chemische Einflüsse
Unmittelbare gravitative
Faktoren oder Auslöser
• Erdbeben
• Ausgrabungen,
Aushöhlungen
13
Mittelbare hydrologische
Faktoren oder Ursachen
• Grundwasserströmung
• Landnutzung
• Klimaänderungen
Unmittelbar auf die Festigkeit
wirkende Faktoren oder
Ursachen
• Verwitterung
• Wurzelsprengung
Mittelbare gravitative Faktoren
oder Ursachen
• Erosion
• Akkumulation

2.2.1. Hydrologischer Einfluss auf die Parameter des Coulomb’schen Gesetz
2.2.1.1. Grenzscherspannung τ
Die Stabilität eines Hanges steht in Abhängigkeit zur Grenzscherspannung τ, die durch das
Coulomb´sche Gesetz (s. Einleitung) definiert ist. Je geringer der Wert der Grenzscherspannung,
desto weniger resistent ist ein Hang gegen einen Rutschungsprozess. Steuernde Parameter der
kritischen Scherspannung sind Kohäsion (differenziert in Kohäsion und scheinbare Kohäsion), die
effektive Normalspannung (absolute Normalspannung abzgl. des Porenwasserdrucks), sowie der
innere Reibungswinkel. Beeinflussend wirkt auch eine potenzielle Gewichtszunahme der
Hangfläche durch Eigengewicht des Wassers nach Infiltration, wobei das entsprechende Material
kohäsive Eigenschaften besitzen muss (Okunishi & Okumura 1987, Crozier 1989).
2.2.1.2. Kohäsion und scheinbare Kohäsion c
Die Kohäsion bewirkt einen Zusammenhalt des Bodengefüges, indem elektrostatische
Anziehungskräfte auf die einzelnen Bodenteilchen wirken. Die Kohäsion wirkt umso stärker, je
näher die Teilchen aneinandergerückt sind, wobei sie bei zunehmendem Wassergehalt des
Materials abnimmt. So kann eine Feuchtigkeitszunahme von ca. 5% die Kohäsion um etwa die
Hälfte verringern, während sie bei vollständiger Sättigung komplett schwindet.
Bei der scheinbaren Kohäsion wirken kapillare Kräfte durch Wassermenisken. Die
Oberflächenspannung einer Wasseroberfläche zwischen den Bodenteilchen verursacht eine
scheinbare, bei Sättigung oder Austrocknung schwindende, Anziehungskraft zwischen den
Partikeln.
Die Auswirkung der Kohäsion ist bei grobkörnigem Material weniger ausgeprägt, in einigen Fällen
beruht die Scherfestigkeit alleine auf dem Reibungskontakt der Bodenteilchen (Varnes 1978,
Okunishi & Okumura 1987, Crozier 1989, Goudie 2001).
2.2.1.3. Effektive Normalspannung σ´
Die effektive Normalspannung ist ein weiterer stabilisierender bzw. destabilisierender Faktor, er
ergibt sich aus der Normalspannung σ abzüglich des Porenwasserdrucks u. Je geringer die
effektive Normalspannung, desto schwächer ist die Grenzscherspannung.
Die abs. Normalspannung beschreibt die senkrecht zur Hangoberfläche wirkende Auflast, welche
mit zunehmender Neigung geringer wird, wodurch folglich auch die Grenzscherspannung abnimmt.
Die abs. Normalspannung berücksichtigt nicht die Auftriebskräfte des Porenwasserdrucks, durch
die die Spannung herabgesetzt wird. Der Porenwasserdruck beschreibt jene Druckkraft, die von
den Wasserporen auf den Bodenkörper ausgeübt wird. Die Abbildungen 3 und 4
veranschaulichen, dass bei einem positiven Porenwasserdruck, also bei Übersättigung der Poren,
14

das Korngefüge im Boden durch Auftriebskräfte des Wassers auseinandergedrückt wird. Bei einer
Zunahme des Porenwasserdrucks, verringert sich die effektive Normalspannung und damit die
Grenzscherspannung, was schließlich zur Instabilität der Hangfläche führt (Okunishi & Okumura
1987, Crozier 1989, Bogaard 2001).
Eine Bewegung am Hang kann folglich erst stattfinden, wenn die maximale Scherfestigkeit
überschritten ist (Bogaard 2001). Wasserstau im Porenraum des Bodens mit dem damit
verbundenen Anstieg des Porenwasserdrucks löst die Matrix des Lockermaterials im Hangboden,
der daraufhin instabil wird (Geier 1996).
Zu betrachten ist daher zunächst der vorhandene Wassergehalt eines Hangbodens, der die
potenziell absorbierbare Wassermenge – z.B. durch Niederschläge – kontrolliert. Nach Radbruch-
Hall (1978), modifiziert durch Varnes (1978), kann der Wassergehalt folgendermaßen klassifiziert
werden:
Abb. 3: Gesättigter Boden
Das Porenwasser übt nicht genug
Druck aus, um das Korngefüge im
Boden auseinanderzudrücken.
Quelle: http://rave.iset.unikassel.de/raveResources/projects/fou
ndations/raveFoundations01_de.png
- trocken: keine Feuchtigkeit sichtbar
- feucht: enthält kein freies Wasser, Material ist plastisch und formbar aber nicht fließfähig
- nass: enthält genug Wasser um teilweise fließfähig zu sein, beinhaltet signifikante
Bereiche mit stehendem Wasser
- sehr nass: enthält ausreichend Wasser um mühelos zu fließen
15
Abb. 4: Übersättigter Boden
Bei positivem Porenwasserdruck
drücken Auftriebskräfte des Wassers das
Korngefüge im Boden auseinander.
Quelle: http://rave.iset.unikassel.de/raveResources/projects/found
ations/raveFoundations01_de.png
(Cruden & Varnes 1996)

Ebenfalls von Bedeutung utung ist die Mächtigkeit der Gleitfläche, die mit zunehmender Dicke einem
ansteigenden Porenwasserdruck länger standhält (Bogaard 2001).
2.2.2. Hydrologische Ursachen und Auslöser auf unterschiedlichen Skalen
Skalen
Gemäß Tab. 4 4 findet der der Prozess Prozess der Porenwasserdruckerhöhung Porenwasserdruckerhöhung auf auf zwei zwei verschiedenen
temporären Skalen statt: Auf Auf der der kurzzeitlichen Skala sind sind es es unmittelbare unmittelbare hydrologische hydrologische Faktoren
Faktoren
bzw. Auslöser (Trigger), (Trigger), bei der langzeitlichen langzeitlichen Betrachtung Betrachtung hingegen hingegen hydrologisch hydrologisch lan
langfristig
wirkende Ursachen (Causes) (Bogaard 2001).
Anhand eines eines Schemas Schemas nach nach Bogaard Bogaard (2001) (2001) lassen lassen sich im im Folgenden diese diese zeitlich
unterschiedlich ausgeprägten Prozesse darstellen.
Abb. 5 stellt einen Hang dar, dessen jahresdurchschnittlicher Grundwasserstand bei -6 Metern, mit
einer jahreszeitlichen jahreszeitlichen Schwankung von durchschnittlich durchschnittlich etwa etwa 3 3 Metern, Metern, liegt. liegt. Ausschläge Ausschläge in in der
Kurve werden werden durch durch kurzzeitige Schwankungen, Schwankungen, z.B. Infiltration oder oder Perkolation Perkolation verursacht.
verursacht.
In dem Modell wird die Annahme getroffen, da dass ss ein Grundwasserstand von etwa -2 Metern
erreicht werden werden muss, damit der Zustand der Hanginstabilität eintritt eintritt und und somit somit eine
Massenbewegung erfolgen erfolgen kann. Der Der Auslöser im Fall Fall der der Abb. 5 könnte könnte bspw. ein ein extremer
extremer
Niederschlag sein, also eine kurzzeitige Schwankung als kurzzeit-skaliges skaliges Ereignis, welcher den
Grundwasserstand über über den kritischen kritischen Punkt Punkt hinaus anhebt anhebt und und somit somit die Hangstabilität außer
Kraft setzt (Bogaard 2001).
Abb. 5: Konstanter Grundwasserspiegel in einer Hangfläche; Quelle: Bogaard (2001 2001)
Heftige Niederschläge können bei bei entsprechender Dauer und und Intensität unmittelbar eine
Hangrutschung auslösen (Wieczorek 1996), 1996) dass eine Instabilität jedoch, hydrologisch betrachtet,
auch in langzeit-skaligen skaligen Ursachen begründet sein kann, soll im folgenden Beispiel verdeutlicht
werden.
Abb. 6 zeigt einen Hangboden, Hangboden, dessen jahreszeitliche jahreszeitliche und und kurzzeitige Grundwasserschwankung
Grundwasserschwankung
die gleichen Amplituden Amplituden aufweist, aufweist, wie im im vorangegangenen vorangegangenen Beispiel, der jahresdurchschnittliche
16

Grundwasserstand steigt jedoch im Laufe der Zeit von -6 auf -4 4 Meter konstant an. Da die Peaks
der temporären Schwankungen Schwankungen stetig mit mit dem dem jahresdurchschnittlichen jahresdurchschnittlichen Grundwasserstand Grundwasserstand in
höhere Bodenschichten verlagert werden, wird das bei -2 2 Metern liegende kritische
Grundwasserniveau zu einem em gewissen Zeitpunkt überschritten.
Auslöser für Instabilität ist wie in dem dem vorigen Beispiel ebenfalls ein ein Niederschlagsereignis Niederschlagsereignis auf
auf
kurzzeitlicher Skala, die Ursache liegt jedoch langzeit-skalig langzeit skalig im Ansteigen des
Grundwasserspiegels begründet (Bogaard 2001). 2
Abb. 6: Steigender Grundwasserspiegel in einer Hangfläche; Quelle: Bogaard (2001)
Ein kontinuierliches Ansteigen des Grundwasserpegels wie in Abb. 6 wird sowohl durch
anthropogene (z.B. Landnutzung), als auch durch klimatische (z.B. (z.B. Temperaturschwankungen)
Temperaturschw
Faktoren gesteuert (Bogaard 2001). Eine entscheidende auslösende hydrologische Rolle spielt
neben Niederschlägen die Schneeschmelze (Glade & Stötter 2008), die einerseits dem
Hangboden stetig Wasser zuführt und so den Grundwasserstand langsam langsam erhöht, andererseits bei
Erreichen des des kritischen kritischen Grundwasserniveaus Grundwasserniveaus auch auch als als unmittelbarer unmittelbarer Auslöser Auslöser für
für
Massenbewegungen verantwortlich sein kann (Wieczorek 1996).
17

2.3 Klimatische Faktoren (Julian Wittlake)
Inwieweit verstärken klimatische Prozesse die Ursachen von Massenbewegungen?
Diese Arbeit beschäftigt sich mit verschiedenen Klimaelementen und ihren Auswirkungen auf
Hanginstabilität. Als Klimaelemente werden alle messbaren Eigenschaften der Atmosphäre
bezeichnet, die meteorologisch erfasst werden können. Der am häufigsten auslösenden Faktor
bei Hanginstabilität ist nach Kim (1991) Niederschlag, aber auch Temperaturschwankungen und
Wind haben einen großen Einfluss auf die Hanginstabilität.
Die klimatischen Faktoren spielen bei der Untersuchung von auslösenden Faktoren von
Hanginstabilität eine wichtige Rolle, da sie sowohl die hydrologischen Faktoren als auch die
geologischen Faktoren beeinflussen. Die hydrologischen Faktoren werden zu einem großen Teil
durch Niederschläge gesteuert, in Form von Regen und Schnee. Zusätzlich beeinflussen
klimatische Faktoren die chemische Verwitterung von Fest- und Lockergestein und somit die
geologischen vorbereitenden Faktoren, einerseits durch Regenwasser, andererseits durch Frost-
Tau Zyklen. Temperaturschwankungen können zudem zeitlich schnell ablaufende Schnee-
schmelzen auslösen, die nach Dikau und Glade (2002) zu den auslösenden Faktoren gehören
(siehe Tab. 5). Zudem wirkt sich das Klima auf die Vegetation aus.
Tab. 5: Vorbereitende, auslösende und kontrollierende Faktoren (Dikau und Glade 2002)
18

Wie bei allen Faktoren, die Massenbewegungen beeinflussen, wird auch bei den klimatischen
Faktoren zwischen vorbereitenden Faktoren (preparatory factors) und auslösenden Faktoren
(triggering factors) unterschieden. Als auslösender Faktor wird nach Krautblatter und Dikau (2007)
ein Ereignis bezeichnet, welches die Balance zwischen resistenten und treibenden Kräften
beendet und die Massenbewegung initiiert.
2.3.1 Niederschlag
Der Niederschlag ist das Klimaelement mit den größten Auswirkungen auf die Hanginstabilität.
Wie in Tabelle 5 zu sehen ist, steuert der Niederschlag sowohl die vorbereitenden als auch die
auslösenden Faktoren. Lang anhaltender Vorregen ist ein vorbereitender Faktor der fast
ausschließlich durch den Niederschlag kontrolliert wird, aber auch die Schneeschmelze, die nach
Dikau und Glade (2002) zu den vorbereitenden Faktoren gehört, ist ohne den zuvor gefallenen
Niederschlag nicht möglich. Bei den auslösenden Faktoren spielt der Niederschlag eine noch
größerer Rolle, hier wird ein besonderes Augenmerk auf die Niederschlagsintensität gelegt.
Nach Krautblatter und Dikau (2007) können 88 - 89% aller messbaren Steinschläge durch nur
diesen externen Auslöser erklärt werden, der Niederschlagsintensität. . Eine Studie von Nel Caine
(1980) zeigt einen Grenzwert für die Stabilität von Hängen und befasst sich dabei mit der Frage
der Intensität des Niederschlags und ihren Einfluss auf die Hanginstabilität. Dabei wurde an
verschiedenen Standorten sowohl die Dauer der Niederschläge als auch die Menge des
Niederschlags gemessen und daraus die Durchschnittliche Intensität berechnet (mean intensity:
mm/hr). Die untere Kurve zeigt den Grenzwert, die obere Kurve die globale maximale
Niederschlagsintensität (siehe Abb. 7). Der von Caine ermittelte Grenzwert gilt jedoch für
Niederschläge mit einer Zeitspanne zwischen 10 Minuten und 10 Tagen. Bei kürzeren
Niederschlägen infiltriert eine unzureichende Menge an Wasser, der Porenwasserdruck wird nicht
genügend gesteigert um eine Hangrutschung auszulösen.
Auch nach Sheng und Zhang (1991) kann ein Niederschlag in drei Parameter unterteilt werden: die
Dauer, die Menge und die daraus errechnete Intensität. Ihre Untersuchungen in Korea im Hinblick
auf die erneute Aktivität von Hangrutschungen als Reaktion auf Niederschläge führten zu dem
Ergebnis, dass nur bei bestimmten Niederschlagsprozessen ein Wiederaufleben der
Hangrutschung entsteht.
Sheng und Zhang haben zwei Hangrutschungen genauer betrachtet, um zu verdeutlichen, dass
nur bestimmte Niederschlagsprozesse als auslösender Faktor für Hangrutschungen wirken. Die
Jipazi Rutschung startete nachdem es 37 Stunden geregnet hatte mit einer Menge von 290 mm,
die Intensität des Regens betrug 145 mm/Tag. Die Tianbao Rutschung begann nach 33 Stunden
Regen mit insgesamt 207,9 mm und einer Intensität von 151,2 mm/Tag (Sheng und Zhang, 1991).
19

In Südkorea wurden Ereignisse von Hanginstabilität in drei verschiedene Klassen unterteilt und die
Niederschlagsbedingungen berechnet, um Hangrutschungen anhand von meteorologischen Daten
voraussagen zu können. Ein katastrophales Ereignis (disastrous event) tritt bei einem
gleichzeitigen Auftreten von über 20 Hangrutschungen auf und setzt 140 mm Niederschlag
innerhalb von zwei Tagen sowie einen maximalen Niederschlag von 35 mm in einer Stunde
voraus. Ein ernstes Ereignis (severe event) erfordert 80 mm Niederschlag innerhalb von zwei
Tagen sowie ein Maximum von 15 mm in einer Stunde und beschreibt das Auftreten von
mindestens vier und bis zu 19 Rutschungen. Ein unbedeutendes Ereignis (minor event) tritt ein,
wenn innerhalb von zwei Tagen insgesamt 40 mm fallen, sowie ein Maximum von 10 mm
Niederschlag pro Stunde (Kim, 1991).
Abb. 7: Niederschlagsintensität und ihr Grenzwert (Caine, N. 1980).
20

2.3.2 Temperatur
Im Hinblick auf die Hanginstabilität ist die Temperatur nach dem Niederschlag das wichtigste
Klimaelement. Frost-Tau Zyklen, die eine physikalische Verwitterung im Gestein bewirken und sich
somit auf die Hanginstabilität auswirken, werden durch Temperaturschwankungen beeinflusst.
Diese Frost-Tau Zyklen zählen neben Schneeschmelzen zu den vorbereitenden Faktoren, die
durch das Klimaelement Temperatur gesteuert werden. Wenn Schneeschmelzen zeitlich sehr
schnell ablaufen, gehören sie nach Dikau und Glade (2002) zu den auslösenden Faktoren.
Das folgende Beispiel von der Paatut Rutschung in West Grönland erläutert den Einfluss der
Temperatur auf die physikalischen Verwitterungsprozesse. Der Hang in Paatut war einige Tage vor
der Hangrutschung mit Schnee bedeckt und es herrschten Temperaturen um
-10° C. In den folgenden Tagen brachte ein warmer Föhnwind die Temperaturen über den
Gefrierpunkt, die Schneedecke begann abzuschmelzen. Einen Tag vor dem Rutsch wurde es
wieder kälter und das Schmelzwasser, welches in die Klüfte des Gesteins eingedrungen war,
gefror erneut, sprengte damit das umliegende Gestein und löste somit die Paatut Rutschung am
20. November 2000 aus (Trine-Dahl Jensen et al., 2004).
In kälteren Regionen ist Frostsprengung und thermaler Stress durch starke
Temperaturschwankungen der wahrscheinlich wichtigste Grund für die Ermüdung von Felshängen.
Besonders ausgeprägt auf den Nordseiten, aufgrund niedrigerer Temperaturen und höherer
Feuchtigkeit (Krautblatter und Dikau, 2007).
Der in der Literatur am häufigsten vorkommende Auslöser für Steinschlag ist nach Krautblatter und
Dikau (2007) Schmelzen. Die höchste Felssturzrate wird demnach Morgens und Mittags erreicht.
Hänge aus Ton oder Schluff sind besonders gefährdet, ihre Standfestigkeit ist nach Knoblich
(1967) besonders vom Klimaablauf abhängig. Schneeschmelzen sowie lang anhaltende oder
kurze, starke Niederschläge können den Porenwasserdruck soweit steigen lassen, dass der Druck
innerhalb des Hanges sowie sein Gewicht soweit steigt, dass der Grenzwert überschritten wird und
der Hang instabil wird.
Ein weiterer Faktor, der auch durch Niederschlag, aber hauptsächlich durch
Temperaturschwankungen gesteuert wird, ist die Veränderung der Vegetationsbedeckung eines
Hanges. Hitze- und Trockenperioden können Feuer auslösen, diese zerstören die Vegetation. Das
Fehlen der Vegetation erhöht nicht nur die Hanginstabilität, Feuer können zudem Drainagen
zerstören, die den Hang vor Wassersättigung schützen sollen (Johnson, 1984).
21

2.3.3 Wind
Wind ist ein weiteres Klimaelement, das sich auf Hanginstabilität auswirkt.
Niederschlagsereignisse, besonders Starkniederschläge treten häufig in Kombination mit starken
Winden und Stürmen auf.
Das Auftreten von tropischen Zyklonen, also Hurrikans oder Taifune, ist nach Moore (1991) neben
Erdbeben der häufigste Faktor, der Hanginstabilität in den tropischen Regionen auslöst. Über 200
durch Zyklonen ausgelöste Hangrutschungen wurden in der Provinz Aurora auf den Philippinen
zwischen 1980 und 1990 gezählt und es gibt keinen Beweis für Hangrutschungen in dieser
Region, die durch seismische Aktivitäten ausgelöst wurden (Kim, 1992).
2.3.4 Der Klimawandel und sein Einfluss auf Hanginstabilität
Der natürlich und anthropogen bedingte Klimawandel wirkt sich im großen Maße auf die
Hanginstabilität aus. Er kann dabei vorbereitend und auslösend wirken. Die im Text erwähnten
Klimaelemente Niederschlag, Temperatur und Wind reagieren empfindlich auf Veränderungen in
der Atmosphäre und interagieren miteinander. Die globale Erwärmung kann zu lang anhaltenden
erweiterten Starkniederschlägen führen, z.B. im Alpinen Raum (Krautblatter and Dikau, 2007).
Gestiegene Niederschlagsmengen können zu erhöhter Niederschlagsintensität führen und somit
eine Hanginstabilität und auch chemische Verwitterung begünstigen. Ein globaler
Temperaturanstieg beschleunigt und vermehrt Schneeschmelzen und wirkt sich damit auf die
vorbereitenden und auslösenden Faktoren aus. Besonderes die Degradierung des Permafrostes
kann in betroffenen Gebieten zu erhöhter Hanginstabilität führen, da der Permafrost stabilisierend
wirkt und ein Abschmelzen die hydrologischen vorbereitenden und auslösenden Faktoren
verstärkt.
Bedingt durch den anthropogenen Treibhauseffekt und damit einhergehenden ansteigenden
Temperaturen und Niederschlagsmengen in bestimmten Regionen ist daher in Zukunft mit häufiger
vorkommenden und verstärkten gravitativen Massenbewegungen zu rechnen, die durch
klimatische Faktoren ausgelöst werden.
22

2.4. Anthropogene Faktoren (bearbeitet von Agnes Grabietz)
Anthropogene Faktoren - Wie stark beeinflusst der Mensch durch sein Handeln die Stabilität im
Hang?
Der Faktor Mensch spielt bei gravitativen Massenbewegungen zunehmend eine Rolle und kann
mit der erhöhten Anzahl an Massenbewegungsereignissen der letzten Jahre in Verbindung
gebracht werden. Mit steigendem Eingriff in die Natur durch Ausdehnung von Siedlungs-,
Verkehrs- und Wirtschaftsinfrastruktur hat der Mensch in weiten Teilen der Welt bereits das
Hanggleichgewicht gestört. Besonders in Ländern in denen aufgrund eines großen stetig
wachsenden Bevölkerungsdruckes (Entwicklungsländern) oder einer expandierenden Industrie der
Bedarf an Siedlungsraum, landwirtschaftlicher Nutzungsfläche und Infrastruktur sowie intensive
Rodung von Holz als Baumaterial und als Gut für den Export gestiegen ist, stellen
Massenbewegungen ein enormes Problem dar und führen oft zu Katastrophen.
Massenbewegungen sind Folge unzähliger meist komplexer Prozesse auf die der Mensch durch
sein Handeln indirekt und teils unwillentlich Einfluss nimmt (Krauter o.J.).
Ein repräsentatives Beispiel für die die Zunahme der Massenbewegungen an Hängen aufgrund
von menschlichen Aktivitäten ist die San Francisco Bay-Region. Mit der Verdopplung der
Bevölkerungszahl in den Jahren 1955-1982 stiegen die Siedlungs- und Infrastrukturbauvorhaben
und somit die Eingriffe ins Hanggelände an. Waren 1970 bislang nur 12.000 Hangrutschungen
bekannt, nahm die Zahl dieser stetig zu und betrug 1980 bereits 70.000. Allein im Jahr 1982
wurden 18.000 Rutschungen durch extreme Wetterereignisse ausgelöst (Krauter 1992).
2.4.1. Vorbereitende Faktoren
Bei der Veränderung des Gleichgewichtes zwischen rückhaltenden, stabilisierenden Kräften und
angreifenden, destabilisierenden Kräften unterscheidet man zwischen kontinuierlich, periodisch
und episodisch wirkenden Faktoren (Dikau 2007, Bogaard 2001, Krauter o.J.). Wobei es oftmals
die Wirkung mehrerer Faktoren gleichzeitig ist, welche sich gegenseitig beeinflussen und so zu
Hangbewegungen führen (Prinz 1991, Krauter o.J.). Obwohl anthropogene Ursachen vorwiegend
als vorbereitende Faktoren auftreten, können sie sich je nach Intensität und Einwirkungsdauer
sowie den natürlichen Gegebenheiten bzw. Vorbelastungen eines Hanges zu auslösenden
Faktoren weiterentwickeln (Goudie 1994, Popescu 1994). Vorbereitende anthropogene Ursachen
für Massenbewegungen werden häufig infolge von natürlichen Auslösern (Trigger) wie
Extremniederschlägen hervorgerufen (Goudie 1994).
23

Vorbereitende Faktoren wirken sich meist auf die Grunddisposition, dazu gehören unter anderem
Hanggeometrie, Materialeigenschaft, Vegetationsbedeckung etc., und die Hydrologie eines
Hanges aus und verändern diese im Laufe der Zeit. Zwar wird so die Stabilität eines Hanges
beeinflusst und herabgesetzt jedoch findet in den meisten Fällen noch keine Hangbewegung statt.
Anthropogen bedingte Auslöser für Massenbewegungen, wie Sprengungen oder Hanganschnitte,
sind eher selten, überwiegend fungieren natürliche Extremereignisse wie Erdbeben, Niederschläge
etc. als prozessauslösende Faktoren (Glade u. Stötter 2008).
Tab. 6: vorbereitende und ausösende Faktoren infolge von anthropogenen Eingriffen
Quelle: nach Goudie 1994, Popescu 1994, Dikau u. Glade 2002, Krauter o.J.
Veränderung der
Hanggeometrie
Vorbereitende Faktoren
Faktor Anthropogener Eingriff Wirkung
Zunahme der Auflast eines
Hanges
Erschütterungen/
Vibrationen
Entfernung der
Hangvegetation
Veränderung der
Hydrologie
Erschütterungen/
Vibrationen
Veränderung der
Hanggeometrie
Straßenbau, Gebäudebau am Hang,
Bergbau, Anlage von Steinbrüchen,
Aufschüttungen von Abraumhalden
Straßenbau, Gebäudebau, Aufschüttungen
von Abraumhalden, Mülldeponien
24
Spannungsänderungen
Spannungsänderungen
Maschinen, Fahrzeuge, Baumaßnahmen Spannungsänderungen
Rodung, Entwaldung, Überweidung Verlust des
Stauseen, Bewässerung am Hang,
Undichte Wasserversorgungs- und
Wasserentsorgungsleitungen sowie
Drainagen
Auslösende Faktoren
Künstliche Bewegung (Sprengung,
Maschinen; Fahrzeuge etc.)
Künstliche Hanganschnitte und
Hangeinschnitte (Unterschneidungen)
Rückhaltevermögens,
Erhöhter Wassergehalt/
Zunahme des
Porenwasserdrucks
Erhöhter Wassergehalt/
Zunahme des
Porenwasserdrucks
Spannungsänderungen
Spannungsänderungen

In Tab. 6 werden die vorbereitenden und prozessauslösenden Faktoren sowie die jeweiligen
Einflüsse, die der Mensch durch den Eingriff in die Natur auf sie nimmt, dargestellt. Desweiteren
wird die jeweilige destabilisierende Wirkung dieser auf den Hang aufgezeigt und durch vergangene
Geschehnissen untermauert. Die drei wichtigsten anthropogen verursachten Wirkungen auf die
Hangstabilität sind dabei Spannungsänderungen, die Abnahme der natürlichen
Rückhaltekräfte durch Degradation der Hangvegetation und die im Zuge der sich verändernden
Hanghydrologie steigenden Wasser- bzw. Grundwasserstände. Unter diesen drei Oberbegriffen
werden nun im folgendem die einzelnen vorbereitenden Faktoren erläutert.
2.4.1.1. Spannungsänderungen
Neben natürlichen Ursachen ist der Mensch an den Veränderung der Hanggeometrie beteiligt
durch Eingriffe in den Hang aufgrund von straßenbaulichen Maßnahmen, Bauvorhaben in
Hangnähe, Bergbau, Tagebau- und Steinbruchanlagen als auch durch die Aufschüttung von
Abraumhalden oder Deponien. Durch die zu eigenen Gunsten veränderte Hanglage werden
oftmals die Folgen außer acht gelassen. So führt beispielsweise die Zunahme der Hangneigung
durch Eingriffe in den Hang oder den Hangfuß aufgrund von Planungsmaßnahmen für Siedlungen
oder Infrastruktur, Abbau in Steinbrüchen etc. zu Spannungsänderungen, welche das
Gleichgewicht der Hangkräfte signifikant ändern und die Stabilität des Hanges herabsetzten
(Glade u. Dikau 2001). So ereignete sich 1881 in Elm (Schweiz) ein Bergsturz, der darauf
zurückzuführen war, dass durch den am Bergfuß fortwährend betriebenen Schieferabbau das
Wiederlager der Bergflanke entfernt wurde, was letztendlich zur Instabilität und somit aktiven
Massenbewegung führte. Das abgelöste Festgestein tötete 115 Personen und zerstörte 83 Häuser
bevor es an der gegenüberliegenden Talflanke zum Stillstand kam (Glade u. Dikau 2001). In
diesem Beispiel führte ein vorbreitendes Ereignis zur Auslösung der Massenbewegung was nicht
immer der Fall sein muss. Beim Straßenbau wird oft das durch Aushöhlung der Hangseite
gewonnene Material zur Aufschüttung der Talseite verwendet um so die Verkehrsfläche zu
verbreitern. Durch das künstlich veränderte Gefälle wird die natürliche Stabilität des Hanges
herabgesetzt, was den Hang für plötzlich eintretende Ereignisse wie z.B. Niederschläge angreifbar
macht. Regenwasser, welches als natürlicher prozessauflösender Faktor fungiert, gelangt
aufgrund der versiegelten Oberfläche der Straße und der erhöhten hangseitigen Neigung direkt in
das aufgeschüttete Lockermaterial hinein und kann eine Böschungsrutschung auslösen (Goudie
1994).
Auch die Zunahme der Auflast an einen Hang zählt zu den vorbereitenden Faktoren und kann
durch anthropogene Eingriffe wie den Straßenbau, Gebäudebau sowie Aufschüttungen in Form
von Abraumhalden, Mülldeponien etc. zu Spannungsänderungen am Hang führen (Dikau 2007).
Die Zunahme der antreibenden Kräfte durch den Siedlungsbau in unmittelbarer Hangnähe ist
25

esonders in Entwicklungsländern ein Problem. Ohne jegliche Planung oder Vorkenntnisse über
die möglichen Spätfolgen werden in den meisten Fällen illegale Marginalsiedlungen errichtet.
Durch den natürlich wachsenden Bevölkerungsdruck sowie zunehmende Landflucht wird selbst
der Ausbau von Siedlungen in Hanglagen um großen Metropolen wie z.B. Rio de Janeiro, wo etwa
35% Bevölkerung in Hangnähe lebt, gebilligt (Krauter o.J.). Das auslösende Moment ist hierbei
meist wieder natürlich gegeben. Durch natürliche Extremereignisse wie starke Niederschläge,
Erdbeben oder Vulkanausbrüche kann, die durch Auflast veränderte labile Hangstabilität zu
Massenbewegungen führen (Lamping u. Lamping 1995, Krauter o.J.).
Da Erschütterungen und Vibrationen sowohl zu den vorbereitenden als auch auslösenden
Faktoren zählen, die durch Spannungsänderungen infolge von menschliche Eingriffen den Hang
destabilisieren können, erfolgt eine nähere Betrachtung dieser unter dem Kapitel der auslösenden
Faktoren (2.4.2.).
2.4.1.2. Herabsetzung des Rückhaltevermögens
Weiterhin wirkt sich destabilisierend auf einen Hang die Entfernung der natürlichen
Vegetationsdecke aus. Als anthropogene Ursache kann hierfür die Entwaldung, Rodung und
Überweidung genannt werden. Durch den Rückgang bzw. Verlust der Hangvegetation verliert der
Hang zunehmend an natürlichem Rückhaltevermögen und ist hydrologischen Extremereignissen
ausgesetzt. So können starke Niederschläge Hangbewegungen initiieren indem das Wasser
ungehindert in den Hang eindringt und zu einem erhöhten Wassergehalt sowie positivem
Porenwasserdruck und somit zum Abrutschen des Hanges führt (Prinz 1991, Krauter o.J.). Ein
ähnliches Szenario ereignete sich 1991 auf den Philippinen während eines Taifuns, der die Inseln
Leye und Negros heimsuchte. Der einsetzende Starkregen löste, begünstigt durch die dort von
statten gegangene Entwaldung, welche die Hänge mit der Zeit labil machte, Murengänge und
Schlammströme aus. Die Massenbewegungen hatten nicht nur verheerende Folgen für die
Infrastruktur, sondern kosteten auch 6.000 Menschen das Leben (Glade u. Dikau 2001).
2.4.1.3. Zunahme des Wassergehalts
Die Veränderung der Hanghydrologie kann aus anthropogenen Eingriffen wie dem Bau von
Stauseen, Bewässerung am Hang, undichten Wasserversorgungs- und
Wasserentsorgungsleitungen sowie Drainagen resultieren. Mit dem erhöhtem Wassergehalt nimmt
die Kohäsion des Bodenmaterials und somit auch die gegebene Scherfestigkeit des Hanges ab.
Der zunehmende Porenwasserdruck bei feingekörntem Material sowie der Kluftwasserschub im
geklüfteten Festgestein setzten die rückaltenden Kräfte (Scherfestigkeit) herab und verstärken die
26

angreifenden Kräfte am Hang. Ist ein bestimmter Schwellenwert der Wassersättigung
überschritten, kann eine plötzliche Massenbewegung ausgelöst werden (Prinz 1991). Ein Beispiel,
welche Folgen die Veränderung der Hanghydrologie durch den Eingriff des Menschen haben kann,
ist der Bau des Staudammes im italienischen Vaiont. So ereignete sich 1963 drei Jahre nach der
Fertigstellung und Aufstauung des Dammes ein Bergsturz (siehe Abb. 8). Bevor es zum Versagen
der Talflanke des Monte Toc kam, waren zuvor vorbereitende Anzeichen für diese Katastrophe in
Form von vereinzelt auftretende Steinschlägen und Rissen im Hang gegeben. Man versuchte
jedoch vergeblich das Unglück rechtzeitig abzuwenden, indem der Wasserspiegel des Sees
gesenkt wurde. Die Bergmassen stürzten in den See und lösten eine Schwallwelle aus, die über
die Staumauer reichte und so mehrere Ortschaften zerstörte als auch unzählige Menschenleben
kostete (Goudie 1994, Lamping u. Lamping 1995, Glade u. Dikau 2001).
Abb. 8: Durch gravitative Massenbewegungen ausgelöste Katastrophe am
Vaiontstaudamm
Quelle: http://www.land-man.net/vajont/vajont.html
2.4.2. Auslösende Faktoren
Erschütterungen oder Vibrationen können sowohl vorbereitende als auch auslösende Faktoren
sein und somit durch Spannungsänderungen entweder die Stabilität des Hanges signifikant
beeinflussen oder in bereits labilen Hängen Bewegungen auslösen. Anthropogene Ursachen für
Erschütterungen bzw. Vibrationen, die sich destabilisierend auf das Hanggleichgewicht auswirken,
können Maschinen, Fahrzeuge und Baumaßnahmen sein. Ob es jedoch zu gravitativen
27

Massenbewegungen kommt, ist immer sowohl abhängig von der Intensität als auch von der Dauer
der Einwirkung (Prinz 1991, Popescu 1994). Als eindeutige prozessauslösende anthropogene
Ursache ist die Sprengung zu nennen. Oft werden instabile Hänge im Zuge der Präventionsarbeit
zur Gefahren- und Katastrophenvorsorge gezielt und kontrolliert gesprengt (Goudie 1994).
Wie bereits erläutert, werden Hänge zu Gunsten des Straßenbaus als auch zum Gebäudebau in
ihrer äußeren Form verändert. Diese künstlichen Eingriffe in die Hanggeometrie aufgrund von
Hanganschnitten, Hangeinschnitten und Unterschneidungen können als vorbereitende
Faktoren fungieren aber auch durch Fehlplanung als prozessauslösende Faktoren
Massenbewegungen unmittelbar initiieren (Dikau u. Glade 2002).
28

3 Die Hangrutschung an der Dollendorfer Hardt
Nachdem die verschiedenen vorbereitenden und auslösenden Faktoren dargestellt wurden,
werden diese nun auf die Hangrutschung 'si7' an der Dollendorfer Hardt angewendet und
exemplarisch erläutert.
Die Hangrutschung 'si7' befindet sich auf der Ostseite des Rheins an einem Hang der
Dollendorfer Hardt im Siebengebirge. Auf der westlichen Seite des Rheins sind Rutschungen
üblicher und wahrscheinlicher als auf der Ostseite, die Hangrutschung 'si7' ist daher ein Einzelfall
in dieser Region.
Die Rutschung befindet sich nahe einer geologischen Bruchkante, ein vorbereitender oder
auslösender Faktor für den Beginn der Rutschung könnte ein Erdbeben gewesen sein (Schmidt &
Dikau 2005).
Generell ist der Bonner Raum durch tektonische Aktivitäten geprägt, unterschiedlich starke
Erdbeben sind auf der Richterskala messbar, jedoch meistens nicht subjektiv wahrnehmbar.
Kontinuierliche Bewegungen wie z.B. das Kriechen von Gebirgsschollen oder das Absenken der
Niederrheinischen Bucht können unmittelbar keine Rutschbewegung im Bonner Raum auslösen.
Im Gegensatz dazu stehen ruckartige Bewegungen, die durchaus auch in dieser Region für das
Auslösen einer Hangrutschung, zumindest aber für Störungslinien oder Verwerfungen
verantwortlich sein können.
Tektonische Verwerfungen und Störungslinien bereiten Wasserbewegungen einen geringeren
Widerstand, was zu einer höheren Verwitterungsaktivität in jenen Zonen führt. Außerdem dienen
tektonische Störungen, auf denen auch die Rutschung am Dollendorfer Hardt liegt, in manchen
Fällen als Gleitfläche.
Jedoch sind tektonische Aktivitäten in den meisten Fällen im Bonner Raum nur als mittelbare,
vorbereitende Ursachen zu bewerten. Erst im Zusammenhang mit anthropogenen Einflüssen und
hydrologischen Faktoren kann es auch bei schwachen Erdbeben zu unmittelbaren
Massenbewegungen kommen (Hardenbicker 1994)
Der Hang wurde durch intensive menschliche Nutzung geprägt, durch Forstwirtschaft sowie der
Konstruktion von Forstwegen in unmittelbarer Nähe. Klein-maßstäblicher Untertagebau ist ein
weiterer vorbereitender Faktor, der anthropogen bedingt ist.
Ein wichtiger auslösender Faktor ist zudem der Grundwasseranstieg in dieser Region, diese
Auffassung wird durch Modell-Ergebnisse unterstützt. Intensive Niederschlagsereignisse im
Frühling stehen in Beziehung mit den aktiven Phasen der Hangrutschung. Die Hangrutschung bei
Dollendorf erfolgte nach einer Periode heftiger Niederschläge, was letztendlich als auslösender
Faktor betrachtet werden kann. Die Ursachen liegen jedoch – wie beschrieben – einerseits
29

tektonisch, andererseits anthropogen begründet: Die Rutschung löste sich innerhalb weniger
Wochen nach dem Anlegen eines Wanderweges. Zusätzlich muss darauf verwiesen werden, dass
das Material der smectitreichen Trachyttuffe in den Gebieten des Siebengebirges äußerst
quellfähig und somit sehr fließfähig und rutschungsanfällig ist (Schmidt & Dikau 2005,
Hardenbicker 1994).
30

4 Resümee
Anhand der Arbeit wird deutlich, dass geologische, hydrologische, klimatische und anthropogene
Faktoren nicht unabhängig voneinander die Hanginstabilität beeinflussen. Vielmehr wirken sie in
Kombination aus vorbereitenden und auslösenden Prozessen auf unterschiedlichen Zeitskalen.
Wie in Abschnitt 2.1 erläutert bilden die geologischen Faktoren durch ihre vorbereitende Wirkung
die Grundvoraussetzung für Hanginstabilität. Dabei stehen neben der Verfügbarkeit von Material
auch deren geotechnischen Eigenschaften und Schwächen im Vordergrund, da sich hieraus die
Suszeptibilitäten für auslösende Faktoren ergeben. Diese können geologische Ursprungs wie etwa
bei Erdbeben sein oder durch hydrologische und anthropogene Störungen der Hangstabilität
erfolgen.
Wasser ist ein entscheidender Faktor hinsichtlich der Destabilisierung von Hangböden, wie bereits
in Abschnitt 2.2 dargestellt. Die Bodensättigung ist eine der Hauptursachen für Hanginstabilität,
aber auch auslösender Faktor für Massenbewegungen. Hydrologische Faktoren sind meist
langzeit-skalige Ursachen, die vor allem von klimatischen Faktoren bedeutend beeinflusst werden.
Klimatische Prozesse verstärken, gemäß Abschnitt 2.3, aber nicht nur die Ursachen von
hydrologischen, sondern auch von geologischen vorbereitenden und auslösenden Faktoren. Indem
sie durch Steuerung der Temperaturen und des Niederschlags zum einen die Wassersättigung
und den Porenwasserdruck regulieren, beeinflussen sie zum anderen die chemische und
physikalische Verwitterung.
In Abschnitt 2.4 wird deutlich, dass der Mensch an vielen hangdestabilisierenden Prozessen
beteiligt ist und durch sein Handeln gravitative Massenbewegungen sowohl vorbereiten als auch
auslösen kann. Dabei ist er nicht als Primärursache zu nennen, in den meisten Fällen begünstigt
und beschleunigt er ungewollt durch seine Eingriffe in die Natur den natürlichen
Massenbewegungsprozess. Je mehr der Mensch in Bergregionen oder Hanglagen eindringt um
das Land zu besiedeln und zu bewirtschaften, desto mehr beeinflusst er auch in der Zukunft die
Stabilität der Hänge. In den kommenden Jahren ist dabei nach Glade u. Dikau (2001) sowie
Krauter (o.J) mit einem weiteren Anstieg an Massenbewegungsprozessen und potenzieller
Gefährdung von Menschenleben zu rechnen.
31

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Rheinische Friedrich-Wilhelms-Universität Bonn
Wintersemester 2009/2010
Geographisches Institut; Meckenheimer Allee 166; 53115 Bonn
vorgelegt von:
Seminar: Feld- und Labormethoden zur Ermittlung der Hangstabilität
Leitung: Dr. Michael Krautblatter
Kinematische Messungen von Hanginstabilität
Susanne Berger
Studiengang Geographie BA
3. Fachsemester
s6suberg@uni-bonn.de
Matrikelnummer: 2145350
Johanna Keil
Studiengang Geographie BA
3. Fachsemester
s6jokeil@uni-bonn.de
Matrikelnummer: 2125233
Katharina Kremner
Studiengang Geographie BA
3. Fachsemester
s6kakrem@uni-bonn.de
Matrikelnummer: 2130798

Inhaltsverzeichnis
1. Einleitung........................................................................................................................................1
2. Anwendungsbereiche und Messmethoden....................................................................................1
3. Extensometer...................................................................................................................................3
3.1. Aufbau und Wirkprinzip ...............................................................................................3
3.2. Bauformen und Anwendung.........................................................................................4
3.3. Interpretation der Messdaten..........................................................................................8
3.4. Anwendungsbeispiel....................................................................................................10
4. Inklinometer..................................................................................................................................11
4.1. Aufbau und Funktion ...................................................................................................11
4.2. Durchführung des Messverfahrens..............................................................................12
4.3. Auswertung und Interpretation ....................................................................................13
4.4. Beispiel: Hangrutschung Itanhanga Hill, Rio de Janeiro.............................................14
5. Laserscanner.................................................................................................................................15
5.1 Messungsvorbereitungen und Funktionsweise des Laserscanners...............................16
5.2 Datenverarbeitung.........................................................................................................17
5.3 Analyse der gewonnenen Daten....................................................................................18
5.4. Fehler und Messungenauigkeiten.................................................................................18
5.5 Diskussion.....................................................................................................................19
5.6 Beispiel..........................................................................................................................20
6. Fazit...............................................................................................................................................21
7. Quellenverzeichnis........................................................................................................................23
7.1. Literaturverzeichnis.....................................................................................................23
7.2. Internetquellen.............................................................................................................24

Abbildungsverzeichnis
1. Ziele der kinemtischen Messungen .....................................................................................1
2. Eine Auswahl meßtechnischer Möglichkeiten .....................................................................2
3. Messung eines Spannungsrisses mit der Abstandsmessung zwischen Stahlbolzen .............5
4. Messung eines Spannungsrisses mit einem Drahtextensometer .........................................5
5. Messaufnehmer eines Drahtextensometers als Großaufnahme ............................................5
6. Oberflächen-Drahtextensometer auf festem Untergrund......................................................6
7. Oberflächen-Drahtextensometer mit vorgespanntem Draht..................................................6
8. Handzeichnung eines Bohrlochs mit einer Extensometereinrichtung ..................................7
9. Vertikales Mehrfach-Bohrlochextensometer ........................................................................7
10. Horizontales Mehrfach-Bohrlochextensometer .................................................................8
11. USGS: Summary of Uncorrected Movement Data 1997-2003 ..........................................8
12. USGS: Data from extensometer E-2 at the woodway landslide.........................................9
13. Profil mit kinematischer Modellbildung des Rutschkörpers
14. Schematischer Aufbau eines Inklinometers .....................................................................10
15. Vertikale Inklinometermessung. ......................................................................................10
16. Absolutabweichungen eines Bohrlochverlaufes ..............................................................12
17. Querschnitt durch das Rutschungsgebiet Itanhanga Hill..................................................12
18. Queschnitt durch das Rutschungsgebiet Itanhanga Hill incl. Gleitfugen ........................13
19. TLS-Messung im Gebirge ................................................................................................14
20. HRTINM's der Ostseite des Tour Ronde Massivs ............................................................18
21. Veränderungen auf der rechten Seite der Ostseite des Tour Ronde Massivs ...................19
Tabellenverzeichnis
Tabelle 1: Auswahl geotechnischer Messverfahren und ihre Zuordnung zu verschiedenen
Verfahrenstypen (Kuntsche, 2000, S. 291ff)........................................................................................3

1. Einleitung (Susanne Berger, Johanna Keil, Katharina Kremner)
Hangrutschungen stellen in zunehmendem Maße eine Bedrohung für die Gesellschaft dar. Die Ursachen
hierfür sind vielfältig und lassen zunehmend auf anthropogene Eingriffe und die Auswirkungen des
Klimawandels zurückführen (KRAUTER et al., 2004, S.1).
Die jüngste Kathastrophe in dem ehemaligen Kohlerevier in Nachterstedt im Juli 2009, bei der durch einen
Erdrutsch drei Menschen zu Tode kamen und Sachschäden in Millionenhöhe entstanden, zeigt dies
eindrucksvoll (www.stern.de, aufgerufen am 03.01.2010).
Daher ist es notwendig Hangbewegungen frühzeitig zu erkennen, um rechtzeitig Sicherungs- oder
Evakuierungsmaßnahmen zu ergreifen (KUNTSCHE, 2000, S. 287).
Diese Arbeit beschäftigt sich mit Methoden zur Analyse von Hangkinematik. In der Kinematik im
Allgemeinen wird „die Bewegung [von] Körpern ohne Rücksicht auf die sie verursachenden Kräfte
untersucht“ (BROCKHAUS, 1998, S. 590).
Ursachen für Hangbewegungen werden aus diesem Grund in der Arbeit ausgeblendet, viel mehr sollen die
verschiedenen (technischen) Methoden zur Überwachung von Hangveränderungen dargestellt werden.
Folgende Fragen werden in diesem Zusmmenhang aufgeworfen und sollen im Laufe der Ausarbeitung
beantwortet werden:
• Welche Methode ist die Effektivste um Hangbewegungen zu
analysieren?
• Welche Fehler oder Probleme können bei den verschiedenen
Messmethoden auftreten?
• Welche Darstellungsformen gibt es, um die gewonnenen
Messergebnisse auszuwerten?
2. Anwendungsbereiche und Messmethoden (Susanne Berger,
Johanna Keil, Katharina Kremner)
Kinematische Messmethoden sollen aufzeigen, in wie weit der Hang
Stabilitätsverluste im Laufe eines Untersuchungszeitraumes aufweist.
Langfristiges Ziel der Beobachtungen ist es daraus Schutz- und
Gegenmaßnahmen abzuleiten (s. Abb. 1). Der wichtigste Indikator für
eine mögliche Hangrutschung sind Materialbewegungen von geringem
Abbildung 1: Ziele der
kinemtischen Messungen
(http://www.geointernational.info,
aufgerufen
am 20.12.2009)
Ausmaß (Millimeter- bis Centimeterbereich), die sich in Deformationen (Risse, Spalten, etc.) äußern können.
Daher ist die genaue Oberservation und quantitative Erfassung von kleinsten Veränderungen das wirksamste
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 1

Mittel zur Prävention von „lokalen Phänomenen mit hohem Schadenpotential“ (ERISMANN UND ABELE, 2001, S.
111; DIKAU UND WEICHSELGARTNER, 2005, S.81). Diese Observationen können mit Hilfe von mannigfaltigen
Messystemen erfasst werden. Einen Überblick über die Methoden gibt Abbildung 2.
Man klassifiziert die Messsysteme in geodätische und geotechnische Verfahren. Geodätische Verfahren
bedingen das Einrichten von Meßpunkten/Instrumentenstandpunkten, die über den Beobachtungszeitraum
hinweg fixiert bzw. reproduzierbar sind. Hierbei ist die Skala der Messobjekte fast unbegrenzt und die
Messdaten sind absolut während geotechnische Verfahren lokale und relative Messwerte aufnehmen.
Außerdem unterscheidet man zwischen an der Oberfläche (engl.:„surface monitoring“) und im Untergrund
(engl.:„sub-surface monitoring“) einzusetzenden Methoden (KUNTSCHE, 2000, S. 291; WYLLIE UND MAH, 2004,
S. 324ff).
Abbildung 2: Eine Auswahl meßtechnischer Möglichkeiten (KUNTSCHE, 2000, S. 288)
Unter geodätischen Verfahren versteht KUNTSCHE (2000) „das Einrichten (Vermarken) von einsehbaren
Messpunkten, deren Abstände, Höhen, oder räumliche Koordinaten je nach Messverfahren unterschiedlich
ermittelt werden“. Dementsprechend handelt es sich hierbei um reine oberflächlich Beobachtende Methoden.
Im Gegensatz dazu werden bei geotechnischen Verfahren „zur Erfassung der gewünschten Messgröße […]
Messaufnehmer im […] Gelände installiert.“ (KUNTSCHE, 2000, S.288).
So ist es mit Hilfe von entsprechenden Messnehmern möglich sowohl lokale, als auch relative Messwerte zu
gewinnen. Diese zeichnen sich durch eine hohe Genauigkeit aus und „können je nach Ausstattung und
Bedarf, [unabhängig der Sichtverhältnisse], laufend elektronisch überwacht bzw. abgefragt werden“
(KUNTSCHE, 2000, S.293).
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 2

Die folgende Tabelle gibt eine Übersicht über die gängigsten Messmethoden und ihren Verfahrenstypen.
Tabelle 1: Auswahl geotechnischer Messverfahren und ihre Zuordnung zu verschiedenen Verfahrenstypen
(KUNTSCHE, 2000, S. 291ff)
Messmethode Monitoring-Typ Verfahrenstyp
Extensometer Oberflächen/ Untergrund geotechnisch
Inklinometer Untergrund geotechnisch
Laserscanner/ Photogrammetrie Oberflächen geodätisch
Gleitmikrometer Untergrund geotechnisch
Spion (Fissurometer) Oberfläche geotechnisch
Satellitengeodäsie (GPS) Oberfläche geodätisch
Bohrlochproben Untergrund geotechnisch
Schlauchwaage Untergrund geotechnisch
Grundwassermessstelle Untergrund geotechnisch
Die Folgenden drei Kapitel behandeln die Messmethoden Extensometer, Inklinometer und Laserscanner,
detaillierter. Diese Auswahl der Methoden berücksichtigt, die oben benannten verschiedene Verfahren, wie
„sub-surface“ und „surface- Messungen“.
3. Extensometer (Johanna Keil)
Das Extensometer (lat.: „extendere“= ausdehnen, dehnen) ist eine Messeinrichtung, mit der allgemein eine
Änderung des Abstands zwischen zwei festgelegten Punkten gemessen werden kann.
Es findet daher Anwendung in verschiedensten Bereichen, wie der Materialprüfung oder der
Stabilitätsprüfung von Häusern und Tunneln (http://www.directindustry.de, aufgerufen am 04.01.2010).
3.1 Aufbau und Wirkprinzip
Ziel einer Extensometermessung am Hang ist es, mit Hilfe der Messungen des Abstandes zwischen einem
sogenannten Kopf- und Fußpunkt, allgemeine Rückschlüsse auf die Hangbewegung oder Hangdeformation
ziehen zu können. Da hierfür ein Messaufnehmer (siehe unten) am Boden, bzw. im Gelände installiert wird,
lassen sich Extensometermessungen den geotechnischen Verfahren und innerhalb dieser, den
Abstandsmessungen zuordnen.
Vor der Installation des Gerätes muss zunächst ein möglichst unbeweglicher Fußpunkt oder Ankerpunkt
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 3

sowie ein beweglicher Kopfpunkt, der (möglichst) repräsentativ für die gesamte Hangbewegung ist,
bestimmt werden. Beide Punkte werden durch einen in der Bewegungsrichtung „starren“ Körper verbunden.
In der Regel handelt es sich bei diesen Messmitteln um Stangen oder vorgespannte Drähte. Die Messung
erfolgt über einen Wegaufnehmer, der zwischen der Stange, bzw. dem Draht und dem Kopfpunkt installiert
wird. Eine durch Dehnung verursachte Streckung bzw. Verlängerung der Verbindungselemente würde die
Messergebnisse daher verfälschen.
Der Wegaufnehmer stellt bei der Extensometermessung den Messaufnehmer dar, der die Länge der
Veränderung des Abstands von Kopf- und Fußpunkt in Millimetern, bzw. Centimetern misst. Da dabei immer
nur die Veränderung des Abstands von zwei Punkten relativ zur Ausgangslänge gemessen wird, werden bei
solchen Messungen entsprechend relative Messergebnisse ermittelt (KUNTSCHE, 2000, S. 294). Die
Messaufnehmer sind entweder mit Messuhren (mechanisch) verbunden oder mit elektromechanischen
Sensoren ausgestattet, die mit einem Messcomputer oder Messwerterfasser („data logger“) verkabelt sind
(CHELLI et al., 2005, 908). So lassen sich die Daten entweder manuell vor Ort ablesen, oder können, wie bei
der zweiten Möglichkeit gespeichert und, bzw. oder per Datenfernübertragung direkt an eine
Überwachungsstation oder ein Alarmsystem geschickt werden (http://www.geo-international.info, aufgerufen
am 20.12.2009).
Die Messgenauigkeit von Extensometern nimmt „mit deren Länge ab, liegt aber bei mindestens 0,3mm“.
(KUNTSCHE, 2000, S: 294). Problematisch für die Messgenauigkeit können Temperaturunterschiede sein, die
sich auf die Länge der Messmittel auswirken. Laut KUNTSCHE (2000) kann die Verwendung von Materialien
mit besonders geringem Temperaturausdehnungskoeffizienten α Themisch einer höheren Messgenauigkeit
förderlich sein (so zum Beispiel Kunststoffe oder sogenannte Invardrähte, die durch spezielle Legierungen
nur einen sehr kleinen Temperaturausdehnungskoeffizienten haben) (KUNTSCHE, 2000, S. 294; BROCKHAUS,
1998, S. 412).
3.2. Bauformen und Anwendung
Extensometer können im Hang an verschiedenen Stellen installiert werden. Im Wesentlichen gibt es drei
Anbringungsmöglichkeiten, die anschaulich in Abbildung 2 (1, 6 u. 9) dargestellt sind: vertikal, horizontal
oder parallel zur Hangquerschnittsfläche (CHELLI et al., 2005, S. 908). Dementsprechend ist auch eine
Unterscheidung zwischen Oberflächen- und Untergrund-Extensometern („surface“- und „sub-surface“-
Extensometern) sinnvoll (WYLLIE UND MAH, 2004, S. 324f).
Eine einfache Oberflächen-Methode stellt das Konvergenzmessgerät (s. Abb. 3) dar. Die auch Distometer
genannten Geräte, bestehend aus einem einfachen Messband, bzw. Messdraht, werden „an spezielle
Messbolzen angeschlossen, deren Abstand bei vorgespanntem Band, bzw. Draht ermittelt wird“ und können
laut KUNTSCHE (2000) daher als mobile Extensometer angesehen werden.
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 4

Konvergenzmessreihen stellen, wie das Beispiel der
„Kinematischen Analyse der Bergzerreißung Hornbergl –
Reutte“ (MOSER et al., 2000, S. 191f) zeigt, eine
„einfache“ Möglichkeit dar, um das Bewegungsverhalten
von Spalten, Ausstriche von Bewegungsbahnen und
breite Bewegungszonen quantitativ zu erfassen.
Sogenannte Drahtextensometer („wire extensometer“)
können sowohl zu den Oberflächen-, also auch den
Untergrund-Methoden gehören. Die „hangparallel“-
verlaufenden Messgeräte (s. Abb. 4) eignen sich in
besonderem Maße zur Beobachtung von Rissen und
Spalten im Hang. Wie alle geotechnischen
Oberflächenmethoden sollten sie jedoch nur an Stellen
installiert werden, die entweder nicht durch äußere
Störeinflüsse, wie Steinschlag, Tiere, etc. beeinträchtigt
oder entsprechend durch „überdeckte Gräben bzw. Rohre
[…] [abgeschirmt werden] (KUNTSCHE, 2000, S. 294).
Laut WYLLIE und MAH (2004) ist es so möglich die
gesamte Bewegung über eine Reihe von Bruchstellen bis
zu einer Länge von 20 m hinweg zu messen.
Die „Messstation“ des Draht-Oberflächenextensometers
wird dabei als Ankerpunkt auf „festem“ und „haltbarem“
Untergrund oberhalb der Brüche und des Kopfpunktes
befestigt (s. Abb. 4). Der durch ein Gewicht
vorgespannte und am Kopfpunkt verankerte Draht
unterhalb der Bruchreihe ist mit einem hinter dem
Messaufnehmer installiertem Gegengewicht verbunden.
Abbildung 5 zeigt, die Funktionsweise der Messstation:
Der Vorspanndraht („tensioning wire“) ist mit dem,
durch das Gewicht („tensioned weight“) vorgespannten
Draht indirekt verbunden. Von links „führt“ eine erste
Umlenkrolle mit Drahtführung („wire guide“) den Draht
auf ein Stahllineal („steel rule“). Ein hier am Draht
Abbildung 3: Messung eines
Spannungsrisses mit der Abstandsmessung
zwischen Stahlbolzen (WYLLIE UND MAH,
2004, S. 325): Steel rule = Stahllineal; Steep pin set
in conrete = einbetonierter Stahlbolzen; Tension crack =
Spannungsriss
Abbildung 4: Messung eines
Spannungsrisses mit einem
Drahtextensometer (WYLLIE UND MAH, 2004,
S. 325): Measurement station on stable ground =
Messstation auf festem Untergrund; tensioned wire =
vorgespannter Draht; anchor on crest of slope = auf dem
„beweglichen Hangstück“ installierter Anker; alarm =
Alarm(systetm)
Abbildung 5: Messaufnehmer eines
Drahtextensometers als Großaufnahme
(WYLLIE UND MAH, 2004, S. 325): Steel rule =
Stahllineal; Measurement block = Mess-Block; tensioning
weight = „Spannungs-Gewicht“; trip block =
Anschlagblock; trip switch = Faltschalter; wire guide =
Drahtführung; tensioned wire = „Vorspanndraht“
angebrachter Mess-Block („measurement block“) zeigt die Abstandsänderung zwischen Anker- und
Kopfpunkt auf. Eine zweite Umlenkrolle führt den gespannten Draht nach „außen“. Um zu verhindern, dass
die Hangbewegung das gegebene „Mess-Limit“ übersteigt, kann ein weiterer, sogenannter „Anschlagblock“
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 5

Abbildung 6: Oberflächen-
Drahtextensometer:
Messaufnehmer und
Gegengewicht auf festem
Untergrund
(www.visionmart.com,
aufgerufen am 29.12.2009)
Abbildung 7: Oberflächen-
Drahtextensometer: auf dem
Felsen verankertes, mit dem
vorgespannten Draht
verbundenes Gewicht
(www.visionmart.com,
aufgerufen am 29.12.2009)
(„trip block“) auf dem Draht auf dem Stahllineal angebracht werden.
Dieser berührt dann frühzeitig einen Faltschalter („trip switch“), der
einen Alarm aktiviert. Die Messreihe kann einfach verlängert
werden, indem man den Draht durch Bewegen des Gegengewichts
verlängert und den Mess-Block wieder nach „links“ schiebt (WYLLIE
und MAH, 2004, S. 325).
Ein praktisches Beispiel für eine Draht-Oberflächenextensometer-
Installation zeigen die Bilder des „Turtle Mountain Monitoring
Project[s]“ des Turtle Mountain in Alberta, Canada
(www.visionsmart.com/turtlemountain, aufgerufen am 29.12.2009).
Zum Schutz vor Korrosion werden die Drähte, wie auf beiden
Bildern (6 und 7) sichtbar, in ein Hüllrohr aus Plastik eingesetzt und
mit Silikon abgedichtet (COROMINAS et al., 2000, S. 150).
Nach dem gleichen Prinzip wie das Draht-Oberflächenextensometer
funktioniert, auch das „Untergrund-Draht-Bohrlochextensometer“.
Allerdings ist dieses eher nicht zur Beobachtung von Rissen und
Brüchen anwendbar, sondern eignet sich besser, um die allgemeine
Hangbewegung zu messen. Die Funktionsweise dieses Untergrund-
Extensometers wird in Abbildung 8 veranschaulicht: Das Gewicht
(„weight“) ist hierbei in dem Ende der „Bohrloch-Ummantelung“
(„borehole casing“) unterhalb der (Hang-) Scherfläche mit Mörtel
(„mortar“) fixiert und wie beim Oberflächenextensometer über eine
Umlenkrolle („pulley) mit einem Gegengewicht („counterweight“)
verbunden. Ein Drehzahlpotentiometer das an der Achse der
Umlenkrolle angebracht ist misst mit den Drehungen den Abstand
zwischen Kopf- und Ankerpunkt und gibt die Daten an einen „data
logger“ weiter. Nach COROMINAS et al. (2000) ermöglicht das
Bohrloch-Drahtextensometer mit Hilfe von „long-life“-Batterien
eine Datenspeicherung für zwei bis drei Monate und eine
Gesamtbetrachtung der Abstandsänderung von mehreren Metern.
Beide Drahtextensometer sind recht einfach zu installierende
Methoden mit einem vergleichbar geringen Kostenaufwand. Die
gewonnen Messreihen können laut COROMINAS et al. (2000) allerdings
nicht vollständig interpretiert werden, ohne die Verfügbarkeit eines
genaueren Wissens über das allgemeine Muster der jeweiligen
Hangkinematik.
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 6

Das hängt damit zusammen, dass keine direkte
Korrelation zwischen der Hangverschiebung und der
Verschiebung des Drahtes bestehen muss. Die Gründe
hierfür sind vielfältig und können beispielsweise vom
Bohrlochdurchmesser oder auch vom Rutschungstyp
abhängen (COROMINAS et al., 2000, S. 150).
Eine reine Betrachtung von Oberflächenbewegungen
kann laut FRANKLIN (1984) leicht irreführend sein. Pro-
blematisch ist zum Beispiel langsam kriechender
Hangboden an der Oberfläche, der einen völlig
falschen Eindruck von der Stabilität der Grundmasse
wiederspiegelt. Um ein vollständigeres Bild über das
Ausmaß der Hangbewegung zu erhalten ist es daher
sinnvoll, auch Untergrund-Methoden einzusetzen, zu
denen neben Inklinometern auch Bohrlochextensome-
ter gehören. Bohrlochextensometer messen die Bewe-
gung entlang der Längsachse eines Bohrlochs. Sie eig-
nen sich daher gut, um die verschiedenen „Schnelligkeiten“ der Bo-
denbewegung verschiedener (auch tieferer) Schichten zu messen oder,
im Fall von vertikalen Bohrlohchextensometern, auch zur Beobach-
tung von Bodensetzungsprozessen. Dazu werden bis zu 20 Anker-
punkte pro Bohrloch in verschiedene Tiefen gesetzt (s. Abb. 2: 6 u. 9).
Die Anker sind entweder mechanisch oder hydraulisch im Bohrloch
spannbar. Um einen Referenzpunkt zu erhalten, wird der tiefste Punkt
möglichst unterhalb der vermuteten Scherfläche angebracht. Da alle
Ankerpunkte mit Stangen oder Draht verbunden sind und einzeln in
die Messungen eingehen, wird ein solches Extensometer auch als
Mehrfachextensometer bezeichnet. In Abbildung 9 und 10 sind Mehr-
fachextensometer in vertikaler bzw. horizontaler Position mit je drei
Ankern zu sehen. Die anderen Enden der Stangen oder vorgespannten
Drähte führen zu einem Messaufnehmer am Bohrlochmund.
Das Mehrfachstangenextensometer stellt laut FRANKLIN (1984) den
„wahrscheinlich verlässlichste[n] und genauste[n]“ Extensometertyp
dar. Gewöhnlich werden die einzelnen rostfreien Stahlstangen einzeln
durch eine Ummantelung mit einem Plastikrohr geschützt. So präpa-
riert werden sie nebeneinander, verschieden tief, in dem Bohrloch ver-
Abbildung 8: Handzeichnung eines
Bohrlochs mit einer Extensometereinrichtung
(Corominas et al., 2000, S. 151): Counterweight =
Gegengewicht; borhole casing = „Borloch-Ummantelung“;
mortar = Mörtel; failure surface = Scherfläche; pully =
Umlenkrolle; potentiometer = (Drehzahl)Potentionmeter;
data logger = Messwerterfasser
Abbildung 9: Vertikales
Mehrfach-
Bohrlochextensometer (http://
www.fhwa.dot.gov, aufgerufen
am 02.01.2010): Reference head =
Messaufnehmer; stainless steel rods in
pvc protective sleeving = rostfreie
Stahlstangen in Isolierrohr aus PVC;
groutable anchor = (ein)zementierte
Anker
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 7

senkt, dass anschließend wieder aufgefüllt wird. In Abbildung 10 werden die unterschiedlich tiefen Positio-
nen, der (hier) hydraulischen Anker im Borloch gut sichtbar. Die Enden der Stangen bleiben beweglich und
können die Lageveränderung an den Messaufnehmer (hier:„Reference Head“) weiterleiten. Dieser ist mit ei-
nem „Data logger“ verbunden, der durch Batterien mit Strom versorgt wird. Das horizontale Borlochextenso-
meter in Abbildung 10 ist ferner mit einer externen Funktantenne („ External Radio Antenna“) ausgestattet,
um eine direkte Datenübermittlung per Funk zu ermöglichen und ist zum Schutz vor z.B. witterungsbeding-
tet. tet.
Abbildung 10: Horizontales Mehrfach-
Bohrlochextensometer (Querschnitt)
(http://www.fhwa.dot.gov, aufgerufen am 02.01.2010)
ten Störfaktoren nach Außen mit einem
„Acetyl- Harz-Plastik“- Deckel
(„Acetyl Resin Plastic Cover“) abgedich-
Meistens sind die Messaufnehmer der
Bohrlochextensometer mit mechanischen
Mesuhren verbunden, können, wie in
dem Beispiel (Abbildung 10) bei kon-
stanten und andauernden Beobachtungen
oder bei der Verbindung mit automatischen Warnsystemen aber auch auf entsprechend elektromechanische
Messaufnehmer umgerüstet werden. (FRANKLIN, 1984: S. 155).
Die Messgenauigkeit der im Vergleich präzisen Bohrlochextensometer werden laut KUNTSCHE (2000) mit län-
ger werdenden Messmitteln kleiner. Genauigkeiten von +/- 0,01 mm kann ein Stangenextensometer bei einer
Messdistanz von bis zu 10 m erreichen, bei einer Distanz bis 50 m beträgt die Genauigkeit nur noch etwa +/-
0,25 mm. Allerdings liegen die Kosten und der Aufwand deutlich höher als bei den Oberflächenextensome-
tern (KUNTSCHE, 2000, S.
299).
3.3 Interpretation der
Messdaten
Alle Extensometerdaten
werden, wie die aller
geotechnischer Verfah-
ren, in graphische Form
transformiert, um Ab-
standsveränderungen
über bestimmte Zeiträu-
me sichtbar zu machen.
Abbildung 11: USGS: Summary of Uncorrected Movement Data 1997-
2003 (http://landslides.usgs.gov, aufgerufen am 03.01.2010)
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 8

Abbildung 11 zeigt ein Beispiel für die Darstellung von Extensometerdaten als Extensometergraphen in ei-
nem Koordinatensystem. Auf der y-Achse lässt sich die Abstandsveränderung in Centimetern ablesen, auf
Abbildung 12: USGS: Data from extensometer
E-2 at the woodway landslide [...]
(http://landslides.usgs.gov, aufgerufen am
03.01.2010)
der x-Achse sind die verschiedenen Jahre des Mess-
zeitraumes dargestellt. Es handelt sich hier um einen
Messdauer von sieben Jahren (1997 bis 2004). Der
direkte Vergleich von Abbildung 11 und 12 macht je-
doch deutlich, dass bei der Datenerhebung mit Ex-
tensometern einige Probleme und Ungenauigkeiten
auftreten können. Während die, wenn auch nur ge-
ringen, Unregelmäßigkeiten von Graph E-2 in Abbil-
dung 11 suggerieren, dass eine Abstandsveränderung
zwischen Kopf- und Ankerpunkt stattgefunden ha-
ben muss, zeigt Abbildung 12, dass die eigentlichen
Ursachen dafür, auf äußere Störfälle wie Defekte des
Gerätes oder abrupte Erschütterungen zurückführen sind. Ähnliche Probleme haben laut dem U.S.
GEOLOGICAL SURVEY (USGS) auch zu den deutlichen Aussschlägen von E-1 und E-3 geführt. Bei E-1 lag, wie
bei E-2, ein technischer Defekt vor, der zwischen 2001 und 2002 zu der unvermittelt auftretenden Distanz-
zunahme geführt hat. Die stark augeprägte Unregelmäßigkeit bei E-3 lässt sich damit erklären, dass zwischen
den Jahren 1999 und 2000 ein anderes Messgerät eingesetzt wurde. (http://landslides.usgs.gov, aufgerufen
am 03.01.2010).
Für die Interpretation dieser Extensometergraphen ist daher generell eine Reihe von Informationen erforder-
lich. Dazu zählen laut USGS neben dem Wissen über die Installation auch Informationen über den „Lebens-
lauf“, die Störanfälligkeit und die Messgenauigkeit der einzelnen Geräte, sowie- wichtig, besonders bei
Oberflächenextensometern, über die äußeren z.B. witterungsbedingten Störfaktoren. Das macht im Um-
kehrschluss deutlich, wie essentiell eine genaue Dokumentation der Messvorgänge und eine Kombination
von verschieden Messmethoden für
eine möglichst fehlerfreie und ge-
naue Interpretation von Daten ist.
4. Anwendungsbeispiel
Ein abschließend, kurz dargestelltes
Anwendungsbeispiel von einer,
durch Rutschung gefährdeten Bahn-
trasse (grau dargestellt in Abb. 13)
an der Mosel, soll auf die Möglich-
keiten und Grenzen der verschiede-
nen Extensometermessverfahren
Abbildung 13: Profil mit kinematischer Modellbildung des
Rutschkörpers (KRAUTER et al.: http://www.geointernational.info,
aufgerufen am 15.01.2010)
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 9

hinweisen. Die elektrifizierte Bahnstrecke bei Pünderich an der Mosel ist nach KRAUTER et al. auf einer Länge
von ca. 200 Metern durch ein Rutschungsareal akkut gefährdet. Es handelt sich hierbei um ein Problem, das
bereits seit dem Errichten der Bahnstrecke im ausgehenden 19. Jahrhundert bekannt ist. Nachdem sich die
Deformationen in den 1980er Jahren aber so drastisch beschleunigt haben, dass bereits Gleiskorrekturen er-
forderlich waren, wurde erstmals, anhand geodätischer Messungen, zwischen den Jahren 1994 und 2000 ein
kinematisches Modell (s. Abbildung 13) entwickelt, dass durch die späteren Inklino- und Extensometermes-
sungen bestätigt wurde. Die im Herbst 2000 installierte „automatische Anlage zur Kontrolle und Überwa-
chung der Hangdeformationen“ besteht aus einem Inklinometer und zwei Messstellen „bergseitig des Gleis-
körpers“ mit Dreifach- und Vierfach-Extensometern, die „bis 10 m hinter die Gleitfläche“ reichen (KRAUTER
et al., http://www.geo-international.info, aufgerufen am 15.01.2010). Die In-Bezugnahme von Nieder-
schlagsmessungen und den Wasserständen der Mosel ergab, dass die Verformungen wesentlich stärker mit
den Wasserständen der Mosel korrelieren und nicht, wie anfänglich vermutet, hauptsächlich durch Nieder-
schläge verursacht werden.
Die Anlage ist mit einem Alarmsystem verbunden, das bei aufälliger Beschleunigung der Bewegung oder
Ausfall des Systems, unmittelbar entsprechende Stellen (in diesem Fall das geotechnische Büro, sowie die
Installationsfirma der Messanlage) informiert, so dass eine schnelle Reaktion, wie beispielsweise eine Stre-
ckensperrung, möglich ist. Laut KRAUTER et al. belaufen sich die Kosten für diese automatische Anlage, für
Bohrungen, Installation und die geotechnischen Leistungen auf ca. 180.000€. Es handelt sich also um eine
vergleichsweise teure Einrichtung, die dafür aber präsize Messdaten liefert und den Vorteil einer ständigen
Überwachung mit der Verknüpfung an ein Warnsystem bringt. Da in diesem Fall insbesondere die allgemeine
Hangbewegung und das Rutschungsverhalten der unterschiedlichen „Tiefen“ von besonderer Bedeutung für
die Sicherheit der Bahnstrecke ist, liegt die Installation eines Bohrlochextensometers nahe. Generell sollte
der Extensometertyp daher immer an das zu ermittelnde „Problem“ angepasst sein. Die Kosten-Nutzen-Rela-
tionen spielen häufig eine ebenso große Rolle. Geringere Kosten und geringeren Aufwand würde zum Bei-
spiel bei der Errichtung von Draht-Untergrundextensometer entstehen. Diese haben allerdings eine kürzere
Lebensdauer, sind wesentlich anfälliger für äußere Störfaktoren, können nicht in so großen Tiefen installiert
werden und haben nur einen installierten Ankerpunkt, verfügen daher auch nicht über die gleiche Messge-
nauigkeit, die hier aber unbedingt erforderlich ist.
Oberflächliche Spannungsrisse und Bewegungszonen lassen sich hingegen am besten mit Oberflächenexten-
sometern und Konvergenzmeßgeräten beobachten. Die Installation dieser Geräte ist weniger aufwendig als
die von Bohrlochextensometern und dementsprechend auch kostengünstiger. Je nach Untersuchungsobjekt,
der davon ausgehenden Gefahr und dem Untersuchungszeitraum ist daher häufig eine Kombination von
Oberflächen- und Untergrundextensometern und anderen Beobachtungsmethoden, wie die im Folgenden dar-
gestellten (Inklinometer und Laserscanning) sinnvoll.
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 10

4. Inklinometer (Katharina Kremner)
Das Inklinometer (lat.: „inclinare“= lehnen/biegen/neigen + „metrum“= etw. Messen) ist ein Instrument zur
Messung von lateralen Verschiebungen in verschiedenen Materialien. Die Messungen werden sowohl an
Gebäuden und Bauteilen als auch im Baugrund und Böden aller Art durch-geführt. Inklinometermessungen
gehören nach ORTIGAO und SAYAO (2004) zu den meist benutzten und genauesten Messverfahren und sind seit
vielen Jahren erprobt. Wie alle kinematischen Analysen gibt das Inklinometer Aufschluss über
Schwachstellen und potentielle Scherflächen im untersuchten Material und ergänzt mit Informationen über
die Richtung und die Geschwindigkeit einer Verschiebung, oder im Falle eines Hanges, einer Rutschung.
Hierbei werden jedoch äußere Faktoren wie beispielsweise der Porenwasserdruck oder externe Belastungen
nicht mit beachtet. Das Inklinometer ist ein geotechnisches Verfahren und kann durch den Einsatz von
elektronischen und mechanischen Messaufnehmern ganz unabhängig von Sichtverhältnissen eingesetzt
werden (ANDERSON und RICHARDS, 1987: S.37).
4.1. Aufbau und Funktion
Das Inklinometer misst laterale Verschiebungen indem der Messapparat selbst in und um das zu
überwachende Material mit eingebaut wird. Bewegt sich das Material, wird das Führungsrohr mit verformt
und ermöglicht es Aussagen über die Richtung und Schnelligkeit der Bewegung zu machen. Bei zu
überwachenden Materialien kann es sich um Häuser, Dämme, Wälle, Tunnel, Deponiegelände und Caissons
aber auch vor Allem um instabile Hänge und Hangrutschungen handeln. Inklinometer lassen sich also in
beispielsweise Stollen von Bergwerken, Wänden von Hochhäusern oder Bohrlöchern im Boden installieren
(Geokon Inclinometer Datasheet, 2009). Zur Messung der Verformung des Führungsrohres welches aus
Aluminium, Stahl oder Kunststoff hergestellt sein kann, wird wie in Abbildung 13 zu sehen, eine
zwangszentrierte Sonde mit eingebauten Neigungsmessern
(Sensoren) an einem zugsicheren Kabel in das Führungsrohr
eingelassen.
Die Sensoren lassen sich jedoch nur in ihrer jeweiligen
Messebene, die oft als A- bzw. B-Ebene bezeichnet wird,
auslenken. Bei einer Änderung der räumlichen Neigung
Achse zwischen zwei Messungen, haben offensichtlich
Verschiebungen stattgefunden und die Differenz bildet die
Lateral-Verschiebungen (KUNTSCHE, 2000: S. 295). An
beiden Enden der Sonde befinden sich Wippen, deren
Drehpunkte mit der Stangenachse zusammenfallen und
Rollen mit Federn verspannt sind (s. Abb.13). So eingebaut
sorgen die Rollen beim manövrieren im Führungsrohr dafür,
Abbildung 14: Schematischer Aufbau
eines Inklinometers (nach Kuntsche,
2000: S. 295).
dass das Inklinometer sich immer zentriert befindet. Abweichungen von dem Mittelpunkt des Rohres würden
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 11

hier für verfälschende Messergebnisse sorgen. Der Abstand der Wippen entspricht folglich dem
Messabschnitt, der sich nach KUNTSCHE üblicherweise in einem Bereich von 0,5m bis 1m befindet. Bei der
Installation des Führungsrohres gilt es vier wesentliche Dinge zu beachten.
Erstens, braucht man um die Lateral-Verschiebungen aussagekräftig zu machen einen Vergleich zu anderen
Messungen, wie z.B. dem unverformten Zustand des Materials. Da dies aber vor Allem bei Hangrutschungen
nicht sicher gestellt werden kann, sind mit dem Inklinometer nur relative Aussagen machbar, also in Relation
zur ersten Messung im Führungsrohr, die als Nullmessung bezeichnet
wird (KUNTSCHE, 2000: S. 297). Die Nullmessung sollte nach Möglichkeit
öfter wiederholt werden, da sie den Verlauf des Rohres im unverformten
Zustand wiedergibt und man Messfehler mit einer Kontrolle minimieren
kann.
Zweitens, sollte wie in Abb. 14 zu erkennen, an einem Punkt des Rohres
der unverformte Zustand als Bezugspunkt erhalten werden. Hierbei kann
man je nach Bedarf den Kopf- oder Fußpunkt des Führungsrohres
wählen. Bei Messungen in Hängen wird empfohlen das Führungsrohr so
tief einzubauen, dass der Fußpunkt unterhalb des bewegten Bodens liegt.
Der Anschluss an den festen Untergrund kann auch künstlich durch eine
Zementation sichergestellt werden. Ob die Einbautiefe des Rohres
ausreichend ist, kann erst nach den ersten paar Messungen festgestellt
werden, wenn keine Neigungsänderungen in der Bezugspunkt-Tiefe
verzeichnet wurden (KUNTSCHE 2000: S. 296). Schlimmstenfalls ist das
Inklinometer in einem starren oder einheitlichem Rutschungskörper
eingebaut und ist in diesem Fall nicht hilfreich im Bezug auf Kinematik, Tiefenlage der Gleitfläche sowie der
Deformationsrate, wie im 3. Fallbeispiel von KRAUTER ET AL. (2004). Dort wurde eine Hang- und
Böschungsbewegung im Bereich eines Autobahndamms der A62 untersucht, wo die Verformungen nur in der
Aufschüttung des Autobahndamms angenommen wurden. Tatsächlich lag die Gleitfläche jedoch 25m tiefer
in den talwärts einfallenden Sand- und Schluffsteinen.
Drittens, findet die Verschiebung von Material auf wenig eng begrenzten Horizonten oder so genannten
Gleitfugen statt. Ein Einsatz von einem Führungsrohr mit größerem Durchmesser ermöglicht Messungen
über einen längeren Zeitraum hinweg. Es gilt: Je kürzer und je breiter das Rohr, desto länger können
Messungen durchgeführt werden. Bei einer Untersuchung eines Rutschareals über einer Bahnstrecke bei
Pünderich an der Mosel, wurde im Herbst im Jahre 2000 ein Inklinometer bis in eine Tiefe von 45m
installiert welches jedoch mittlerweile durch die Hangbewegung abgeschert worden ist (KRAUTER ET AL.,
2004: S.8).
Abbildung 15: Vertikale
Inklinometermessung.
Links: Nullmessung.
Rechts: Kummulative
Messung der
Verschiebungswinkel
(alpha) pro Messtiefe
(Kuntsche, 2000: S. 296)
Viertens, sollten die Messachse in Richtung der größten zu erwartenden Verschiebung gelegt werden, um die
Genauigkeit und Zeitspanne der Messungen zu erhöhen. KUNTSCHE (2000) gibt die Messgenauigkeit des
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 12

Inklinometers pro Messschritt bei einer Sondenlänge von 1m mit ca. 0,2mm/m an. Diese Variieren jedoch
von z.B. +/- 6mm pro 30m bis zu umgerechnet +/- 2,4mm pro 30m je nach Hersteller (Geokon Inclinometer
Datasheet, 2009; Soil Instruments Limited Datasheet C17, 2008).
4.2. Durchführung des Messverfahrens
Inklinometer-Messungen können unterschiedlich durchgeführt werden. Bei der manuellen Variante wird die
Sonde am zugfesten Kabel bis zum Fußpunkt des Führungsrohres eingelassen und in Messabständen, die den
Wippenabständen entsprechen, heraufgezogen. Als Hilfe werden hierfür Markierungen in Messabständen am
Kabel gemacht. Die vermessenen Verschiebungen pro Tiefe werden direkt durch das Kabel geleitet und in
einem angebrachten Data-Logger oder einer Junction-Box gespeichert und können je nach technischer
Ausstattung direkt mittels Modem an eine Zentrale weiterverschickt werden (ORTIGAO und SAYAO, 2004: S.
447). Die Messdaten ergeben dann näherungsweise einen zusammenhängenden Polygonzug, der ebenfalls in
der obigen Abbildung 14 dargestellt ist. Wichtig ist zur Kontrolle und Elimination von gerätebedingten
Lotabweichungen der Aufnehmer von der Sondenachse, dass man jede Messung noch einmal in einer um
180° verschwenkten Lage durchgeführt werden (KUNTSCHE, 2000: S. 297).
Eine weitere Variante des Messverfahrens ist die Sonde mit konstanter Geschwindigkeit hochzuziehen und
eine kontinuierliche Abfrage der Werte zu installieren. Auch hierbei ist eine
Automatisierung der Messung möglich und eine direkte Übertragung bzw.
Speicherung der Werte vor Ort möglich.
4.3. Auswertung und Interpretation
Die Auswertung der durch die Inklinometer-Messungen erhaltenen Daten kann
in Situ oder außerhalb stattfinden. Im Beispiel des Itanhanga Hill Slope in Rio
de Janeiro wurden Überwachungsdaten von Inklinometern direkt an das
Geotechnische Institut von Rio de Janeiro weitergeleitet und ermöglichten so
eine sehr zeitnahe und konstante Beobachtung der Hangrutschung (ORTIGAO et
al., 1997: S.7).
Generell gibt es Computerprogramme, die für die Aufzeichnung und
Auswertung der Daten eingesetzt werden. Diese können Messergebnisse als
stark überhöhte Verformungsprofile für beide Messrichtungen oder
Darstellungen im Grundriss erstellen. Abbildung 15 zeigt eine graphische
Messwertdarstellung und wie zur Verdeutlichung von Verschiebungen die
Messwerte immer in Bezug auf die Nullmessung referenziert werden.
4.4. Beispiel: Hangrutschung Itanhanga Hill, Rio de Janeiro
Abbildung 16:
Absolutabweichungen
eines
Bohrlochverlaufes mit
4 Messreihen mit dem
Inklinometer. Es ist zu
erkennen, das ab
einer Messtiefe von
ca. 11m keine
Bewegung mehr
festgestellt wurde
(Kuntsche, 2000: S.
297)
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 13

Itanhanga Hill ist eine Wohngegend im südlichen Rio de Janeiro, wo 1967 starke Niederschlagsereignisse
eine Massenbewegung auslösten. Anfang der 70er Jahre führte das Geotechnische Institut von Rio de
Janeiro, das heutige Geo-Rio, die ersten Untersuchungen an dem Hang durch und installierte zur
Überwachung unter anderem zwei Inklinometer. Zwei Jahre lang wurde der Hang überwacht bis schließlich
die Massenbewegungen endeten. 1992 führten zum zweiten Mal Starkregenereignisse zu erneuten
Massenbewegungen und beschädigten Gebäuden und die Infrastruktur. Die Beobachtung des Intanhanga Hill
wurde wieder aufgenommen
und 1996-1997 mit
geophysikalischen und
topographischen Begutachtun-
gen, geologischer Foto-
interpretation und Relief-
kartierung, Bohrlöchern und
Installation von automatischen
Analyseinstrumenten (Inklino-
metern, Piezometer, Cliper
usw.) ergänzt (ORTIGAO et al.,
1997: S.3). Abbildung 16
zeigt einen schematischen
Querschnitt durch das
Untersuchungsgebiet des
Itanhanga Hill mit
eingezeichneten Standorten der Analyseinstrumente. Es ist zu erkennen dass darauf geachtet wurde, dass die
Einbautiefe der fest installierten Inklinometern, so genannten Clipern bis ins anstehende Festgestein reicht
und somit der Fußpunkt als Bezugspunkt ausgewählt wurde.
Abbildung 17: Querschnitt durch das Rutschungsgebiet
Itanhanga Hill. Neben allen Standorten der Messinstrumente sind
auch Bodenhorizonte und Infrastruktur eingetragen. Die
Entfehrnung (m) auf der x-Achse sowie die Höhe über NN auf der
y-Achse ersetzen den Maßstab. Die Neigung des Hanges beläuft
sich auf durchschnittlich 15° außer an Stellen von anthropogen
gestalteten Terrassen, Infrastruktur und ein- bis zweistöckigen
Gebäuden(Ortigao et al., 1997: S.4).
Anhand der Inklinometerdaten und weiteren Bodenanalysen wurden eventuelle Gleitfugen getestet, auf
denen sich die Masse bei gegebenen Niederschlägen und kritischem Porenwasserdruck im Boden bewegen
könnte. Die ermittelte tatsächliche Gleitfuge ist in Abb. 17 dargestellt und ermöglicht mit der Berechnung
des sich darauf befindlichen Volumens und der Gleitrichtung die Erstellung des Sicherheitsfaktors (engl.:
„Factor of Safety“). Der Sicherheitsfaktor erlaubt es dem Geo-Rio mögliche Bewegungen des Hanges
vorauszusagen und die Bevölkerung frühzeitig zu warnen und Maßnahmen (Evakuierung, usw.) zu ergreifen.
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 14

Die Voraussage einer
Massenbewegung am Itanhanga
Hill anhand von Cliper-Werten
gestaltete sich jedoch sehr schwer,
da die Überschreitung eines
alarmauslösenden, kritischen
Bewegungswertes nur kurz vor
dem eigentlichen Ereignis
stattfinden würde. Deshalb wurden
die automatischen Alarm-Systeme
1999 mit meteorologischen
Radaren und Analysesystemen
ausgestattet, die den Alarm schon
ein paar Stunden vor einem
kritischen Niederschlagsereignis
auslösen konnten (ORTIGAO und
SAYAO, 2004: S. 452).
5. Laserscanner (Susanne Berger)
Die Methode des Laserscannings ist ein geodätisches Verfahren zur Hanguntersuchung in der
Hangstabilitätsforschung, da es auf der Untersuchung von Abständen zwischen Messinstrumenten und
Reflektoren basiert (KUNTSCHE, 2000). Aus diesem Grund ist es ein Verfahren, welches an der Erdoberfläche
durchgeführt wird (engl. „sub-surface“-Verfahren). Mit
Hilfe dieser Methode lassen sich vor allem die
Hanginstabilitäten feststellen, die sich durch
Blockgletscherbewegungen oder Fels- bzw. Bergstürze
äußern. Sie werden meist durch Permafrostdegradation
verursacht. Infolge des immer weiter voranschreitenden
Klimawandels, ist die Zahl der Hanginstabilitäten, die
durch Permafrostdegradation verursacht worden sind,
angestiegen. Deshalb erfordert es jetzt und in Zukunft
geeignete Methoden zur Messung dieser Ereignisse. Mit
dem noch relativ jungen Verfahren des Laserscannings
Abbildung 18: Queschnitt durch das Rutschungsgebiet
Itanhanga Hill. Resultate der 2D Stabilitätsanalysen nach
Bishop und Janbu unter Einbezug aller Messdaten ergaben die
eingezeichnete Gleitfuge (dicke Linie). Die dünnen Linien
kennzeichen den beobachteten Grundwasserpegel in ariden
Jahreszeiten (Obs WL) und den geschätzten maximalen
Grundwasserpegel während humiden Monaten (Max WL).
Oberhalb ist der dazugehörige Sicherheitsfaktor (FS) der
Gleitfuge angegeben. (Ortigao et al., 1997: S. 5).
Abbildung 18: TLS-Messung im Gebirge
(Quelle: M.Krautblatter).
scheint eine geeignetes Verfahren entwickelt worden zu sein (AVIAN ET AL., 2009; RABATEL ET AL., 2008).
Grundgedanke des Laserscannings ist das Abtasten eines ausgewählten Gebietes durch einen systematisch
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 15

auf die Oberfläche gerichteten Laserstrahl. Dies wird in zeitlich regelmäßigen oder auch unregelmäßigen
Abständen (z.B. vierteljährlich, monatlich, etc.) wiederholt, um aus dem Vergleich der gewonnenen Höhen-
bzw. Oberflächenmodellen Schlüsse hinsichtlich der Größe und Lokalität einer Hangdeformation ziehen zu
können (WYLLIE und MAH, 2004). Der Aufbau einer Messeinrichtung ist in der Abbildung 18 dargestellt.
Das Laserscanning basiert auf LiDAR (Light Detection and Ranging), mit dem räumlich und zeitlich sehr
detailliert Daten aufgenommen werden können (RABATEL ET AL., 2008). Man erhofft sich aus den Ergebnissen
der Laserscanaufnahmen Aufschlüsse über 3-D-Variationen der Gebiete zu erlangen, um somit räumliche
und zeitliche Vorhersagen von Hangbewegungen erstellen zu können (ABELLÁN ET AL., 2009). Grundsätzlich
werden zwei Methoden des Laserscannings unterschieden. Beim luftgestützten Laserscanning (engl.
„Airborne-Laserscanning“; kurz: ALS) geschieht die Messung aus einem Flugzeug heraus, während beim
terrestrischen Laserscanning (TLS) die Messungen direkt von der Erdoberfläche aus durchgeführt werden
(AVIAN et al., 2009). In dieser Arbeit wird nur auf das terrestrische Laserscanning näher eingegangen.
5.1 Messungsvorbereitungen und Funktionsweise des Laserscanners
Zunächst muss bestimmt werden, welches Gebiet untersucht werden soll. Das ausgewählte Gebiet wird auch
als ROI (Region of Interest) bezeichnet (AVIAN et al., 2009). Die Messung erfolgt hier jedoch nicht direkt am
Hang, wie die im vorigen Teil der Arbeit vorgestellten Methoden, sondern in einer vorgegebenen, von
unterschiedlichen Parametern abhängigen Entfernung zwischen Hang und Messgerät. TLS können je nach
Modell aus sehr unterschiedlichen Distanzen messen. Diese Distanzen reichen je nach Modell,
atmosphärischen Bedingungen bzw. den Reflektionseigenschaften der Oberfläche des zu untersuchenden
Objekts bis zu 800 m (RABATEL ET AL., 2008). Sehr häufig funktioniert die Entfernungsmessung durch die
„Time-of-Flight-Methode“, bei der der Laserscanner die Zeitdifferenz zwischen dem ausgesendeten
Laserimpuls und dem Empfangen des reflektierten Laserimpulses am optischen Empfänger misst (AVIAN et
al., 2009).
Die folgende Formel stellt die Distanz zwischen Laserscanner und reflektierender Oberfläche dar:
Dabei stellt ρ = Distanz, c= Geschwindigkeit des Lichtstrahls und Δt = Zeitdifferenz zwischen Absenden und
Empfangen des reflektierten Laserimpulses dar (ABELLÁN ET AL., 2009).
In einem ausgewählten Bereich wird nun mithilfe der 3 Raumwinkel (ρ, ϑ =horizontal, φ=vertikal; später
Transformation in x, y und z) die Hangoberfläche vom Laserstrahl abgetastet. Dabei werden in regelmäßigen
Abständen Punkte auf der Oberfläche des Hanges aufgenommen. Demzufolge entsteht nach einem
Messdurchgang eine gleichmäßige Punktwolke aus allen gemessenen Punkten. Ihre Zahl ist abhängig von
der Leistungsfähigkeit des verwendeten Laserscanners, der Oberflächenreflektion, der Größe des
Messgebietes, aber auch von der zur Verfügung stehenden Zeit (RABATEL ET AL., 2008; AVIAN ET AL., 2009).
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 16

Die Datenermittlungsgeschwindigkeit kann durchaus bis zu 2500 Punkten pro Sekunde betragen (ABELLÁN ET
AL., 2009). Wenn das Messgebiet größer ist als das Teilgebiet, welches der Laserscanner innerhalb eines
Messzyklus abtasten kann, werden Punktwolken mehrerer sich überlappender Gebiete erstellt. Das ist in den
meisten Untersuchungen der Fall. Auf Grundlage der so erzeugten Punktwolken erfolgt die weitere
Auswertung am Computer (RABATEL ET AL., 2008).
5.2 Datenverarbeitung
Der nächste Schritt ist die Datenverarbeitung. Sie erfolgt durch den Einsatz von spezieller Software, wie z.B.
den Programmen von PolyWorks. Im Folgenden wird beispielhaft das Vorgehen an Programmen der
PolyWorks-Software demonstriert. Bei der Verwendung von PolyWorks-Programmen werden zunächst mit
Hilfe des Programms IMAlign die Scans der Teilgebiete zu einer einzigen Punktwolke des untersuchten
Gebietes zusammengefasst. Dabei erfolgt auch die Entfernung von „Ausreißern“. Diese sind Messfehler, die
durch verschiedene Parameter entstehen können (RABATEL ET AL., 2008).
Verwendet man andere Software, dann gibt es auch die Möglichkeit, die Punktwolken erst zu klassifizieren.
Die Klassifikation geschieht durch Analyse von Reflektion des Materials, dem RSME (Root mean squared
error) und „structure external sensors“ (Wetterstationen, um atmosphärische Bedingungen aufzuzeigen).
Dadurch wird die Qualität und Zuverlässigkeit der Messdaten bewertet. Wenn einzelne Daten nicht eindeutig
zugeordnet werden können, werden sie geringer gewichtet oder vernachlässigt (AVIAN ET AL., 2009).
Wie erfolgt das Zusammenfügen der Teilgebiets-Punktwolken zu einer Gesamtpunktwolke des zu
untersuchenden Gebietes?
Die Scans müssen so aufgenommen worden sein, dass sich überschneiden. In diesen Überlappungszonen
werden Verknüpfungspunkte ausgewählt, die sowohl in dem einen Scan (Referenzbild), als auch in dem
angrenzenden Scan zu finden sind. Verwendet werden dazu z.B. markante Punkte wie große Steine oder
Risse (RABATEL ET AL., 2008). Möglich ist auch die Aufstellung von ortsfesten, reflektierenden „Targets“, die
an lagefesten Oberflächenpunkten angebracht sind und als Verknüpfungselemente dienen (AVIAN ET AL.,
2009). Welches Verfahren man anwendet ist davon abhängig, ob man eher ein ortsfestes Ziel (Felswand) oder
ein bewegtes Ziel (Blockgletscher) untersucht.
Die Zahl der Verknüpfungspunkte ist eine subjektive Wahl und umfasst meist 3 prägnante Punkte. Um die
Angleichung noch genauer zu generieren, wird im Anschluss ein Algorithmus berechnet. Durch ihn wird der
angrenzende Scan durch räumliche Rotation und Übersetzung an den Referenzscan angeglichen. Wenn man
mehr als 2 Scans aneinander angleichen muss, werden die restlichen Scans mit der Selben Methode an den
Referenzscan angeglichen. Durch die Berechnung einer „Rototranslationsmatrix“ für jeden angeglichenen
Scan, können die 3 Raumwinkel X, Y und Z und 3 räumliche Auflösungen berechnet werden. Daraus folgt
dann die Gesamtpunktwolke für alle Scans, die aneinander angeglichen worden sind. Anschließend wird eine
Interpolation der existierenden Punkte aus der Gesamtpunktwolke durchgeführt. Bei PolyWorks-
Programmen wird dies durch das Programm IMMerge vorgenommen. Aus diesem Schritt resultiert ein TIN
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 17

(Triangulated irregular Network) bzw. ein HRTINM (High resolution (decimeter-scale) triangulated irregular
network model), welches ein 3-D-Bild der Hangoberfläche (DTM) darstellt (RABATEL ET AL., 2008).
5.3 Analyse der gewonnenen Daten
Um das Volumen ausgebrochener Felsstücke nach einer Hangbewegung zu berechnen, gibt es mehrere
Methoden. Dazu ist es bei allen Methoden notwendig, dass zeitliche Messreihen desselben Gebietes zur
Verfügung stehen. Es werden immer nur 2 DTM’s gleichzeitig miteinander verglichen: der Referenzscan und
jeweils ein Datenscan. Wenn man andere Software als die von PolyWorks verwendet, dann gibt es die
Möglichkeit, dass man die mit der Zeit aufgenommenen DTM’s georeferenziert, um sie übereinander zu
legen. Dadurch ist ein Vergleich der beiden DTM’s miteinander und eine Lokalisierung und Berechnung des
Ausmaßes der Hangbewegung möglich. (AVIAN ET AL., 2009). Bei den PolyWorks-Programmen wird hierfür
das IMInspect Module verwendet. Nachdem die beiden Scans mit den in 5.2 genannten Methoden
aneinander angeglichen worden sind, erfolgt elektronisch der Vergleich der Scans miteinander. Dabei werden
die Veränderungen in der Distanz zwischen gleichen Punkten der beiden Scans untersucht. So lassen sich
Veränderungen des Hanges bzw. einer Felswand quantifizieren. Diese Veränderungen werden dann durch das
Programm in einer „Map of differences“ dargestellt, anhand derer man die Gebiete lokalisieren kann, in
denen eine Veränderung der Oberflächenform stattgefunden hat. Dabei muss man jedoch beachten, dass nicht
alle Veränderungen zwangsläufig Hangbewegungen darstellen müssen. Zum Beispiel können die
Veränderungen auch auf Unterschieden in der Schneedeckenausdehnung und -dicke beruhen. Die Gebiete, in
denen eine Hangbewegung vermutet wird, werden aus der Karte extrahiert und es wird ein Referenzplan für
jeden einzelnen Datenpunkt aus ihnen erstellt. Mit Hilfe dieses Referenzplans kann nun auch das Volumen
zwischen der Oberflächentopographie eines weiteren Scans und des Referenzplans berechnet werden, um
beispielsweise Aufschluss über das Volumen eines Felssturzes zu erlangen. Anhand der Zeitabschnitte in
denen man die Messungen durchgeführt hat, der aufgenommenen Fläche und dem Volumen des
ausgebrochenen Materials lässt sich abschließend die Erosionsrate pro Jahr berechnen (RABATEL ET AL., 2008).
Man kann sich also vorstellen, dass man mit dieser Methode Felsstürze gut detektieren kann, aber dass das
Auffinden kleinerer Steinschläge durch methodische Ungenauigkeiten schwieriger ist.
5.4. Fehler und Messungenauigkeiten
Wie bei anderen Methoden gibt es auch beim terrestrischen Laserscanning Unsicherheiten und Fehler bei den
Messungen und der Datenverarbeitung. Eine Methode zur Feststellung des Ausmaßes der entstandenen
Fehler wird durch folgende Formel berechnet:
Berücksichtigte Fehler sind σ 1 , der den Fehler durch den Laserscanner selbst angibt, σ 2 , der den Fehler bei
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 18

der Konstruktion des HRTINM einbezieht und σ 3 , der den Fehler beim Übereinanderlegen der HRTINM’s
angibt (RABATEL ET AL., 2008). Nach ABELLÁN ET AL. (2009) liegt der Fehler σ 3 unter normalen Bedingungen
ungefähr in der Kategorie von Zentimetern. Ein nicht berücksichtigter Fehler in diesem Ausmaß könnte
Deformationen, die zu einer Hangrutschung führen können, verdecken. Verwendet man jedoch Methoden
wie Filtering oder die Interpolation, kann dieser Fehler durch Informationen aus benachbarten Punkten
minimiert werden. (ABELLÁN ET AL., 2009)
Ein weiteres Phänomen, welches bei dieser Methode auftaucht, ist der Maskeneffekt. Was versteht man
darunter?
Nach RABATEL ET AL. (2008) entsteht der Maskeneffekt durch Fehlen von Daten bzw. durch fehlerhafte Daten,
die vom Laserscanner aufgenommen worden sind. Dies ist vor allem durch 3 entscheidende Ursachen
bedingt:
1. Bei einer kantigen Struktur der Felswand können Daten durch z.B. Felsvorsprünge, Ecken oder
Gebirgsausläufer nicht richtig aufgenommen werden.
2. Je nach dem wo der Laserscanner an verschiedenen Punkten positioniert wird, um einen „global view“
zu erreichen, d.h. wenn man die gleiche Felswand aus verschiedenen Positionen aufnimmt.
3. Schneebedeckung, da der Laserstrahl vom Schnee und nicht vom Fels reflektiert wird.
Die Schneebedeckung ist beim Laserscanning die häufigste Ursache für den Maskeneffekt. (RABATEL ET AL.,
2008)
5.5 Diskussion
Die Methode des Laserscannings weißt sowohl Vor-, als auch Nachteile auf. Welche Schwächen weißt die
Methode auf? Es ist schwierig aus der Distanz alle Details eines Hanges darzustellen, wie z.B. Ecken,
Felsvorsprünge etc., die beim Scanvorgang nicht erfasst werden können. Daraus resultiert u. A. der
Maskeneffekt. Nach AVIAN ET AL. (2009) kommt hinzu, dass die Messergebnisse schnell durch z. B.
atmosphärische Bedingungen verfälscht werden können. Da man von solchen Fehlern jedoch schon im
Voraus ausgeht, können sie durch Klassifikation bzw. Fehlerberechnungen, wie in 5.4 beschrieben, minimiert
werden. Ein weiteres Problem, welches RABATEL ET AL. (2008) erläutern, ist, dass der Transport der
Messinstrumente sehr schwierig ist. Wenn man Messungen in Gebirgen ausführen möchte, ist man meistens
auf den teuren Transport durch einen Helikopter angewiesen. Aus dem Transport und auch aus den
Materialkosten für die Messinstrumente resultieren hohe Kosten für Messungen mithilfe eines TLS. Um
diesen Nachteil zu umgehen, versuchen einige Wissenschaftler den Laserscanner durch Photogrammmetrie
zu ersetzen. Ob die Resultate bei der Photogrammmetrie vergleichbar mit denen des Laserscannings sind,
wird noch erforscht. (RABATEL ET AL., 2008) Trotz der genannten Mängel, weist der Laserscanner aber auch
einige Vorteile auf. Mit dem Laserscanner können große und vor allem schwer erreichbare Gebiete
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 19

untersucht werden, die mit anderen Methoden schwierig bzw. nicht zu erreichen wären. Dies ist durch
Luftbildaufnahmen zwar auch möglich, jedoch sind diese im Vergleich zum Laserscanning ungenauer und
unpräziser, da die Luftbildaufnahmen eine geringere Quantität und Dichte in der Messung aufweisen
(ABELLÁN ET AL., 2009; RABATEL ET AL., 2008). Nach Meinung des Verfassers, bietet der Laserscanner
außerdem einen Sicherheitsgewinn, da man in einer gewissen Entfernung zum zu untersuchenden Hang steht
und dadurch bei unvorhergesehenen Stabilitätsverlusten des Hanges nicht in Gefahr gerät.
Insgesamt gesehen ist der Laserscanner also sinnvoll um Hänge, die bisher schwer erfasst werden konnten,
genauer zu untersuchen oder um parallel zu anderen Messungen die Ergebnisse zu ergänzen. Da meist
Hänge, die von Permafrostdegradation betroffen sind, zu den schwer erreichbaren und selten untersuchten
Gebieten gehören, wird das terrestrische Laserscanning in diesen Gebieten als sehr effektive und
zukunftsfähige Methode angesehen (AVIAN ET AL., 2009, ABELLÁN ET AL., 2009).
5.6 Beispiel
Abschließend soll die Verwendung des
Laserscanner anhand eines
Anwendungsbeispiels dargestellt werden.
Dazu sollen die Untersuchungen von
RABATEL ET AL. von Juli 2005, Juli 2006 und
Oktober 2006 in der Umgebung des Mont
Blanc dienen. Repräsentativ für Felshänge,
die durch Permafrostdegradation
gekennzeichnet sind, wurden 7 Felshänge in der Nähe des Mont Blanc untersucht. Sie weisen Höhen
zwischen 3000 und 4500m über NN auf. Zur Untersuchung wurde ein terrestrischer Laserscanner verwendet,
um später aus den gewonnenen Daten HRTINM’s mithilfe der Programme von PolyWorks zu generieren.
Der verwendete Laserscanner war ein Optech ILRIS 3D terrestrial Laserscanner.
Um die Felswand zu dokumentieren, fertigte man aus 22 sich überschneidenden Scanaufnahmen, die von 2
verschiedenen Positionen aus aufgenommen worden sind, eine Punktwolke an. Diese wurde mit den
Programmen von PolyWorks, wie in Kapitel 5.2 und 5.3 beschrieben, bearbeitet. Das Ergebnis der
Untersuchungen ist auf der Abbildung 19 sichtbar.
Die weißen Flächen, die v.a. durch Schneedecken entstanden, sorgen für Maskeneffekte. Sie betrugen in
dieser Untersuchung um die 10%. Daher ist eine Analyse der Felswände mit Schneebedeckung hier nicht
möglich. Die nicht von Schnee bedeckten Bereiche des HRTINM wurden jedoch weiter untersucht und es
wurden Areale lokalisiert, an denen Material aus der Felswand ausgebrochen ist. Im Zeitraum von Juli 2005
bis Juli 2006 sind 2 Felssturzereignisse ermittelt worden. Diese sind in Abbildung 20 als A und B dargestellt.
C und D repräsentieren keine Felsdeformationen, sondern sind auf Schneedeckenvariationen
zurückzuführen.
Abbildung 19: HRTINM's der Ostseite des Tour Ronde
Massivs (Quelle: Rabatel et al., 2008).
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 20

Das Volumen der abgestürzten Massen wurde
anhand der HRTINM’s berechnet und beläuft sich
bei den Gebieten A+B insgesamt auf ca. 536m³.
Die Erosionsrate beträgt in diesem Fall 8,4
mm/Jahr. Durch diese Studie wurde gezeigt, dass
die Erosionsrate in diesem Gebiet, die bisher
höchste gemessene Erosionsrate durch
Permafrostdegradation darstellt (RABATEL ET AL.,
2008).
6. Fazit
Für die Erstellung von Schutzkonzepten und deren Realisierung in rutschungsgefährdeten Gebieten, sind
langfristige hangkinematische Observation unerlässlich. Wirksam können diese jedoch nur dann sein, wenn
die einzelnen Messsysteme sinnvoll kombiniert und an den jeweiligen Rutschungstyp anpasst sind.
Die in der Einleitung aufgeworfene erste Frage nach der effektivsten Methode um Hangbewegung zu
analysieren lässt sich daher nicht eindeutig beantworten. Dies liegt daran, dass sich die einzelnen
Messergebnisse der Messsysteme weniger überschneiden, sondern sich viel mehr ergänzen und
komplettieren. So ist das Laserscanning zum Beispiel auf großflächige Messungen, wie ganze Felswände
oder Blockgletscher ausgerichtet. Es zeichnet sich besonders durch eine hohe Quantität und Dichte der
Messpunkte aus. Geotechnische Verfahren hingegen haben in der Regel einen kleineren Messradius, liefern
dafür aber relativ genaue Ergebnisse (im Mikro- bis Millimeterbereich) über Hangdeformationen, die bei
elektronisch überwachten Messaufnehmern ständig abgelesen oder abgerufen werden können.
In diesem Zusammenhang stellt sich die Frage nach den Schwachstellen der einzelnen Methoden. Eine
generelles Problem aller Messsysteme kann in den herstellungsbedingten Lotabweichungen von Sensoren
bestehen. Witterungsbedingte Störungen können ebenfalls die Messungen aller Methoden beeinflussen. So
können bei Nebel und Schnee Entfernungen beim Laserscanning falsch eingeschätzt werden, bei bei den
geotechnischen Verfahren können Messmittel mit einem hohen Temperaturaustauschkoeffizienten die
Ergebnisse verfälschen. Ferner können bei allen Messsystemen, bei denen oberirdische Messmittel und
Wegaufnehmer installiert werden, andere, nicht witterungsbedingte Störfaktoren (z.B. Tier und Mensch)
auftreten.Im Allgemeinen lassen sich aber die einzelnen Probleme bei der Datenaufnahme durch angepasste
Systeme und genaues Wissen über potentiellen Messfehler minimieren.
Abbildung 20: Veränderungen auf der rechten
Seite der Ostseite des Tour Ronde Massivs
zwischen Juli 2005 und Juli 2006 (Quelle:
Rabatel et al., 2008).
Jegliche gewonnenen Messdaten werden zur Interpretation in graphische Darstellungen transformiert, um
Veränderungen im Hangverhalten sichtbar zu machen.Beim Laserscanning werden die gewonnenen Daten in
digitale Geländemodelle überführt. Durch den Vergleich von zeitlich gestaffelten Aufnahmen kann eine Map
of Differences erstellt werden anhand derer man Oberflächenunterschiede erkennen kann. Auf diese Weise
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 21

ist es möglich, das Volumen ausgebrochener Felsblöcke zu berechnen.
Mit Hilfe geotechnischer Methoden lassen sich laterale und axiale Verschiebungen im Untergrund und an der
Oberfläche genauer verfolgen. Die Extensometerdaten werden dafür als Extensometergraphen dargestellt. So
lassen sich zum Beispiel Unterschiede in der „Schnelligkeit“ des Deformationsverhaltens an verschiedenen
Bodenschichten aufzeigen. Beim Inklinometer lassen sich Lateral-Verschiebungen von einzelnen Messtiefen
über die Zeit hinweg beobachten und in sogenannten, überhöhten Verformungsprofilen darstellen. In Bezug
zur Nullmessung lassen sich so Richtung und Schnelligkeit der Verformung erkennen und potentielle
Scherflächen können aufgedeckt werden.
Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 22

7. Quellenverzeichnis
Literaturverzeichnis
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Kinematische Messungen von Hangstabilität ; S. Berger, J. Keil und K. Kremner 24

Rheinische Friedrich-Wilhelms-Universität Bonn
Geographisches Institut
Seminar Methoden Aufbau, Hangstabilität
Leitung: Dr. Michael Krautblatter
Untergrunderkundung von
Hanginstabilität mit geophysi-
kalischen Methoden
Autoren:
Benjamin Jacobs, s6bejaco@uni-bonn.de, Matr. Nr. 2127825
Sebastian Lebien, s6selebi@uni-bonn.de, Matr. Nr. 2130499
Marina Morlock, s6mamorl@uni-bonn.de, Matr. Nr. 2134822
Andreas Römer, s6anroem@uni-bonn.de, Matr. Nr. 2154596
Abgabe am: 06.01.2010

Inhaltsverzeichnis
1.Einleitung (Andreas Römer)..........................................................................................................3
1.1.Beispiele.....................................................................................................................................3
1.1.1.Der Bergsturz von Randa...............................................................................................3
1.1.2.Der Bergsturz an der Zugspitze 3700 Jahre B.P.............................................................3
1.2.Relevanz der Geophysikalischen Methoden...............................................................................3
1.3.Arten geophysikalischer Methoden zur Untergrunderkundung...................................................4
2. Bodenradar (Sebastian Lebien)....................................................................................................4
2.1.Das Messprinzip.........................................................................................................................5
2.2.Arbeitsgeräte..............................................................................................................................8
2.3.Datenbeschaffung......................................................................................................................8
2.4.Antennen Set-up und Frequenzbereich......................................................................................9
2.5.Datenbearbeitung.....................................................................................................................10
2.6.Vor- und Nachteile des GPR (Andreas Römer)........................................................................10
3. Seismik (Marina Morlock)...........................................................................................................11
3.1. Prinzip der Seismik..................................................................................................................11
3.1.1. Versuchsanordnung.....................................................................................................11
3.1.2. Seismische Wellen......................................................................................................12
3.1.3. Die Betrachtung der seismischen Elastizität................................................................13
3.2. Seismische Messverfahren......................................................................................................14
3.2.1. Reflexionsseismik........................................................................................................14
3.2.2. Refraktionsseismik......................................................................................................15
3.3. Seismik bei der Erkundung von Hanginstabilitäten..................................................................16
3.4. Vor- und Nachteile der Seismik (Andreas Römer)...................................................................18
4. Electric Resistivity Tomography (ERT) (von Benjamin Jacobs)...................................................19
4.1. Prinzip der ERT......................................................................................................................19
4.2. Versuchsanordnung................................................................................................................19
4.2.1. Der Konfigurationsfaktor.............................................................................................21
4.3. Messmethoden.......................................................................................................................23
4.4. Verwendung der ERT zur Erkundung der Hangstabilität.........................................................25
4.5. Vor- und Nachteile der ERT (Andreas Römer)........................................................................27
5. Anwendungsmöglichkeiten der Methoden anhand von Beispielen ............................................28
6. Fazit (Andreas Römer)...............................................................................................................30
7. Literaturverzeichnis ...................................................................................................................31
2

1. Einleitung (Andreas Römer)
Mit der Ausbreitung von Transportrouten und Siedlungszentren in Gebirgsregionen steigt die Ge-
fahr durch gravitative Massenbewegungen in diesen Bereichen enorm an (HEINCKE et al., 2006).
Naturereignisse wie Felsstürze oder Hangrutschungen können hier zur Naturkatastrophe werden,
da es gerade in Zeiten der touristischen Erschließung der Gebirgsregionen durchaus sein kann,
dass Infrastruktur und Menschen betroffen sind.
Die Gefahr, die für diese Bereiche von hanggravitativen Prozessen ausgeht, soll im Folgenden an-
hand von Beispielen aufgezeigt werden.
1.1. Beispiele
1.1.1. Der Bergsturz von Randa
Der Bergsturz von Randa ereignete sich am 18. April 1991. Es kam zum Kollabieren einer Berg-
flanke woraufhin 30 Millionen Kubikmeter Material in zwei großen Hauptereignissen talwärts stürz-
ten. Es wurden 37 größtenteils landwirtschaftliche Gebäude sowie 15 Hektar Wald und 20 Hektar
Kulturland verschüttet. Die Sturzmasse blockierte zudem den Fluss Mattervispa, sodass sich ein
See bildete. Um einen katastrophalen Ausbruch zu vermeiden, musste dieser über einen Stollen
entwässert werden (GLADE u. DIKAU, 2001). Es entstand nach diesem Ereignis jedoch keine stabile
Situation, denn oberhalb der Ausbruchsnische konnte mit geodätischen Messungen eine abwärts-
gerichtete Hangbewegung mit Geschwindigkeiten von 1-2 cm pro Jahr nachgewiesen werden
(HEINCKE et al., 2006).
1.1.2. Der Bergsturz an der Zugspitze 3700 Jahre B.P.
An der Zugspitze ereignete sich vor etwa 3700 Jahren ein Bergsturz mit einer Größe von 300-400
Millionen Kubikmetern (KRAUTBLATTER et al.). Die Sturzmasse löste sich aus der Nordwand des Ber-
ges, der zu dieser Zeit noch deutlich höher war, und ist heute besiedelt. Das Besondere ist, dass
das Sturzereignis mit der Permafrostdegradation im Zusammenhang steht. Es wird angenommen,
dass die nachlassende stabilisierende Wirkung des tauenden Permafrostes der Auslöser war
(GLADE u. DIKAU 2001). Der Bergsturz wird gesehen als Reaktion auf das Holozäne Klimaoptimum
(KRAUTBLATTER et al.).
1.2. Relevanz der Geophysikalischen Methoden
Die Beispiele zeigen die Ausmaße und Konsequenzen von Hanginstabilität auf. Zudem birgt die
aktuelle Situation über dem Bergsturz von Randa die Gefahr eines weiteren Sturzereignisses. Die
Zugspitze soll stellvertretend für die Problematik der Permafrostinduzierten Sturzereignisse stehen,
denn die Zahl der Fels- und Bergstürze aus von Permafrost betroffenen Felswänden steigt (HAUCK
u. KNEISEL, 2008).
3

Als Folge dieser Ereignisse ist es dringend erforderlich, auf eine sichere und nicht invasive Art und
Weise absturzgefährdete Hangbereiche abgrenzen zu können (HEINCKE et al., 2006).
1.3. Arten geophysikalischer Methoden zur Untergrunderkundung
Zu den elektrischen Methoden zählen die Eigenpotentialmethode, der die Messung natürlicher
Gleichstromfelder zu Grunde liegt und die induzierte Polarisation, bei der der frequenzabhängige
Leitwiderstand des Bodens gemessen wird. Die gängigste Methode der Gleichstromgeoelektrik ist
die Elektrische Resistivitäts- Tomographie, bei der vom Leitwiderstand des Bodens auf seine geo-
logischen Eigenschaften geschlossen wird (WEIDELT in KNÖDEL et al., 1997).
Im Bereich der Seismik unterscheidet man die Reflektions- und die Refraktionsseismik, bei der re-
flektierte bzw. refraktierte Erdbebenwellen (P-Wellen) die Informationen über den Untergrund lie-
fern. S-Wellen kommen hier nicht zur Verwendung, da sie an der Oberfläche verlaufen. Das Geo-
radar verwendet elektromagnetische Impulse um den Untergrund zu kartieren (HAUCK u. KNEISEL,
2008). Hier wird über die Dielektrizitätskonstante, die die Durchlässigkeit von Materialien für elek-
trische Felder angibt, auf Untergrundeigenschaften geschlossen. Weitere Methoden sind die Ma-
gnetik, die Gravimetrie, die Geothermie, die Radiometrie, geophysikalische Penetrationssondierun-
gen sowie die Erweiterung der Methoden durch Bohrlochmessungen (KNÖDEL et al., 1997).
Für die Anwendung in der Geomorphologie und zur Ermittlung der Hanginstabilität sind das GPR,
die ERT und die Seismik die üblichsten Methoden (SCHROTT u. SASS, 2006) und sollen im Folgenden
vorgestellt werden.
2. Bodenradar (Sebastian Lebien)
Das Bodenradar oder auch Georadar (Ground Penetrating Radar – GPR) gehört zu den neueren
geophysischen Messverfahren und ist ein der Reflexionsseimikerwandtes elektromagnetisches Im-
pulsreflexionsverfahren (BLINDOW et al., 1997) mit dem – abhängig von den örtlichen Parametern –
Messtiefen zwischen 10 – 50 m erreicht werden (HEINCKE et al., 2005).
Die ersten Systeme entstanden durch die Verwendung der Echolotung zur Bestimmung von Eis-
mächtigkeiten (MILSOM, 2005) und entwickelten sich seit den 1970er Jahren. Seit den 1980er Jah-
ren sind digitale GPR-Systeme im Einsatz, besonders bei der Erkundung von Permafrostgebieten
sowie in der Glaziologie (BERTHLING u. MELVOLD, 2008). Aufgrund der technischen Anforderung wird
GPR besonders bei der Erfassung von überdeckten Strukturen, Erkundung von internen Struktu-
ren oder Vermessung von Flussbetttiefen angewendet. Es wurden auch Versuche zur Analyse von
Hangrutschungen durchgeführt, jedoch mit eingeschränktem Erfolg (SCHROTT U. SASs, 2008; SASS et
al., 2008). Dennoch kann das GPR herangezogen werden, um zusätzliche Informationen über den
Untergrund in Oberflächennähe zu erhalten.
4

2.1. Das Messprinzip
Das Prinzip des GPRs besteht in der
Abstrahlung von kurzen elektro-ma-
gnetischen Impulsen in den Unter-
grund mittels einer Sende-antenne
und die Aufnahme der an Schicht-
grenzen bzw. Heterogenitäten (Objek-
te) erzeugten Reflexionen (bzw. Ener-
gie) mit einer weiteren Antenne. Die
reflektierte Energie wird dabei als
Funktion von Laufzeiten und Amplitu-
den der elektrischen Feldstärke E
aufgezeichnet (BLINDOW et al., 1997;
BERTHLING U. MELVOLD, 2008). Sofern die
elektromagnetische Ausbreitungsgeschwindigkeit des Untergrundes bekannt ist kann die Zeit in
Tiefe umgerechnet werden. Abbildung 1 fasst dieses Prinzip zusammen. Im Sinne des Radars wird
von Verstärkung und Verminderung (gains und losses) gesprochen, die in dB (Dezibel) gemessen
werden.
Wird davon ausgegangen, dass die Inputenergie I in ein System und die Outputenergie J ist,
dann kann die Verstärkung G (gain) folgendermaßen ausgdrückt werden:
G=10⋅log 10 �J / I � (MILSOM, 2005)
Eine Verdopplung der Inputenergie bedeutet nach obiger Gleichung eine Verstärkung von G =
3dB.
Die Reflexionen und Diffraktionen (Beugung der Wellen) der elektromagnetischen Wellen entste-
hen bei starken Kontrasten der elektrischen Eigenschaften im Boden (BLINDOW et al., 1997). Refle-
xionen tauchen an ebenen und hinreichend breiten Schichtgrenzen auf. Handelt es sich jedoch um
Verwerfungen, auskeilende Schichten oder unterbrochene Reflektoren die kleiner oder gleich der
emittierten Wellenlänge sind, wird die Energie diffraktiert. Im Radargramm zeigt sich dieser Stö-
rung in Form von Hyperberln bzw. Krümmungen. Exemplarisch ist dies in Abbildung 2 dargestellt.
Hier wurde im Rahmen einer Altlastsanierung im lehmigen Sand mit einer Frequenz Ölfässer auf-
gespürt, die sich deutlich bei Profilmeter 28 und 36 im oberen Radarausschnitt bzw. 26 und 34 im
unteren darstellen (BLINDOW et al., 1997)
Abbildung 1: Prinzip des GPR
Quelle: BLINDOW et al., 1997
5

Die Ausbreitung des Signals (Impuls) wird dabei
von der Dielektrizitätskonstante ɛ (DK), der
Leitfähigkeit σ [mS/m] und der magnetischen
Permeabilität μ bestimmt, wobei letztere einen
geringen Einfluss hat. Alle drei Faktoren sind ma-
terialabhängig. In Abbildung 2 sind charakteristi-
sche Werte für gängige Materialien aufgeführt.
Die DK des Materials wird gewöhnlich in Relation
zur DK der Luft (ɛr) gesehen und erhält damit
einen Wert zwischen 1 und 80. Bestimmt wird der
Wert der DK durch den Wasseranteil des Materi-
als, was mit der Dipoleigenschaft des Wassers
zusammenhängt. Die Bestimmung der DK gibt
somit auch Aufschluss über den Wasseranteil des
Materials. Der Realteil von Wasser ɛ'r = 80 ist der
Grund dafür, dass der Wassergehalt ausschlag-
gebend für die Phasengeschwindigkeit v [m/ns]
der erzeugten Wellen ist, mit der letztlich die Tief-
zuordnung erfolgt (BLINDOW et al., 1997). Der Ionenanteil des Wassers hat jedoch Einfluss auf die
Leitfähigkeit des Materials und somit auf die Erkundungstiefe und Absorption. Je höher der Wasser
bzw. Tonanteil (großes
ɛ bzw. großes σ) de-
sto größer ist Schwä-
chung des Impuls und
damit verbunden die
maximale Erkun-
dungstiefe (SCHROTT U.
SASS, 2008).
Aussicht auf Erfolg ha-
ben Messungen auf
trockenem hochohmi-
gen Schutt (etwa 30 –
60m Erkundungstiefe)
oder auf sandigen Se-
dimenten (15 – 30m)
(SCHROTT U. SASS,
2008). Ein Versagen
Abbildung 3: Dielektrizitätszahl, Leitfähigkeit, Geschwindigkeit und Dämpfung
gängiger Materialien bei 100 Mhz.
Quelle: BLINDOW et al., 1997
Abbildung 2: Ortung von Ölfässern
Quelle: BLINDOW et al., 1997
6

des Verfahrens ist bei feuchten Tonen und Schluffen, Wasser mit hohem Salzanteil und eisenhalti-
gen Schlacken zu erwarten (BLINDOW et al., 1997).
Für die Geschwindigkeit der elektromagnetischen Wellen (Phasengeschwindigkeit v) ergibt sich
näherungsweise folgende Gleichung (in verlustarmen Medien tan δ

Bei einem Richtwert von R² > 0,01 (Energie-Reflexions-Koeffizient) – also 1% der ursprüngli-
chen Impulse - kann mit einer erfolgreichen Identifizierung der Reflexionen gerechnet werden
(BERTHLING u. MELVOLD, 2008). Der Betrag der reflektierten Energie hängt weiterhin von der Oberflä-
chenbeschaffenheit ab, sodass ebenes/feinkörniges Material am besten reflektiert. Hingegen ist
bei schroffer Oberfläche die Streuung größer und der nutzbar reflektierte Anteil geringer (MILSOM,
2005).
Die Reflexionen führen zu einer Deformation des Wavelets. Generell ist die Ausbreitung der elek-
tromagnetischen Wellen im geologischen Material dem Verhalten von seimischen Wellen (elektri-
schen Wellen) ähnlich (BLINDOW et al., 1997) mit einigen grundsätzlichen Unterschieden in der Wel-
lengleichung (vgl. KNÖDEL 5.20).
Die Arbeitsfrequenz der Impulse, die durch breitbandige Dipolantennen abgestrahlt und empfan-
gen werden, wird auch als Mittenfrequenz fm bezeichnet (BLINDOW et al., 1997). Sie ist der Aufga-
benstellung entsprechend zu wählen und liegt für gewöhnlich zwischen 10 – 1000 Mhz, wobei mit
zunehmender Frequenz die Wellenlänge λ geringer wird. Zudem reduziert sich absorptions- und
streuungsbedingt die Erkundungstiefe (BLINDOW et al., 1997).
2.2. Arbeitsgeräte
Bodenradarapparaturen bestehen aus drei wesentlichen Elementen (BLINDOW et al., 1997):
Antennen: Es wird eine Antenne zur Abstrahlung des elektromagnetischen Impulses und eine
zweite Antenne zum Empfangen der direkt reflektierten Strahlung benötigt. Es handelt sich um
Breitbandantennen mit Dipoleigenschaften deren Bauformen und die damit verbundenen Verlust-
werte variieren.
Impulsgeneratoren dienen der Erzeugung der kurzen und energetischen Impulse. Über Transisto-
ren in der Funktion als Spannungsvervielfacher wird der Antenne nach der Zündung die Energie
zugeführt.
Empfangssysteme sind meistens sequentielle Abtastsystem, die die empfangenen Frequenzen in
Audio-Signale umwandeln (80-90 dB Dynamikumpfang), die widerrum über einen A/D Wandler
(Analog/Digitalwandler) gespeichert werden können, z.B. auf einem Laptop. Dabei ist für eine stö-
rungs- und verlustfreie Übertragung die Reduzierung von Schwingungen des Gesamtsystems und
die Verwendung von Glasfaserkabeln statt Metallleitungen von Vorteil.
2.3. Datenbeschaffung
Es stehen zwei GPR Systeme zur Verfügung. Das herkömmliche System ist das „time domain
impulse radar“ (BERTHLING u. MELVOLD, 2008), welches aus zwei identischen Antennen, einem Im-
pulsgenerator, einem Empfangssystem, einer Kontrolleinheit zur Steuerung von Signalintervallen
und Real-Time Processing sowie einem Computer (Parameteränderungen/ Datensicherung/ Dar-
stellung) (BERTHLING u. MELVOLD, 2008) besteht.
8

Das zweite System ist das „step-frequency“-System (BERTHLING u. MELVOLD, 2008) bei dem unter-
schiedliche Antennenpaare genutzt werden. Dabei werden kontinuierlich Impulse gesendet und der
jeweilige Betrag der Energie und der Zeitraum über den relevanten Frequenzbereich gemessen.
Somit können mehr Informationen auf einmal gesammelt werden bei größerem Rausch-Signal-
Verhältnis (BERTHLING u. MELVOLD, 2008).
2.4. Antennen Set-up und Frequenzbereich
Es gibt drei mögliche Anordnungen der Empfangs- und Sendeantennen bei GPR Verfahren
(BERTHLING u. MELVOLD, 2008):
1. Common offset: Der Sender und der Empfänger befinden sich während der Messung in
einer benutzerdefinierten, konstanten Distanz von einander. Die Bewegung erfolgt entwe-
der kontinuierlich oder in konstanten Intervallen.
2. Common midpoint (CMP): Hierbei werden die Antennen in konstanten Intervallen vonein-
ander entfernt, um die Phasengeschwindigkeit berechnen zu können. Dieses Verfahren
wird auch in Anschluss an das common offset angewendet.
3. Wide-angle reflection and refraction (WARR): Bei dieser Anordnung bleibt eine Antenne
statisch (freie Wahl) und die andere wird zunehmend entfernt.
Die Anordnung der beiden Antennen kann getrennt oder zusammengefasst in einem Modul
(MILSOM, 2005) erfolgen, wobei die Anordnung in einer Einheit (hinter einem Fahrzeug oder als
Schlitten) einen großen Vorteil in der Mobilität besitzt. Während des Messvorgangs sollten die An-
tennen parallel zum Untersuchungsobjekt im Untergrund bewegt werden, soweit dieses bekannt
ist. Die Ausrichtung kann auch senkrecht zur Untersuchungslinie erfolgen, um den Einfluss seitli-
cher Störreflexionen zu minimieren (BERTHLING U. MELVOLD, 2008). Die Distanz zwischen Sender und
Empfänger entspricht etwa 1/5 der Erkundungstiefe (MILSOM, 2005).
Die Frequenz ist die wichtigste Einzelvariable, da sie eine Vielzahl anderer Variablen beeinflusst.
Als Faustregel kann gesagt werden: Um eine räumliche Auflösung zu erreichen, die 25% der ange-
strebten Erkundungstiefe entspricht, sollte das Produkt von Tiefe und Frequenz einen Wert um 500
haben (MILSOM, 2005). Bei der Auswahl der Mittenfrequenz fm sind also die gewünschte Erkun-
dungstiefe und die Auflösung zu beachten. Die Erkundungstiefe lässt sich nicht stets vorhersagen,
jedoch muss der Impuls so gewählt sein, dass die Reflexionen genügend Energie haben und
messbar bleiben. Kleine Frequenzen liefern größere Erkundungstiefen, jedoch zu Lasten der Auflö-
sung und Mobilität des Systems, da die horizontale Auflösung von der Wellenlänge λ und der Tie-
fe bestimmt wird (BERTHLING U. MELVOLD, 2008). In die Praxis übertragen bedeutet das, dass mit stei-
gender Geschwindigkeit v die Auflösung zunimmt. Beispielsweise kann bei v = 0.1 m ns -1 bei 25
MHz eine Auflösung von 1m, bei 100 MHz 0,25m und bei 1 GHz 2,5 cm erreicht werden (SCHROTT
u. SASS, 2008).
9

Die vertikale Auflösung ist dabei die minimale Distanz zwischen den Reflektoren (Schichten), um
sie von einander abgrenzen zu können. Sie wird von der Wellenlänge λ und der Breite des Reflexi-
onsimpuls bestimmt. Die Mittenfrequenz sollte so wenige ungewollte Reflexionen (geologisches
Rauschen) wie möglich durch Materialinhomogenitäten bewirken, die nicht untersuchungsrelevant
sind, indem sie niedrig angesetzt und damit die Wellenlänge wesentlich größer als die Inhomogeni-
tät ist (BLINDOW et al., 1997). Typische Frequenzwerte könnten 25, 50, 100 und 200 Mhz sein, bei
Messzeiträumen (time windows = Zeitraum, indem das gesendete Signal empfangen werden
kann) von 32 bis 2048 ns (MILSOM, 2005). Es gibt auch Ansätze die zwei unterschiedliche Frequen-
zen nutzen (AL QADI et al., 2009).
2.5. Datenbearbeitung
Die Ausgabe der gemessenen Daten erfolgt in Radargrammen, deren Interpretation der Diffrakti-
onshyperbeln große Erfahrung bedingt (BLINDOW et al., 1997). Die Bearbeitung der Daten kann be-
reits bei der Messung erfolgen (real-time mit AGC – Automatic gain control), wobei die unveränder-
te Speicherung empfohlen wird (BERTHLING U. MELVOLD, 2008). Die in der Seismik verwendeten Bear-
beitungsschritte können auch beim Bodenradar genutzt werden (BLINDOW et al., 1997). Die Stan-
dardbearbeitung beinhaltet einen Filter (low-cut filter, `dewow'-filter), um geringe Rauschfrequen-
zen bzw. Rauschspitzen (high-cut filter) (MILSOM, 2005) zu entfernen; den Schritt der Migration, der
bei geneigten Flächen bzw. punktförmigen Reflektoren die systematische Störung des Wavelets in
Form von Hyperbeln reduziert (BERTHLING U. MELVOLD, 2008); die Anwendung von 'gain filters', um
schwächere Signale aus größere Tiefe gleichwertig mit denen in Oberflächennähe auswerten zu
können (BERTHLING U. MELVOLD, 2008). Neben der Anwendung von Migration wird neuerdings auch
ein „microwave-tomography“ - Verfahren (PETTINELLI et al., 2008) angewendet, welches besonders
im Hinblick auf die Rekonstruktion der Geometrie der Objekte entscheidende Verbesserungen in
der Genauigkeit und Auflösung bietet.
2.6. Vor- und Nachteile des GPR (Andreas Römer)
Die räumliche Auflösung des GPR ist bereits bei geringen Frequenzen höher als bei anderen geo-
physikalischen Methoden. Zudem ist die Untersuchungsgeschwindigkeit recht hoch, so dass meh-
rere Hundert Meter Kartierung am Tag möglich sind. Sind Sender und Empfänger auf einem Schlit-
ten montiert, der über die Oberfläche gezogen wird, ist eine kontinuierliche Messung möglich
(MILSOM, 2003). Allerdings behindern die hohen Ausmaße gerade der Sendeantennen für niedrige
Frequenzen die Einsetzbarkeit in steilem und unebenem Gelände. Auch bewaldete Gebiete eignen
sich schlecht für Radarmessungen, da Bäume als Reflektor wirken und somit Daten verfälschen
können. Die möglichen einsetzbaren Frequenzen des GPR reichen von 10 Mhz bis 1 Ghz. Höhere
Frequenzen ermöglichen eine höhere räumliche Auflösung als Niedrige, erreichen aber nicht so
große Tiefen. Deshalb ist es notwendig, bereits vor der eigentlichen Messung Informationen über
10

die erwartete Eindringtiefe und die Korngröße des Untersuchungsobjektes zu besitzen, um die ge-
eignete Frequenz wählen zu können. Die maximale Eindringtiefe hängt ab von der Dieelektrizitäts-
konstante und der elektrischen Konduktivität. Sind viel Grundwasser oder vergleyte Böden vorhan-
den, werden die elektromagnetischen Wellen stark abgeschwächt und die Eindringtiefe verringert.
So schwankt sie zwischen 30-60 m bei trockenem und hochresistivem Geröll und bis unter 5m bei
Gley. Deshalb sind auch hier bereits vor der Untersuchung Informationen nötig, um sich auf diese
Abschwächung einstellen zu können (SCHROTT u. SASS, 2006).
Potenzielle Fehlerquellen bestehen auch in Radiowellen und Mobiltelefonen, da es zu Interferen-
zen kommen kann und so der Empfänger gestört wird (MILSOM, 2003).
Das GPR wurde bereits zur Entdeckung verschütteter geomorphologischer Formen, interner Sedi-
mentstrukturen und zur Bestimmung der Höhe des Sediments über dem Grundgestein eingesetzt.
Im Bereich der Hangstabilität können bei trockenen Verhältnissen Scherflächen aufgespürt werden
(SCHROTT u. SASS, 2006). Die sich stark unterscheidenden elektro-magnetischen Eigenschaften von
Fels, Eis und Wasser ermöglichen eine effektive Kartierung von Permafroststrukturen (BERTHLING u.
MELVOLD, 2008, in HAUCK u. KNEISEL, 2008). Besondere Stärke zeigt das GPR beim Kartieren von
räumlich begrenzten Untergrundeigenschaften wie beispielsweise Eislinsen (SCHROTT u. SASS,
2006).
3. Seismik (Marina Morlock)
3.1. Prinzip der Seismik
Die Seismik macht sich verschiedene Eigenschaften von seismischen Wellen zunutze, um Infor-
mationen über Zusammensetzung und Lagerung der Schichten im Untergrund zu erhalten. Die
seismischen Wellen werden bei Erschütterungen kreisförmig vom Herd des Erdstoßes ausgesen-
det. Dabei ändert sich die Geschwindigkeit der Wellen je nach dem durch welches Medium sie sich
fortbewegen (KNÖDEL et al., 1997). Außerdem kommt es an geologischen Schichtgrenzen zur Refle-
xion und Refraktion der seismischen Wellen. Im Gegensatz zur Seismologie arbeitet die Seismik
bei der Untergrunderkundung mit Erschütterungen, die z.B. durch Sprengung, Fallgewichte oder
Vibratoren künstlich erzeugt werden (KEAREY et al., 2002³).
3.1.1. Versuchsanordnung
Zuvor installierte Geophone zeichnen die erzeugten seismischen Wellen auf und wandeln sie in
elektrische Signale um (Abb. 4). Mehrere zusammengeschaltete Geophone führen dann zu einem
Seismographen, der die Signale zusammenfasst und speichert. Aus dem so erhaltenen seismi-
11

schen Profil können nun Informationen über die Beschaffenheit des Untergrunds und über die
Schichtenfolge gewonnen werden (SHERIFF u. GELDART, 2006²).
Abbildung 4: Seismische Versuchsanordnung
Quelle: http://www.rwe.com/web/cms/de/246996/klimaschutzspeicher/seismik/
Der Abstand der Geophone zueinander hängt vor allem von der benötigten Tiefenauflösung der
Untersuchung ab. Normalerweise liegt er zwischen einem und fünf Metern. Die Zahl der eingesetz-
ten Geophone beträgt zwischen 20 und 30 m. So wird eine Profiltiefe von ca. 10 bis 30 m bei einer
Ausdehnung von 50 bis 90 m erreicht (SCHROTT u. SASS, 2008). Um ausgedehntere Profile zu erhal-
ten, wird der Versuchsablauf mehrfach wiederholt, wobei die Geophone jeweils um einen bestimm-
ten Betrag entlang einer vorher festgesetzten Trasse versetzt werden (2D-Seismik). Eine neuere
Entwicklung der seismischen Untergrunderkundung ist die 3D-Seismik, bei der die Geophone
räumlich angeordnet sind. So kann ein dreidimensionales Modell des Untergrundes erstellt werden
(KNÖDEL et al., 1997).
3.1.2. Seismische Wellen
Seismische Wellen werden in Raum- und Oberflächenwellen eingeteilt. Erstere spielen bei der Un-
tergrunderkundung eine große Rolle, da sie sich von der punktförmigen Quelle aus im Vollraum
ausbreiten (KNÖDEL et al., 1997). Die Oberflächenwellenseismik liefert in diesem Zusammenhang
weniger aufschlussreiche Ergebnisse und soll deshalb hier nur erwähnt werden.
Raumwellen können gemäß ihrer Ausbreitungsgeschwindigkeiten weiter in P-Wellen (für prima
unda, lat. für „erste Welle“) und S-Wellen (secunda unda, lat. für „zweite Welle“) unterteilt werden
(SCHNEIDER, 2004). Bei P-Wellen, die auch als Longitudinalwellen bezeichnet werden, verläuft die
Teilchenbewegung parallel zur Fortpflanzungsrichtung. Sie können sich sowohl in festen als auch
in flüssigen oder gasförmigen Medien ausbreiten (MILSOM, 2003³).
12

Beim Durchlauf einer S-Welle, auch Transversalwelle genannt, schwingen die Teilchen senkrecht
zur Ausbreitungsrichtung. Anders als die P-Wellen können sie sich nur in festen Medien fortbewe-
gen. S-Wellen können sich in Gesteinsporen also nicht ausbreiten (SCHNEIDER, 2004).
Eine kombinierte Analyse dieser beiden Wellentypen gibt somit Aufschluss über die Zusammenset-
zung und Porosität der Gesteinsschichten einerseits und die Tiefe der betreffenden Schichtgren-
zen andererseits (KEAREY et al., 2002³). Trotzdem wird oft auf eine Betrachtung der S-Wellen ver-
zichtet, da bisher nur wenige Angaben zur Interpretation der unterschiedlichen Wellengeschwindig-
keiten vorhanden sind (KNÖDEL et al., 1997).
3.1.3. Die Betrachtung der seismischen Elastizität
In der Seismik spielt die Elastizität verschiedener Materialien eine wichtige Rolle zur Interpretation
der empirisch ermittelten Ausbreitungsgeschwindigkeiten. Elastizität ist definiert als „resistance to
changes in size or shape and the return to the undeformed conditions when the external forces are
removed” (SHERIFF u. GELDART, 2006², S. 33). Für seismische Verfahren wird dabei angenommen,
dass alle betrachteten Gesteine komplett elastisch reagieren, d.h. nach einer Krafteinwirkung ihren
ursprünglichen Zustand vollständig wiederherstellen können. Des Weiteren wird der Einfachheit
halber angenommen, dass die betrachteten Materialien isotrope Eigenschaften haben. Diese An-
nahme trifft jedoch nicht immer zu, da z.B. Klüfte eine gewisse Vorzugsrichtung bei der Verformung
zur Folge haben. Ist dies der Fall müssen gegebenenfalls Ergebniskorrekturen durchgeführt wer-
den (CARA, 1994).
Zwischen der seismischen Elastizität eines durchlaufenen Materials und seiner spezifischen Aus-
breitungsgeschwindigkeit für seismische Wellen besteht ein enger Zusammenhang (KEAREY et al.,
2002³). Ist die Ausbreitungsgeschwindigkeit von seismischen Wellen bekannt, kann also auch die
seismische Elastizität bestimmt werden. So können Rückschlüsse auf Eigenschaften und Zusam-
mensetzung der entsprechenden Gesteine gezogen werden (KEAREY et al., 2002³).
Tabelle 1 zeigt, dass unterschiedliche Materialien andere P-Wellengeschwindigkeiten aufweisen.
Anhand der Werte wird aber auch deutlich, dass eine P-Wellengeschwindigkeit keinesfalls eindeu-
tige Rückschlüsse auf eine bestimmte Gesteinsart zulässt. Um solche differenzierten Informatio-
nen zu erhalten, ist es notwendig, die lokalen geologischen Gegebenheiten und ggf. an der Ober-
fläche sichtbare Hinweise in die Interpretation mit einzubeziehen (KNÖDEL et al., 1997). Da die P-
Wellengeschwindigkeiten von Wasser, Luft und Eis deutlich abweichen (vgl. Tabelle 1), ist es mit-
hilfe der Seismik jedoch gut möglich, unterschiedliche Porenfüllungen in Gesteinen voneinander zu
differenzieren (KRAUTBLATTER, 2008).
13

Tabelle 1 P-Wellengeschwindigkeiten in unterschiedlichen Gesteinen
Material Gesteinsarten P-Wellengeschwindigkeit in km/s
Lockermaterial Sand (trocken) 0,2 - 1,0
Sand (wassergesättigt) 1,5 - 2,0
Ton 1,0 - 2,5
Permafrost 3,5 - 4,0
Sedimentgesteine Sandstein 2,0 - 6,0
Magmatite /
Methamorphite
Kalk 2,0 - 6,0
Dolomit 2,5 - 6,5
Granit 5,5 - 6,0
Gabbro 6,5 - 7,0
Ultramafische Gesteine 7,5 - 8,5
Serpentinit 5,5 - 6,5
Porenfluide Luft 0,3
Wasser 1,4 - 1,5
Eis 3,4
Quelle: eigene Darstellung nach KEAREY, et al., 2002³ S. 27
3.2. Seismische Messverfahren
Entsprechend der seismischen Wellen lässt sich auch die Seismik in die Oberflächenseismik und
die „klassische“ Seismik (unter Verwendung von Raumwellen) gliedern. Letztere ist, wie der Name
schon andeutet, die bei der Exploration des Untergrundes am häufigsten verwendete Methode
(KNÖDEL et al., 1997). Des Weiteren finden die Bohrlochseismik und die seismische Tomographie in
den letzten Jahren verstärkt Anwendung. Diese Verfahren sind jedoch in den meisten Fällen an
eine Untersuchung durch die klassische Seismik gekoppelt und sollen deshalb hier nur erwähnt
werden.
Die klassische Seismik wird weiter unterteilt in die Refraktions- und die Reflexionsseismik. Werden
seismische Wellen ausgesendet, kommt es an Schichtgrenzen je nach Beschaffenheit der beiden
aneinander grenzenden Materialen zur Reflexion und/oder Transmission der seismischen Wellen
(MILSOM, 2003³). Das Verhältnis von beiden, hängt vom Kontrast, d.h. von den elastischen Parame-
tern (Dichteunterschiede und Änderungen in der Wellengeschwindigkeit) der beiden aneinander
grenzenden Materialien ab (KNÖDEL et al., 1997). Seismische Wellen verhalten sich also ähnlich wie
Lichtstrahlen an optischen Grenzen (MILSOM, 2003³).
3.2.1. Reflexionsseismik
Werden die Wellen zurückgeworfen, erreichen sie an einer bestimmten Stelle wieder die Oberflä-
che und können von den Geophonen registriert werden. Diese Methode wird als Reflexionsseismik
bezeichnet. Gemessen an den Investitionen und der Zahl der Anwendungen ist sie das wichtigste
Verfahren zur seismischen Untergrunderkundung (SHERIFF u. GELDART, 2006²). Aufgrund der hohen
14

Genauigkeit, der großen Auflösung und der großen Eindringtiefe wird die Reflexionsseismik vor al-
lem bei der Detektion von Lagerstätten angewandt (KEAREY et al., 2002³).
Zur Interpretation des Untergrunds müssen hierbei zunächst die reflektierten Wellen aus den ge-
samten Daten extrahiert werden, da sie die Geophone nicht zuerst erreichen. Das geschieht durch
entsprechende Korrekturen wie die statistische Korrektur oder der Normal Moveout (ZANGERL et al.,
2008). Im Folgenden kann dann die Laufzeit der seismischen Wellen berechnet und so auf die Tie-
fe der reflektierenden Schichtgrenze geschlossen werden (Abb. 5).
Abbildung 5: Berechnung der Tiefe einer Reflexionsschicht
Quelle: eigene Abbildung nach Sheriff u. Geldart, 2006² S. 86
Es wird angenommen, dass sich die Ausbreitungsgeschwindigkeit zwischen Oberfläche und reflek-
tierender Schichtgrenze nicht ändert. Ist dies nicht der Fall, muss der Mittelwert aller auftretenden
Geschwindigkeiten abgeschätzt werden. Diese Näherung weicht zwar oft stark von den tatsächli-
chen Bedingungen ab, liegt aber in Kombination mit den angewendeten Formeln innerhalb der er-
wünschten Genauigkeit (SHERIFF u. GELDART, 2006²).
3.2.2. Refraktionsseismik
Treffen seismische Wellen auf Schichtgrenzen, entsteht neben einer reflektierten Welle auch eine
Welle, die mit einer höheren seismischen Geschwindigkeit horizontal entlang der Schichtgrenze
verläuft (Abb. 6). Dabei strahlt sie kontinuierlich unter einem kritischen Winkel Wellenenergie ab.
Es entstehen so genannten Kopf- oder Mintropwellen (engl. head waves), die an der Oberfläche
von Geophonen erfasst werden können (ZANGERL et al., 2008).
Die Erkundungstiefe beträgt je nach Versuchsanordnung meist wenige Meter bis Dekameter, wo-
bei die horizontale Ausdehnung der Geophone das drei- bis vierfache der vertikalen Profillänge be-
tragen muss (ABRAMSON et al., 2002²). Anders als bei der Reflexionsseismik können hier die ersten
von den Geophonen registrierten Wellen zur Auswertung genutzt werden, da die refraktierten Wel-
len schneller sind als die direkten Wellen (Abb. 6).
15

Abbildung 6: Versuchsanordnung der Refraktionsseismik
Quelle: http://www.ggukarlsruhe.de/Messverfahren_Geophysik_zersto/Refraktionsseismik_Kompression/hauptteil_
refraktionsseismik_kompression.html
Voraussetzung für die Anwendung der Refraktionsseismik ist, dass die spezifische Ausbreitungs-
geschwindigkeit der P-Wellen mit der Tiefe stetig zunimmt. Ist dies nicht der Fall, entstehen so ge-
nannte „hidden layers“, also Schichten, die später in den seismischen Bodenprofilen nicht erkenn-
bar sind (SCHELLER, 1996). Grund hierfür ist der Zusammenhang, der durch das Gesetz nach SNELL
beschrieben wird. Demnach ist das Verhältnis der Refraktionswinkel θi und θr gleich dem Verhält-
nis der Wellengeschwindigkeiten der beiden aneinandergrenzenden Materialen V1 und V2:
Betrachtet man nun den kritischen Refraktionswinkel, an dem ϴi = ϴc und ϴr = 90° (also
sin ϴr = 1) ist, so ergibt sich, dass V1 ≤ V2 sein muss. Damit ist auch die Ausbreitungsgeschwin-
digkeit des unterliegenden Materials S1 größer als die der darüber liegenden Schicht S2. Nur
wenn diese Voraussetzung erfüllt ist, entstehen keine verdeckten Schichten, d.h. alle bis zur Unter-
suchungstiefe vorhandenen Schichten werden im Seismogramm auch erfasst (SCHROTT u. SASS,
2008).
Die Ergebnisse der Refraktionsseismik eignen sich gut, um den Grad der Zerrüttung des Gesteins
festzustellen (WILLENBERG et al., 2008). Des Weiteren findet die Methode Anwendung bei der Lokali-
sierung von Verwitterungshorizonten und Störzonen (ZANGERL et al., 2008).
3.3. Seismik bei der Erkundung von Hanginstabilitäten
Besonders interessant bei der seismischen Erkundung von Hanginstabilitäten ist die Lokalisierung
des Scherhorizonts. Hierfür eignet sich die Refraktionsseismik besonders gut. Sie hat den Vorteil,
dass die Ergebnisse vor Ort bereits recht leicht interpretiert und so erste Aussagen zum Instabili-
tätsgrad getroffen werden können (SCHELLER, 1996). Durch die Volumenausdehnung im Zuge der
16

Deformation ist meist auch eine Geschwindigkeitszunahme mit der Tiefe gegeben. So lässt sich
das gerutschte Material gut vom unterliegenden undeformierten Material differenzieren (ABRAMSON
et al., 2002²).
Des Weiteren kann mithilfe seismischer Methoden das Volumen der bewegten Masse abgeschätzt
werden, da eine exakte Eingrenzung der Rutschung vorgenommen werden kann. Im Zuge dessen
können auch Hinweise auf die Dilatation, d.h. die Volumenzunahme durch Hangdeformation ge-
wonnen werden. Ein Abschätzen der Porosität für jede Tiefe in der bewegten Masse wird ebenfalls
möglich (ZANGERL et al., 2008).
Einzige Einschränkung sind mögliche Schwierigkeiten bei der Anbringung der Versuchsanordnung,
z.B. an steilen Hängen. Durch die aufgelockerten oberflächennahen Schichten sind zudem hoch-
frequente Messungen meist nicht möglich (SCHELLER, 1996).
Beispielhaft soll hier kurz eine Untersuchung des eingangs erwähnten Bergsturzes von Randa be-
schrieben werden. Nachdem 1991 ein Großteil der Bergflanke in die Tiefe stürzte, bewegt sich der
über der damaligen Abrisskante liegende Teil mit ca. 0,01-0,02 m/Jahr hangabwärts. Die seismi-
sche Erkundung des Gebietes von HEINCKE et. al. (2006) sollte Aufschluss über die genaue Größe
und Beschaffenheit des instabilen Hanges liefern. Hierzu wurden Geophone entlang von acht Pro-
fillinien (Q1 – Q5 und H1 - H3)) angebracht (Abb. 7). Mit Längen von 126 - 324 m wurden Erkun-
dungstiefen zwischen 25 und über 50 m erreicht
(HEINCKE et. al., 2006). Um die Instabilität des Untersu-
chungsgebiets nicht weiter zu fördern, wurde mit Fall-
gewichten von lediglich 5 - 50 g zur Erzeugung der
seismischen Wellen gearbeitet.
Ergebnis der Untersuchung ist ein deutlicher Abfall
der seismischen Geschwindigkeiten an einigen Stel-
len der Rutschung. Werte von 200 - 2700 m/s stehen
im Gegensatz zu 5400 m/s, die bei vergleichenden
Messungen in nicht betroffenen Bereichen ermittelt
wurden.
Bruchzonen und Risse ziehen sich über ein Gebiet
von 200 x 150 m und wurden bis in eine Tiefe von
35 m nachgewiesen. HEINCKE et. al. (2006) rechnen
Abbildung 7: Anordnung der seismischen Profile
insgesamt sogar mit einer Masse von ~ 2,7 - 2,9 Mil-
Quelle: HEINCKE et. al. (2006)
lionen m³ im Falle eines erneuten Bergsturzes.
Durch die seismische Erkundung von Hanginstabilitäten kann also zumindest die Größe des mögli-
chen Sturzereignisses berechnet werden, was entscheidend ist für die Prävention und den Schutz
der im Gefahrenraum lebende Bevölkerung.
17

3.4. Vor- und Nachteile der Seismik (Andreas Römer)
Die Elastizität und die Dichte des Materials bestimmen die P-Wellen Geschwindigkeit. Somit bietet
sich diese Methode an, wenn es darum geht, Lockersedimente von Grundgestein zu unterschei-
den (SCHROTT u. SASS, 2006).
Bei grobkörnigem oder blockigem Material ergibt sich das Problem des schlechten Kontakts zwi-
schen Geophon und Untergrund. So kann es notwendig werden, Blöcke beiseite zu schaffen, um
das Geophon im darunter liegenden feineren Sediment anbringen zu können. Bei der Untersu-
chung von kompaktem Grundgestein empfiehlt es sich, die Geophone in Bohrlöchern anzubringen.
Bei Regen und starkem Wind kann es durch den erhöhten Geräuschpegel unmöglich werden, die
seismischen Wellen zu messen. Da die gemessenen Ausbreitungsgeschwindigkeiten eine Spanne
von 400 bis 6500 m/s abdecken, sollten sich die verschiedenen Untergrundschichten in dieser Hin-
sicht deutlich von einander unterscheiden, um sie eindeutig einzeln detektieren zu können. Es er-
gibt sich das Problem, dass sich Geschwindigkeitsspannen verschiedener Materialien überlagern
können, sodass Fels und Sedimente nicht eindeutig differenziert werden können (SCHROTT u. SASS,
2006). So stellte SASS (2004) bei einer Messung im Bereich des Tegelberges und der Parzinne fest,
dass es nicht immer möglich ist, Grundgestein mit dieser Methode von glazialen Sedimenten zu
unterscheiden. Äußerste Aufmerksamkeit bei der Interpretation sollte auf die Tatsache gelegt wer-
den, dass der Materialzustand die Ergebnisse erheblich beeinflusst. Der Grad der Verwitterung
und brüchige Strukturen erzeugen verschiedene Ausbreitungsgeschwindigkeiten in gleichen Ge-
steinen. Zudem können Landformen gleicher Sedimente, die aber Ergebnisse verschiedener geo-
morphologischer Prozesse sind, nicht unterschieden werden (SCHROTT u. SASS, 2006). Ein weiteres
Problem stellt der „hidden layer“ dar, bei dem es sich um eine meist dünne Schicht mit geringerer
P-Wellen Ausbreitungs-geschwindigkeit als in den sie umgebenden Schichten handelt. Diese
Schicht sendet zwar auch headwaves aus, die sich aber nicht eindeutig zuordnen lassen und somit
Ergebnisse verfälschen. In solchen Bereichen ist die Konzentration mehrerer Geophone empfeh-
lenswert, wobei hier Vorwissen über die Lage des hidden layers notwendig ist (MILSOM, 2003). Es
treten auch „blinde“ Zonen auf, wenn an einem Übergang zwischen zwei Schichten die Ausbrei-
tungsgeschwindigkeit verringert wird, da keine Refraktion stattfinden kann (MILSOM, 2003).
18

4. Electric Resistivity Tomography (ERT) (von Benjamin Jacobs)
4.1. Prinzip der ERT
Das Messverfahren der ERT (engl. für geoelektrische Widerstandstomographie) macht sich die un-
terschiedliche elektrische Leitfähigkeit des Untergrundes zu Nutze, um daraus Information über de-
ren Beschaffenheit zu erlangen. Die elektrische Leitfähigkeit ist der physikalische Parameter, der
auf der Erde am meisten variiert (CARA 1994). Diese Leitfähigkeit oder deren Kehrwert, der spezifi-
sche Widerstand ρ (Einheit: Ohm Meter [Ωm]), hängt von vielen Faktoren ab. Da außer Metallen
und Erzen die meisten gesteinsbildenden Minerale eine äußerst geringe Leitfähigkeit besitzen,
nimmt so Beschaffenheit des Untergrundes einen größeren Stellenwert ein, als dessen minerali-
sche Zusammensetzung (SASS et al. 2008). Der spezifische Widerstand hängt somit hauptsachlich
von der Porösität, der Permeabilität, der Wassersättigung und dem Ionengehalt des Porenwassers
ab, wodurch man eher von einer elektolytischen Leitfähigkeit spricht (BERCKHEMER 2005 2 ). Ein weite-
rer überaus wichtiger Parameter ist die Temperatur, da sie die Beweglichkeit der Ionen im
Abbildung 8: Spezifischer Widerstand verschiede-
ner Substrate (Quelle: KEAREY et al. 2006 5 )
4.2. Versuchsanordnung
Poren-/Kluftwasser limitiert. Beim Gefrieren dieses
Wassers nimmt der spezifische Widerstand schlag-
artig zu (KRAUTBLATTLER 2008). Wie in Abbildung 8 zu
erkennen ist, überschneiden sich die möglichen
spezifischen Widerstände von verschiedenen Ge-
steinsarten und Materialien, sodass die ERT eher
zur Ermittlung von vertikalen und horizontalen Dis-
kontinuitäten im Untergrund verwendet wird als zur
konkreten Identifizierung der Gesteine (KEAREY et al.
2006 5 ).
Um den spezifischen Widerstand des Untergrundes zu messen wird ein künstliches elektrisches
Feld im Boden erzeugt, um über dessen Veränderung auf die Ausprägung der oben genannten Pa-
rameter zu schließen. Hier zu werden im Normalfall vier Elektroden (Metallspieße o.ä.) in einer li-
nearen Anordnung in den Boden gebracht. An zwei der Elektroden (im Folgenden als Elektoden
bezeichnet) wird eine Stromquelle mit der Strom-stärke I angeschlossen, wodurch im Boden ein
Potentialfeld aufgebaut wird (Abbildung 9). Die beiden anderen Elektroden werden als Sonden (im
Folgenden als Sonden bezeichnet) verwendet und messen die an den Messpunkten herrschende
Potential-differenz ΔV bzw. die Spannung U. Aus dieser Potentialdifferenz zwischen M und N (Ab-
bildung 3) und der Stromstärke I an den Elektroden A und B ergibt sich nach dem Ohm'schen Ge-
setz ein Widerstand (Ω=U/I). Dieser Widerstand, multipliziert mit dem Konfigurationsfaktor K, der
19

aus der geometrischen Anordnung aller
Elektroden resultiert, ergibt der spezifi-
schen Widerstand ρ=K*ΔV/I in einem
Bodenkörper (KNÖDEL et al. 2005 2 ). Laut
MILSOM (2003 3 ) wird bei den Sonden in-
teressanter Weise praktisch keine Span-
nung (also konkreter Stromfluss) ge-
messen sondern nur die Differenz der
erzeugten Potentiale. In einem homo-
gen leitenden Körper würde man an je-
der Stelle in der Versuchsanordnung
Abbildung 9: Prinzip der Widerstandsmessung mit einer Vier-
den selben spezifischen Widerstand
punktanordnung (Quelle: KNÖDEL et al. 2005
messen. Da natürlicherweise der Unter-
2 )
grund aber eine inhomogene Struktur besitzt misst man dort den so genannten „scheinbaren spe-
zifischen Widerstand“ der über die Messtiefe variiert, wodurch die Tiefenabhängigkeit ρ(z) als Ziel
des Verfahrens bestimmbar ist (BERCKHEMER 2005 2 ). Wie in Abbildung 9 schematisch angedeutet ist,
breitet sie das elektrische Feld in einem Halbraum (dem von der Luft begrenzten Bodenköper) von
einer punktförmigen Stromquelle gleichmäßig über eine Halbkugelfläche aus. Die Eindringtiefe des
Stromes ist also abhängig von der Distanz zwischen den Elektroden A und B. Die Erkundungstiefe
liegt in Abhängigkeit zu den Widerstandsverhältnissen bei ca. 1/3 bis 1/10 des Elektrodenabstan-
des (BIRCKHEMER 2005 2 ). Ausschlaggebender für die mögliche Erkundungstiefe ist allerdings die
Elektrodenkonfiguration, wobei die Sensitivität der Messmethode mit der Tiefe abnimmt und eben-
falls je nach Anordnung der Elektroden stark variiert (KNÖDEL et al. 2005 2 ).
Die Elektroden werden mit Gleichstrom oder niederfrequentem Wechselstrom betrieben, wobei
Wechselstrom zwei bedeutende Vorteile besitzt. Zum einen würde es bei der Verwendung von
Gleichstrom zu einer elektrolytischen Polarisation und somit zu einer Ansammlung von Ionen an
den Elektroden kommen, wodurch der Stromfluss und somit die Ergebnisse beeinträchtigt würden.
Zum anderen kann der Wechselstrom als Filter für tellurische Ströme dienen, die durch natürliche,
regionale Potentialunterschiede (z.B. räumlich verschiedene Ionenkonzentrationen) hervorgerufen
werden. Durch einfaches Subsummieren der frequenzabhängigen Messergebnisse kann das Si-
gnal bereinigt werden. Die Frequenz der Wechselspannung ist dabei von der Erkundungstiefe ab-
hängig (100 Hz bei 10m bis 10 Hz bei 100m)(KEAREY et al. 2006 5 ). Das Problem bei reinem Wech-
selstrom ist, dass bei steigender Frequenz zunehmend induzierte Polarisationseffekte auftreten.
Hierbei wird durch die unterschiedliche Verteilung von Ionen im Boden Energie ähnlich wie bei ei-
nem Kondensator gespeichert, wodurch für die ERT die Erkundungstiefe eingeschränkt wird
(KNÖDEL et al. 2005 2 ). Um diese Effekte zu vermeiden wird heutzutage meistens so genannter ge-
pulster Gleichstrom wechselnder Polarität mit der Signalabfolge ON + – OFF – ON - verwendet. Die
20

oben genannten Störungen des Signals (auch noise) liegen auch an der Sensitivität des Instru-
mentariums oder an der Länge der verwendeten Kabel (MILSOM 2003 3 ). Fehlerquellen können aber
auch sondenparallele unterirdische Leitungen, Zäune oder Eisenbahnschienen sein, da diese den
Strom gut leiten und so das elektrische Feld verzerren (KNÖDEL et al. 2005 2 ).
4.2.1. Der Konfigurationsfaktor
Wie schon erwähnt, bildet der Konfigurationsfaktor oder auch Geometriefaktor eine wichtige Größe
bei der Berechnung des spezifischen Widerstandes. Er ist abhängig von der Konfiguration, also
der geometrischen Anordnung der Elektroden und Sonden zueinander. Abbildung 10 zeigt eine ge-
neralisierte Form der Elektrodenanordnung, wie sie zur Messung des Widerstandes gebraucht
wird.
Die Potentialdifferenz ΔV zwischen C (VC) und D (VD) errechnet sich aus der Stromstärke I, dem
spezifischen Widerstand ρ, der Kreiszahl π und den Abständen rA, rB, RA, RB zwischen den einzel-
nen Elektroden folgendermaßen:
ΔV = ΔV C− ΔV D= ρI 1 ∗[� −
2π r A
1
r B�
Daraus folgt durch Umformen nach ρ:
2πΔV
ρ=
I[� 1
−
r A
1
r B�
−� 1
R A
Ersetzt man nun den Term
Abbildung 10: Generalisierte Form der Elektrodenanordnung, wie
sie zur Messung des Widerstandes gebraucht wird (Quelle: KEAREY
et al. 2006 5 )
− 1
R B�]
−� 1
[� 1
−
r A
1
r � B
R A
2π
1 −�
− 1
R B�]
R A
− 1
R B�]
durch K als Konfigurationsfaktor so erhält
man die schon weiter oben genannte Formel für den spezifischen Widerstand als ρ= K∗ΔV
I
.
21

Mit diesen Formeln kann nun für jegliche Elektrodenanordnung den spezifischen Widerstand er-
rechnen. Da dies aber relativ aufwendig ist, gibt es verschiedene Elektrodenkonfigurationen, die
die räumliche Anordnung bestimmen und einen festgesetzten Konfigurationsfaktor haben. Die ge-
bräuchlichsten Konfigurationen sollen im Folgenden kurz umrissen werden (vgl. Abbildung 11).
Die Wenner-Konfiguration
(Abb. 11a) ist die einfachste,
da hier der Elektrodenab-
stand gleich ist. Die Mess-
sonden befinden sich inner-
halb der Elektroden.
Bei der Pole-Pole-Konfigu-
ration (Abb. 11b) wird nur mit
zwei Elektroden gearbeitet;
die anderen beiden befinden
sich theoretisch in sehr wei-
tem Abstand. Bei dieser
Konfiguration ist vorteilhaft,
dass sie gut von einer Per-
son alleine durchgeführt
werden kann; allerdings
kommt es zu größerem Noi-
se, weswegen ihre Verwen-
dung weniger verbreitet ist
(MILSOM 20033 ). Bei der 20033 )
Abbildung 11: Verschiede Elektrodenkonfigurationen (Quelle: MILSOM
Schlumberger-Konfiguration (Abb. 11c) liegen die Sonden im Verhältnis zu den Elektroden sehr
eng (mindestens das sechs- bis siebenfache)zusammen, was bei einigen Anwendungsbereichen
sehr von Vorteil ist (KNÖDEL et al. 2005 2 ). Die Gradient-Konfiguration (Abb. 11d) ist der Wenner- und
Schlumberger-Konfiguration ähnlich, allerdings werden hierbei die Messsonden senkrecht zum
Versuchsaufbau verschoben, was eine gute laterale Auflösung ermöglicht. Bei der Dipole-Dipole-
Konfiguration (Abb. 8e) befinden sich die Messsonden außerhalb der Stromelektroden. Diese Kon-
figuration wird gerne beim Verfahren der Induzierten Polarisation (hier nicht näher beschrieben)
eingesetzt, da hier durch die räumliche Unabhängigkeit der Elektrodenpaare die Anfälligkeit für In-
duktionsstörungen (noise) gering ist (MILSOM 2003 3 ). Neben diesen Konfigurationen gibt es noch
viele weitere, die für spezielle Zwecke entwickelt wurden; allerdings sind nach KEAREY et al. (2006 5 )
nur die Wenner- und Schlumberger-Konfiguration gebräuchlich.
22

4.3. Messmethoden
Bei den geoelektrischen Widerstandsmessungen mit Gleichstrom bzw. niederfrequentem Wechsel-
strom gibt es mindestens drei Messmethoden, die im Folgenden kurz erläutert werden sollen. Zum
einen die Widerstandskartierung, zum anderen die Tiefensondierung und als Kombination der bei-
den die Sondierungskartierung oder auch ERT/Pseudosektion genannt (www.uni-greifswald.de).
Bei der Widerstandskartierung, auch CST (constant separation traversing) genannt, geht es um die
laterale Verteilung von spezifischen Widerständen in einem bestimmten Bereich. Zunächst wird
durch Probemessungen der günstigste Elektrodenabstand ermittelt, sodass die Erkundungstiefe
für die zu kartierende Schicht ausreicht. Für die Wenner-Konfigu-
ration werden dann auf dem Kartiergebiet Elektroden in jeweils
gleichem Abstand zueinander montiert um dann nach der Reihe
Messungen mit je vier der Elektroden durchzuführen (BITTERLICH &
WÖBLING 1972)(Abbildung 12). Dieser Prozess kann durch den Ge-
brauch von multicores und computergesteuerte Schaltung der
Elektroden beschleunigt werden (KEAREY et al. 2006 5 ). Für das CST
eignet sich auch die Schlumberger-Konfiguration, da hier der Ab-
stand der Messsonden im Verhältnis zum Abstand der Elektroden
zu vernachlässigen ist. Dadurch kann man die Messsonden zwi-
schen den Elektroden verschieben ohne letzere ebenfalls verschieben zu müssen (siehe Konfigu-
rationsfaktor)(CARA 1994). In beiden Fällen werden die lateral gemessenen Widerstände in eine
Abbildung 13: Ergebnis einer Tie-
fensondierung: eine Schicht gerin-
gen Widerstands zwischen zwei
höheren Widerstands (Quelle:
BITTERLICH & WÖBKING 1972)
Karte eingetragen und durch Isoohmen verbunden.
Die Tiefensondierung, oder auch VES (vertical electrical soun-
ding), macht sich den Unterschied zwischen dem spezifischem
Widerstand und dem scheinbaren spezifischen Widerstand zu
Nutze. Bei der Tiefensondierung wird die Distanz zwischen den
Elektroden sukzessive erhöht, wodurch die Eindringungstiefe
steigt, und die Werte des scheinbaren spezifischen Widerstandes
notiert. Beim Erreichen einer Schicht mit anderem spezifischen
Widerstand erhöht oder verringert sich der gemessene Wider-
stand. Die Messungen ergeben dann eine Kurve (Abbildung 13)
des scheinbaren spezifischen Widerstandes in Abhängigkeit zur
Messtiefe und können durch den Vergleich mit Masterkurven (BITTERLICH & WÖBLING 1972) oder Co-
muperanalyse ausgewertet werden. Für das VES ist die Schlumberger-Konfiguration sehr gut ge-
eignet, da man nur den Abstand Stromelektroden vergrößern muss, wohin gegen man bei der
Wenner-Konfiguration auch die Messsonden verändern muss (BERCKHEMER 2005 2 ).
Abbildung 12: Prinzip der Wider-
standkartierung (Quelle:
BITTERLICH & WÖBKING 1972)
23

Bei der Sondierungskartierung (Pseudo-sek-
tion), bei der es um die Tiefensondierung auf
einer gesamten Profillänge geht, kommt al-
lerdings die Wenner-Konfiguration zum Ein-
satz. Dies geschieht so, dass viele Elektro-
den im gleichen Abstand auf einer Profillinie
aufgestellt werden und zur Messung in ver-
schiedensten Vierergruppen und Abständen
verschaltet werden, aber immernoch die
Wenner-Konfiguration mit ihrem einfachen
Abbildung 14: Prinzip Sondierungskartierung (KNÖDEL et
Geometriefaktor beibehalten wird (vgl. Abbil-
al. 2005
dung 14). So können für viele Bereiche (Pseudosektionen) auf dem gesamten Profil spezifische
2 )
Widerstände gemessen werden und durch komplexere Modelrechnung sowie Inversion zu detai-
lierten Profilschnitten transformiert werden. Werden mehrere dieser Pseudosektionen in lateraler
Richtung durchgeführt erhält man bildhaft gesprochen verschiedene „Profil-Scheiben“, die dann zu
einem dreidimensionalen Modell der Widerstandsverhältnisse im Untergrund verrechnet werden
können. Das Ergebnis einer solchen, dann als geoelektrische Widerstandstomogaphie bezeichne-
Abbildung 15: Geoelektrische Widerstandstomogra-
phie am Altbergbaustandort Hufeisensee (Quelle:
KNÖDEL et al. 2005 2 )
ten Messreihe zeigt beispielhaft Abbildung 15
(KNÖDEL et al. 2005 2 ). Hierbei Wurde ein Trenn-
damm zwischen einer Mülldeponie und einem
See auf seine Wasser- und somit Schadstoff-
durchlässigkeit überprüft. Die gelben bis roten
Bereiche sind stark verdichtet und wenig leitfähig
wohin gegen die dunkelblauen Bereiche einen
sehr niedrigen spezifischen Widerstand aufwei-
sen. An diesen Stellen kann somit ein erhöhtes
Porenvolumen und ein höherer Porenwasserge-
halt nachgewiesen werden und Schadstofe
könnten dadurch aus der Deponie in den Hufei-
sensee gelagen.
24

4.4. Verwendung der ERT zur Erkundung der Hangstabilität
Wie bereits angesprochen können mit der ERT Gesteinsarten nicht zweifelsfrei bestimmt werden,
da deren spezifische Widerstände zu viel variieren und sich überschneiden. Das Verfahren ist den-
noch gut geeignet, um Aussagen über mögliche Rutschungen zu machen oder die Überwachung
eines Rutschungskörpers durchzuführen. Dies hat den Grund, dass viele Parameter, die für die
Stabiltät eines Hanges ausschlaggebend sind, auch sehr stark in der Variation des Widerstandes
bemerkbar sind. So kann sich beispielsweise eine bestimmte Porenwassersättigung stabilisierend
auf einen Hang auswirken (scheinbare Kohäsion), aber ab einer bestimmten Sättigung auch ex-
trem destabilisierende Effekte mit sich bringen. Da Wasser im Boden (mit gelösten Ionen) ein sehr
guter elektrischer Leiter ist, kann dieser Parameter mit der ERT überwacht werden (BERCKHEMER
2005 2 ). Dasselbe gilt für Tonschichten, die ebenfalls gute elektrische Leiter sind und bei hoher
Wassersättigung als Gleitschicht für verschiedene Rutschungstypen (z.B. Translationsrutschung)
dienen. Auch die eventuelle Klüftung eines nach außen stabil wirkenden Gesteinskörpers kann
durch den Nachweis von Kluft- und Spaltenwasser mit der ERT identifiziert werden (KEAREY et al.
2006 5 ). Da die Temperatur erheblichen Einfluss auf die Leifähigkeit hat, ist die ERT eine der wich-
tigsten Methoden um Permafrost in Gestein und Boden zu detektieren und zu überwachen. Dies
liegt daran, dass sich der spezifische Widerstand von Wasser beim Gefrieren schlagartig stark er-
höht. Änderungen dieser Parameter (Wassergehalt und Temperatur) können durch einen statio-
nären Versuchsaufbau auch problemlos kurzfristig beobachtet werden (KRAUTBLATTLER 2008).
Die oben genannten Aspekte sollen nun kurz an einem praktischen Beispiel verdeutlicht werden.
Abbildung 16 zeigt den Ort Öschingen in der Schwäbischen Alb. Im NO schließt sich die Flanke
des Rossbergs an, an der Rutschungsbewegungen festgestellt wurden. Zur Ermittlung des Rutsch-
Abbildung 16: Rossberg bei Öschingen; Profillinien (exemplarisch) der ERT (Quelle: Google Earth; ver-
ändert nach SASS et al. 2008)
körpers wurde unter anderem das Verfahren der ERT an verschiedenen Profillinien angewendet,
von denen an dieser Stelle zwei exemplarisch beschrieben werden sollen. Die Widerstandssondie-
25

ung entlang des Profils A erfolgte hangparallel, wohin gegen Profil B senkrecht zu A angeordnet
ist.
Die Analyse der Messdaten zeigt eindeutige Ergebnisse (Abbildung 17). In der Tomographie A, die
entlang der Streichrichtung am Hangfuß durchgeführt wurde, sind zwei versetzte Kalksteinblöcke
von 10 – 15 m Mächtigkeit im Querschnitt zuerkennen. Sie heben sich aufgrund ihrer höheren Re-
sistivität sehr gut von den besser leitenden tonigen Umgebungssedimenten ab. Die Tomographie B
Abbildung 17: Ergebnisse der ERT durch die Profile A und B (Quelle: Zusammenstellung nach SASS et al.
2008)
zeigt den eigentlichen Rutschungskörper im Querschnitt. Bei näherer Betrachtung liegen die Grün-
de für die Dislokationsbewegungen des Hangkörpers auf der Hand. Zwei Kalkstein Blöcke mit sehr
hohem spezifischen Widerstand sind sehr deutlich von darunterliegenden Tonschichten abgrenz-
bar. Diese Tonschichten dienen als Gleitfläche für die Rutschungskörper, wobei sich obere Teil des
Hanges in einer Art Translationsrutschung hangabwärts bewegt. Für den unteren Teil des Hanges,
an den die Bebauung des Ortes Öschingen direkt angrenzt, konnte durch GPR-Messungen zudem
ein Rotationsmoment nachgewiesen werden (SASS et al. 2008). Diese Rutschung stellt somit lang-
fristig eine existenzielle Gefährdung für die Bewohner von Öschingen dar.
26

Wie die Beispiele vom Deponiedamm am Hufeisensee (Abbildung 15) und von der Hangrutschung
in Öschingen (Abbildung 16 & 17) zeigen, eignet sich das Verfahren der ERT herrvorragend dazu,
um Anomalien in der Beschaffenheit des Untergrundes aufzuspüren und somit in Kombination mit
anderen Verfahren Aussagen über Gründe von beobachteten Phänomenen zu treffen. Die ERT hat
allerdings auch seine Grenzen und Schwächen, die im Folgenden erläutert werden sollen.
4.5. Vor- und Nachteile der ERT (Andreas Römer)
Der Vorteil der ERT ist die gute Anpassbarkeit an verschiedene Untersuchungsziele. Elektrodenab-
stand und Konfiguration können variiert werden. Die Variation des Elektrodenabstands ermöglicht
verschiedene Eindringtiefen, wobei große Distanzen zwischen den Elektroden große Eindringtiefen
bei verringerter Auflösung bieten und umgekehrt. Auch die Elektrodenkonfigurationen können an
das Ziel der Untersuchung angepasst werden. Die Wenner-Konfiguration beispielsweise liefert sta-
bile und gut interpretierbare Ergebnisse und ist deswegen am meisten verbreitet, während es z.B.
die Gradientenkonfiguration ermöglicht, mehrere parallele Transsekte zu messen ohne die strome-
inspeisenden Elektroden verschieben zu müssen (MILSOM, 2003). Im Gegensatz zum GPR ist diese
Methode auch in unebenem und steilem Gelände einsetzbar, ist zudem unabhängig von Vegetati-
on und es sind keine vorherigen Informationen über den Untergrund erforderlich (SCHROTT u. SASS,
2006). Besondere Stärke zeigt die ERT bei der Detektierung von Permafrostvorkommen, denn der
Leitwiderstand bei gefrorenem Untergrund ist erheblich höher als im ungefrorenen Material. Eisvor-
kommen und Ausmaße können einfach nachgewiesen werden (KNEISEL u. HAUCK, 2008). Allerdings
sind sehr trockene oder blockige Strukturen für ERT-Messungen eher ungeeignet, da erstere auf-
grund des geringen Wassergehalts und letztere wegen ihres hohen Luftgehaltes eine zu geringe
Leitfähigkeit besitzen, um in ihnen messbare Spannungen zu induzieren. In solchen Fällen können
Elektroden, von feuchten Schwämmen umgeben, eingesetzt werden, um die Leitfähigkeit zu erhö-
hen (KNEISEL u. HAUCK, 2008). Die präzisesten Ergebnisse werden in feinkörnigem und feuchtem
Material wie lehmigen Böden erzielt. Messergebnisse bei geoelektrischen Methoden fassen aller-
dings immer die Eigenschaften eines bestimmten Untergrundvolumens zusammen, welches mit
zunehmender Tiefe wächst, sodass mit zunehmender Eindringtiefe die Qualität der Auflösung
schwindet. Hierdurch wird es erschwert, gerade in größeren Tiefen scharfe Grenzen zu detektie-
ren. Ein weiteres Problem ist, dass verschiedene Substrate sich überlappende Resistivitätswerte
besitzen, sodass einem gemessenen Wert nicht immer zweifelsfrei ein bestimmtes Substrat zuge-
ordnet werden kann (SCHROTT u. SASS, 2006). Grundgestein und Schutt als häufigste Materialien
weisen große Überschneidungen der Werte auf. Eindeutige Interpretationen werden hier erst durch
eine Kombination mit anderen geophysikalischen Methoden möglich (SASS, 2004).
27

5. Anwendungsmöglichkeiten der Methoden anhand von Beispielen
(Andreas Römer)
HEINCKE et al haben im Jahr 2005 das GPR oberhalb der Ausbruchsnische des Bergsturzes von
Randa eingesetzt. Hier befindet sich auf 2350 Metern Höhe unmittelbar über der Ausbruchsnische
ein 100x150 Meter Felsbereich, der kurz nach dem Sturzereignis instabil wurde. Diese Felsmasse
bewegt sich nun mit einer Geschwindigkeit von 1-2 cm/a auf die Ausbruchsnische zu, sodass be-
reits Risse in der Oberfläche sichtbar wurden. Der Aufbau bestand aus einem Schlitten, auf dem
die Radarsende- und Empfangsantenne über den Untergrund gezogen wurden. Auf diesem Schlit-
ten befand sich ein Zielprisma, welches von einem zielerfassenden Theodolithen erfasst wurde um
ständig die exakte Position bestimmen zu können. Mit zwei Feldlaptops wurden die Daten aufge-
zeichnet. Es zeigte sich, dass die Anwendung in solch unebenem Gelände kompliziert ist, da Un-
ebenheiten und Hindernisse eine ungleichmäßige Antennen-Boden Kopplung hervorrufen oder gar
die Erfassung des Prismas durch den Theodolithen verhindern. Hierdurch kommt es zu erhebli-
chen Datenlücken. Deshalb mussten die vor-
handenen Daten in komplizierten mathemati-
schen Verfahren (z.B. Dekonvolution) gefiltert
werden, um zu verwertbaren Ergebnissen zu
kommen. Die Messergebnisse nach verschie-
denen Überarbeitungsschritten zeigt Abbildung
18. Das obere Bild zeigt das gesamte Untersu-
chungsgebiet, das untere einen vergrößerten
Teilabschnitt. Die blaugrau eingefärbten Flä-
chen stellen Datenlücken dar, die nach der letz-
ten Überarbeitung (Abbildung 18c) durch die
genannten Verfahren größtenteils interpoliert
werden konnten. Es zeigte sich, dass lithologi-
sche Grenzen und Frakturen im Untergrund mit Abbildung 18: GPR-Messergebnisse nach verschiedenen
Überarbeitungsschritten
dieser Technik gut nachgewiesen werden kön-
nen (HEINCKE et al., 2005).
Quelle: Heincke et al 2005
Im Jahr 2006 untersuchten HEINCKE et al. dieselbe Felsmasse mit der Seismik. Es kamen sieben
24-Kanal Seismographen zum Einsatz. Als seismische Quellen fungierten kleinere Sprengladun-
gen von 5-50 Gramm, die in Bohrlöchern zur Detonation gebracht wurden. Aus Labormessungen
von Felsproben aus dem Untersuchungsgebiet waren die Ausbreitungs-geschwindigkeiten von P-
Wellen im intakten Fels bekannt. Sie betrugen durchschnittlich 5400 m/s. Im Untersuchungsgebiet
wurden allerdings in einem Volumen von 200x100x25m Geschwindigkeiten von unter 1500 m/s ge-
messen. Aus dieser für Gneiss sehr ungewöhnlichen Geschwindigkeit ließ sich ein Luftgehalt von
28

etwa 17% berechnen, der nur durch Ris-
se, Frakturen und Störungen zu erklären
war. In Abbildung 19 sind diese Bereiche
geringer Geschwindigkeit an der blauen
Färbung zu erkennen. Somit konnte die
Instabilität und die Absturzgefahr dieser
Felsmasse aufgezeigt werden (HEINCKE et
al., 2006).
Abbildung 19: Tomogramme der gemessenen Profile Quelle:
Heincke et al 2006
KRAUTBLATTER et al. haben im Jahr 2007 eine hochauflösende ERT mit 127 Elektroden im Kammstol-
len in der Zugspitze eingesetzt. Im vom Permafrost betroffenen Fels sind sehr deutliche Messer-
gebnisse erreichbar. Es war möglich, die Auftauphase des Permafrostes zeitlich festzulegen und
nicht nur zwischen gefrorenem und ungefrorenem Fels zu differenzieren, sondern durch vorherige
Labor-Kalibrierung auch die Temperatur zu bestimmen (Abbildung 20). Diese ist maßgeblich für
Hanginstabilitäten in von Permafrost betroffenen Hängen (KRAUTBLATTER et al. 2007).
Abbildung 20: ERT-Messergebnisse aus dem Kammstollen
Quelle: Krautblatter et al 2007
29

6. Fazit (Andreas Römer)
Die genannten Beispiele zeigen noch einmal die Stärken und Schwächen der Methoden auf.
Die Seismik eignet sich zur Detektierung brüchiger und poröser Strukturen, da sie auf Luftgehalt im
Untergrund mit sehr geringen P-Wellen Geschwindigkeiten reagiert. Es können somit sehr gut ab-
sturzgefährdete Hangbereiche abgegrenzt werden, wie HEINCKE et al 2006 oberhalb von Randa
zeigten. Bei Anwendung eines Vorschlaghammers als seismische Quelle kann mit dieser Methode
auch an Hochgebirgshängen gearbeitet werden.
Die ERT dagegen ist nicht so gut für poröse Strukturen geeignet, sondern bietet sich besonders in
feinkörnigem, gut leitenden Material an sowie wenn große Leitwiderstandsunterschiede im Unter-
grund gegeben sind. Dies ist insbesondere bei Permafrostvorkommen der Fall. Für das Erkennen
von Hanginstabilitäten auf Grund von Permafrostdegradation ist sie die optimale Methode und ist
somit für Untersuchungen im Hochgebirge sehr gut geeignet. Zudem ist ihr Aufbau auch im un-
wegsamsten Gelände gut durchführbar und es kann nach Anbringung und Verkabelung der Elek-
troden auch über einen längeren Zeitraum gemessen werden, sodass Messreihen wie ihn Abbil-
dung 20 ermöglicht werden.
Das GPR kann bei trockenen Verhältnissen Scherflächen aufspüren (SCHROTT u. SASS, 2006), die
der Auslöser für Hanginstabilitäten sein können. Es gibt allerdings verschiedene Situationen, in de-
nen die Einsetzbarkeit dieser Methode eingeschränkt ist, wie in bewaldetem Gebiet oder bei star-
ken Grundwasservorkommen. Ist das Gelände zu uneben kommt es ebenfalls zu Problemen. Zu-
dem sind Vorkenntnisse über das Untersuchungsgebiet nötig, um die geeignete Frequenz wählen
zu können.
Abschließend lässt sich sagen, dass je nach Art des Untersuchungsgebietes und dem Ziel der Un-
tersuchung die entsprechende Methode gewählt werden muss. Bei bestimmten Untergrundeigen-
schaften kann möglicherweise eine Methode nicht ausreichen, um eindeutige Ergebnisse zu erzie-
len. Hier empfiehlt sich die Kombination zweier oder mehrerer verschiedener Methoden.
30

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.
33

Hausarbeit zu dem Thema
Geomechanische Ermittlung der Hangstabilität und der „factor of safety“
Im Methoden-Aufbauseminar
Feld- und Labormethoden zur Ermittlung der Hangstabilität
WS 09/10
Leitung: Michael Krautblatter
Abgabe: 06.01.2010
Korrigierte Fassung: 20.1.2010
Verfasser:
Claudia Schepp
cschepp@uni-bonn.de
Geographie (Bsc), 5.Fs
Matrikelnummer:
2055833
Susanne Pätzold
spaetz@uni-bonn.de
Geographie (Bsc), 5.Fs
Matrikelnummer:
2052280
Georg Schnock
georgschnock@gmx.de
Geographie (Bsc), 3.Fs
Matrikelnummer:
2120091
Clemens Schannwell
s6clscha@uni-bonn.de
Geographie (Bsc), 3.Fs
Matrikelnummer:
2125645
Christian Selbach
christian.selbach@googlemail.com
Geographie (Bsc), 5.Fs
Matrikelnummer:
1741104

Inhaltsverzeichnis
1. Einleitung ...................................................................................................................................................... 3
2. Der Sicherheitsbeiwert („factor of safety“) ................................................................................................... 3
3. Scherfestigkeit ............................................................................................................................................... 8
3.1. Veränderung der Scherspannung (τ)....................................................................................................... 9
3.2. Veränderung der Kohäsion (c) ............................................................................................................... 9
3.3. Veränderung der Normalspannung (σ) ................................................................................................. 11
3.4. Veränderung der Reibungswinkel ........................................................................................................ 12
4. Methoden der Bestimmung ........................................................................................................................ 14
4.1 Bestimmung der Kohäsion (c)................................................................................................................ 15
4.1.1. Korngrößenverteilung .................................................................................................................... 15
4.1.2. Korndichte ..................................................................................................................................... 17
4.1.3. Tonminerale ................................................................................................................................... 18
4.1.4. Kornform und Kornrauhigkeit ....................................................................................................... 20
4.1.5. Organische Bestandteile ................................................................................................................ 21
4.1.6. Kalkgehalt ...................................................................................................................................... 21
4.1.7. Wasseranteil/-gehalt/-sättigung ..................................................................................................... 22
4.1.8. Durchlässigkeit .............................................................................................................................. 24
4.2. Bestimmung der Normalspannung (σ) ................................................................................................. 29
4.2.1. Porenwasserdruck .......................................................................................................................... 29
4.3 Bestimmung des Reibungswinkels (φ) .................................................................................................. 30
4.3.2. Lagerungsdichte............................................................................................................................. 31
4.4. Bestimmung der Scherfestigkeit ........................................................................................................... 36
5. Fazit ............................................................................................................................................................. 41
2

1. Einleitung
Eine eindrucksvolle Demonstration der Wirkung von Hangrutschungen war wohl die Friedhofsrutschung in
Bonn vor einigen Jahren. Auf einer Tonschicht rutschte ein Teil des alten Friedhofs ab und dadurch wurden
einige Gräber geöffnet. Dies ist ein lokales Beispiel, doch sind die Ausmaße oft verheerender und gefährden
meist viele Menschenleben. Wie kann man nun die Hangstabilität ermitteln und was sind die entscheidenden
Einflussfaktoren? Ein Maß für die Hangstabilität ist der Sicherheitsbeiwert, welcher quantitative Vergleiche
verschiedener Hangsysteme zulässt. In dieser Arbeit soll auf die verschiedenen Parameter eingegangen
werden, die Einfluss auf die Scherfestigkeit und somit auf die Sicherheit des Hanges haben. Diese Parameter
sind wiederum abhängig von einer Vielzahl von Faktoren, welche anhand von geomechanischen Methoden
ermittelt werden können. Eine Auswahl der wichtigsten Methoden wird im Folgenden näher erläutert.
2. Der Sicherheitsbeiwert („factor of safety“) (Susanne Pätzold)
Der Sicherheitsbeiwert ist ein Maß für die Stabilität eines Hanges und allgemein definiert als der Quotient
aus den haltenden Kräften zu den treibenden Kräften (η = haltende Kräfte/treibende Kräfte). Haltende Kräfte
sind beispielsweise Reibungs- und Kohäsionskräfte und treibende Kräfte können das Eigengewicht,
Oberflächenlasten, Strömungskräfte und andere Belastungen sein (PRINZ, 1991 2 ).
Der Sicherheitsbeiwert ist demzufolge der quantitative Vergleich von haltenden und treibenden Kräften (LEE
und JONES, 2004). Wenn der Sicherheitsbeiwert eines Hanges größer als 1,0 ist so befindet sich das
Hangsystem in einem stabilen Status. Je näher der Wert an 1,0 liegt, desto instabiler wird der Hang. Eine
Hangrutschung ist also der Ausdruck von einem Ungleichgewicht der wirkenden Kräfte, hervorgerufen
durch Änderungen im Hangsystem.
Hinzuzufügen ist, dass der Sicherheitsbeiwert ein lokaler Wert ist und dass durch diesen keine Rückschlüsse
auf die gesamte Hangmasse gezogen werden kann. Relativ niedrige Sicherheitsbeiwerte sind an potentiellen
Scherflächen, wie beispielsweise geologischen Schichtgrenzen, gegeben. Da ein Hang meist mehrere
Schwächezonen besitzt, also mehrere Punkte mit niedrigen Sicherheitsbeiwerten, müssen die
Standsicherheitsberechnungen für jede potentielle Gleitfläche einzeln errechnet werden (HÖVEL, 2000).
Stabilitätsuntersuchungen
Die Berechnung der Hangstabilität erfolgt nach verschieden Methoden. Eine Unterscheidung liegt
beispielsweise in der Definition des Sicherheitsbeiwertes. Bei den Verfahren von Fellenius und Taylor ist der
Sicherheitsbeiwert das Verhältnis der Summe der rückhaltenden Momente MR zu der Summe der treibenden
Momente MT (η = Σ MR/ Σ MT). Dahingegen ist bei den Berechnungsmethoden von Bishop und Janbu der
3

Sicherheitsbeiwert das Verhältnis der Scherfestigkeit τf zur wirkenden Schubspannung τ (η = τf/ τ)
(BUCHER, 1996).
Nach welchen Kriterien kann man nun Aussagen über die Stabilität oder Instabilität eines Hanges treffen.
Die Stabilität eines Hanges kann beispielsweise nach LEE und JONES (2004) im Hinblick auf seine Resistenz
gegenüber potentiellen Änderungen definiert werden. Der Hang ist:
• Stabil, wenn der Stabilitätsbereich ausreichend ist um alle natürlichen schwankenden Einflussgrößen
auszuhalten in einer kurzen bis mittleren Zeitperiode (d.h. Jahrhunderte)
• Geringfügig stabil, wenn das Kräftegleichgewicht des Hanges, den schwankenden Einflussgrößen
nur bis zu einer bestimmten Magnitude standhalten kann
• unstabil, wenn die schwankenden Einflussgrößen dauerhafte oder periodische Bewegungen auslösen
Ein quantitatives Maß für die Stabilität eines Hanges ergibt sich aus der Stabilitätsanalyse, die durchgeführt
wird, um die Wahrscheinlichkeit einer Hangrutschung (η< 1) abzuschätzen (LEE und JONES, 2004). Die
Berechnungen „basieren auf der Annahme eines Bruchmechanismus, anhand dessen eine Voraussage über
die in der Bruchfläche oder Gleitfläche wirkenden Schubspannungen τ erfolgt“(LANG et al, 1996:118). Für
die Hangstabilitätsanalyse und die Berechnungen ist daher sehr wichtig die potentiellen Bruchflächen
benennen zu können. Hierzu werden theoretische Modelle der Hangform, des Hangmaterials und der Auflast
entworfen. Einflussfaktoren auf das Modell Hang, sind beispielsweise die einzelnen Parameter der
Scherkraft, der Porenwasserdruck und die Hangauflast.
In der probabilistischen Stabilitätsanalyse, ist die Wahrscheinlichkeit einer Rutschung („failure“) bezüglich
der „performance function“ (Gx) definiert. Diese beschreibt die Hangstabilität als eine Funktion, aus einer
Kombination aus Hangparametern mit jeweiligen charakteristischen Verteilungswahrscheinlichkeiten (d.h.
willkürliche Variablen; x steht für eine bestimmte Kombination aus Werten) (LEE und JONES, 2004).
Die „performance function“ eines Hanges ist definiert als:
Gx = η – 1
Weiterhin kann man diese Funktion nutzen um den Stabilitätsstatus zu definieren:
Gx > 0 Safe conditions
Gx ≤ 0 Unsafe or Failure Conditions
(LEE und JONES, 2004)
Bei der Stabilitätsuntersuchung zur Bestimmung des Sicherheitsbeiwertes eines Hanges, geht man nach
BUCHER (1996) wie folgt vor:
4

• Reduktion auf ein ebenes Problem: Anstelle eines räumlichen Körpers, benutzt man eine Scheibe
von 1 m Breite
• Festlegen des geologischen Profils: Die richtige Bestimmung der Schichtgrenzen ist von enormer
Wichtigkeit, da diese die potentiellen Scherflächen darstellen
• Festlegen der hydrologischen Verhältnisse: Wasser ist ein entscheidender Einflussfaktor auf die
Hangstabilität
• Einführen der äußeren Kräfte (Auflasten)
• Festlegen der Bodenkennziffern der einzelnen Schichten, insbesondere bezüglich Dichte und
Scherfestigkeit
- Dichte im natürlichen Zustand (ρ) und im gesättigten Zustand (ρg)
- Errechnung des Raumgewichts des Bodens: γ = ρ·g (γg = ρg·g) (g: Erdbeschleunigung)
- Berücksichtigung des Porenwasserdrucks im Raumgewicht: γ` = γg - γw (γw: Raumgewicht
des Wassers)
- Berechnung der Scherfestigkeit nach Coulomb (siehe Kapitel 3)
• Wahl der Bruchfigur: Die meisten Bruchfiguren sind zusammengesetzt aus Kreisen, Geraden und
logarithmischen Spiralen
• Wahl des geeigneten Berechnungsverfahren (siehe unten)
• Durchführen der Berechnungen
• Bewerten der Ergebnisse der Berechnungen: Die Werte der Böschungsstabilität (Böschung:
künstlich geschaffene, geneigte Fläche) weichen bei verschiedenen Verfahren zum Teil stark
voneinander ab und sind daher stets mit eigenen Erfahrungswerten zu reflektieren
Im nächsten Abschnitt wird näher auf die Berechnungsverfahren von Böschungssystemen eingegangen. Die
zahlreichen Methoden zur Berechnung der Stabilität können grob in die zwei Gruppen der statischen und der
kinematischen Berechnungsverfahren eingeteilt werden. Da in der Praxis meist die kinematischen
Berechnungsmethoden verwendet werden, wird auf diese in Folgendem näher eingegangen. In den
Verfahren wird das Grenzgleichgewicht, also der Zustand bei dem sich die wirkenden Kräfte ausgleichen,
von starren Bruchkörpern untersucht.
Die unterschiedlichen Methoden differenzieren sich in der Wahl der Scher- oder Gleitfläche und in den
Formulierungen der Sicherheitsdefinition. Die folgenden Abbildungen (1-3) enthalten Beispiele für die
einfachen Verhältnisse einer „unendlich langen Böschung mit hangparalleler Wasserströmung“ und von
einer „einfachen Böschung aus homogenem kohäsivem Material“ (BUCHER, 1996).
5

Abbildung 1: Schnitt einer unendlich langen Böschung in einem kohäsionslosen Material (c´= effektive Kohäsion = 0)
mit hangparalleler Sickerströmung (OKT: Oberfläche des Bodens; WSP: Wasserspiegel). Das Grenzgleichgewicht
berechnet sich wie folgt:
Mit F: Grenzgleichgewicht, z1,2: Schichtmächtigkeiten, γ: Raumgewicht des Bodens, γ´: Raumgewicht des Bodens
unter Auftrieb, γg: Raumgewicht des gesättigten Bodens, φ`: effektiver Reibungswinkel, α: Neigungswinkel (BUCHER
1996)
Abbildung 2: Grenzgleichgewicht (F=1,0) einer unendlich langen Böschung in einem kohäsionslosen Material mit
hangparalleler Sickerströmung gemäß Abbildung 1. Die Werte gelten für γ = γg = 20kN m -3 (BUCHER, 1996).
6

Abbildung 1:
a. Schnitt einer einfachen Böschung in kohäsiven Material mit c = su und φ = 0 (c: Kohäsion, su: undrainierte
Scherfestigkeit, φ: Reibungswinkel)
b. Für das Grenzgleichgewicht (F = 1,0) ergibt sich die kritische Höhe zu Hcrit = Ns· ��
� (Ns: Stabilitätsfaktor)
(BUCHER 1996)
Der Stabilitätsfaktor ist für β < 53° abhängig vom Parameter ht = H+D/H (ht: Tiefenfaktor, H: Hanghöhe, D:
Bodenmächtigkeit)
Ein Beispiel nach LANG et al (1996) soll eine Methode, der Berechnung der Stabilität einer Böschung,
aufzeigen. In einem tonigen Boden soll eine 4 Meter Tiefe Baugrube ausgehoben werden, mit einem
Böschungswinkel β von 60° (β = 60°). Aus der Abbildung 3b lässt sich hierfür ein Stabilitätsfaktor von 5,2
(Ns = 5,2) ablesen. Die Bodeneigenschaften (γ, c`, φ`, su) sollen konstant sein. Für einen undrainierten,
gesättigten Ton beträgt das Raumgewicht des Bodens γ 19 kN/m 3 und die undrainierte Scherfestigkeit su hat
einen Wert von 22 kN/m 2 .
Mit diesen Werten lässt sich die kritische Höhe Hcrit (F = 1,0) berechnen:
Hcrit = Ns· ��
�
��
= 5,2 · = 6,02 m
��
Der Sicherheitsfaktor kann nun ebenfalls errechnet werden, mit der Annahme, dass su = τf = 22 kN/m 2 (F =
1,0). Da die geplante Höhe der Baugruppe (h = 4 m) kleiner ist als die kritische Höhe (Hcrit = 6,02 m), ist die
Böschung stabil und es kann ein Sicherheitsbeiwert von größer als 1 angenommen werden (F > 1).
Die Annahme, dass τ = τ� �� ��
= =
� � � kN/m2
a
b
7

Führt zu:
h(F > 1) = Ns· ��:�
�
�� ��
und somit ist F = Ns = 5,2 = 1,51
�·� �,�·��
Der Sicherheitsbeiwert der Baugrube beträgt 1,51 und die Böschung ist somit standsicher.
Zusammenfassend kann man sagen, dass es von außerordentlicher Wichtigkeit ist die einzelnen Parameter
die Einfluss auf die Stabilität eines Hanges haben genauestens zu untersuchen, um ein möglichst
realitätsnahes Modell entwerfen zu können. Da es eine Vielzahl von Methoden gibt, die sich
natürlicherweise auch in ihren Ergebnissen unterscheiden, sollte man solche verwenden, bei denen man auch
eigene Erfahrungswerte miteinbeziehen kann.
3. Scherfestigkeit (Clemens Schannwell)
Die Scherfestigkeit ist einer der wichtigsten Parameter zur Ermittlung der Hanginstabilität. Als Festigkeit
wird die Widerstandfähigkeit eines Materials gegen Verformung und Bruch bezeichnet. Kommt es zu einer
Überschreitung der Scherfestigkeit eines Hanges, beginnt eine Boden- oder Gesteinsmasse sich hangabwärts
zu bewegen. An diesem Punkt überschreitet die Scherkraft (τf) den Scherwiderstand des Hanges. Coulomb
hat dies als eine lineare Funktion der Normalkraft (σf) ausgedrückt (CRAIG 1997 6 : 103):
τf = c+σf tanφ
c = Kohäsion
φ= innerer Reibungswinkel
Dabei zerlegt Coulomb, die an jedem Ort dieser Erde wirkende Schwerkraft (g) in die Vektoren τ und σ.
Diese beiden Vektoren stehen senkrecht aufeinander (s. Abb. 4) als Schenkel eines Vektorparallelogramms.
Wie in Abbildung 4 zu sehen, ist der Vektor τ parallel zur Oberfläche, also hangabwärts gerichtet, während σ
senkrecht zur Hangoberfläche nach unten zeigt.
Abbildung 2: Vektorparallelogramm der Schwerebeschleunigung an einem Hang
Quelle: AHNERT 2009 4 : 84
Dies ist nur die Grundformel zur Beschreibung der Scherfestigkeit. Es bestehen zahlreiche verwandte
Formeln, die noch andere Parameter in die Formel integrieren bzw. einzelne Parameter der Formel genauer
8

eschreiben. Im Folgenden wird jedoch die Coulomb-Gleichung als Grundlage verwendet. Dabei wird
betrachtet, wie sich die Veränderung der einzelnen Parameter auf die Scherfestigkeit und Sicherheit eines
Hanges auswirkt.
3.1. Veränderung der Scherspannung (τ) (Clemens Schannwell)
Die Scherspannung τ kann bei hinreichender Größe zu einem Abscheren eines Materials führen. Vektor Tau
kann durch folgende Gleichung beschrieben werden: τ = g sinα. Wobei α die Hangneigung in Grad ist
(s. Abb. 4). Wirkt nun allerdings noch eine Masse und somit eine Kraft auf den Hang (Fläche), so muss die
Formel noch einmal modifiziert werden: τ = m g sinα (AHNERT 2009 4 : 84).
Aufgrund dieser Gleichung kann festgehalten werden: Wird das Gewicht des Hanges durch weitere
Ablagerungen erhöht und die belastete Fläche bleibt gleich, müsste die Gefahr der Hanginstabilität größer als
davor. Eine Möglichkeit der Gewichtserhöhung ist, dass ein Felsen von dem steileren oberen Bereich eines
Hanges auf den unteren Hang fällt und somit die Instabilität erhöht (LACERDA 2007: 111). Dem entgegen
wirkt die erhöhte Normalspannung. Da diese direkt proportional zum Reibungswiderstand ist, wird die
Reibung ansteigen. Dies trifft besonders auf tiefere Schichten zu, die damit eine noch höhere
Lagerungsdichte (Normalspannung) aufweisen und somit auch einen stärkeren Reibungswiderstand haben.
Ob nun aber die Instabilität steigt hängt von der Hangneigung ab. Je nach Stärke der Neigung erhöht sich
mehr die Scherkraft (τ) oder die Normalspannung (σ).
Generell gilt, da g eine Konstante ist bzw. die Änderung dieser Größe vernachlässigbar ist, dass die
Scherspannung nur von m (Masse) und der Hangneigung abhängt (AHNERT 2009 4 : 84). Erhöht sich ein –
oder beide Parameter (m, α), steigt die Scherspannung und somit die Gefahr der Hanginstabilität.
3.2. Veränderung der Kohäsion (c) (Clemens Schannwell)
Die Kohäsion beschreibt den Zusammenhalt zwischen Körnchen eines Materials. Sie ist somit eine haltende
Kraft und wirkt stabilisierend auf den Hang. Verschiedene Faktoren können sich auf die Kohäsion von
Partikeln auswirken. Ein wichtiger Faktor ist die Bodenart des Hanges. Hierbei werden schwach bindige
(Schluff), stark bindige (Ton) und organische Böden (Torf) unterschieden (PRINZ 1991 2 : 56). Die höchste
Kohäsion weisen stark bindige Böden (siehe Tab.1) auf.
9

Tabelle 1: : Kohäsion unterschiedlicher Böden
Bodenart
Schwach bindige Böden
Stark bindige Böden
Organische Böden
Großen Einfluss auf die Kohäsion hat auch die Art der Tonminerale und deren unterschiedliche
Eigenschaften. So können sich die in Tab.1 dargestellten Werte durch einen erhöhten Wasseranteil stark
verändern. Allgemein gilt, je höher der Anteil an sehr gut quellfähigen Tonmineralen, desto schneller verliert
der Boden seine Kohäsion bei Wasserzugabe.
Abbildung 3: Scherwiderstand und Residualscherwiderstand
Quelle: WYLLIE U. MAH 2004 4 : Scherwiderstand und Residualscherwiderstand
: 80
Allerdings gs ist die Wirkung der Kohäsion begrenzt. Sind die Strukturen des Hangmaterials an der Scherfläche
Zeitpunkt wird die Scherfestigkeit des Hanges als Residual Residual-Scherfestigkeit Scherfestigkeit (τ (τres ) bezeichnet. Der
Anfangspunkt dieser Geraden liegt genau um die Kohäsion verschoben (s. Abb. 5). ). Weil sich jedoch auch
der Reibungswinkel ändert, sind die beiden Geraden nicht parallel.
Da die Scherfläche häufig an Schichtgrenzen ent entsteht, steht, ist die Kohäsion zwischen diesen Schichtflächen
besonders wichtig. Hier sind häufig sehr geringe Kohäsionswerte anzutreffen. Auch Verwitterungsprozesse
können den inneren Zusammenhalt des Gesteins schwächen, z.B. Frostsprengung oder
Druckentlastunsklüfte. lüfte. Beide Prozesse vermindern die Kohäsion von benachbarten Gesteinen ( (MÜLLER et al.
2008: 131).
Kohäsion c [kN/m²]
Ein weiteres Phänomen, das bei einem Porenunterdruck vorherrschen kann, ist die scheinbare Kohäsion.
Dabei erhöht sich das Gewicht des Korngerüstes und es entsteht eine höhere Reibungskraft. Hervorgerufen
wird dies durch zwei Effekte: Zum einen durch die Kapillarspannung (Kapilarkohäsion), die durch die
0-5
10-25
irreversibel zerstört, fällt der Wert der Kohäsion rapide ab ( (WYLLIE U. MAH 2004 4 : 80). Ab diesem
0-5
Quelle: PRINZ 1991 2 : 56
10

Oberflächenspannungen zwischen Partikeln ausgelöst wird und zum anderen durch die Verzahnung von
mikroskopisch kleinen Körnern aufgrund der Oberflächenrauhigkeit (Strukturkohäsion).
3.3. Veränderung der Normalspannung (σ) (Clemens Schannwell)
Die Normalspannung ist die Kraft, die senkrecht auf einer Fläche steht (s. Abb.4). Der Vektor σ kann durch
die Gleichung σ = g cosα beschrieben werden, wobei α die Hangneigung in Grad darstellt. Die
Normalspannung kann auch als Druckspannung bezeichnet werden. Wie bei der Scherspannung kann nun
natürlich ein Körper mit seiner Masse auf den Hang (Fläche) wirken. Hierbei muss die Gleichung ebenfalls
modifiziert werden: σ = m g cosα (AHNERT 2009 4 : 84). Aufgrund der beiden unterschiedlichen
Winkelbeziehungen für die Normalkraft (cosα) und Scherkraft (sinα) lassen sich Gesetzmäßigkeiten ableiten.
So ist bei einer Hangneigung von 90° σ = 0, während die Scherkraft der Fallbeschleunigung m*g entspricht.
Genau entgegengesetzt ist die Kraftverteilung bei einer Hangneigung von 0°.
Da im Boden jedoch nicht nur der lithostatische Druck (σ) herrscht, sondern diesem entgegen auch
hydrostatische Spannungen zwischen den Poren wirken (Porenwasserdruck) - sofern Wasser im Boden
enthalten ist – muss die Coulombsche Gleichung etwas modifiziert werden. Nämlich nicht die
Normalspannung (σ), sondern die effektive Normalspannung (σ´) ist zu betrachten. Dafür wurde die Größe
(σ´) von Terzaghi 1923 eingeführt (CRAIG 1997 6 : 81). Dabei wird die effektive Normalspannung durch
folgende Formel beschrieben:
σ´= σ- u
u= Porenwasserdruck
Nicht nur bei der Normalspannung, auch bei der Kohäsion spielt der Porenwasserdruck (u) eine sehr
wichtige Rolle. Dieser wiederum hängt von der Wassersättigung des Bodens ab. Aufgrund eines positiven
Porenwasserdrucks kann jedoch die Scherfestigkeit rapide bis auf null abfallen.
Durch die Wirkung der Normalspannung wird das Korngerüst in eine immer dichtere Lagerung gebracht. Da
aber das vorhandene Porenwasser nicht entweichen kann (undrainiert), ist das Resultat nicht eine
Volumenabnahme, sondern eine Erhöhung der Porenwasserspannung. Gleichzeitig nimmt der Wert der
effektiven Normalspannung - auch als Korn zu Korn Druck bezeichnet - ab. Erreicht der Wert der
Porenwasserspannung (u) den Wert des Überlagerungsdruckes (σ), muss nur noch ein geringer
Scherwiderstand überwunden werden (STUDER U. GOLLER 1997²: 74). Häufig tritt dieser Effekt bei
Starkniederschlägen, aber auch saisonalen Regenzeiten auf (LACERDA 2007: 107). Einhergehend mit der
Herabsetzung des Gesamtscherwiderstandes, ändert sich ebenfalls die effektive Kohäsion.
11

3.4. Veränderung der Reibungswinkel (Clemens Schannwell)
Der Reibungswinkel ist der Winkel, bei dem eine kohäsionslose Lockermasse in Bewegung gerät. Deshalb
wird ihm besonders bei nichtbindigen Böden eine sehr hohe Bedeutung beigemessen. Da dort c=0 gilt,
besteht die Gleichung nur noch aus dem Termen τf = σf ´ tanφ. Wie bei der Kohäsion spielen besonders die
Boden- bzw. Gesteinsarten eine wichtige Rolle. Der Reibungswinkel bei Festgesteinen hängt zum einen von
der Größe der Minerale und zum anderen von deren Form ab (WYLLIE U. MAH 2004 4 : 81). In Tab. 2 sind
Reibungswinkel für Beispielgesteine aufgelistet. Dabei fällt auf, dass vor allem planar angeordnete
Kristallstrukturen, wie bei einem Schiefer (in Tab. 2 „schist“), kleine Reibungswinkel aufweisen.
Insgesamt setzt sich der Totalreibungswiderstand (total friction angle) nicht nur aus dem inneren
Reibungswinkel, sondern auch noch aus der Oberflächenrauigkeit des Festgesteins zusammen. Diese kann
eine wichtige Rolle für die Bestimmung des Totalreibungswiderstandes spielen. Ausgedrückt wird der
Gesamtreibungswiderstand mit dem Joint Roughness Coefficient (JRC), der von BARTON (1973) eingeführt
wurde. Dabei variieren die Werte des JRC von 0 für planar angeordnete Kristallstrukturen bis zu 20 für
wellige Kristallstrukturen (WYLLIE U. MAH 2004 4 : 62). Häufig wird der Wert mithilfe von visuellen
Vergleichungen nur geschätzt.
Tabelle 2: Reibungswinkel unterschiedlicher Gesteine
Rock class Friction angle range Typical rock types
Low friction 20-27° Schist, shale, marl
Medium friction 27-34° Sandstone, siltstone, chalk, gneiss
High friction 34-40° Basalt, granite, limestone,
Quelle: WYLLIE U. MAH 2004 4 : 81
Bei Lockergesteinen sind ebenfalls die Kornformen, die Rauigkeit und vor allen Dingen auch die
Lagerungsdichte den Reibungswinkel beeinflussende Faktoren (PRINZ 1991 2 : 55). Wie in Tab. 3 zu erkennen
können so innerhalb einer Korngrößenfraktion unterschiedliche Reibungswinkel auftreten. Besteht eine
Lockermasse nur aus runden Körnern (Sand), so hat diese eine geringere innere Reibung als eine
Lockermasse aus eckigen Körnern, da sie sich besser ineinander verkeilen können (AHNERT 2009 4 : 84).
Tabelle 3: Reibungswinkel unterschiedlicher Kornfraktionen
Korngröße Reibungswinkel in °
Sand, locker gelagert 30-32,5
Sand, dicht gelagert 32,5-35
Sand und Kies locker gelagert 32,5-35
Sand und Kies dicht gelagert 35-40
Split-Schottergemsiche 35-45
Quelle: PRINZ 1991 2 : 55
12

Kommt es wie unter Punkt 3.2. erwähnt zu einer irreversiblen Zerstörung der Hangstruktur entlang einer
Scherfläche (Bruch), ändert sich auch der Reibungswinkel. Er wird kleiner. So werden kleinere
Unregelmäßigkeiten durch die Scherbewegung abgeschliffen und damit eingeregelt und produzieren eine
flachere Reibungsoberfläche. So wurde bei einem direkten Scherkrafttest ein maximaler Reibungswinkel von
47° festgestellt. Nachdem allerdings die Scherfestigkeit überschritten war, wurde nur noch ein
Residualreibungswinkel von 36°ermittelt (WYLLIE U. MAH 2004 4 : 80).
Weitere die Reibung beeinflussende Faktoren sind der Verwitterungsgrad des Gesteins und Klüfte bzw.
Verwerfungen (PRINZ 1991 2 : 56). Eine große Anzahl an Klüften verringert die Verbandsfestigkeit und somit
die Reibung des Verbandes.
Ein unnatürlicher Faktor, der alle Parameter des Coulomb‘schen Gesetzes beeinflussen kann, ist natürlich
der Mensch. Seine Einflussnahme auf die Hanginstabilität ist aber so vielfältig, dass er hier nur genannt wird,
seine beeinflussenden Handlungen jedoch nicht erläutert werden können.
Um eine besseres Verständnis dieser theoretischen Einflussnahme der verschiedenen Scherparameter in der
Praxis zu erhalten, wird dafür eine Beispielrutschung vorgestellt. Dabei wird auf die Gründe der Instabilität
eingegangen.
Die Beispielrutschung befindet sich in Reisenschuh im Pferschtal in Südtirol. Dort kam es am 16.11.2002 zu
einer Hangrutschung. Was sind die Faktoren, die die Rutschung ausgelöst haben?
Im Zeitraum vor der Rutschung war es sehr warm für diese Jahreszeit und es hatte zwei Tage lang
Starkniederschläge gegeben. Da es in diesem Gebiet schon häufiger zu Hangrutschungen nach
Starkniederschlägen kam, liegt ein direkter Zusammenhang nahe (CEVIK 2008: 75). Aufgrund der hohen
Niederschläge, im Zusammenspiel mit den erhöhten Temperaturen - Schneefallgrenze erhöht – kann es zu
dieser Hangrutschung gekommen sein. Durch das Eindringen von Wassermassen wurde die effektive
Normalspannung erheblich herabgesetzt. Auch eine in früheren Jahren vorgenommene Rodung kann zu einer
Destabilisierung geführt haben. Da nach der Rodung nur flachwurzelnde Kiefern angepflanzt wurden, fehlte
eine weitere haltende Kraft (Reibung) (CEVIK 2008: 119). Ein weiterer beeinflussender anthropogener Faktor
war die Anlegung von zwei Schutthalden, die zu einer Versteilung des Geländes und somit zu einer
Destabilisierung geführt haben. Also ist es wahrscheinlich, dass der Hang erst durch die anthropogenen
Einflüsse (Rodung) destabilisiert wurde und dann durch einen kurzzeitigen Einfluss von exogenen Faktoren
(Niederschlag, Temperatur) zum Rutschen gebracht wurde.
Nachdem in Kapitel 3 die Parameter der Coulomb‘schen Gleichung vorgestellt und erläutert worden sind,
werden im folgenden Kapitel die wichtigsten Messmethoden der verschiedenen Parameter aufgezeigt und
kurz auf deren Durchführung und Funktionsweise eingegangen.
13

4. Methoden der Bestimmung (Christian Selbach)
Wie schon in den vorherigen Kapiteln beschrieben, spielen die Scherparameter eine entscheidende Rolle für
die Stabilität an einem Hang. Um diese genauer bestimmen zu können, so dass man aussagekräftige
Bewertungen zur Hangstabilität treffen kann, ist die Qualifizierung und Quantifizierung dieser nötig. Im
Folgenden sollen gängige Methoden zur Ermittlung von geotechnischen Kennwerten erläutert werden,
welche Einfluss auf die Scherparameter haben. Besonders Verfahren zur Probenahme und
Versuchsdurchführung sind dabei stark standardisiert und enthalten daher nur wenige Unsicherheiten
(MELZER & BERGDAHL 2001 6 ).
Die geotechnischen Kennwerte beeinflussen sich oft gegenseitig und haben daher nicht immer direkten
Einfluss auf einen Scherparameter selbst. Eine Ermittlung geschieht daher mittels Korrelationen. Für die
meisten gebräuchlichen Feldversuche werden diese in ENV 1997-3 angegeben. Die abgeleiteten Werte
können dabei entweder Basiswerte (c‘, φ‘,cu, Es usw.) oder Bodenwiderstandswerte darstellen (z.B.
Tragfähigkeit) (BAUDUIN 2001 6 ). Auch VON SOOS (2001 6 ) gibt rechnerische Beziehungen an, mittels denen
man von der einen auf die andere Bodenkenngröße schließen kann (Abbildung 6).
Abbildung 4: Rechnerische Beziehungen zwischen Bodenkenngrößen
Quelle: VON SOOS 2001: 135
Es sei darauf hingewiesen, dass für die verschiedenen Ermittlungsverfahren im Labor eine bestimmte Güte
der der Probenahme vorausgesetzt ist. Nach ENV 1997-3, Tabelle 12.1 sind Mindestvoraussetzungen an die
14

Probenahme definiert, die für die Untersuchung bzw. Bestimmung der jeweiligen geotechnischen Kennwerte
zu erfüllen sind (vgl. MELZER, K. & U. BERGDAHL 2001 6 ).
4.1 Bestimmung der Kohäsion (c) (Georg Schnock)
Wie in 3.2. bereits erwähnt, beschreibt die Kohäsion allgemein die Anziehungskraft zwischen dicht
beieinander liegenden Komponenten eines festen Materials. Der Widerstand gegen eine Bewegung ist
größer, wenn die Kohäsion innerhalb eines Materials groß ist (PRESS, F. et al. 2008 5 ).
Die Kohäsion ist abhängig von verschiedenen Parametern, welche nachfolgend definiert, deren
Bestimmungsmethoden erläutert und Auswirkungen auf die Kohäsion verdeutlicht werden:
4.1.1. Korngrößenverteilung (Georg Schnock)
Die Korngröße („d“) und Korngrößenverteilung dienen als Maßstab für die Einteilung und Benennung von
mineralischen Lockergesteinen, dabei wird der Anteil der Korngrößen der Gesamttrockenmasse
entgegengestellt, somit in Prozent angegeben (PRINZ 1991²: 6). Die Korngrößen werden dabei zwischen
0,0001 mm und 200 mm klassifiziert (s. Tab. 4). Die Korngrößenverteilung kann durch die Fingerprobe
geschätzt werden (GEBHARDT 2007: 105). Genauer geschieht die Bestimmung durch zwei andere
Ermittlungsmethoden. Bei Körnergrößen größer als 0,063 mm, werden mit der Siebanalyse voneinander
getrennt und unterschieden. Korngrößen kleiner 0,063 mm (Schluffe und Tone) werden mit der
Sedimentationsanalyse bestimmt (VON SOOS 2001 6 : 125).
Tabelle 4: Korngruppengrößeneinteilung
Quelle: VON SOOS 2001: 125
Siebanalyse
In der Regel wird bei der Siebung der Boden zuerst bei bis zu 105°C getrocknet (Trockensiebung genannt)
(VON SOOS 2001 6 : 126). Die Probenmenge beträgt etwa 150g – 2kg (PRINZ 1991²: 6). Es werden
verschiedene Siebe mit verschiedenen Maschengrößen verwendet. So fallen bei dem Maschensieb Körner
der Größe 0,063 – 2,0 mm und bei dem Quadratlochsieb die 4,0 – 63 mm großen Körner hindurch. Diese
15

Körner sind dadurch vergleichbar, jedoch nicht als strenge physikalische Größe anzusehen, da die
Kornformen unterschiedlich sind und es eine gewisse Siebtoleranz gibt (VON SOOS 2001 6 : 126). Bei
kleineren Teilchen als 0,063 mm wird die Nasssiebung verwendet und dann entweder nur die Masse
bestimmt oder in der Sedimentationsanalyse feiner bestimmt (PRINZ 1991²: 6).
Sedimentationsanalyse (auch Schlämmanalyse genannt)
Die Methode beruht auf der physikalischen Eigenschaft, dass größere Körner
schneller in einer Flüssigkeit sinken als kleinere Körner (PRESS et al. 2008 5 :121).
Durch die Absinktiefe und –zeit wird mit Hilfe des Gesetzes von Stokes der
Korndurchmesser errechnet. Für diese Ermittlung ist ein sogenanntes Aräometer
nach Casagrande (s. Abb.7) notwendig (VON SOOS 2001 6 : 126). Nach PRINZ (1991²:
6) werden bei sandigen Böden 75g Probemenge und bei den sonstigen Böden, bei
denen die Sedimentationsanalyse durchgeführt wird, 30 – 50g benötigt. Bei VON
SOOS (2001 6 : 126) sind es immer zwischen 10 und 50g. Um der Flockenbildungen
(Koagulation) entgegenzuwirken wird das Dispergierungsmittel
Natriumpyrophosphat (Na4P2O7 *10 H2O) in einer Menge von 0,5g hinzugefügt
(PRINZ 1991²: 6).
Da es keine einheitliche Regelung speziell bei der Analyse von Tongesteinen gibt
und diese keine starke Aussage über den Feinkornanteil des Gesteins macht, ist diese
hier nicht weiter ausgeführt und kann im PRINZ (1991²: 6-7) nachgelesen werden.
Zudem kann eine Sedimentationsanalyse ab einer Korngröße unter 0,001 mm nicht mehr wegen der
Brown‘schen Molekularbewegung angewendet werden (VON SOOS 2001 6 : 127).
Abbildung 8: Körnungslinien typischer Bodenarten. Bsp.: Kiessand(5), toniger Lehm(10)
Quelle: PRINZ 1991 2 : 8
Abbildung 7:
Ärometer nach
Bouyoucos/Casagran
de
Quelle: VON SOOS
2001 6 : 127
16

Die Darstellung der Korngrößenverteilung findet normalerweise in einer Körnungslinie (Summenkurve) statt
(s. Abb. 8). Daraus kann man ablesen, aus welcher Bodenart ein Boden besteht und somit eine Aussage
treffen, wie bindig oder nichtbindig dieser ist. So sind nichtbindige Bodenarten (s. Nr. 5 in Abb.8)
beispielsweise Sande und Kiese, bindige (s. Nr. 10 in Abb. 8) bestehen aus einer Mischung aus Ton und
Schluff und der Übergang von nichtbindigen zu bindigen Böden befindet sich im Schluffbereich (PRINZ
1991²: 9).
Man kann jedoch nicht ohne weiteres sagen, dass dieser Boden z.B. rein aus Grobsand besteht und deshalb
diese Bindigkeit aufweist. Um jedoch eine Aussage über die Gleichheit eines Bodens zu machen, gibt es die
Ungleichförmigkeitszahl. Diese lässt sich mit Hilfe der Körnungslinie (s. Abb.8) ablesen, indem man die
Größe der Körner bei 60% durch die Größe bei 10% dividiert. Die Formel lautet U=d60/d10.
Der Boden ist gleichförmig, also nicht stark vermischt, wenn U < 3 bzw. 6 ist. Die Festlegung der Werte von
der Ungleichförmigkeitzahl (U) ist unterschiedlich und ist im PRINZ (1991²: 7) nachzulesen.
Ermittelt man nun einen gleichförmig bindigen Boden (feinkörnig), so ist aus Tabelle 1 in Kap. 3.2
abzulesen, welcher Wert die Kohäsion annimmt. Ist der Boden einem gleichförmig nichtbindigem Boden
(grobkörnig) zuzuordnen, dann strebt der Wert der Kohäsion gegen 0 (PRINZ 1991²: 47). Stark vermischte
Böden weisen hingegen eine vielfache Zunahme der Scherfestigkeit auf (PRINZ 1991²: 55). Zudem ist durch
die Korngrößenverteilung eine Aussage über die Dichte des Bodens und Verdichtungsmöglichkeit und damit
über den Scherparameter „Reibungswinkel“ (Kap.4.3) zu machen.
4.1.2. Korndichte (Georg Schnock)
Die Korndichte bezeichnet die auf das Kornvolumen bezogene Masse, inklusive deren Hohlräume. Sie wird
gebraucht um die Sedimentationsanalyse auszuwerten, den Volumenanteil zu bestimmen und gibt Hinweise
auf enthaltene Mineralien (VON SOOS 2001 6 : 127). Desweiteren hilft sie auch bei der Bestimmung des
Porenanteils und der Porenzahl (PRINZ 1991²: 18).
Dafür werden etwa 20 – 30g der zu bestimmenden Körner auf 105°C erhitzt werden.
Diese werden dann in ein Kapillarpyknometer (s. Abb. 9) gefüllt. Anhand dem
abgemessenem destilliertem Wasser, welches danach hinzu geführt wird, wird das
Restvolumen bestimmt, wodurch dann das Volumen der Körner ermittelt werden kann.
Luft und Gase werden durch kochen oder erzeugen von Vakuum beseitigt. Enthalten die
Proben Wasserreagierende Bestandteile, so wird anstatt Wasser eine organische
Messflüssigkeit mit niedriger Oberflächenspannung verwendet (VON SOOS 2001 6 : 127-
128). Das Luftpyknometer wird nur für Körner ohne Feinbestandteile verwendet (PRINZ
1991²: 18).
Abbildung 9:
Kapillar-
Pyknometer
Quelle: VON SOOS
2001 6 : 127
17

Tabelle 5
Nichtbindige Lockergesteine 2,58 – 2,70 g/cm³
Schwachbindige Lockergesteine 2,60 – 2,74 g/cm³
Starkbindige Lockergesteine 2,66 – 2,82 g/cm³
Quelle: FÖRSTER 1996: 22
Wie man aus der Tabelle 5 nach FÖRSTER (1996: 22) erkennen kann, hat die Korndichte einen direkten
Bezug zur Bindigkeit des Materials. Wie wir aus Kapitel 4.1.1. auch schon erfahren haben kann man daraus
schließen, dass starkbindige Böden mit einer hohe Korndichte eine höhere Kohäsion aufweisen, als
schwachbindige Böden in dem Körner niedriger Dichte enthalten sind.
4.1.3. Tonminerale (Georg Schnock)
Ab einer Korngröße von unter 0,02 mm treten die Tonminerale des häufigeren in den Sedimenten auf. Meist
sind sie plättchenförmig, manchmal auch stäbchenförmig. Eine wichtige Eigenschaft dieser Tonminerale ist,
dass sie eine hohe Wasseraufnahmefähigkeit besitzen, bedingt durch Kapillarwasser, Wasseranlagerung an
Kristallitoberflächen und innerkristalliner Quellung (PRINZ 1991²: 19). In grobkörnigen Böden, entstanden
durch mechanische Verwitterung, sind überwiegend gebirgsbildende Gesteine anzutreffen, wie z.B. Quarz
Feldspat, Glimmer, Kalk. Diese sind recht leicht durch eine Lupe oder ein Polarisationsmikroskop zu
differenzieren. Feinkörnige Böden, also Körngrößen < 0,006 mm, entstanden durch chemische Verwitterung,
bestehen aus Aluminium-Hydrosilikate, welche aus Silizium-Sauerstoff-Tetraedern und Aluminium-
Oktaedern zusammengebaut sind. Dabei ist noch zu unterscheiden, ob es Zweischichtenminerale, wie z.B.
Kaolinit oder Halloysit, sind oder Dreischichtenminerale, wie z.B. Illit oder Montmorillonit (VON SOOS
2001 6 : 128). Montmorillonit, welches zum Tonmineral der Smektite gehört (PRINZ 1991²: 13), ist ein
quellfähiges Mineral, welches zwischen den Schichten Wasser speichern kann und dadurch den Abstand zu
den Schichten verändern kann. Dies ist von Bedeutung, da sich dadurch die Eigenschaft des Bodens ändert
und sich dies auf die Scherfestigkeit auswirkt. Diese Tonminerale sind durch das Röntgen-
Reflexionsverfahren oder Differential-Thermo-Analyse zu ermitteln.
Beim ersten Verfahren wird sich zu nutzen gemacht, dass bestimmte Kristalle Röntgenstrahlen in einem
bestimmten Winkel zurückreflektieren.
18

Bei der zweiter Methode
finden zu unterschiedlichen
Temperaturen bei bestimmten
Arten von Mineralien
endotherm und exotherm
unterschiedliche Reaktionen
auf, wodurch dann
schließlich die
unterschiedlichen
Tonminerale zu
unterscheiden sind (VON
SOOS 2001 6 : 128-129).
In Tabelle 5 sind alle
Tonmineralgruppen
aufgeführt. Ergänzend dazu
hier noch weitere
Informationen nach PRINZ
(1991²: 14) (s. Tab. 6).
Tabelle 7: Weitere Informationen zu Tonmineralen nach PRINZ
Gruppe Ist ein … Schichtabstand Besteht aus …
1. Kaolinit Zweischichtmineral 0,7nm 1x Tetraeder- und 1x Oktaederschicht
2. Halloysit Zweischichtmineral 1 nm
3. Illit Zweischichtmineral 0,1 nm 2x Tetraederschicht
4. Smektit Dreischichtmineral 1,4 nm- 1,6 nm 2x Tetraeder- und 1x Oktaederschicht
5. Chlorit 1,4 nm 2x Tetraeder- und 2x Oktaederschicht
Quelle: PRINZ 1991 2 : 14
Wurde quellfähiges Material festgestellt, kann mit Hilfe von Methylenblausorption der Gesamtgehalt an
quellfähigen Tonmineralen herauszufinden werden (PRINZ 1991²: 14). Es kann die Aussage gemacht werde,
dass durch quellfähiges Material die Scherfestigkeit erheblich herabgesetzt wird. Die Kohäsion verringert
sich also mit steigenden Gehalt (ab < 5%) an quellfähigen Tonmineralen, sowie auch der Reibungswinkel
(PRINZ 1991²: 55, 59).
Tabelle 6: Aufbau der Tonminerale
Quelle: VON SOOS 2001 6 : 129
19

4.1.4. Kornform und Kornrauhigkeit (Georg Schnock)
Es gibt unterschiedliche Kornformen und Kornrauhigkeiten, die in Abbildung 10 aufgelistet sind.
Abbildung 10: Kornform und Kornrauhigkeit
Quelle: VON SOOS 2001 6 : 130
Bei grobkörnigeren Böden überwiegt das gedrungene Korn. Hoher Transport rundet und glättet dieses,
Verwitterung erhöht die Rauhigkeit wieder.
Bei feinkörningen Böden entscheidet die Mineralart über die Kornform.
Quarz, Kalk und Dolomit sind gedrungen bis prismatisch (auch gröbkörnig), Tonminerale sind in der Regel
plättchenförmig oder auch stäbchenförmig (s. Gruppe 2 in Tab. 5: Halloysit).
Um die Kornform und –rauhigkeit von Sandkorngrößen zu ermitteln, wird die Ausflußgeschwindigkeit aus
einer Düsenöffnung gemessen und in Bezug eines Standartsandes gesetzt.
Die Textur und die richtungsabhängige Eigenschaften des Bodens werden durch die Kornform und die
Scherfestigkeit und Spannungs-Verformungs-Beziehung wird durch die Kornrauhigkeit beeinflusst (VON
SOOS 2001 6 : 130).
So sei gesagt, dass z.B. schwachbindige grobkörnige Böden und starkbindige Tonminerale oft eine
bestimmte Kornform und Kornrauhigkeit aufweisen. So sind diese verschiedenen Bodenarten (s. Kap. 4.1.1)
zuzuordnen und es kann eine Aussage über die Stärke der Kohäsion getroffen werden.
Die Kornform und -rauhigkeit haben aber auch bedingt Einfluss auf die Lagerungsdichte und
Verdichtungsfähigkeit (FÖRSTER 1996: 22) (vgl. Kap. 4.3.2) und somit auf den Reibungswinkel (s. Kap.
4.3). Überwiegt z.B. das gedrungene Korn, so ist dies ein Anzeichen für grobkörnigen Boden. Je
grobkörniger ein Boden, desto Verdichtungsfähiger sind die Körner. Je Verdichtungsfähiger ein Boden ist,
umso kleiner der Reibungswinkel und deshalb auch die Schwerfestigkeit.
20

4.1.5. Organische Bestandteile (Georg Schnock)
Organische Bestandteile im Boden haben die Eigenschaft viel Wasser binden, den Porenanteil zu erhöhen
und die Verformungs- und Festigkeitseigenschaft zu verschlechtern. Somit hat es auch Auswirkungen auf die
Stabilität eines Hanges (VON SOOS 2001 6 : 131). Zur Ermittlung des Gehaltes an organischen Bestandteilen
wird gängiger weise die Methode des Glühverlustes angewendet. Dazu wird der entnommene Boden in
einem Muffelofen auf eine Temperatur von 550 °C erhitzt. Die Auswertung findet nach DIN 18128 statt
(KUNTSCHE 2000).
Eine weitere Methode der Ermittlung von Massenverlust ist durch die nasse Oxidation mit 20%igem
Wasserstoffperoxid möglich. Nach DIN 1054 werden Böden als organisch bezeichnet wenn ein nichtbindiger
Boden mehr als 3% organische Substanz und ein bindiger Boden mehr als 5% organische Substanz aufweist.
Sind es mehr als 20% so ist dieser Boden als hochorganisch zu bezeichnen und kann somit auch zu den
instabileren Böden gezählt werden (PRINZ 1991²: 16). Organischer Bestandteil von mehr als 3% wirkt sich
also bemerkbar auf die Dichte (s. Kap. 4.3.1), die Durchlässigkeit (4.1.8), Kompressibilität (4.3.2) und
Schwellvermögen (vergleichbar mit quellfähigen Tonmineralen wie in Kap. 4.1.3) aus (FÖRSTER 1996: 17).
Je höher dieser Anteil, desto niedriger die Kohäsion (vgl. Tab. 1 in Kap. 3.2) und der Reibungswinkel.
4.1.6. Kalkgehalt (Georg Schnock)
Das Vorkommen von Kalk hat einerseits positive Effekte, andererseits kann es auch negative Effekte mit
sich bringen. Allgemein kann man sagen, dass der Kalkgehalt eines Bodens sich positiv auf die Festigkeit
und Stabilität eines Bodens auswirkt, da Kalk bindend wirkt. Gerät es jedoch in Kontakt mit fließendem
Wasser, wie bei Durchsickerungswasser, so wird dieses gut gelöst und trägt dazu bei, dass die Festigkeit
verringert wird (PRINZ 1991²: 15).
Die qualitative Bestimmung des Kalkgehaltes erfolgt nach PRINZ (1991²: 15), KUNTSCHE (2000:60) und VON
SOOS (2001 6 : 131) mit Wasser und verdünnter Salzsäure im Verhältnis 3:1. Daraus sind folgende
Kategorisierungen nach PRINZ (1991²: 15) abzuleiten:
Kalkfrei = kein Aufbrausen (< 1%)
Kalkhaltig = schwaches bis deutliches, nicht anhaltendes Aufbrausen
Stark kalkhaltig = starkes, anhaltendes Aufbrausen (> 5%)
Die qualitative Bestimmung erfolgt durch die Versuchsvorrichtung nach Schreibler und DIN 18129 (s. Abb.
11). Dabei wird das bei der Reaktion mit der Salzsäure entstandene CO2-Gas unter Berücksichtigung der
Temperatur und des Luftdruckes in einem Messzylinder aufgefangen und gemessen.
21

Abbildung 11: Versuchsvorrichtung nach Scheibler zur Bestimmung des Kalkgehaltes
Quelle: VON SOOS 2001 6 : 132
Inwiefern Kalk auf die Hangstabiliät Auswirkungen hat ist nicht einfach zu sagen. Kalk wirkt allgemein
bindend und erhöht dadurch den Wert der Kohäsion. Kalk reagiert jedoch sehr gut mit Wasser, wodurch
dieser gut aus dem Boden gelöst werden kann. Das hat zu Folge, dass die Kohäsion in diesem Fall abnimmt.
Es ist somit sehr darauf zu achten, wo die Bodenprobe entnommen wird und ob dort Durchsickerungs- und
Korrosionsvorgänge stattfinden (PRINZ 1991²: 15).
4.1.7. Wasseranteil/-gehalt/-sättigung (Christian Selbach)
Der Wasseranteil bzw. der Wassergehalt eines Bodens gibt den Anteil an Wasser an, welcher sich in einem
Boden befindet. Dieser ist ein wichtiges Kennzeichen zur Beurteilung bindiger Böden hinsichtlich
Konsistenz und damit der Tragfähigkeit sowie der Verdichtbarkeit (siehe auch Kap. 4.3.) (PRINZ 1991 2 ). Um
diesen Wert zu bestimmen, muss man nach DIN 18121 die zu untersuchende Bodenprobe in einem
Wärmeofen bei 105°C bis zur Gewichtskonstanz trocknen (VON SOOS 2001 6 ). Der Wassergehalt ergibt sich
dann aus dem Quotient des verdampften Wassers und der Trockenmasse (PRINZ 1991 2 ).
Die Formel dafür lautet: w = mw/md (VON SOOS 2001 6 : 137)
Bei organischen Böden ist die Temperatur auf 60-65°C zu reduzieren (PRINZ 1991 2 ). Der Wert von 105°C
sollte allerdings nicht überschritten werden, da z.B. Töne ab dieser Temperatur absorptiv gebundenes oder
innerkristallines Wasser, welches jedoch zur Trockenmasse gezählt werden muss, bei Überschreiten dieses
Temperaturwertes abgeben.
Für die Arbeit auf Baustellen gibt es einige Schnellverfahren. Die wichtigsten davon sind nach PRINZ
(1991 2 ):
22

− die Schnelltrocknung mit Infrarotstrahler
− die Schnelltrocknung mit Elektroplatte, Gasbrenner oder Mikrowellenherd
− die CM-Methode (Calziumkarbid-Methodee)
VON SOOS (2001 6 ) nennt weiterhin die Möglichkeit, den Wassergehalt durch Wägen der Feuchtmasse und
Bestimmung der Trockenmasse des Bodens durch Tauchwägung bzw. einem Pyknometer, oder durch
Ermittlung des Volumens der Körner und des Porenwassers der Probe in einem Luftpyknometer zu
bestimmen. Diese beiden Methoden setzen allerdings Kenntnis der Korndichte des Bodens voraus.
Im gesättigten Zustand ist der Wassergehalt allein durch die Porenzahl des Bodens bestimmt (VON SOOS
2001 6 ):
w = e � pw / ps
Richtwerte für natürliche Wassergehalte von Böden stellt PRINZ (1991 2 :17) wie folgt dar:
Tabelle 8
Erdfeuchter Sand < 0,10
Löß 0,10 – 0,25
Lehm 0,15 – 0,40
Ton 0,20 – 0,60
Organische Böden 0,50 – 5,0
Die Bodensättigung gibt im Gegensatz zum Wasseranteil darüber Auskunft, wie gesättigt die Poren eines
Bodens sind und wie viel Wasser er folglich noch aufnehmen kann.
Wichtige Kenngrößen dazu sind die Sättigungszahl Sr und das Wasseraufnahmevermögen.
Die Sättigungszahl gibt dabei an, in welchem Umfang die Poren eines Bodens bereits mit Wasser gefüllt
sind. Übliche Werte zur Abgrenzung der Sättigung nennt PRINZ (1991 2 : 18) wie folgt:
Tabelle 9
Sr
Zustand
0 trocken
0 – 0,25 feucht
0,25 – 0,50 sehr feucht
0,50 – 0,75 naß
0,75 – 1,00 sehr naß
1,00 wassergesättigt
23

Um das Wasseraufnahmevermögen eines Bodens zu ermitteln, muss dieser zunächst bei 60°C bis zur
Gewichtskonstanz getrocknet werden. Das Wasseraufnahmevermögen stellt dann die Fähigkeit dar,
kapillares Wasser aufzunehmen und zu halten (PRINZ 1991 2 ).
Durch den Wassergehalt wird in einem Boden ganz erheblich dessen Konsistenz beeinflusst. Ein hoher
Wassergehalt bewirkt eine hohe Verformbarkeit (Plastizität), wogegen ein geringerer Gehalt den Boden
fester macht und seine Konsistenz erhöht. Dabei ist eine hohe Verformbarkeit ein Indikator für die
Instabilität eines Hanges. Andererseits hat auch ein besonders niedriger Wassergehalt Auswirkungen auf die
Kohäsion und somit auf die Hangstabilität. Zusammenfassen kann man sagen, dass sowohl trockener, als
auch stark wassergesättigter Boden Anfällig für Rutschungen ist. Eine Abhängigkeit ist damit auch zu der
Bodenart geschaffen (vgl. Tabelle 8). Besonders Böden mit mittlerer Wassersättigung wie Töne und Lehme
weisen eine hohe Kohäsion und somit auch eine hohe Stabilität auf.
4.1.8. Durchlässigkeit (Christian Selbach)
Eine weitere wichtige bodenmechanische Kennziffer, welche Einfluss auf die Stabilität eines Hanges hat, ist
die Durchlässigkeit (PRESS et al. 2008 5 ). Diese wird auch hydraulische Leitfähigkeit genannt (PRINZ 1991²:
59).
Zusammen mit den Faktoren „Menge an Niederschlag“ und „Menge an anderen Wasserzutritten“ bestimmt
Sie den Wassergehalt eines Bodens.
Damit ist die Durchlässigkeit bzw. die hydraulische Leitfähigkeit die Grundlage für einen der drei
beeinflussenden Faktoren von Massenbewegungen und somit auch für die Hanginstabilität (PRESS et
al.2008 5 : 442).
Quantifiziert wird die Durchlässigkeit mittels des Durchlässigkeitsbeiwertes k bzw. kf (m/s oder cm/s),
welcher die Durchflussmenge pro Flächeneinheit eines durchströmten Querschnitts bei einem hydraulischem
Gefälle von i=1 ausdrückt (PRINZ 1991²: 59).
Auch LESER (1997 12 ) beschreibt den Durchlässigkeitsbeiwert als gesteinsspezifische Konstante, welche die
Wasserleitfähigkeit (hydraulische Leitfähigkeit) eines Gesteins angibt. Desweiteren ist der
Durchlässigkeitsbeiwert Bestandteil der Darcy-Gleichung.
Nach HÖLTING (1989: 102) werden folgende Durchlässigkeitsbeiwerte in m/sec den jeweiligen Bodenarten
zugeordnet:
24

Tabelle 10
Reiner Kies 10 -1 bis 10 -2
Grobkörniger Sand Um 10 -3
Mittelkörniger Sand 10 -3 bis 10 -4
Feinkörniger Sand 10 -4 bis 10 -5
Schluffiger Sand 10 -5 bis 10 -7
Toniger Schluff 10 -6 bis 10 -9
Ton

Mit
Q = durch einen Fließquerschnitt perkolierende Wassermenge pro Zeiteinheit.
k = Durchlässigkeitsbeiwert.
Ψ = antreibendes Potential (z.B. Höhendifferenz).
l = Fließstrecke.
D = Zeiteinheit, i.d.R. Tag.
Aus der Darcy-Gleichung leitet sich die Formel für die Berechnung der Abstandsgeschwindigkeit va ab. Die
Abstandsgeschwindigkeit beziffert lediglich die Zeit die ein eine Flüssigkeit braucht um von einem anderen
Messpunkt zu gelangen. Beide dieser Messpunkte müssen sich dabei auf einer Fließstrecke befinden. Ihr
Abstand voneinander wird durch die Variable l ausgedrückt (PRINZ 1991²: 60).
va � �
�� (m/s)
wobei va = Abstandsgeschwindigkeit; l = Abstand (s. Abb. 13) und �� die benötigte Zeit darstellen.
Hierbei wird jedoch lediglich die Distanz zwischen den beiden Meßpunkten berücksichtigt (Abb.13). Die
genauen Formen und der wirkliche Fließweg (Abb.14) werden aber außer Acht gelassen. Diese beiden Werte
werden jedoch für Abschätzungen der Erosionsgefahr benötigt. Deshalb kann man die Formel so erweitern,
dass die wahre Fließgeschwindigkeit vk ermittelt werden kann (PRINZ 1991²: 60). Dazu ist jedoch Kenntnis
über den Anteil des durchflußwirksamen Hohlraumes nötig (KOLLMANN 1986). Ungefähre Richtwerte dazu
liefern RICHTER & LILLICH (1975) in Abbildung 12.
Abbildung 12
Quelle: RICHTER & LILLICH 1975
26

Hat man den durchflußwirksamen Hohlraum ermittelt, kann man nach PRINZ (1991 2 ) die wahre
Fließgeschwindigkeit, mittels folgender Formel ausrechnen:
vw = �
��
Die wahre Fließgeschwindigkeit vw drückt dann aus, wie lange nun Wasserteilchen brauchen, um den
Abstand l auf dem wahren Weg, also um die einzelnen Körner des Lockergesteins herum, zu überwinden (s.
Abb. 14) (PRINZ 1991²: 60). Damit trägt sie Aussage über die Durchlässigkeit des durchflossenen
Lockergesteins.
Abbildung 13
Abbildung 14
Quelle: Prinz (1991²): 60 (leicht verändert) Quelle: Prinz (1991²): 60 (leicht verändert)
Beim Gebrauch dieser Methode ist allerdings zu beachten, dass das Darcy-Gesetz nur bei laminarem Fließen
und einem gleichmäßigem Porenraum Gültigkeit hat. Wie in Abbildung 15 zu erkennen ist, hat der
Durchlässigkeitsbeiwert k nur im linearen Bereich konstanten und zudem auch hohen Wert.
Abbildung 15
5
Quelle: www.umwelt.sachsen.de
Bei der Durchlässigkeit von Festgesteinen muss man nochmals zwischen der Gesteinsdurchlässigkeit und der
Trennfugendurchlässigkeit unterscheiden. Beide zusammen werden als Gebirgsdurchlässigkeit
zusammengefasst.
27

Die Gesteinsdurchlässigkeit ist die Durchlässigkeit des Materials selbst und ist meist vernachlässigbar
gering. Fast ausschließlich wird die Gebirgsdurchlässigkeit durch Wasserbewegungen auf Klüften und in
Großporen bestimmt (PRINZ 1991²: 62). Wie auch bei Lockergesteinen kann der Durchlässigkeitsbeiwert in
empirischen Tabellen (Tab. 7) abgelesen werden.
Tabelle 12
Quelle: PRINZ (1991²): 62
Laborversuche
Der direkte Durchströmungsversuch dient zur Ermittlung der Wassermenge, die innerhalb einer Zeiteinheit
mit einem bestimmten hydraulischen Gefälle durch eine Erdstoffprobe fließt.
Dabei werden verschiedene Methoden für grobkörnige bzw. feinkörnige Böden verwendet. Besonders die
Veränderung des Bodendruckes spielt dabei eine Rolle. Die Untersuchung von feinkörnigen Böden geschieht
dabei meist in Kompressions-Durchlässigkeitsgeräten oder in einer Dreiaxialzelle mit einem Standrohr.
Sowohl der Druck, als auch das Gefälle kann dabei variiert werden (PRINZ 1991 2 ).
Zu beachten bei Laborversuchen ist jedoch, dass diese immer ein hohes Fehlerrisiko aufweisen.
Feldversuche
Auch in Feldversuchen kann die Durchlässigkeit eines Bodens gemessen werden.
Wichtige Indikatoren dafür liefert zunächst das Grundwassergefälle, sowie verschiedene
Bohrlochwasserstände, die Auskunft auf Wasserspiegelschwankungen geben.
Zuverlässigste Methode, um die Durchlässigkeit zu messen ist jedoch der Pumpversuch. Hierbei können
mittels gebohrtem Brunnen diverse Tests durchgeführt werden. Bohrungen sind allerdings recht
kostenintensiv. Oft müssen mehrere Brunnen in weite Tiefen gebohrt, Pumpen eingelassen und betrieben
werden (PRINZ 1991 2 ). Diese Methoden sind besonders nützlich zur Bestimmung von Durchlässigkeiten in
tiefen Schichten und werden hier deshalb nicht einzeln vorgestellt.
28

Auswirkungen von Veränderungen der Durchlässigkeit
Die Durchlässigkeit eines Bodens ist in im Allgemeinen von der Saugspannung bzw. dem Porenwasserdruck
abhängig. Mit steigender Saugspannung verkleinert sich die Durchlässigkeit eines Bodens. Zudem werden in
der Literatur zahlreiche Modelle vorgeschlagen, um die Durchlässigkeit des ungesättigten Bodens aus den
Ergebnissen anderer Laborversuche abzuleiten, vorwiegend auf Basis des WRC (Water Retention Curve),
welche wiederum aus anderen Versuchen bzw. Bodenkenngrößen wie der Korngröße abgeleitet wird
(THIELEN 2008).
4.2. Bestimmung der Normalspannung (σ)
4.2.1. Porenwasserdruck (Claudia Schepp)
In einem wassergesättigten Boden wirken verschiedene Kräfte. Hierbei unterscheidet man die effektiven
Spannungen σ´, die durch den Porenwasserdruck hervorgerufenen neutralen Spannungen u und die totalen
Spannungen σ. Die effektiven Spannungen σ´ werden komplett von der Festsubstanz übernommen, deshalb
spricht man auch von Korn-zu-Korndruck. Der Porenwasserdruck u beschreibt den Spannungsanteil, der
vom Porenwasser übernommen wird und dem totalen Überlagerungsdruck σz entgegenwirkt. Die totale
Spannung σ setzt sich aus der Masse des Bodens, des Wassers und möglicher Auflasten zusammen. Diese
drei Kräfte stehen über σ´= σ-u in Zusammenhang. Im Gegensatz zu σ´und σ ist der Porenwasserdruck keine
gerichtete Kraft, er wirkt zu allen Seiten in gleicher Größe (PRINZ 1991:27). Im Bezug auf die Stabilität
eines Bodens wird nun aber vor allem auch der Porenwasserüber- und -unterdruck interessant. Seine
Wirkung auf die Stabilität eines Hangs ist sehr verschieden. Wie oben beschrieben kann ein
Porenwasserüberdruck, der den Überlagerungsdruck übersteigt, zum Verlust der Kohäsion führen und somit
Hangrutschungen auslösen. Andererseits kann er aber auch das Korngerüst vor einer zu großen Belastung
schützen. Dies liegt daran, dass eine plötzlich aufgebrachte Zusatzbelastung zunächst komplett durch den
Porenwasserdruck abgefangen wird, bevor die Spannung weiter an das Korngerüst gegeben wird. Hier
kommt es also vornehmlich auf die Größenrelation der wirkenden Kräfte an. Ein Porenwasserüberdruck
führt mit der Zeit (die zwischen Minuten und Jahrzehnten variieren kann) zu Konsolidation, also zu einem
Ausgleich desselben. So entstehen Strömungsdrücke, die ebenfalls Einfluss auf die Hangstabilität haben.
Gleichzeitig heißt das aber auch, dass die zuvor vom Porenwasser übernommenen zusätzlichen Spannungen
nun auf das Korngerüst übergehen, sodass es entweder zu einer Stabilisation des Hangs oder bei
Überbelastung zum Brechen des Korngerüsts kommt (LANG et al 1996: 15ff).
Zur Ermittlung des Porenwasserdrucks wird ein Porenwasserdruckgeber, wie in Abbildung 16 dargestellt,
verwendet. Dieser wird auf den ungestörten Boden aufgesetzt, wobei keine Volumenänderungen
hervorgerufen werden dürfen. Anschließend erfolgt die Messung über den Ventilgeber mit
Unterdruckmembran. Dabei wirkt der Porenwasserdruck durch den Filterstein auf die Membran des
Überdruckventils, dessen Öffnungsdruck entspricht dann dem Porenwasserdruck (PRINZ 1991: 28).
29

Abbildung 16: Prinzip eines Porenwasserdruckgebers
Quelle: Prinz 1991: 28
4.3 Bestimmung des Reibungswinkels (φ) (Georg Schnock)
Der Reibungswinkel (φ) ist definiert als ein Neigungswinkel (auch „natürlicher Böschungswinkel“genannt),
bei dem eine kohäsionslose Lockergesteinsmasse in Bewegung gerät. Dies geschieht, wenn die
Scherspannung den Widerstand des inneren Reibungswinkel des Materials überschreitet (AHNERT 2009 4 :84).
Um den Reibungswinkel zu ermitteln, ist unter anderem die Bodenart (siehe Kap. 4.1), die Kornform und
die Kornrauhigkeit (siehe Kap. 4.1) zu bestimmen. Desweiteren sind die Dichte, Wichte und
Lagerungsdichte des Bodens weitere entscheidende Einflussfaktoren, die in Folgendem beschrieben
werden.
4.3.1. Dichte und Wichte des Bodens (Georg Schnock)
Die Dichte des Bodens bezeichnet das Verhältnis der Masse des feuchten Bodens oder Gesteins zum
Volumen einschließlich der Poren und der Porenfüllung. Die Formel lautet: p = m/V. Zu unterscheiden ist,
die Trockendichte, die statt der feuchten Masse, getrocknete Masse (Erhitzt auf 105°C) zum Volumen des
feuchten Bodens stellt (PRINZ² 1991: 18).
Laut KUNTSCHE (2000: 52) ist der Ausstechzylinder oder Ausstechring die einfachste Methode die Dichte zu
bestimmen. Zuerst wird die Bodenart bestimmt, die Farbe festgestellt und mit dem Ergebnis der
Feldansprache verglichen. Darauf wird die Probe in dem Ausstechzylinder wieder eben abgeschnitten, so
dass durch den Durchmesser und die Länge der Probe das Volumen bestimmt werden kann. Danach wird die
Probe mit einer Waage gewogen und mit der oben angegebenen Formel die Dichte ermittelt.
Es gibt noch einige weitere Verfahren, die jedoch zum Teil sehr aufwendig sind oder teure Gerätschaften
brauchen. Aus diesem Grund werden hier nur einige zur benannt. Beim Sandersatzverfahren, wird das
Volumen durch Auffüllen von Prüfsand des Loches mit bekannter Dichte ermittelt. Beim
Schürfgrubenverfahren werden bis zu 1 m³ Erde entnommen und ausgemessen. Beim radiometrischen
30

Verfahren wird mit Hilfe von Gammastrahlung gemessen, wie viel von dieser auf der anderen Seite der
Probe am Detektor wieder ankommt. Weitere Verfahren und detailierter beschreiben finden Sie im PRINZ
(1991²: 19).
Um die Wichte zu bestimmen, also „die volumenbezogene Gewichtskraft, die ein Körper mit einer Dichte
aufgrund der Erdbeschleunigung ausübt“ (PRINZ 1991²: 19), ist die Dichte nur mit der Erdbeschleunigung zu
multiplizieren (Formel: � = p * 9,81m/s²). Zu unterscheiden ist hier jedoch zwischen Feuchtewichte,
Trockenwichte und Wichte bei Wassersättigung. Wenn man sich die Formeln im PRINZ (1991²: 19) anschaut,
erkennt man, dass die Wichte sehr stark vom Porenanteil und der Porenzahl abhängig ist.
� � ������������
� � �1 � �� γs �1 � �� � ���
��� γs
n = Porenanteil, e = Porenzahl
Zu sagen bleibt, dass je größer die Dichte des Bodens ist, desto größer ist die Wichte, die abhängig vom
Porenanteil und der Porenzahl ist und desto größer ist auch die Kraft die auf den Boden in Richtung Erdkern
wirkt. Der Porenanteil, sowie die Porenzahl spielen auch bei der Lagerungsdichte eine wichtige Rolle und
zeigen, dass die Dichte des Bodens und die Lagerungsdichte sehr stark miteinander zusammenhängen.
4.3.2. Lagerungsdichte (Christian Selbach)
Die Lagerungsdichte drückt die Verdichtung des Korngefüges in einem Boden aus. Diese kann von „sehr
locker“ über „locker“, „mitteldicht“ und „dicht“ bis „sehr dicht“ reichen (VON SOOS 2001 6 ). Nach Prinz
(1991²) gelten dabei für gleichförmige und ungleichförmige Böden unterschiedliche Klassengrenzen.
Für grobkörnige, d.h. nichtbindige Böden, ist die Ermittlung des maximalen (Abb. 16a) und minimalen
(Abb. 16b) Porenanteils der wichtigste Indikator zur Bestimmung der Lagerungsdichte und somit auch zur
qualitativen Einordnung der Verdichtung eines Bodens z.B. als mitteldichter Boden (VON SOOS 2001 6 ).
Demonstrieren lässt sich das Zustandekommen eines maximalen und minimalen Porenanteils anhand einer
Kugelschüttung. Dabei wird einerseits mittels einer lockeren Kugelpackung ein minimaler Porenanteil (a),
andererseits mittels einer dichten Kugelpackung ein maximaler Porenanteil aufgezeigt (b) (PRINZ 1991²).
Abbildung 17: Lockerste (a) und dichteste (b) Kugelpackung; Quelle: VON SOOS 2001 6 : 136
31

Zur Ermittlung der Kenngrößen der dichtesten Lagerung grobkörniger Böden nennt VON SOOS (2001 6 ) nach
DIN 18126 zwei Methoden, die abhängig von der Zusammensetzung der Korngrößen im Boden verwendet
werden müssen:
1) Für Schlufffreie Sande: Das Schlaggabelverfahren, bei dem der Boden unter Wasser mit einer
Schlaggabel lagenweise in ein Gefäß eingerüttelt und das Wasser schließlich durch ein Vakuum
herausgesaugt wird.
2) Für Böden mit einem Anteil an Schluffkorn bis zu 12% und Korngrößen bis zu �
vom Durchmesser
eines beim Proktorversuch verwendeten Prüfzylinders: Das Rüttelverfahren.
Zur Ermittlung der Kenngrößen der lockersten Lagerung wird nach PRINZ (1991²) der Boden so locker wie
möglich mit einem Trichter oder einer Handschaufel in ein Gefäß gefüllt. VON SOOS (2001 6 ) empfiehlt dabei
den Boden zuvor im Ofen zu trocknen.
Die dabei ermittelten Werte liefern dann mittels Umrechnung die gesuchten Kennwerte (maximaler/
minimaler Porenanteil und maximale/ minimale Porenzahl) für die dichteste bzw. lockerste Lagerung. Dafür
wird nach PRINZ (1991²) folgende Formel verwendet:
Lockerste Lagerung: Dichteste Lagerung:
max n = 1 -
��� ��
��
min n = 1 –
��� ��
Mittels der so ermittelten Werte kann die Lagerungsdichte durch einsetzen in folgende Formel berechnet
werden:
Lagerungsdichte: D =
��� ���
��� ����� �
������ �� � ���� �
= = = ID
��� ������ �� ���
Die somit berechnete Lagerungsdichte D kann nach VON SOOS (2001 6 ) mit Tabelle klassifiziert werden.
Tabelle 13 Quelle: VON SOOS 20016: 137
D Benennung
0 – 0,15 sehr locker
0,15 – 0,30 locker
0,30 – 0,50 mitteldicht
0,50 – 0,80 dicht
< 0,80 sehr dicht
��
�
32

Außer durch Klassifizierung kann man aber auch anhand von Abbildung 18 ablesen, welchen Einfluss die
Lagerungsdichte auf die Stabilität eines Hanges hat. Abhängig ist dies aber natürlich auch vom
Böschungswinkel, also dem Neigungswinkel eines Hanges (LESER 1997). Ein Hang mit sehr dichter
Lagerungsdichte ist somit sogar bei einem Böschungswinkel von über 30° standsicher. Dies ist sogar bei
vollständiger Durchströmung gewährleistet (vgl. Kap 4.1.8.).
Abbildung 18: Grobes Kriterium der Standsicherheit des Untergrundes in Abhängigkeit von Böschungswinkel
Quelle: SCHOBER, W & HOHENSINN, F. 1980: 117
Da die Verdichtbarkeit bei bindigen Böden sehr stark vom Wassergehalt des Bodens abhängig ist, wird die
Lagerungsdichte nach Prinz (1991²) mittels des Proktorversuchs bestimmt. In fünf Einzelversuchen werden
dabei Bodenproben mit nach und nach abnehmendem Wassergehalt in einem genormten Stahlzylinder in 3
Lagen eingestampft und die erreichte Verdichtung bzw. der dazugehörige Wassergehalt ermittelt. In Form
einer Proktorkurve werden dann die Daten dargestellt und die Proktordichte ρPr abgelesen. Anhand der
Proktordichte lassen sich nun die Verdichtung und Verdichtungsgrad des Bodens beurteilen.
Beispiele für die Proktordichte ρPr und den jeweiligen optimalen Wassergehalt bei einem solchen
Proktorversuch sind in Tabelle 14 dargestellt. Hierbei ist zu erkennen, dass feinkörnige Bodenarten wie Ton
eine schlechtere Verdichtbarkeit und somit eine höhere Komprimierung als grobkörnige Bodenarten wie
Sande aufweisen (siehe Kap. 4.1.1.). Wie in Tabelle 14 zu erkennen ist, hat Ton somit keine starke Fähigkeit
33

mehr sich weiter zu verdichten. Nach PRINZ 1991² bedeutet dies eine deutliche Verbesserung der
Scherfestigkeit und so auch der Kohäsion (Vgl. Kap 4.1.).
Tabelle 14 Quelle: FÖRSTER, W. 1996: 49
Bodenart ρPR [g/cm 3 ] WPR
Sand, tonig, schluffig 2,0 0,10
Sand 1,9 0,11
Schluff, tonig 1,8 0,15
Ton, schluffig 1,6 0,20
Ton 1,5 0,28
MELZER & BERGDAHL (2001) beschreiben weiterhin die Möglichkeit, wie man mittels der Lagerungsdichte
ID den Winkel der Scherfestigkeit φ‘ entweder durch Versuche oder über entsprechend gesicherte
Beziehungen bestimmt werden kann. ENV 1997-3, Anhang D.3 beinhaltet ein solches Beispiel, in dem die
Beziehung zwischen ID und φ‘ für Silikatsande aufgezeigt wird (MELZER & BERGDAHL 2001). Ein
wesentlicher Faktor ist also auch hier die zu untersuchende Bodenart, was die in 4. Erklärte Abhängigkeit der
geotechnischen Kennwerte nochmals verdeutlicht. Zu betonen ist hier zudem die Abhängigkeit zwischen φ‘
und der wirksamen Normalspannung (MELZER & BERGDAHL 2001)
Zusammenfassende Tabelle der Parameter aus Kapitel 4.1.1., 4.1.2., 4.1.3:
Im Folgenden sind die in Kap. 4.1.1., 4.1.2. und 4.1.3. erläuterten Parameter nochmals übersichtlich mit den
gängigen Methoden, der Besonderheiten der Methoden und wie sich dadurch die Scherparameter verändern
dargestellt. Die Tabelle 15 dient nur dazu, die sich zuvor angeeigneten Informationen aus diesen Kapiteln
nochmals ins Gedächtnis zu rufen und sollte nicht als alleinige Informationsquelle verwendet werden.
Verständnisbeispiel zur Tabelle („Organische Bestandteile“): Um den Anteil von organischem Material zu
bestimmen, wird die Methode des Glühverlustes (andere Methode „Nasse Oxidation“) angewandt. Bei dieser
Methode wird das Bodenmaterial auf 550°C erhitzt. Wenn der aus dieser Methode bestimmte organische
Anteil 3% überschreitet, verringert dies die Kohäsion und den Reibungswinkel, so dass dies Auswirkungen
auf die Hangstabilität haben kann.
34

Tabelle 15
Zu untersuchen: Methode: Besonderheiten: Auswirkung
Scherparameter:
auf
Korngrößenverteilung - Siebanalyse
Korngröße: > 0,063 mm Sehr Niedrige Kohäsion
Probemenge: 150g-2kg
Erhitzung auf 105°C
(gleichförmig grobkörnig)
Hohe Kohäsion (gleichförmig
- Sedimentationsanalyse Korngröße: < 0,063 mm
Probemenge: 10-75g
feinkörnig)
Verw. von Höhere Kohäsion
Natriumpyrophosphat (stark vermischt)
Korndichte - Kapillarpyknometer Probemenge: 20-30g Hoher Wert (hohe Kohäsion)
Erhitzung auf 105°C Niedr. Wert (niedr. Kohäsion)
Tonminerale
- Lupe/Polarisationsmikroskop Korngröße:0,02-0,006 mm verringerte Kohäsion
- Röntgen-Reflexionsverfahren/ Korngröße: < 0,006 mm und verringerter
Differential-Thermo-Analyse
Reibungswinkel
- Methylenblausorption Gesamtanteil von (ab 5%-Anteil quellfähigem
Quellfähigen Mineralien Tonmineral)
Kornform und - Ausflussgeschwindigkeit aus Bei Sandkörnern Verweist auf die Dichte u.
Kornrauhigkeit
Düsenöffnung
- Lupe
Körngrößenverteilung
Organische
- Glühverlust
Erhitzung auf 550°C verringerte Kohäsion und
Bestandteile
- Nasse Oxidation
Verw. v.
Wasserstoffperoxid
20% verringerte Reibungswinkel
(ab 3%-Anteil organischem
Bestandteil)
Kalkgehalt - Verdünnter Salzsäure (1:3)
- Versuchsvorrichtung v.
Schreibler
Wasseranteil/-gehalt/
-sättigung
- Trocknung des Bodens bei
60°C / 105°C
- Berechnung Quotiont
verdampftes Wasser /
Bodenmasse
Durchlässigkeit Bestimmung
Durchlässigkeitsbeiwert
Theoretisch (Formel):
DARCY-Gleichung
Praktisch (Labor):
Durchströmungsversuch (direkt)
Porenwasserdruckmessung
(indirekt)
Praktisch (Feldversuch):
Bohrung & diverse Tests
Porenwasserdruck - Messung über
Dichte des Bodens und
Wichte
Porenwasserdruckgeber
- Ausstechzylinder u. Waage
- Sandersatzverfahren
- Schürfgrubenverfahren
- radiometrischen Verfahren
Lagerungsdichte - Rüttelverfahren
- Schlaggabelverfahren
- Proktorversuch
Quantitav
Qualitativ
Diverse Schnelltests
möglich
Durchlässigkeitsbeiwert k
Temperatur muss auf 10°C
umgerechnet werden.
Verwendung von Prüfsand
Entnahme von 1m³ Erde
Verwendung von
Gammastrahlung
Unterscheidung bindige-
/nichtbindige Böden
Kalk + Wasser (niedr.
Kohäsion)
Kalk ohne Wasser (höhere
Kohäsion)
Kohäsion (c)
Optimum im mittleren
Sättigungsbereich.
Starker Bezug zur Korngröße.
Extreme Werte weisen
schwache Kohäsion auf.
Normalspannung (σ)
Kohäsion (c)
Steigende Saugspannung /
Porenwasserdruck verkleinert
Durchlässigkeit
Siehe „Lagerungsdichte“
Verdichtungsfähigkeit u
Proktorwert hoch (niedr.
Kohäsion/Reibungswinkel)
Verdichtungsfähigkeit u
Proktorwert niedr. (hohe
Kohäsion/Reibungswinkel)
35

4.4. Bestimmung der Scherfestigkeit (Claudia Schepp)
In den vorangegangenen Abschnitten wurde bereits auf viele der Parameter eingegangen, die Einfluss auf die
in der Coulomb‘schen Grenzbedingung vorkommenden Größen haben. Dieser letzte Abschnitt hat nun die
Methoden zur Bestimmung der direkten Scherfestigkeit des Hanges zum Thema. Dabei nehmen alle zuvor
behandelten Größen Einfluss auf das Ergebnis der Versuche, auch wenn sie nicht explizit erwähnt oder
direkt erfasst werden.
Bei den im Folgenden beschriebenen Versuchen handelt es sich um experimentelle Untersuchungen, die
jeweils an gleichen Bodenproben aber mit unterschiedlichen Spannungszuständen durchgeführt werden.
Hierbei ist es wichtig, einen möglichst großen Spannungsbereich abzudecken, um später interpolieren zu
können und so eine möglichst naturnahe Simulation der Bruchsituation zu erreichen. Wie oben beschrieben
spielt der Porenwasserdruck u in bindigen Böden eine wichtige Rolle für die Spannungsverteilung im Boden.
Deshalb muss er bei der Messung von Spannungen im Bruchzustand auch berücksichtigt oder bewusst
ausgenommen werden. Daraus ergeben sich vier mögliche Versuchsarten: Konsolidiert und dräniert (CD),
konsolidiert und undrainiert unter Messung von u (CU), unkonsolidiert und undrainiert ohne Messung von u
(UU) und letztlich konsolidiert und dräniert bei konstantem Volumen (CCU). So können nun je nach
Aufgabenstellung, Versuchsbedingungen und Art der Auswertung verschiedene Scherparameter ermittelt
werden. Die effektiven Scherparameter c´ und φ´ des drainierten Bodens werden aus den effektiven
Spannungen im Bruchzustand im CD- oder CU- Versuch ermittelt. Sie geben also Auskunft über die
Scherfestigkeit des Materials ohne Druckübernahme durch Porenwasser. Die scheinbaren Scherparameter cu
und φu des undrainierten Bodens hingegen werden über die totalen Spannungen aus UU-Versuchen ermittelt.
Cu ist eine zentrale Größe in der Berechnung der Anfangsfestigkeit besonders bei schnellen Belastungen, da
gerade dort die gesamte Spannung zunächst vom Porenwasserdruck aufgenommen wird und dieser die
Kohäsion nicht überschreiten sollte. Letztlich können Scherparameter der Restscherfestigkeit oder auch
Gleitfestigkeit cR und φR , also des Kleinstwertes der Scherfestigkeit, aus den effektiven Spannungen nach
großen Scherwegen abgeleitet werden. Der durch cR und φR beschriebene Abfall des Scherwiderstands ist
durch die Einregelung plättchenförmiger Aggregate in der Scherfuge begründet. Des Weiteren kann
zwischen zwei Versuchsanordnungen unterschieden werden, nämliche der Versuchsanordnung mit
vorgegebener (erzwungener) Scherfläche und derjenigen mit freier Ausbildung der Scherfläche bei
kontrollierten Hauptspannungen (PRINZ 1991: 48f).
Triaxialer Scherversuch
Der Standardversuch zur Ermittlung der Scherparameter in einem feinkörnigen Boden in ungestörtem
Zustand ist der triaxiale Scherversuch. Durch einen Manteldruck auf den zylindrischen Prüfkörper (σ2=σ3)
kann die teilweise behinderte Seitenausdehnung im Untergrund am besten nachgeahmt werden. Zudem hat
der triaxiale Scherversuch eine Versuchsanordnung mit freier Ausbildung der Scherfläche (PRINZ 1991:
50). Auch hier muss zwischen den verschiedenen Versuchsarten unterschieden werden.
36

CD-Versuch:
Zunächst wir die Bodenprobe durch allseitig gleichen Druck (σ1=σ2=σ3) konsolidiert. Danach wird die
axiale Spannung σ1 gleichmäßig um den Deviator (σ1- σ3) bis zum Bruch gesteigert. Dabei werden axiale
Längendeformation ∆h, Volumenänderung ∆V, sowie σ1 und σ3 gemessen. Die
Deformationsgeschwindigkeit muss dabei so klein sein, dass es vor jeder weiteren Erhöhung der Last zu
einem kompletten Ausgleich von u kommt (konsolidierte Versuchsart!). Bei Erreichen von τf kommt es
endlich zum Bruch, wobei dieser in Abhängigkeit vom Material und der Vorgeschichte des Bodens entweder
als spröder Bruch oder Bruch durch plastisches Fließen auftreten kann (s. Abb. 17).
Abbildung 19: Mögliche Bruchformen einer zylindrischen Probe
Quelle: Lang 1996: 73
Abschließend werden die Ergebnisse entweder als Vektorkurve im τ- σ- Diagramm oder als Spannungspfad
im p,q-Diagramm dargestellt (s. Abb. 18) (LANG et al 1996:73f).
Abbildung 20: Vektorkurve (VK) und Spannungspfad (SP) für einen konsolidierten, dränierten Versuch. Hierbei steht jeder
Kreis für einen Versuch. Die Gerade unter dem Winkel φ wird auch als Bruchgerade bezeichnet. Die Spannungskreise eines
jeden Bodenpartikels müssen unterhalb dieser Gerade liegen, damit es nicht zum Bruch kommt. Die höchstmögliche
aufnehmbare Druckspannung σ wird vom rechten Schnittpunkt des Kreises mit der x-Achse abgelesen.
Quelle: Lang 1996: 74
An dieser Stelle lässt sich exemplarisch darstellen, wie sich der Einfluss der in vorigen Kapiteln erläuterten
Parameter, konkret der Korngrößenverteilung und der Lagerungsdichte, in den Ergebnissen niederschlägt. In
einem sandigen Boden mit hoher Lagerungsdichte kann ein Bruch nur entstehen, wenn entweder die Körner
37

echen oder das Volumen zu- und somit die Lagerungsdichte abnimmt (Dilatanz). Wird der CD-Versuch an
einer grobkörnigen Bodenprobe unter Erfassung der Volumenveränderung durchgeführt, so erhält man ein
Ergebnis wie in Abbildung 19. Bei hoher Lagerungsdichte steigt die Scherfestigkeit zunächst bis zu einem
Maximum, das weit über dem des gleichen Bodens bei geringer Lagerungsdichte liegt, bis es auf einen
Endwert, der dem des Bodens geringer Lagerungsdichte entspricht, absinkt. Man kann also ableiten, dass die
Scherfestigkeit eines dichten grobkörnigen Bodens höher ist, als diejenige des gleichen Bodens bei
geringerer Lagerungsdichte (LANG et al 1996: 77).
Abbildung 61: CD-Versuch (konsolidiert und dräniert) an einem körnigen Boden bei a: dichter und b: lockerer Lagerung.
Das Ergebnis zeigt, dass ein körniger Boden bei dichter Lagerung eine größere Scherfestigkeit aufweist (a) als in lockerer
Lagerung (b). Bei zunehmender Dilatanz (also Volumenzunahme unter Einfluss von Scherspannung) schließlich nimmt die
Scherfestigkeit bis zum Wert des Bodens bei lockerer Lagerung ab.
Quelle: Lang 1996: 77
CU-Versuch:
Die undrainierte Versuchsart läuft wie der CD-Versuch ab, außer das u≠0 ist. Hierbei ist es wichtig, dass die
Deformationsgeschwindigkeit so niedrig ist, dass sich das Porenwasser in der Probe gleichmäßig verteilen
kann, andererseits aber so hoch, dass kein vollständiger Abbau von u stattfindet. Bei der Auswertung der
Ergebnisse entsteht jeder Punkt der Vektorkurve der effektiven Spannungen durch eine Verschiebung der
Werte der Vektorkurve der ermittelten totalen Spannungen (KUNTSCHE 2000: 103; LANG et al 1996: 74).
Genauer werden diese um den Porenwasserdruck u auf der x-Achse gegen den Koordinatenursprung hin
verschoben (Abb. 20). Auch hier kommt wieder der schon zuvor erwähnte Zusammenhang zum Tragen, dass
sich durch den erhöhten Porenwasserdruck die effektive Spannung bei Auflast zunächst nicht ändert (LANG
et al 1996: 74).
38

Abbildung 22: Mohr‘sche Spannungskreise im Bruchzustand a: in totalen Spannungen b: in effektiven Spannungen
(Erläuterung zum Mohr’schen Spannungskreis s. Abb. 19). Das Ergebnis für maximal aufnehmbare Druckspannung im
Bezug auf die totalen Spannungen verschiebt sich um den Betrag des Porenwasserdrucks zum Koordinatenursprung.
Quelle: Lang 1996: 73
UU-Versuch:
Bei der Versuchsdurchführung bleibt das Porenwassersystem geschlossen, so dass bei schneller Stauchung
Porenwasserdrücke auftreten, die abhängig von des Wassersättigung und der Durchlässigkeit der Proben
sind. Bei der Auswertung der ermittelten totalen Spannungen ergibt sich bei gesättigtem feinkörnigen Boden
ein scheinbarer Reibungswinkel von φu=0. Somit wird deutlich, dass in diesem Fall der Scherwiderstand
allein durch cu beschrieben wird (PRINZ 1991: 52). An einem wassergesättigten Hang mit feinkörniger
Bodensubstanz wird es also schneller zu Rutschungen kommen. Hier kann alternativ zum triaxialen
Scherversuch auch der einfache Druckversuch durchgeführt werden. Dieser entspricht ungefähr dem
triaxialen Scherversuch mit einer Seitenspannung von σ3=0.
Zur Bestimmung der Scherfestigkeit können des Weitern ein Direktschergerät oder ein Ringschergerät
verwendet werden (KUNTSCHE 2000: 99). Beim Direktschergerät ist allerdings die Bruchfläche durch das
Gerät vorgegeben, sodass der Bruch nicht unbedingt in der Zone der kleinsten Festigkeit auftritt. Zudem ist
der Scherweg begrenzt, sodass keine Restscherfestigkeit ermittelt werden kann. Das Ringschergerät
hingegen verfügt über einen uneingeschränkten Scherweg und kann auch für gestörtes Material verwendet
werden (PRINZ 1991: 72).
Großscherversuche:
Bei stark inhomogenen Böden oder bei von Trennflächen durchsetzten Felsen ist eine Beprobung im kleinen
Maßstab oft nicht aussagekräftig genug. Vielmehr ist gerade die Scherfestigkeit von Trennflächen stark
abhängig von der Geometrie der Fläche. Somit müssen Beprobungen im größeren Maßstab durchgeführt
werden. Zwar gibt es triaxiale Scherversuche an Großflächen, doch ist die Entnahmetechnik für zylindrische
Großbohrkerne sehr aufwendig. Deshalb findet das Rahmenschergerät von Meyer-Kraul häufiger
Verwendung, da die Probenentnahme einfacher ist und die Mehrstufentechnik zum Einsatz kommen kann.
Bei dieser Technik wird der Abschervorgang bei verschiedenen Normalspannungen nur eingeleitet, bei
Ankündigung des Bruchvorgangs durch Verminderung der Schubspannung aber wieder unterbrochen. So
39

können an jeder Schichtfläche drei Abschervorgänge mit unterschiedlichen Laststufen gefahren werden. In
der letzten Laststufe kann der Versuch dann bis zum Erreichen der Restfestigkeit weiter gefahren werden.
Diese Technik findet auch bei anderen Geräten Anwendung und bringt erhebliche Vorteile, da eine
Probenentnahme in großem Maßstab sehr aufwendig und kostenintensiv ist (PRINZ 1991: 53f).
Wann macht nun aber welche Versuchsart Sinn? Ausgehend von der Annahme, dass ein möglichst
realistisches Verhalten des Bodens untersucht werden soll, hängt dies zum Einen von der Bodenart und zum
Anderen von der hydrologischen Situation am zu untersuchenden Hang ab. So eignet sich der CD
(konsolidiert, dräniert)-Versuch am besten für eine realistische Darstellung der Situation an einem Hang mit
gröberen Bodenpartikeln, z.B. Kies oder grobkörnigem Sand, da nur unter diesen Umständen das Wasser
(in der Natur) unter dem Einfluss einer zusätzlichen Auflast so schnell entweichen könnte, dass es zu einer
dränierten und konsolidierten Situation kommt. Zudem ist der Anteil an Kapillarwasser in Böden mit großer
Korbgröße ohnehin eher gering. Unter der Annahme, dass der untersuchte Boden kein Restwasser enthält
können aber auch andere Bodenarten untersucht werden. Beim CU (konsolidiert, undräniert)-Versuch
hingegen sollte die Porengröße etwas kleiner sein, also z.B. ein mittel- bis feinkörniger Sand oder Schluff.
Durch die etwas kleineren Poren kann so das Wasser schnell genug entweichen, um keine Überdrücke
aufzubauen. Zudem ist aber auch schon mehr Kapillarwasser vorhanden, sodass die Beschaffenheit dieses
Bodens der Versuchsausgangssituation (konsolidiert, undräniert) am nächsten kommt. Der UU
(unkosolidiert, undräniert)-Versuch kommt der Situation an einem tonigen Boden am nächsten. Bei
plötzlicher Auflast kann durch die feinen Poren des Tons Wasser nur sehr langsam entweichen und so baut
sich schnell ein Überdruck auf, der bei der Bestimmung der Hangstabilität aus den oben genannten Gründen
berücksichtigt werden muss.
Grundsätzlich kann aber jede Versuchsart für alle Bodenarten angewendet werden, je nachdem welche der
Scherparameter (c´ und φ´, cu und φu,, φR und cR) gesucht werden.
40

5. Fazit
Um zuverlässige Prognosen über die Entwicklung einer Hangrutschung aufzustellen, ist die Ermittlung der
Scherparameter und des „factor of safety“ (Sicherheitsbeiwert) unbedingt notwendig. Damit der „factor of
safety“ berechnet werden kann, müssen vorher die bodenmechanischen Kennziffern des Hanges festgestellt
werden. Dabei sollten diese Kennziffern so häufig und engmaschig wie nur möglich ermittelt werden, da ein
Hang in seiner Struktur und somit seinen Eigenschaften sehr heterogen ist. Daher ist der Sicherheitsbeiwert
auch immer punktuell bzw. lokal zu betrachten und gilt nicht für den gesamten Hang. Auch hierbei ist eine
hoch frequentierte Ermittlung von Vorteil und erhöht die Wahrscheinlichkeit der aufgestellten Prognosen.
Des Weiteren ist die zeitliche Komponente des Hangmonitorings wichtig. Da der Sicherheitsbeiwert nur eine
Ist-Zustandsbeschreibung ist, das Ziel der Hangüberwachung aber Prognosen sind, spielt der Faktor Zeit eine
sehr wichtige Rolle. Damit fundierte Prognosen aufgestellt werden können, müssen die bodenmechanischen
Kennziffern, Scherparameter und die Berechnung des „factor of safety“ immer wieder kontrolliert werden.
Besonders wichtig ist dies bei Faktoren wie z.B. Wassersättigung, die sich saisonal im Laufe eines Jahres
ändern. So kann es passieren, dass ein im Winter stabiler Hang, im Sommer, durch saisonale Veränderung
von einigen Faktoren instabil wird.
Der Sicherheitsbeiwert bietet zwar eine sehr gute Orientierung für die Gefahr einer Hangrutschung, trotzdem
ist es wichtig zu beachten, dass es sich nur um eine Näherung handelt. Viele der zu ermittelnden Faktoren
wie z.B. die Kohäsion, sind eine Vereinfachung der Realität und können nicht exakt bestimmt werden. Je
mehr Parameter nur näherungsweise bestimmt werden können, desto ungenauer wird der Sicherheitsbeiwert.
Diese Gefahr besteht natürlich besonders bei in ihrer Struktur sehr heterogenen Hängen. Daher wird der
„factor of safety“ eher etwas höher angesetzt als die üblichen 1,0. Damit wird versucht diesen
Ungenauigkeiten entgegenzuwirken.
Ungenauigkeiten kommen natürlich u.a. zustande, weil der Sicherheitsbeiwert von der Coulomb‘schen
Gleichung und somit von sehr vielen Faktoren abhängt. Die Coulomb‘sche Gleichung enthält zwar nur vier
Kräfte, jedoch ist bei der Operationalisierung bzw. der Anzahl der Methoden für die Bestimmung der Kräfte
zu erkennen, dass sehr viele Faktoren die Scherparameter beeinflussen. Deshalb ist der Sicherheitsbeiwert
auch so aufwändig zu bestimmen. Er darf als lokale Orientierung dienen, jedoch nicht als gegebenes
Kontinuum für den ganzen Hang.
41

Literaturverzeichnis
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muenchen.de/~t5412cs/webserver/webdata/.../skript/vorl-g-o.pdf (Datum 5.1.2010).
43

Rheinische Friedrich­Wilhelms­Universität Bonn
Geographisches Institut
Methoden Aufbau Seminar – Feld und Labormethoden zur Ermittlung der Hanginstabilität
WS 2009/2010
Leiter: Dr. Michael Krautblatter
Räumliche und zeitliche Prognose
von Hanginstabilität
Vorgelegt von:
Anna Bach
Caroline Homm
Ruth Kretschmer
Luise Liegl

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Inhaltsverzeichnis
1.Einleitung.......................................................................................................................................5
2.Modelle..........................................................................................................................................5
2.1.Slow­cracking model (Ruth Kretschmer, 2140080).................................................................5
2.1.1.Einleitung.........................................................................................................................5
2.1.2.Das Modell......................................................................................................................6
2.2.Das ‚Selborne Cutting Slope’ Experiment (Luise Liegel)......................................................10
2.2.1.Aufbau des Experiments...............................................................................................11
2.2.2.Beobachtung .............................11
2.2.3.Ergebnis.......................................................................................................................12
2.3.Vajont...................................................................................................................................15
2.3.1.Ablauf der Vajont­Rutschung.........................................................................................16
2.3.2.Die Vajont­Rutschung...................................................................................................20
2.4.The Antecedent Daily Rainfall Model (Anna Bach, 2155304)...............................................21
2.4.1.Einleitung......................................................................................................................21
2.4.2.Grundvoraussetzungen................................................................................................22
2.4.3.Forschungsgebiete und deren physische Begebenheiten.............................................22
2.4.4.Das Model....................................................................................................................24
2.4.5.Ergebnisse des Modells...............................................................................................25
2.4.6.Diskussion der Ergebnisse...........................................................................................27
2.5.Räumliche Prognose von Hanginstabilität (Caroline Homm)................................................27
2.5.1.Grundlagen...................................................................................................................28
2.5.2.Überblick über die Eingangsdaten von Hanginstabilitätsanalysen................................29
2.5.3.Methoden.....................................................................................................................30
2.5.4.Die „favourability function“............................................................................................31
2.5.5.Das Modell...................................................................................................................31
3.Fazit............................................................................................................................................32
4.Literaturverzeichnis.....................................................................................................................34
2

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Abbildungsverzeichnis
Abbildung 1: Im Diagramm wird Δ gegen t gesetzt. Der Graph beruht auf Daten des Vaiont –
Versagens von 1963 und zeigt einen klaren linearen Trend. (aus: Petley et al. 2006).......................7
Abbildung 2: Im Diagramm wird Δ gegen t gesetzt. Der Graph beruht auf Daten der Vaiont –
Bewegung von 1960 und zeigt einen klaren asymptotischen Trend. (aus: Petley et al. 2006)...........7
Abbildung 3: Anbringungsorte der Inklinometer im Hang (Petley, 2004)
.......................................................................................................................................................11
Abbildung 4: Die Verschiebung des Hangrutsches gegen die Zeit gesetzt. Die Graphen bezeichnen
die verschiedenen Inklinometeraufzeichnungen. Am Tag 0 beginnt die Hochsetzung des
Porenwasserdrucks. (Petley, 2004).................................................................................................11
Abbildung 5: Daten des Inklinometers 8.........................................................................................12
Abbildung 6: Daten des Inklinometers 6........................................................................................12
Abbildung 7: Daten des Inklinometers 5.........................................................................................13
Abbildung 8: Daten des Inklinometers 7........................................................................................13
Abbildung 9: Daten des Inklinometers 4.................................................................................14
Abbildung 10: Daten des Inklinometers 9........................................................................................14
Abbildung 11: Daten des Inklinometers 3 ...............................................14
Abbildung 12: Daten des Inklinometers 10......................................................................................14
Abbildung 13: Die Staumauer.........................................................................................................15
Abbildung 14: ∆­t Annäherung der Daten von 1960.......................................................................16
Abbildung 15: ∆­t Annäherung der Daten von 1962........................................................................17
Abbildung 16: Übersicht des Vajont­Tals. Zu sehen sind die Dörfer(links), sowie die verschiedenen
Zustände der Rutschung und die Wasserlinie. ...............................................................................18
Abbildung 17: Graphik zur Vajont­Rutschung. Zu sehen ist von oben nach unten: Rate der
Oberflächenbewegung, Grundwasserspiegel, Wasserstand im See, Niederschlag ......................19
Abbildung 18: oben: das Dorf Longarone und das Vajont­Tal vor der Rutschung; .....19
Abbildung 19: ∆­t Annäherung des Hangversagens von 1963........................................................20
Abbildung 20: Forschungsgebiete des Modells (aus: Glade et al. 2000)........................................22
Abbildung 21: : Zerstreute Hangrutschungen im Hawke`s Bay Hügelland (aus: Glade 1998) ........23
Abbildung 22: Generelle physische Gegebenheiten der Forschungsgebiete Hawke`s Bay,
Wairarapa und Wellington (aus: Glade et al. 2000) ......................................................................23
3

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Abbildung 23: Antecedent Daily Rainfall Model für Wairarapa (dargestellte Zeitspanne von 1883 –
1995) (Glade et al.2000).................................................................................................................25
Abbildung 24: Antecedent Daily Rainfall Model für Hawke`s Bay (dargestellte Zeitspanne von 1870
– 1995) (Glade et al 2000) .............................................................................................................25
Abbildung 25: Antecedent Daily Rainfall Model für Wellington (dargestellte Zeitspanne 1862 –
1995) (aus: Glade et al. 2000)........................................................................................................26
Abbildung 26: Eingangsdaten zur Erstellung von Gefahrenkarten (verändert nach Soeters und van
Westen 1996).................................................................................................................................29
Abbildung 27: Hangrutschungs­Prognose­Karte (Chung und Fabbri, 2004)...................................31
Abbildung 28: Exemplarische "predictionrate curve" (Fabbri et al., 2002).......................................32
4

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
1. Einleitung
Massenbewegungen an Hängen sind nicht zu unterschätzende Naturereignisse, die schnell zu Ka­
tastrophen werden, wenn sie Menschenleben bedrohen. Das Risiko das von instabilen Hängen
ausgeht kann jedoch durch Modelle und Prognosen eingedämmt werden. Qualitative Analysen
stützen sich oft auf jahrelange Messungen, denn dabei sind viele Parameter zu berücksichtigen.
Auch sind diese geologischen Prognosen oft fehlerbehaftet und können um einen Faktor >2 abwei­
chen (KRÄHENBÜHL, 2006).
Außerdem können Hanginstabilität und die daraus folgenden Ereignisse aus verschiedenen Per­
spektiven betrachtet werden. „Short­term“­ Analysen werden zu meist von Ingenieuren durchge­
führt, die eine bestimmte Hangrutschung oder Felssturz betrachten (ANDERSON ET AL. 1987). Die geo­
morphologische Herangehensweise ist die Analyse der Prozesse, die zu den Massenbewegungen
führen (ANDERSON ET AL. 1987). Jedoch hängen auch diese verschiedenen Arten der Prognose von
Hanginstabilität zusammen und dürfen nicht losgelöst voneinander betrachtet werden.
Die Wissenschaft hat schon einige Konzepte entwickelt, die es ermöglichen Abstürze an Hängen
und Rutschungen bis auf eine minimale Zeitspanne genau zu prognostizieren und so durch recht­
zeitiges Planen zum Beispiel Ausfälle im Verkehrswesen verhindert und Menschenleben gerettet
haben (z.B. KRÄHENBÜHL 2006).
Im folgenden werden nun die wichtigsten dieser Prognosearten exemplarisch vorgestellt.
2. Modelle
2.1. Slow­cracking model (Ruth Kretschmer, 2140080)
2.1.1. Einleitung
Nach wie vor ist das Vorhersehen von katastrophalen Versagen von Hängen nicht zu 100% ge­
währleistet. Verschiedene Wissenschaftler versuchen derzeit qualitativ und quantitativ hochwertige
Modelle zu erstellen, um das Prognostizieren von Hanginstabilität und damit verbundenen verhee­
renden Abgängen zu erleichtern. So sollen zukünftige Katastrophen, wie die aus Vajont (Norditali­
en) von 1963, rechtzeitig erkannt und somit vielleicht auch verhindert werden. Um dies zu errei­
chen ist es notwendig, die auslösenden Prozesse zu analysieren und somit auch zu verstehen. Vor
allem sollte dabei der Blick auf den den Abbruch auslösenden Prozess geworfen werden und in
dem Zusammenhang die Wechselbeziehungen zwischen Spannungs­ und Deformationszustand
der Rutschungsmasse beachtet werden (PETLEY 2004).
5

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
2.1.2. Das Modell
Einer der führenden Wissenschaftler in diesem Bereich ist David N. Petley. Er und seine Kollegen
forschen seit geraumer Zeit an der Möglichkeit zukünftige Hanginstabilität zeitnah zu diagnostizie­
ren. So haben sie im Laufe der Zeit ein Modell entwickelt, dass sich 'slow­cracking model' nennt
und auf der Basis von Rissbildung, ­ wachstum und –verbindung (crack nucleation, crack growth
and crack coalescence) erstellt wurde. Es stellt eine physikalische Basis für das Weiterentwickeln
von quantitativen Vorhersagen von Hangversagen da. Es impliziert, dass gigantisches und kata­
strophales Hangversagen eine natürliche Folge von langsam stattfindender Rissbildung im Gestein
ist (KILBURN&PETLEY 2003). Das Modell basiert dabei auf der 'Saito Annäherung', die vereinfacht eine
Deformationsrate in Form von fx= Δ – t, wobei Δ= 1/v (v= Geschwindigkeit); t= Zeit, darstellt und in
Verbindung gebracht werden kann mit tertiären Kriechen (tertiary creep). Δ wird in einem Koordi­
natensystem gegen t gesetzt und das Resultat ist ein linear verlaufender Graph (vgl. Abbildung 1).
Diese Funktion beruht auf der Beobachtung verschiedener Rutschungen, die alle diesen Beschleu­
nigungstrend aufweisen (PETLEY 2004). Expolarisiert man den resultierenden linearen Verlauf, dann
stellt der Schnittpunkt mit der x­Achse den Zeitpunkt des Versagens dar (PETLEY ET AL. 2005).
Wichtige Einflussfaktoren, die mit auf das Modell einwirken, stellen der Porenwasserdruck und die
Bruchscherfestigkeit (peak strength) des Materials dar. Der Porenwasserdruck nimmt Einfluss auf
den effektiven Spannungszustand (effective stress state) und somit auf das Erreichen der Bruchli­
nie. Vergleicht man kohäsionslose Ausgangssubstrate mit solchen mit Kohäsion, erhält man Werte,
die nur durch unterschiedlich antreibende Mechanismen zu erklären sind, was also darauf schlie­
ßen lässt, dass sich auch die Bewegungstypen bei einer ersten auftretenden Störung unterschei­
den. Ferner haben weitere Untersuchungen ergeben, dass auch ohne Verflüssigung des Materials
unterschiedliche Beschleunigungsraten auftreten. So kommt man zu dem Schluss, dass die Bewe­
gungsrate in Zusammenhang mit dem Grundwasserspiegel stehen muss und somit das interne zir­
kulierende und stehende Wasser eine große Rolle bei der Stärke des Porenwasserdrucks spielt
und katalysierend auf die ablaufenden Prozesse einwirkt (KILBURN ET AL. 2003; PETLEY ET AL. 2005).
Diese Unterschiede wiederum haben ergeben, dass die 'Saito Annäherung' viel komplexer ist als
eingangs angenommen und dass sich daraus auch zwei verschiedene Beschleunigungsraten im
„Δ­t“ Kontext ergeben. Die eine Rate zeigt den bisher auch schon erkannten linearen Trend, wäh­
rend die zweite Rate einen asymptotischen Trend aufweist.
6

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Abbildung 1: Im Diagramm wird Δ gegen t gesetzt. Der
Graph beruht auf Daten des Vaiont – Versagens von
1963 und zeigt einen klaren linearen Trend. (aus: PETLEY
ET AL. 2006)
es findet eine plastisch ablaufende Verformung im
Bereich der Schichtflächenregion (ductile­type de­
formation in basal region) statt (PETLEY ET AL. 2005).
Diese Erkenntnisse resultieren auch aus Versu­
chen, die im Labor stattgefunden haben.
Weitere Versuche haben zu einem besseren Ver­
ständnis der ablaufenden Prozesse in der Bruche­
bene (true failure envelope) beigetragen. Dabei
kam heraus, dass jedes Substrat, das sich spröde,
bruchhaft deformiert (brittle material) einen gewis­
sen Grenzwert, die sogenannte Elastizitätsgrenze
(boundary surface) aufweist, der den Punkt angibt,
an dem das Material den auf es einwirkenden Kräf­
Der erstgenannte lineare Verlauf (vgl. Abbildung 1) tritt
dann auf, wenn es sich bei der Hangbewegung um
eine erste Störung handelt. Diese wird durch sprö­
de, bruchhafte Verformung (brittle deformation) in
kohäsiven Material, z.B.: in Form von Rissbildung,
hervorgerufen und führt letztendlich zur Ausbildung
einer Bruchfläche (rupture surface). Der asymptoti­
sche Verlauf (vgl. Abbildung 2) dagegen wird mit Pro­
zessen des Gleitens in Verbindung gebracht. Der
komplette Vorgang läuft auf einer schon vorhande­
nen Schichtoberfläche ab, bzw. stellt die Reaktivie­
rung einer schon vorhandenen Störung dar. Oder
ten nicht mehr standhalten kann und sich irreversible deformiert. Dieser Schwellenwert (peak su­
stainable stress) ist für jedes Material spezifisch und tritt dann auf, wenn die maximal mögliche
Scherfestigkeit (resistance of the material) und die maximale Schubspannung (shear stress) gleich
sind. Gleichzeitig ergab sich, dass das totale Versagen des Materials eingeleitet wird, wenn der
Spannungspfad (stress path) die Bruchgrenze (peak strength envelope; yield point) erreicht (PETLEY
ET AL. 2005). Zudem geht man davon aus, dass zu einem früheren Zeitpunkt des Spannungspfades
schon ein Schwellenwert (failure initiation envelope) erreicht wird, der den Prozess des Versagens
ansich überhaupt und damit auch die Ausbildung einer Bruchfläche (shear surface) einleitet (PETLEY
7
Abbildung 2: Im Diagramm wird Δ gegen t gesetzt. Der
Graph beruht auf Daten der Vaiont – Bewegung von
1960 und zeigt einen klaren asymptotischen Trend.
(aus: PETLEY ET AL. 2006)

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
ET AL. 2005). Untersucht man stattdessen Material, das sich plastisch verformt (ductile­type defor­
mation) kann man keinen direkten Zusammenhang zwischen dem Spannungspfad (stress path)
und dem Gleichgewichtszustand (steady state envelope) erkennen. Das einzige was man beob­
achten kann ist, dass eine hohe Verformungsrate (strain rate) vorliegt, wenn die Kurve erreicht
wird. Anhand von mehreren Bewegungsraten von Hangbewegungen lässt sich erkennen, dass der
asymptotische Verlauf dann auftritt, wenn die Rissneubildung den dominierenden Verformungspro­
zess darstellt. Während bei einem linearen Verlauf nachgewiesen wurde, dass Risswachstum er­
folgt. Dies bedeutet, dass in einer Rutschung auch durchaus ein Wechsel von asymptotischen zu
linearen Verhalten erfolgen kann.
In den folgenden Abbildungen 3a und 3b soll nun anhand einer hypothetischen Rutschung die
wichtigsten ablaufenden Schritte und die damit verbundenen Einflussfaktoren anschaulich erläutert
werden. Jeder dieser Schritte A – F weist 4 Graphiken auf: der erste Graph stellt das Verhältnis
des Porenwasserdrucks zur Zeit dar, der zweite die auftretende axiale Spannung (deviator stress)
gegen die Zeit und der damit verbundene Spannungspfad (stress path) der Rutschung, der dritte
zeigt die Verschiebungsrate mit der Zeit auf und die vierte Graphik beinhaltet ein schematisches
Diagramm, das auf idealisierte Art und Weise die im Rutschungskörper ablaufende Prozesse zeigt.
Abbildung 3a: Schematischer Prozess einer Hangbewegung A­C. Im Diagramm wird Δ (1/Geschwindigkeit) gegen die
effektive Spannung (p' – mean effective stress) gesetzt. Da p' als konstant vorausgesetzt wird gilt er als Stellvertreter für
die Zeit. (aus: PETLEY ET AL. 2005)
8

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
In Abbildung A befindet man sich am Punkt 0 der Analyse. Der Hang zeigt keine Veränderung an
und befindet sich in einem Zustand des Ruhedrucks. In Abbildung B erhöht sich der Porenwasser­
druck so sehr, dass der Prozess der Rissbildung initiert wird (microcrack development). Da der Po­
renwasserdruck Einfluss auf die effektive Spannung nimmt, verändert sich der Spannungspfad und
eine erste Verschiebung findet statt. Bei der Graphik C, wird der Porenwasserdruck wieder auf das
selbe Level wie in A hinabgesenkt. Auch der Spannungspfad geht wieder auf seinen Ausgangs­
punkt zurück und die Verschiebung wird verlangsamt oder gar unterbrochen. Das System hat wie­
der einen Gleichgewichtszustand erreicht. Bei näherer Betrachtung kann die bis zu diesem Zeit­
punkt erfolgte Verschiebung als ein Vorzeichen für eine zukünftige Katastrophe interpretiert wer­
den.
Abbildung 3b: Schematischer Prozess einer Hangbewegung D­F. Im Diagramm wird Δ (1/Geschwindigkeit) gegen die
effektive Spannung (p' – mean effective stress) gesetzt. Da p' als konstant vorausgesetzt wird gilt er als Stellvertreter für
die Zeit. (aus: PETLEY ET AL. 2005)
Der Porenwasserdruck wird in der Graphik D wieder erhöht und erreicht einen höheren Wert als in
Graphik B. Dabei wird der Schwellenwert passiert, der in der Vergangenheit schon Rissbildung
(microcracking) zur Folge hatte. Es entwickeln sich weitere Schäden und die Verschiebung wird
vorangetrieben. Man nimmt an, dass man den hier ablaufenden Prozess der Reaktivierung auch in
Zusammenhang mit dem 'Kaiser Effekt' in Festgestein bringen kann. In E steigt der Porenwasser­
druck nach wie vor an. Der Spannungspfad erreicht die Elastizitätsgrenze (failure initiation envelo­
pe) und die Mikrorisse beginnen sich zu größeren Rissen zusammenzuschließen, was den Beginn
des Aufbaus einer Bruchfläche bedeutet, die sich dann rasch ausdehnt. Ab diesem Schwellenwert
9

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
nimmt die Verschiebung einen unaufhaltsamen Verlauf an, der schließlich wie in Graphik F illus­
triert zum totalen Versagen des Hanges beiträgt. Der Spannungspfad erreicht die Bruchlinie (failu­
re envelope) und die finalen Prozesse werden eingeleitet. Zu diesem Zeitpunkt der Hangentwick­
lung verliert der Porenwasserdruck seinen Einfluss, die Bewegung wird noch solange aufrecht er­
halten wie es den Spannungsdeviator gibt. Deswegen wird in dieser Graphik der Porenwasser­
druck als sinkend dargestellt.
Dieses Modell basiert auf den Erkenntnissen verschiedener Laboruntersuchungen und stellt eine
Annäherung an die ablaufenden Prozesse während einer Hangbewegung in natürlicher Umgebung
dar. Zugleich stellt es eine Verbindung zu dem linearem Verhalten im 'Δ­t' Kontext dar und die da­
mit gegebene Bedeutung des Phänomens.
Überträgt man das ganze auf ein natürliches System, so ist es von essentieller Bedeutung den
Trend des Verhaltens rechtzeitig zu erkennen, so die erforderlichen Schwellenwerte und damit die
Elastizitätsgrenze (failure initiation envelope) zu bestimmen und somit zu verhindern, dass der
Spannungspfad diesen Zustand erreicht, da dann eine Katastrophe nicht mehr abgewendet wer­
den kann.
Gleichzeitig weist dieses Modell die Notwendigkeit auf Feld­ und Laborerkenntnisse zu vereinen,
um dann eine genaue Diagnose des progressiven Versagens treffen zu können (Petley et al.
2005).
2.2. Das ‚Selborne Cutting Slope’ Experiment (Luise Liegel)
Da eine Vorhersage des Verhaltens von katastrophalem Hangversagen sehr wichtig, aber bislang
nur problematisch zu tätigen ist, wurde 1989 eine Hangrutschung besonders detailliert beobachtet
und zwar im Rahmen des Selborne Cutting Slope Experiments. Ziel der Überwachung ist es, aus­
sagekräftiges Datenmaterial einer kompletten Hangrutschung zu erhalten, um so Erkenntnisse
über die in der gleitenden Schicht ablaufenden Prozesse zu gewinnen und damit das Verhalten zu­
künftiger Hangrutschungen besser vorhersagen zu können. Um die Entwicklung des Hangversa­
gens zu beschreiben, wird an dieser Stelle die ∆­t Annäherung basierend auf Saito und weiterent­
wickelt zum ‚slow cracking model‘ von Petley angewandt. Diese beruht auf dem Annäherungsprin­
zip von Saito, nach dem 1/Geschwindigkeit (∆) gegen die Zeit gesetzt wird, womit es möglich wird,
den Zeitpunkt des Versagens annähernd genau zu bestimmen (PETLEY 2004). Petley erweiterte
dies auf (dx/dt) ­1 0 – ψ (t­t0),
wobei (dx/dt) ­1 0 für das sich unten am Hang angesammelte Material
steht, t für die Zeit und ψ die Gegebenheiten des Hanges widerspiegelt (KILBURN AND PETLEY, 2003).
10

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
2.2.1. Aufbau des Experiments
Abbildung 3: Anbringungsorte der Inklinometer im Hang (Petley, 2004)
Die hier untersuchte Hangrutschung wird bewusst und kontrolliert ausgelöst und zwar innerhalb ei­
nes größeren Felseinschnittes an der Flanke eines alten Steinbruchs in Hampshire. Hierbei wird
der Porenwasserdruck durch künstliche Erhöhung des Grundwasserspiegels über 180 Tage kon­
trolliert erhöht, wobei der Hang mit einem Netzwerk verschiedener Messinstrumente, wie Inklino­
metern, versehen wird, um vollständiges Datenmaterial vor und während des Versagens zu erhal­
ten. Insgesamt werden zwölf Inklinometer innerhalb des Hangs angebracht, von denen sechs in
der zu erwartenden Rutschfläche, und jeweils eins am Fuß und an der Krone des Hanges positio­
niert werden (PETLEY 2004).
2.2.2. Beobachtung
Abbildung 4: Die Verschiebung des Hangrutsches gegen die Zeit gesetzt. Die Graphen bezeichnen die verschiedenen
Inklinometeraufzeichnungen. Am Tag 0 beginnt die Hochsetzung des Porenwasserdrucks. (Petley, 2004)
Die Daten der 24h­Inklinometermessungen zeigen deutlich, dass es bereits Verschiebungen an der
Scherfläche gibt, bevor der Porenwasserdruck erhöht wurde, vor allem im Bereich des Fußes. Zu­
11

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
dem zeigen die Instrumente, die innerhalb der potentiellen Hangrutschung angebracht sind (Inkli­
nometer 5­9) erst kurz vor dem Versagen rapide Bewegungen an, lediglich Inklinometer 4 verhält
sich diskrepant. Setzt man auf die erhobenen Messdaten in die ∆­t Annäherung ein, wird ersicht­
lich, dass die Daten der innerhalb der Hangrutschung angebrachten Inklinometer kombiniert einen
eindeutig linearen Trend aufweisen, wenn auch mit leichter Datenstreuung. Auffällig ist zudem,
dass die außerhalb der Rutschfläche angebrachten Inklinometer kein statistisch verwertbares Mes­
sergebnis liefern, da kein oder nur ein geringfügiger Bewegungstrend festgestellt werden kann
(PETLEY 2004).
2.2.3. Ergebnis
Setzt man die erhobenen Daten in die ∆­t Annäherung ein, erhält man Inklinometerdaten, die ver­
schiedene Beschleunigungstrends anzeigen. So zeigt Inklinometer 8 (Abb.5)
Abbildung 5: Daten des Inklinometers 8
Abbildung 6: Daten des Inklinometers 6
in den letzten 40 Tagen vor dem Absturz einen linearen Trend, wobei auch die hangaufwärts über
8 liegenden Inklinometer ähnliche Linearität anzeigen, dabei jedoch eine geringere vorherige Be­
wegung, sowie eine größere Datenstreuung. Aufgrund dieser Tatsache entsteht die Idee, dass frü­
he Bewegungsphasen vornehmlich von inneren Verformungen dominiert werden, wohingegen die
letzte rapide Bewegung auf eine hangaufwärts gerichtete Ausbreitung von Rissen zurückzuführen
ist. Da Cooper das endgültige Abrutschen als ein Resultat aus der Entwicklung einer klar getrenn­
ten Scherfläche definiert (COOPER ET AL. 1998), stellt Petley die These auf, dass der lineare Trend die
Bewegung in verschiedenen Teilen der Rutschung in Bezug zu der Verbreitung von Rissen darzu­
stellen scheint. Zudem weisen die Inklinometer im Hauptkörper der Rutschung (Abb.7,8,9) einen
klaren linearen Trend auf. Die vor allem in den ersten 70 Tagen auftretenden Datenstreuungen sind
12

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
vor allem auf die Messgeräte zurückzuführen, da diese nicht in der Lage sind Bewegungsraten im
Bereich von 0.0­1.0 mm/Tag adäquat aufzuzeichnen. Die vorhandene Linearität macht jedoch eine
Vorhersage des Absturzzeitpunktes möglich. Da nur das Inklinometer in der Hangmitte (Inklinome­
ter 6, Abb.6) von Beginn der Messungen an Linearität aufweist und der Beginn von Linearität inner­
halb einer Rutschmasse ein Zeichen für die Verbreitung von Rissen ist, unabhängig davon um wel­
chen Teil der Rutschung es sich handelt (PETLEY 2004), stellt Petley eine weitere These auf. Hierbei
handelt es sich um die Aussage, dass die Risse innerhalb der Rutschung in der Nähe von Inklino­
meter 6 beginnen und sich von dort aus ausbreiten. Dafür spricht die hohe Streuung der Daten von
Inklinometer 7, das hangaufwärts auf Inklinometer 6 folgt (PETLEY 2004).
Abbildung 7: Daten des Inklinometers 5
Abbildung 8: Daten des Inklinometers 7
Auffällig sind zudem die Daten des unmittelbar an der Bruchkante angebrachten Inklinometers (In­
klinometer 4, Abb.9). Dieses weist die rapideste Bewegung auf, die bereits früh im Experiment ein­
setzt, sich auf unvorhersehbare Art und Weise entwickelt und erst kurz vor dem eigentlichen Ab­
sturz wieder mit den anderen Messgeräten in Einklang steht. Da die im ‚slow cracking model‘ dar­
gestellten Daten kaum interpretierbar sind, bieten sich hier zwei mögliche Erklärungen an. Zum
einen könnte es sich bei diesem oberen Teil der Rutschung um ein eigenes kleines System han­
deln, das dementsprechend weitestgehend unabhängig von der restlichen Rutschung ist. Zum an­
deren könnte das differenzierte Verhalten auf die spezifische Lage zurückzuführen sein. So wirkt
vor allem die Schwerkraft anders auf den oberen Teil eines Hanges als auf den unteren. Da diese
Daten Raum für Vermutungen lassen, steht jedoch fest, dass Aufzeichnungen von der oberen Kan­
te eines Hanges für eine Vorhersage ungeeignet sind, da sie keine Rückschlüsse auf das Verhal­
13

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
ten einer Rutschung ermöglichen (PETLEY 2004). Ähnlich verhält es sich mit dem Inklinometer am
Fuße der mobilen Masse (Inklinometer 9, Abb.10 da dies eine hohe Datenstreuung aufweist und
eine deutliche Bewegung erst gegen Ende des Messzeitraumes nachzuweisen ist.
Abbildung 9: Daten des Inklinometers 4
Abbildung 10: Daten des Inklinometers 9
Desweiteren beweisen die Daten der Inklinometer außerhalb der Rutschung (Inklinometer 3 [Abb.
11,10 [Abb.12]), dass die Effekte außerhalb und innerhalb der Rutschung diskrepant sind, da an
diesen Stellen kein oder ein nur geringer Bewegungstrend nachzuweisen ist (PETLEY 2004).
Abbildung 11: Daten des Inklinometers 3
Abbildung 12: Daten des Inklinometers 10
Insgesamt lassen sich also anhand der Daten drei Punkte festhalten. Zum einen ist es möglich mit
der ∆­t Annäherung Informationen über das Verhalten eines Hanges zu gewinnen, allerdings sind
dafür vor allem die Daten aus der Mitte der potentiellen Rutschung zu verwenden. Zum anderen ist
14

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
es möglich, die in diesem Experiment gewonnenen Erkenntnisse auf größere Prozesse in der Na­
tur zu übertragen, da hier ein möglichst natürlicher Prozess nachgebildet wird. Zudem wurde auch
für die große Vajont­Rutschung Linearität nachgewiesen, sowie für diverse andere natürliche Rut­
schungen ein linearer Trend (PETLEY 2004). Die wichtigste Erkenntnis aus diesem Experiment ist je­
doch, dass die Daten beweisen, dass die Entwicklung zu einer Rutschung in der Mitte des Hanges
beginnt und sich von dort aus ausbreitet, was letztlich den Abgang des Hangmaterials ermöglicht
(PETLEY 2004).
2.3. Vajont
Abbildung 13: Die Staumauer
Zwischen 1956 und 1959 wurde im Vajont­Tal in den Dolomiten Norditaliens ein ehrgeiziges Bau­
projekt verwirklicht. Dabei handelt es sich um die bis dato größte Bogenstaumauer der Welt, die
als Wasserkraftwerk der Stromerzeugung dienen sollte. Ihre Ausmaße betragen 261,60m in der
Höhe, 190,15m Länge an der Dammoberkante, 22,11m Breite an der Unterkante und 3,40m Breite
an der oberen Kante. Mit diesen Maßen wurden in der Vajont­Schlucht 360 000m 3 Stahlbeton ver­
baut, was zu einem Stauvolumen von bis zu 150 000 000m 3 führt
(HTTP/:DE.STRUCTURAE.DE/STRUCTURES/DATA/INDEX.CFM?ID=S0001119). Der Bau dieses gigantischen Un­
ternehmens lag in den Händen der Societá Adriatica di Elettricitá (SADE), die das Monopol auf
15

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Stromerzeugung im Nordosten Italiens hatte. Diese Institution siedelte zwecks des Bauunterneh­
mens viele Bewohner der Region gegen deren Willen um, sodass bereits Widerstand gegen den
Staudammbau bestand. Zudem ignorierte SADE jegliche Hinweise auf eine eventuelle Instabilität
der umgebenen Hänge, obwohl bekannt war, dass sich an der rechten Flanke des Mount Toc eine
alte Rutschung befand. Offiziell wurde ein größeres Hangversagen jedoch für unwahrscheinlich er­
klärt, da eine stuhlähnliche Form den oberen Teil des Hanges abbremsen würde. Außerdem hatten
von Sade beauftragte Experten bezeugt, dass der Fels aus festem Gestein mit erhöhter Elastizität
bestehe (HTTP://WWW.LAND­MAN.NET/VAJONT/VAJONT.HTML). Geologisch besteht die Vajont­Schlucht jedoch
aus einer breiten asymmetrischen Skyline bestehend aus Kalkstein des mittleren Jura. Dieser wird
überlagert von Kalkstein aus dem späteren Jura, sowie von einer Tonschicht und Kalkstein aus der
Kreidezeit. Insgesamt ergeben diese Überlagerungen eine stuhlartige Form (PETLEY AND PETLEY,
2006).
2.3.1. Ablauf der Vajont­Rutschung
Bereits im Februar 1960, also vor der eigentlichen Fertigstellung des Staudamms, wird mit einer
ersten Füllung des Reservoirs begonnen. Im März beträgt der Wasserstand 130m über dem Level
des Flusses und es löst sich eine erste kleine Rutschung.
Abbildung 14: ∆­t Annäherung der Daten von 1960
Aufgrund dieser Warnung, erfolgt die weitere Befüllung unter Beobachtung. Im Oktober 1960 be­
trägt der Wasserstand bereits 170m, was zu einem raschen Anstieg der Bewegungsrate des Hang­
materials auf 3,5cm Tag ­1 führt. Dadurch öffnet sich ein 2km langer Riss in der Bergflanke, der ein
Gebiet von 1700m Länge und 1000m Breite umfasst. Trotzdem wird die Füllung des Reservoir fort­
gesetzt auf im November 1960 180m. Dieser Anstieg des Wasserstandes führt am 4.November zu
einer größeren Rutschung, bei der 700 000m 3 Hangmaterial innerhalb von 10 Minuten in den See
16

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
stürzen. Aufgrund dieses Absturzes wird der Füllungslevel auf 135m zurückgesetzt, was einen
Rückgang der Hangbewegung auf 1mm Tag ­1 zur Folge hat. Als Konsequenz aus diesem Verhalten
des Hanges, wird die linke Flanke des Mount Toc als instabil und ein Abgang des Hangmaterials
als unausweichlich anerkannt. Nach Einschätzung der Experten ist es jedoch möglich, durch ge­
zielte Modifikation des Wasserstandes die Kontrolle über die Rutschung zu behalten und diese
langsam und kontrolliert von statten gehen zu lassen. Um der Gefahr eines Kontrollverlustes durch
mögliche Verschüttung zu entgehen, wird an der rechten Seite des Berges ein Bypass Tunnel an­
gelegt, der im Notfall die Regulierung des Wasserstandes gewährleisten soll. Trotz des Wissens
um die instabile Flanke des Berges wird von Oktober 1961 bis Februar 1962 der Wasserstand im
Reservoir auf 185m erhöht und, da die Bewegung im Hang kaum ansteigt, bis November 1962 auf
235m. Dies führt jedoch zu einer Erhöhung der Geschwindigkeit des Hangmaterials auf 1,2cm Tag ­
1 , weswegen eine Senkung auf 185m bis zum April 1963 geplant wird.
Abbildung 15: ∆­t Annäherung der Daten von 1962
Der Bewegungstrend der rutschenden Masse blieb zunächst relativ hoch, sank jedoch ab Dezem­
ber 1962 merklich ab und erreichte im April 1963 nahezu Null. Dieses Verhalten bestärkt SADE in
der Annahme, die Hangrutschung sei kontrollierbar, weshalb eine dritte Füllung geplant wird. Diese
erfolgt in der Zeit von April bis September 1963. Von April bis Mai wird der Wasserstand auf 231m
erhöht, wobei sich der Bewegungstrend der Hangmasse ebenfalls leicht erhöht, jedoch 0,3cm Tag ­1
nicht überschreitet. Daher wird die Befüllung des Reservoirs fortgesetzt auf 237m bis Juni, was
einen Anstieg der Geschwindigkeit auf 0,4cm Tag ­1 zur Folge hat. Trotz dieses Anstiegs wird der
Wasserstand weiter erhöht auf 240m im Juli, wodurch die Geschwindigkeit auf 0,5cm Tag ­1 an­
steigt. Dieser Level wird bis August gehalten, der Bewegungstrend nimmt jedoch auf 0,8cm Tag ­1
weiter zu. Im September wird schließlich eine Füllhöhe von 245m erreicht, was zu einem rapiden
17

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Anstieg der Geschwindigkeit des Hangmaterials auf teilweise 3,5cm Tag ­1 führt. Um die Kontrolle
über die Rutschung widerzugewinnen, erfolgt ab September wiederum eine langsame Absenkung
des Wasserstandes auf im Oktober 235m. Trotz dieser Maßnahme erhöht sich der Bewegungs­
trend der Rutschung weiter auf bis zu 20cm Tag ­1 . Am 9. Oktober 1963 um 22:38 Uhr erfolgt der
katastrophale Absturz des Hangmaterials. Innerhalb von etwa 45 Sekunden stürzen rund 260 000
000m3 Gestein des Mount Toc in den Stausee. Dies löst eine riesige Flutwelle aus, die die Dörfer
Casso und Erto am gegenüberliegenden Hang nur knapp verfehlt, schließlich 245m über die
Dammkrone reicht und sich auf die Dörfer Longarone, Pirago, Villanova, Rivalta und Fae ergießt.
Diese Dörfer werden fast vollständig zerstört, etwa 2000 Menschen verlieren das Leben
(HTTP://WWW.LAND­MAN.NET/VAJONT/VAJONT.HTML).
Abbildung 16: Übersicht des Vajont­Tals. Zu sehen sind die Dörfer(links), sowie die verschiedenen Zustände der Rutschung und die
Wasserlinie.
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Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Abbildung 17: Graphik zur Vajont­Rutschung. Zu sehen ist von oben nach unten: Rate der Oberflächenbewegung, Grundwasserspiegel,
Wasserstand im See, Niederschlag
Abbildung 18: oben: das Dorf Longarone und das Vajont­Tal vor der Rutschung;
unten: das Dorf Longarone und das Vajont­Tal nach der Rutschung
19

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
2.3.2. Die Vajont­Rutschung
Die Hangrutschung von Vajont ist die bisher größte, von der Aufzeichnungen existieren und
obwohl die Daten räumlich begrenzt sind, ist eine Rekonstruktion des Bewegungstrends möglich.
Setzt man die vorhandenen Daten in die ∆­t Annäherung ein, erhält man für die letzten 60 Tage vor
dem Abgang des Hanges einen deutlich linearen Trend.
Abbildung 19: ∆­t Annäherung des Hangversagens von 1963
Dies erscheint verwunderlich, da für den betreffenden Hang eine basale Zone in den Tonschichten
vermutet wird und nachgewiesen wurde, das Linearität nur bei Zerbrechen des Materials bei einem
erstmaligen Rutsch vorkommt, wohingegen bei Wideraktivierung einer alten Scherfläche, bzw. ge­
nerell bei duktilen Verformungsprozessen ein asymptotisches Verhalten vorliegt. Eine Erklärung für
die trotzdem festgestellte Linearität ist, dass es sich tatsächlich um einen erstmaligen Rutsch han­
delt, bei dem eine Deformation in den Tonschichten ohne eine existente Scherfläche abläuft. Dies
erklärt jedoch nicht das asymptotische Verhalten der Rutschung vor den letzten 60 Tagen. Befriedi­
gender ist die Erklärung, dass die Deformationen in den Tonschichten vorkommen, die eine Scher­
fläche aufweisen aber die durch Calciumkarbonat Auswaschungen aus dem Grundwasser wieder
miteinander verschweißt wurden. Desweiteren wird als Erklärung dargelegt, durch die stuhlartige
Form des Hanges wirke eine besondere Kinematik auf den Hang, was zu Verformungen im Kalk­
stein führe. Diese Erklärung ist wohl die attraktivste, da sie durch die Linearität bestätigt würde.
Eine Verformung des Kalksteins würde jedoch seismische Aktivität erfordern. Diese wird von ei­
nem einzigen Seismometer an der Dammseite aufgezeichnet. Laut dieser Messungen erfolgen
20

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
zwischen Mai 1960 und Oktober 1963 etwa 50 seismische Aktivitäten, wie leichte Erbeben, deren
Zentren meist innerhalb des instabilen Hanges liegen. Leider ist die Intensität dieser Erdbeben nur
unzureichend aufgezeichnet. Es fällt jedoch auf, dass die seismische Aktivität bis zum Abgang des
Hangmaterials immer weiter abnimmt, obwohl für ein Brechen des Kalksteins erhöhte seismische
Aktivität hätte bemerkt werden müssen (PETLEY AND PETLEY, 2006). Dass dies nicht der Fall ist, er­
klärt sich vor allem in dem einzelnen Seismometer, das als alleiniges Messinstrument nicht in der
Lage ist, ein umfassendes Messergebnis bezüglich der seismischen Aktivität zu liefern. So ist die
Rissbildung in der Tonschicht vermutlich zu unauffällig, um als ein großes Ereignis aufgenommen
zu werden und wird wenn nur als eine Reihe wesentlich geringerer Aktivitäten wahrgenommen.
Nun ist eine Tonschicht keine klassische Bruchzone innerhalb eines Hanges. Erst unter den Bedin­
gungen von 1­10 MPa Druck und 10 2 m Tiefe entwickelt sie drei Stufen des Versagens. Bei gleich­
zeitiger Bildung und Ausweitung von Mikrorissen erfolgt zunächst eine elastische Deformation des
Materials bei relativ geringer Scherspannung, gefolgt von weitergehendem Kriechen des Hangma­
terials. In diesem Zustand werden auch die Molekularbindungen gedehnt und schließlich zerrissen,
was die Aus­ und Weiterbildung von Mikrorissen ermöglicht, wodurch sich eine Gleitfläche bildet.
Zudem ermöglicht eine hohe Anzahl an Mikrorissen das Eindringen von immer mehr Wasser. Die­
ses greift die Molekularbindungen zusätzlich chemisch an, katalysiert die Bildung und Erweiterung
von Mikrorissen und erhöht den Porenwasserdruck, was die Scherfähigkeit noch weiter reduziert.
Sind diese Prozesse weiter fortgeschritten, bricht der Scherwiderstand plötzlich zusammen und
der Hang stürzt ab. (KILBURN AND PETLEY, 2003)
2.4. The Antecedent Daily Rainfall Model (Anna Bach, 2155304)
2.4.1. Einleitung
Das „Antecedent Daily Rainfall Model“ ist eine Studie, die versucht das mögliche Auftreten von
Hangrutschungen zu prognostizieren. Ziel dieser Vorhersagen auf regionaler Ebene ist es zeitliche
und räumliche Bedingungen herauszuarbeiten, die Massenbewegungen in der Vergangenheit aus­
gelöst haben und die gewonnenen Erkenntnisse auf die Prognosen zukünftiger Rutschungsereig­
nisse anzuwenden (GLADE und CROZIER, 2006). Dieses Model berechnet seine Vorhersagen auf zeitli­
cher Ebene.
21

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
2.4.2. Grundvoraussetzungen
Die Basis dieses Modells besteht aus dem Zusammenhang zwischen Regenereignissen und
Hangrutschungen. In Neuseeland wurden schon seit etwa 50 Jahren Studien darüber angefertigt,
die jedoch immer sehr spezifisch auf eine Forschungsfrage eingingen. Da diese aber nur schwer
zu vergleichen sind, wurde anhand der Informationen, die zuvor in einer Hangrutschungsbibliogra­
phie zusammengefasst worden waren, eine nationale Datenbank entwickelt, die es ermöglicht
Häufigkeit und Ausprägung von Regenereignissen, die Massenbewegungen am Hang auslösen,
aufzuzeichnen (GLADE ET AL., 2000).
Das „Antecedent Daily Rainfall Model“ betrachtet jedoch nicht nur das Niederschlagsereignis, das
die Hangrutschung verursacht, sondern ganz speziell „die lineare Kombination von vorhergehen­
den Regenfällen und den Niederschlägen des Tages der Massenbewegung“ (GLADE et al., 2000).
Da auch Daten der täglichen Niederschlagsmengen seit Jahrzehnten erhoben werden, können
Schwankungen, die saisonal bedingt sind, mit berücksichtigt werden (GLADE, 1998). Anhand dieser
Fülle von Daten werden verschiedene Grenzwerte entwickelt (GLADE et al., 2000).
Auf diesen Grundvoraussetzungen baut nun das „Antecedent Daily Rainfall Modell“ nach GLADE et
al. (2000) auf.
2.4.3. Forschungsgebiete und deren physische Begebenheiten
Abbildung 20: Forschungsgebiete des
Modells (aus: GLADE ET AL. 2000)
Wie oben erwähnt wurde dieses Modell in Neuseeland entwi­
ckelt, wo Bodenerosion und im besonderen Massenbewegun­
gen an Hängen die Hügellandschaft maßgeblich mitgestalten
(GLADE, 1998). Die Gebiete, die in die Untersuchung mit einge­
hen, befinden sich ausschließlich auf der Nordinsel Neusee­
lands. In den drei Arealen, die in Abbildung 20 eingetragen
sind, befinden sich sehr viele Klimastationen, die die täglichen
Regenmengen über eine lange Zeitperiode hinweg aufge­
zeichnet haben. Außerdem ist ein großer Satz photographi­
scher Darstellungen vorhanden, der die Landschaften nach
schadenträchtigen Massenbewegungen zeigt, wie zum Bei­
spiel im Hawke`s Bay Hügelland (Abb. 21), wo die vielen
Hangrutschungen maßgeblich das Landschaftsbild prägen.
22

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Die drei Gebiete weisen nach GLADE (1998) die
höchste Wahrscheinlichkeit auf, in einer Zwei­
jahresperiode mehr als einen hangrut­
schungsauslösenden Regenguss zu erleben
(zusammen mit Greymouth und Nord Ortago
auf der Südinsel).
Zusätzlich sind die physischen Gegebenhei­
ten, wie Relief und Geomorphologie sehr un­
terschiedlich (siehe Abb. 22).
Die täglichen Niederschlagsmengen dieser
Regionen werden der nationalen Datenbank
entnommen und für weitere Prognosen genutzt. Wie bei Klimamessungen üblich, werden zu den
Aufzeichnungen von neun Uhr morgens die vorhergehenden 24 Stunden zugeordnet, was eine
neun­ bis zwölfstündige Rücklaufzeit bei der Aufstellung von Grenzwerten erklärt (GLADE et al.,
2000).
Annähernde Größe 50 km 2
Geologie Dunkles blau­graues
Schluffgestein (schluffiges
Tongestein) und Sandstein,
eingebettet in Konglomerat und
sehr fossile Kalksteinbänder
Abbildung 21: : Zerstreute Hangrutschungen im Hawke`s Bay
Hügelland (aus: GLADE 1998)
Hawke`s Bay Wairarapa Wellington
23
120 km 2
Kalkgestein, unterbrochen von
Bruchlinien aus Schluffstein
30 km 2
Abwechselnd dunkle
Grauargillit und Grauwacke­
Sandstein, sehr viele
Bruchlinien, gekippt und
gefalltet
Tektonische Hebung 0 – 2 mm/Jahr 2 – 4 mm/Jahr ca. 1 mm/Jahr
Böden Aschebetten vulkanischen
Ursprungs
Löss Kolluvium, Ablagerungen
durch Solifluxion
Vegetation Grasland, Waldpflanzungen Grasland, Waldpflanzungen Buschvegetation, Grasland
Relief 250 – 300 m 200 – 250 m 460 m
Geomorphologie Steile, zerklüftete Hänge mit
sehr flachen Bergrücken und
kurzlebigen Gräben
Geschichte der Landnutzung Seit den 1870ern, Umformung
des gebürtigen Waldes in
Grasland, teilweise
Wiederaufforstung
Kurze gerade zum Tal
gerichtete Hänge mit hoher
Ablaufdichte
Seit den 1840ern, Umformung
des gebürtigen Waldes in
Grasland
Steile, stark zerklüftete Hänge,
häufig an Bruchlinien,
Ablauflinien angepasst an
Brüche
Seit den 1840ern, Umformung
des gebürtigen Waldes in
Grasland, Zunehmende
Urbanisierung des Gebiets
Abbildung 22: Generelle physische Gegebenheiten der Forschungsgebiete Hawke`s Bay, Wairarapa
und Wellington (aus: GLADE ET AL. 2000)

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
2.4.4. Das Model
Die wesentlichen Eingangsparameter für diese Studie sind einmal die Menge an Niederschlag,
die vor einem Rutschungsereignis stattgefunden hat (bis zu 10 Tagen im Voraus) und die Fülle an
Regen am Tag der Hangbewegung. Dadurch werden zwei Grenzwerte eingeführt, der Minimal­
grenzwert und der Maximalgrenzwert. Der Minimalgrenzwert beschreibt die Regenmenge die noch
nie Massenbewegungen ausgelöst hat. Der Maximalgrenzwert kennzeichnet die Fülle an Nieder­
schlag von der immer Rutschungen verursacht wurden. Der dazwischen liegende Bereich ist das
Intervall in dem Hangbewegungen und –rutschungen verschiedene Wahrscheinlichkeiten haben,
bei zunehmender Wahrscheinlichkeit mit Annäherung an den Maximalgrenzwert (GLADE et al.,
2000). Ziel dieses Modells ist es, mit Hilfe dieser Grenzwertberechnung, zeitliche Vorhersagen
über mögliche Hangbewegungen zu machen.
Wie „antecedent“ in der Benennung des Modells besagt, werden hier außer der Summe des Ta­
gesniederschlag ,wie bei GLADE (1998) der Fall, auch die vorhergehenden Regenmengen mit einbe­
zogen. Der Index der, vor einem Rutschungsereignis vorherrschenden, Bodenfeuchte wird von
CROIZIER & EYLES (1980) folgendermaßen berechnet:
r ao = kr 1 +k 2 r 2 +...+k n r n
r a = die vorausgehende tägliche Niederschlagsmenge (mm) für den Tag 0, die auf den regionalen
Niederschlagsmaxima basiert
k = die Konstante die den Ablauf aus dem Regolith beschreibt (= 0.84)
r n = maximale regionale Regenmenge (mm) am n­ten Tag vor Tag 0
Da k = 0.84, was aus US – Amerikanischen Daten übernommen wurde, in Neuseeland auf Grund
von abweichenden physikalischen Gegebenheiten nur bedingt nutzbar ist, führen GLADE et al.
(2000) einen Ablaufkoeffizienten d ein, dessen Berechnung auf regionalen Abflussganglinien bei
Überflutungen basiert. Dessen Eignung lässt sich auf die, nur gering vorhandene, Wasserspei­
cherkapazität der vorliegenden Böden zurückführen (GLADE et al., 2000).
Mit dieser Modifizierung wird die vorausgehende tägliche Niederschlagsmenge wie folgt berechnet:
r a0 = r 1 + 2 d r 2 + 3 d r 3 + ... + n d r n
wobei n (Anzahl der Tage vor Tag 0) nach GLADE et al. (2000) eine Tagesanzahl von 10 aufweist.
Um jedoch die Wahrscheinlichkeiten des Auftretens von Hangrutschungen zwischen den Grenz­
werten zu kalkulieren, müssen alle möglichen Kopplungen von Niederschlagsmengen vom Tag der
Hangrutschung (r) und der vorausgehenden Regenfälle (r a ) modeliert werden.
24

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Dies geschieht durch logistische Regressionsanalysen, die dann Modelle ergeben, die zur Berech­
nung der entsprechenden Kurve für die Hangrutschungswahrscheinlichkeit P genutzt wer­
den (GLADE et al., 2000). Dabei ergeben sich Konfidenzintervalle, die in der Darstellung für P = 0.1,
P = 0.5 und P = 0.9 aufgezeichnet sind (vgl. Abb. 23­25).
2.4.5. Ergebnisse des Modells
Werden die oben beschriebenen Berechnungen zusammen mit den Regresssionsmodellen in Dia­
Abbildung 23: Antecedent Daily Rainfall Model für Wairarapa
(dargestellte Zeitspanne von 1883 – 1995) (GLADE ET AL.2000)
gramme überschrieben, ergeben sich
für die jeweiligen Gebiete die Abbildun­
gen 4,5 und 6. Die durchgezogenen Li­
nien stellen dabei immer die Wahr­
scheinlichkeiten 0.1, 0.5 und 0.9 dar.
Die Strichlinien geben jeweils das Kon­
fidenzintervall der Wahrscheinlichkeit
an. Obwohl die Darstellungen der Kur­
ven für die drei Areale unterschiedliche
Formen annehmen, kann bei jeder ein
negativer Zusammenhang zwischen
den, der Hangrutschung vorhergehen­
den, Niederschlagsbedingungen und
dem täglichen Niederschlag festgestellt werden. Dies bedeutet, dass mit zunehmender Feuchte vor
einer Massenbewegung, die Menge an
Niederschlag, die eine Hangrutschung
auslöst, sinkt (GLADE et al., 2000).
Ausgehend von diesem Zusammenhang
ist auch das Konzept des kritischen
Wassergehalts, der aus den Bestandtei­
len des schon vor dem Rutschungser­
eignisses vorhandenen Wassers im
Hang und der Niederschlagsmenge, die
am Tag der Hangbewegung eingetreten
ist, besteht.
Abbildung 24: Antecedent Daily Rainfall Model für Hawke`s Bay
(dargestellte Zeitspanne von 1870 – 1995) (GLADE ET AL 2000)
25

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
So lassen sich für die unterschiedlichen Areale differenzierte Aussagen treffen. Das Gebiet Waira­
rapa weist einen relativ linearen Zusammenhang auf, wobei bei einer Wahrscheinlichkeit von 0.1
die Niederschlagsmenge die eine Hangbewegung auslöst bei 190 mm liegen muss, mit der Vor­
aussetzung, dass die vorausgegangene Regenmenge gleich Null ist. Regnet es aber am Tag der
Massenbewegung nicht, muss der Niederschlag in den vorangegangenen Tagen mindestens 175
mm erreicht haben (siehe Abb. 23) um eine Hangbewegung auszulösen.
Im Gegensatz dazu weisen die Darstellungen der Regionen Hawke`s Bay und Wellington kurvige
Linien auf, beide mit ansteigendem vorausgehenden Niederschlag, was darauf hinweisen kann,
das der kritische Wassergehalt, bei dem Hangrutschungen auftreten, in Zukunft sinkt, wenn die, ei­
nem solchen Ereignis voran stehenden, Regenmengen, weiter zunehmen (GLADE et al., 2000).
Für das Gebiet Hawke`s Bay, zeichnen die Hangrutschungswahrscheinlichkeiten einen kurvigen
Verlauf nach.
Mit einer Wahrscheinlichkeit von 0.1 (unterste durchgezogene Linie in Abb. 24) müssen die Nieder­
schläge, wenn keine vorausgehenden Regenfälle aufgezeichnet wurden am Tag der Hangbewe­
gung mindestens 285 mm oder am Tag der Rutschung 201 mm, ohne dass es an diesem zu Rege­
nereignissen kommt, erreichen.
Wie in Abb. 25 zu sehen ist, sind die Grenzwerte bei einer Wahrscheinlichkeit von 0.1 in Welling­
ton mit 82 mm (daily rainfall) und 128 mm (antecedent daily rainfall index) wesentlich geringer. Das
lässt sich auf die Bebauung in diesem Gebiet zurückführen, die die Hänge verändert hat und in
das natürliche Abflusssystem eingreift (GLADE et al., 2000).
Für Wellington City hat CROZIER (1999) ein Prognosemodell entwickelt, das ebenfalls auf dem Zu­
Abbildung 25: Antecedent Daily Rainfall Model für Wellington
(dargestellte Zeitspanne 1862 – 1995) (aus: GLADE ET AL. 2000)
26
sammenhang zwischen Regenereignis­
sen und Hangrutschungen aufbaut und
in ähnlicher Weise arbeitet wie das
„Antecedent Daily Rainfall Model“. Hier­
durch wurden, ausgehend von der Ana­
lyse einer Hangrutschungperiode 1976,
schon 1996 Vorhersagen über die
Wahrscheinlichkeit des Auftretens von
Massenbewegungen im Stadtgebiet ge­
troffen (CROZIER, 1999). Dieses Modell
hat dem von GLADE et al. (2000) den
klaren Vorteil, dass es den Umstand

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
beachtet, dass der Boden Wasser nicht nur durch Ablauf verliert, sondern Evapotranspiration eine
große Rolle spielt. Der Wasseraustausch von Atmosphäre und Boden wird von CROZIER (1999) in
die Berechnungen mit aufgenommen.
2.4.6. Diskussion der Ergebnisse
Obwohl die gewonnenen Daten und Zusammenhänge durchaus nützlich sein können, vor allem für
die Regierungen der Regionen oder Versicherungsgesellschaften, um Kosten zur Schadensbehe­
bung möglicher Hangrutschungen zu kalkulieren, könnte diese Modell noch verbessert werden, in­
dem zum Beispiel Parameter wie die Art der Hangrutschung oder ihr Ausmaß in die Analyse mit
aufgenommen werden (GLADE et al., 2000).
Nicht zu unterschätzen ist, dass diese Prognosen auch im Kontext sich verändernder äußerer Fak­
toren wie Vegetation, Geologie und der unterschiedlichen Landnutzung betrachtet und diese mit
einbezogen werden müssen. Die berechneten Grenzwerte und Wahrscheinlichkeiten sind ausser­
dem sehr stark regionenbezogen und können nur mit Vorsicht in andere zeitliche und räumliche
Skalen übertragen werden (GLADE et al., 2000).
Denn mit der Einführung des Maximalgrenzwerts ist es möglich große Massenbewegungen mit ho­
her Wahrscheinlichkeit vorauszusagen, jedoch trifft dies nicht auf kleinere Rutschungen zu
(CROZIER, 1999).
Trotzdem bietet die Studie die Chance der Prognose von Hangrutschungen auf regionaler Ebene
und hilft so Risiko zu minimieren.
2.5. Räumliche Prognose von Hanginstabilität (Caroline Homm)
Neben einer weitestgehend exakten zeitlichen Prognose von bevorstehenden Hangrutschungen
(PETLEY UND PETLEY, 2006; CROZIER, 1999) ist es ebenso möglich, räumliche Risikoanalysen
bevorstehender Massenbewegungen zu erstellen. Die Methoden gründen auf dem Wissen über
vergangene Hangrutschungen, Geländeeigenschaften, geologische Beschaffenheiten,
menschlicher Nutzung und weiteren Parametern, abhängig von den zu untersuchenden Gebieten
(BRENNING, 2005). Dabei ist anzumerken, dass je nach Art des Modells und der herangezogenen
mathematischen Modellierung ein anderer Datensatz mit einbezogen wird, also nicht immer alle
Parameter angewendet und verwertet werden.
Die meisten Modelle zur räumliche Prognose nutzen jedoch ein digitales Geländemodell, dessen
Daten anschließend auf Grundlage der mit einbezogenen Parameter, mit verschiedenen
mathematischer Methoden modelliert wird. Die Darstellung und häufig auch große Teile der
27

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Modellierungen erfolgen mittlerweile häufig mithilfe von GIS (FABBRI ET AL., 2004).
2.5.1. Grundlagen
Schon seit langen gibt es Modelle und Methoden zur Rekonstruktion von vergangenen
Hangrutschungsereignissen, jedoch ist es auf Grund der immer dichteren Besiedelung, auch in
potentiellen Gefahrengebiete, von immer größerer Bedeutung, auch Voraussagen über
bevorstehenden Naturgefahren zu treffen. Eine richtige Einschätzung der Gefahr kann nicht nur
Menschenleben retten, sondern auch große wirtschaftliche und finanzielle Schäden vermeiden.
Aus diesem Grund wurden in den letzten 30 Jahren vermehrt Modelle entwickelt, die es
ermöglichen Gefahrengebiete genau zu bestimmen und somit vorsorgend Maßnahmen ergreifen
zu können (CHUNG UND FABBRI, 2004).
Prozesse, welche aus Hanginstabilität resultieren, sind begründet auf der lokalen Geomorphologie,
Hydrologie und den geologischen Beschaffenheiten. Diese Faktoren werden sowohl durch
natürliche/physische als auch humane Prozesse beeinflusst und verändert. Darunter fallen
geodynamische Prozesse, Bewuchs, menschliche Aktivitäten, Landnutzung in jeglicher Art,
Niederschlagsereignisse und Erdbeben (SOETERS UND VAN WESTEN 1996). Eine genaue Übersicht
über die einzelnen Faktoren welche als Daten zur Prognose von Hanginstabilität genutzt werden
findet sich in der Tabelle (Abb. 26).
Je nach Maßstab der Kartierung haben die genannten Faktoren eine unterschiedliche große
Bedeutung und können unterschiedlich gut erhoben werden. Es kann nach folgender Karten­
Skalierung vorgegangen werden:
Nationale Maßstab:

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Hangrutschungen dient der große Maßstab. Er wird von Ingenieuren genutzt um die Bauvorhaben
auf die Bedingungen abzustimmen (SOETERS UND VAN WESTEN 1996). In der folgenden Tabelle
(Abb.26) ist neben benötigten Eingangsdaten abgebildet, wie gut sich die Daten für die
verschiedenen Maßstäbe erheben lassen. Dabei steht 1 für eher schlecht, 2 für mittelmäßig und
drei für gute Erhebungsmöglichkeiten.
2.5.2. Überblick über die Eingangsdaten von Hanginstabilitätsanalysen
Daten zu Analyse der Gefahr von Hanginstabilität Maßstabsebenen
Geomorphologische Daten:
­ Geländeeigenschaften
­ geomorphologische Beschreibung
­ aktuelle Hangrutschungen
­ vergangene Hanrutschungen
Topographische Daten:
­ digitales Geländemodell mit Höhenklassifizierung
­ Hangneigungswinkel
­ Hangrichtung
­ Hanglänge
­ Biegung des Hangs → Konvex/Konkav
Geologische Daten:
­ Gesteinsarten und ­vorkommen
­ Materialabfolge
­ strukturelle geologische Karte
­ Erdbebenvorkommen
Landnutzung:
­ aktuelle Infrastruktur
­ alte Infrastruktur
­ aktuelle Landnutzung
­ frühere Landnutzung
Hydrologische Daten:
­ Wasserabfluss/Entwässerung
­ Einzugsgebiete
­ Regenmenge
­ Temperatur
­ Evapotranspiration
­ Grundwasserspiegel
Regional Mittel Groß
Abbildung 26: Eingangsdaten zur Erstellung von Gefahrenkarten (verändert nach SOETERS UND VAN WESTEN 1996)
Von besonderer Relevanz bei Prognosen ist das Wissen über vergangene
Hangrutschungsereignisse. Es kann Aufschluss über beeinflussende Faktoren und über die
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Häufigkeit von Rutschungsereignissen in dem zu untersuchenden Gebiet geben. Anhand daraus
erlangter Erkenntnisse können zum einen die Eingangsdaten gezielter ausgewählt und gewertet
werden, zum anderen kann die am Ende erstellte Prognose mit vergangenen Ereignissen überprüft
und gestützt werden. In manchen Modellen werden Daten vorausgegangener Hangrutschungen
gezielt verwendet, um die Wahrscheinlichkeit von zukünftigen Ereignissen zu berechnen (CHUNG
UND FABBRI 2004).
2.5.3. Methoden
Wie im vorausgegangenen Text schon angedeutet, gibt es bestimmte Voraussetzungen, welche für
die räumliche Vorhersage und Kartierung von Hanginstabilität erfüllt sein müssen. So muss eine
detaillierte Bestandsaufnahme der Hanginstabilitätsprozesse stattgefunden haben, die Prozesse
sollten in Relation zur Umgebung gestellt, bedingende und auslösende Faktoren müssen analysiert
und räumlich dargestellt werden (SOETERS UND VAN WESTEN 1996).
Im Laufe der Jahre wurden verschiedenste Herangehensweisen und Methoden geschaffen, welche
diese Voraussetzungen auf verschiedenste Art und Weise umsetzen. Zunächst einmal lässt sich
grob in qualitative oder quantitative und direkte oder indirekte Methoden unterscheiden (GUZZETTI ET
AL. 1999). Wichtige Formen der Kartierung stellen die geotechnischen und physikalische Modelle
(Prozessbezogen), die Statistischen und funktionalen Modelle, die Bestandsanalyse, heuristische
Herangehensweisen und Geomorphologische Kartierung dar (GUZZETTI ET AL.1999).
Viele der entwickelten Modelle weisen jedoch Defizite auf, welche von CHUNG UND FABBRI (2004)
herausgearbeitet und in einem neuen Modell versucht wurden auszugleichen.
Das erste genannte Defizit, ist der Verlust von detaillierten Informationen bei der Vereinfachung der
Eingangsdaten. So muss häufig aufgrund mangelnder Computerkapazitäten oder aber auch um
die Datenmenge zu reduzieren, die Menge der Pixel eines Geländemodells reduziert oder die
Winkel der Hänge klassifiziert werden, was folglich zu einer Verzerrung der Ergebnisse führt. Ein
weiteres Problem stellt das Kategorisieren und Vereinheitlichen von verschiedenen Ebenen dar.
Häufig wird versucht verschiedene Daten, z.B geomorphologische, klimatischen und andere
ursächliche Faktoren auf eine Ebene zu bringen, was in vielen Fällen dazu führt, dass ein wichtiger
Teil der ursprünglichen Bedeutung verloren geht. Des Weiteren mangelt es in vielen Studien an
präzisierten Annahmen und Aussagen über die Bedeutungen der einzelnen berechneten
Wahrscheinlichkeiten von Hanginstabilität. Ebenso findet teilweise keine ausreichende
Überprüfung der Aussagen statt, womit eine wissenschaftliche Signifikanz nicht mehr
gewährleistet ist (CHUNG UND FABBRI 2004).
30

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
Das von CHUNG und FABBRi (2004) entwickelte Modell zur Kartierung von Hangrutschungen und
Risikoabschätzung ist ein Versuch diese Defizite anhand mathematischer Berechnungen
aufzulösen. Des weiteren liefert es nicht nur wie viel andere Modelle Informationen über potentielle
Gefahren, sondern trifft auch Aussagen über die Wahrscheinlichkeit der eintretenden Ereignisse.
Auf Basis des Modells kann somit eine Risikoanalyse erstellt werden, welche als
Entscheidungshilfe bei zukünftigen Nutzungsplänen des entsprechenden Gebietes zu Rate
gezogen werden kann (FABBRI ET AL. 2002).
2.5.4. Die „favourability function“
Für die Berechnung von Hanginstabilität ist es notwendig, Daten aus verschieden Bereichen in die
Berechnung einfließen zu lassen, und dabei die ursprüngliche Bedeutung der Daten
beizubehalten. Einen Rahmen dafür bietet die „favourability function“, kurz FF. Diese Funktion
ermöglicht es beliebig viele Datenebenen mit verschiedenen räumlichen Informationen über
Hangrutschungen in Bezug zueinander zu setzen und eine Gewichtung des Einflusses der
einzelnen Faktoren vorzunehmen. (CHUNG UND FABBRI, 2004).
Abbildung 27: Hangrutschungs­Prognose­Karte (CHUNG UND FABBRI, 2004)
2.5.5. Das Modell
Für die Erstellung von
Gefahrenkarten über zukünftige
Hangrutschungen, ist es vor
allem unabdingbar ausreichend
räumliche Daten verfügbar zu
haben. Es werden umfassende
Informationen benötigt,welche
Informationen über
Hangrutschungen im
Untersuchungsgebiet leifern. Ein
zweites Kriterium des
Prognoseprozess besteht darin, dass die auslösenden Faktoren vorausge­gangener
Hangrutschungen in diesem Gebiet die gleichen oder sehr ähnlich waren. Das „favourability
function“ ­ Modell bietet den Rahmen, in dem nun die Vielzahl der gegebenen Daten
zusammengefasst und miteinander verbunden werden können.
(FABBRI ET AL., 2002).
Die Gafahrenkarten welche durch die neu entwickelte Methode erstellt werden können, zeigen
31

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
zunächst einmal relative Risikostufen für Hangrutschungs­ereignisse. Diese Stufen sind für jeden
Bildpunkt des Geländemodells in einer fortlaufenden Skala dargestellt, werden, aber zu besseren
Visualisierung häufig klassifiziert, (FABBRI ET AL., 2002) siehe Abb.27 .
Eine Kritische Aufgabe stellt allerdings die Interpretation der erstellten Gafahrenkarten dar. D.h. der
Abbildung 28: Exemplarische "predictionrate curve" (FABBRI ET AL., 2002)
Schritt, in dem aus den
Gefahrenstufen Prognosen erstellt
werden, also Aussagen getroffen
werden, wie hoch die
Wahrscheinlichkeit ist, dass es
wirklich zu einer Hangrutschung
kommt. Aus diesem Grund wurde
neben der Methode zu Erstellung
von Gefahrenkarten noch eine
Methode zu Erstellung von einer
„prediction­rate curve“ (Abb.28)
entwickelt. Mit Hilfe dieser Kurve
können Verhältnisse zwischen
einzelnen Vorhersagen und
Ereignissen aufgezeigt werde, was in Kombination mit der Gefahrenkarte eine Prognose mit relativ
genauen Wahrscheinlichkeiten ermöglicht.
3. Fazit
Wie bereits in der Einleitung festgestellt, stellen Massenbewegungen an Hängen akute Bedrohun­
gen dar, sodass eine möglichst genaue Vorhersage essentiell notwendig ist. Im Verlauf dieser Ar­
beit wurden verschiedene Modelle einer räumlichen und zeitlichen Prognose von Hanginstabilität
vorgestellt, die es ermöglichen, das Verhalten einer Hangrutschung einzuschätzen und somit ihr
Gefahrenpotential zu bestimmen. Dabei ist zu beachten, dass die Ergebnisse der Modelle keine
100% Sicherheit über den tatsächlichen Verlauf der Katastrophe geben können. Sie liefern nichts
desto trotz eine solide Basis, die sich auch in mehreren Feldversuchen bestätigt hat. Zudem ist es
erforderlich sich im Bereich der Forschung mit der Weiterentwicklung solcher Modelle zu befassen.
Ferner ist es essentiell auch die einflussnehmenden Faktoren und Prozesse bis ins Detail zu analy­
sieren und ein besseres Verständnis aufzubauen. Mit der heutigen Grundlage lassen sich durch­
32

Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
aus schon sichere Diagnosen entwickeln und so kann auch das Risikopotential einzelner Events
besser eingestuft werden. Wie in einzelnen Beispielen gezeigt wurde, ist es auch mit dem derzeiti­
gen Stand der Forschung möglich Massenbewegungen an Hängen auf den Tag genau zu prognos­
tizieren (KRÄHENBÜHL, 2006).
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Räumliche und zeitliche Prognose von Hanginstabilität – Methodenseminar WS 09/10
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