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Allgemeines

Geologie (bis Tertiär - Tertiär/Quartär - Aktuogeologie - Geologische Besonderheiten)

Erlebnisse im Etosha Nationalpark - Literatur

 

5. Tag (Sa 30.08.03) und 6. Tag (So 31.08.03) Etosha Park

Protokollantin: Susanne Zechel

Route

Fahrt über Otjiwarongo (D 2512, C22, B1) und Outjo (C38) in den Etoscha Park bei Ombilo. Weiterfahrt bis zum Camp Halali und Übernachtung. Am nächsten Tag Aufenthalt im Etoshapark und Übernachtung im Camp Namutoni.

 

Allgemeines

Die Etoscha-Salzpfanne befindet sich im Norden Namibias (Abbildung 1).

Abb. 1: Karte von Namibia

Bekannt ist die Etoscha-Pfanne durch den gleichnamigen Nationalpark. Dieser bietet interessante und vielfältige Wildbeobachtungsmöglichkeiten und ist deshalb eines der Haupttouristenziele Namibias. Doch es gibt auch einige interessante geologische Aspekte. Den größten Teil des Nationalparks nimmt nämlich eine Ebene ein, welche wiederum ein Teil des Ovambo-Beckens ist. Diese Ebene liegt 1200 m über dem Meeresspiegel. Der tiefste Teil ist die Etoscha-Salzpfanne, welche 4600 km² groß ist. Diese Salzpfanne ist auch der Grund für den Namen „etosha“, denn seine Bedeutung ist „weißer Platz“ (Grünert 1999) (Abbildung 2).

Abb. 2: Springböcke mit Etoscha-Salzpfanne im Hintergrund(http://www.ecoventures-travel.com/images/Africa/Ongava%20Etosha%20waterhole.jpg)

(Übersicht)

 

Abriss der Geologie bis zum Tertiär

Die Entstehung des Owambo-Beckens, in welchem sich die Etoscha-Pfanne befindet, wird schon stark durch die Damara-Gebirgsbildung vor 600 Millionen Jahren beeinflusst. Während dieser entstehen große Gebirgsketten, deren Reste heute noch im Otavi-Bergland und im Gebiet um Outjo zu finden sind. Der nördliche Sedimentationsraum dieser Gebirge war circa 200 Millionen Jahre lang das Ovambo-Becken. In diesem wurde hauptsächlich kalkiger Schutt abgelagert. Anschließend nahm vor circa 300 Millionen Jahren, also im Karbon, die Gondwana-Eiszeit Einfluss auf das Gebiet des Owambo-Beckens. Dabei drangen Gletscher von den Hochgebieten in das Becken vor. Durch deren Auflast und ihrer hobelnden Wirkung während des Vordringens wurde eine Senke in der Erdkruste gebildet. Die Dauer der Eiszeit betrug circa 20 Millionen Jahre. In den auf die Eiszeit folgenden etwa 100 Millionen Jahre kam es zu einem Klimaumschwung. Die polaren Bedingungen wurden schrittweise durch arides Wüstenklima abgelöst. Dabei schmolzen die Gletscher ab und es kam zur Ausbreitung von Dünenfeldern, die heute noch im Etjo-Sandstein erhalten sind (Grünert 1999). Vor circa 120 Millionen Jahren in der Kreide brach Gondwana auseinander. Dadurch wurden die Ränder im Süden des afrikanischen Kontinents angehoben (Great Escarpment). Zwischen diesen angehobenen Rändern bildete sich ab der Oberkreide durch thermische Subsidenz ein Becken, welches heute den Namen Kalahari trägt. Diese thermische Subsidenz wird mit den aborted rift - Ästen des intrakontinentalen Karoo-Riftes assoziiert. Ein Ableger des Kalaharibeckens ist das Owambobecken, in welchem sich die Etoscha-Salzpfanne befindet. Die Folge der Hebung und der thermischen Subsidenz war eine Verstärkung des Gefälles zwischen den Hochgebieten und dem Becken und eine Verkippung der Lithologie in Richtung des Beckeninneren. Das bewirkte einen Erosionsschub in den umliegenden Gebirgen. Die ersten Kalahari-Gruppen-Sedimente kamen zur Ablagerung. (Dingle et al. 1983, Thomas 1988).

(Übersicht)

 

Die Geologie des Tertiärs und des Quartärs

Im Miozän kam es zu einer weiteren Hebung. Diese ereignete sich entlang der „Griqualand-Transvaal-Achse“ (Abbildung 3) und hatte abermals eine Vertiefung des Kalahari-Beckens zur Folge. Daraufhin verstärkte sich die Sedimentation während des Neogens (Partridge & Maud 1987). Weiterhin nahm die NE-SW Störungsbildung durch das Ostafrikanische Rift (Reeves 1972, Scholz et al. 1976) Einfluss auf das Kalahari-Becken. Serien von Graben und Halbgraben entstanden, wodurch die Sedimentation lokal erhöht wurde. Abbildung 4 zeigt die Gebiete im Kalahari-Becken, welche die höchsten Mächtigkeiten der Kalahari-Sedimente aufweisen. Es ist sichtbar, dass auch das Owambo-Becken (Etoscha-Becken) zu diesen gehört. Hier und im Okavango-Riftsystem in Botswana erreichen die Sedimente eine Mächtigkeit bis zu 300 Metern (SACS 1980). In den übrigen Gebieten beträgt die Mächtigkeit circa 50 Meter (Thomas and Shaw 1990).

Im Pliozän hoben sich die Gebiete im Osten und Süden des südlichen Afrikas. Diese Hebung verstärkte die Effekte einer Aridisierung, welche auf das Wachstum der Eisschilde an den Polen vor 3,0 bis 2,6 Millionen Jahren zurückzuführen ist (Partridge & Maud 2000). Der sich vorher im Zentrum des Owambo-Beckens gebildete Etoscha-See, welcher durch Flüsse aus dem Hochland von Angola gespeist wurde, unterlag daraufhin sehr wechselhaftem Klima. Es bildete sich ein Salzsee. Zu dieser Zeit war der Kunene-Fluss einer der wichtigsten Zuflüsse des Etoscha-Sees.

Im Pleistozän erfolgte im Westen eine weitere tektonische Hebung, welche eine Verstärkung des Gefälles zum Atlantik zur Folge hatte (Grünert 2003). So verlagerte sich auch der Kunene-Fluss. Der Fluss entwässerte nun nicht mehr in das Owambobecken, sondern nach Westen in den Atlantischen Ozean, wobei er möglicherweise ein altes Gletschertal aus der Gondwana-Eiszeit nutzte. Die Wassermenge im Etoscha-See verringerte erheblich, da ein Großteil des ehemaligen Einzugsgebietes des Sees nun vom Kunene entwässert wurde. Die Wasserzufuhr in den See war seitdem nur noch sehr unregelmäßig und der See verlor zusehends an Größe.

Die Kalahari-Gruppe umfasst alle im Tertiär und Quartär abgelagerten Sedimente. Die Stratigraphie und die Sedimentologie der Kalahari-Sedimente sind jedoch nur spärlich bekannt, weil es im größten Teil des Kalahari-Beckens an Aufschlüssen mangelt. Die meisten Erkenntnisse basieren auf Beobachtungen aus Brunnenbohrungen. Man unterscheidet in den Kalahari-Sedimenten hauptsächlich 6 Lithotypen (Abbildung 5):

                        · Konglomerate und Kiese

                        · Mergel

                        · Sandstein

                        · Pfannensedimente

                        · Kalahari-Sand

                        · Duricrusts (haupts. Calcretes und Silcretes) (Partridge & Maud 2000)

Abb. 3: Konturen der miozänen Erosionsoberfläche (Partridge & Maud 2000)

Abb. 4: Prinzipielle Strukturmerkmale des Kalahari-Beckens. In dunklem Grau hervorgehobene Bereiche sind die Gebiete mit den mächtigsten Kalahari-Sedimenten (Partridge & Maud 2000)

Abb. 5: Schematische, idealisierte Darstellung der Kalahari-Lithostratigraphie im südlichen Teil des Beckens (Partridge & Maud 2000)

Im Liegenden befinden sich zuunterst grobe und dann feinere Konglomerate und Kiese. Die Matrix dieser fluviatilen Bildungen ist im Süden des Beckens toniger ausgeprägt, während sie im Norden eher sandiger und grusiger auftritt. Insgesamt wird dieser Typ in einigen Gebieten bis zu 100 Meter mächtig und enthält mitunter Kalk- (Smit 1977) und Silikatkrusten (Shaw und De Vries 1988). Über den Konglomeraten und Kiesen folgen Mergelablagerungen. Diese sind im SW des Beckens sehr stark ausgebildet und werden bis zu 100 Meter mächtig (Smit 1977). In der Nord- und Zentralkalahari treten sie eher spärlich auf. Manchmal findet man an der Basis dieser Schichten Gerölle, welche in der feinen Matrix schwimmen. Grusige und sandige Linsen findet man ebenfalls innerhalb der Mergelschichten (Smit 1977). Zum Top ist ein Übergang in tonige Kalkkrusten festzustellen. Eine größere Erstreckung über das Becken als die anderen beiden Lithologien haben die roten, braunen, aber oft gelben Sandsteine, die sich im Hangenden der Mergel befinden und wenig konsolidiert sind. Der Übergang vom Mergel in die Sandsteine erfolgt über eine Gradierung. Die Sandsteine sind mittel- bis grobkörnig, weisen vereinzelt Schrägschichtungen (Money 1972, Miller 1992) auf und enthalten Grus- und Geröllhorizonte sowie Duricrust-Horizonte, deren Anzahl in Richtung Top zunimmt. Weiterhin kommen sie als sandige Linsen im Mergel vor (Smit 1977). Über diesen Sandsteinen haben sich Kalk- oder Silikatkrusten gebildet. Im Owambo-Becken findet man meist Kalkkrusten. Diese Krusten entstehen in Gebieten mit sehr hoher Verdunstung und niedrigem Niederschlag. Dabei kommt es zu einem Aufstieg der Bodenfeuchtigkeit entlang feinster Risse und Poren. Diese Feuchtigkeit verdunstet und dabei bleiben die im Wasser gelösten Bestandteile zurück. Im Hangenden der Kalkkrusten folgt in weiten Teilen des Kalahari-Beckens unkonsolidierter Sand. Er weist generell eine rote Farbe auf. In anderen  Gebieten kann dieser Sand aber auch eine weiße Farbe annehmen. Das ist der Fall, wenn die Hämatitumhüllung durch schwachen Grundwasserfluss entfernt wurde. In der Nähe von Doleritausbissen zeigt der Sand oft eine schwarze Farbe (Thomas 1981). Der letzte Sedimenttyp sind die Pfannensedimente. Die Pfannen sind sehr charakteristisch für die Kalahari. Meist bestehen diese aus laminierten grauen und weißen Schluffen und Tonen und enthalten gelegentlich Taschen, Rissfüllungen oder dünne Schichten aus mehr sandigem Material. Von Zeit zu Zeit sind sie mit Kalk- oder Silikatkrusten oder Evaporiten bedeckt. Während eines oder mehreren feuchten Intervallen im Quartär lebten Diatomeen oder Mollusken in den Pfannen und trugen zur Bildung von Diatomeenkalk oder Kalktuff bei (Netterberg 1980).

(Übersicht)

 

Aktuogeologie

Die Etoscha-Salzpfanne führt nur saisonal Wasser. Das Wasser, welches sich während der Regenzeit, die von November bis April andauert, ansammelt, verdunstet während der Trockenzeit und führt zur Salzbildung. Meistens ist der größte Teil der Pfanne allerdings trocken. Der Wind ist somit der Hauptgestaltungsfaktor in der Etoscha-Pfanne. Aufgrund des fehlenden Bewuchses werden feine Partikel aus dem Pfannenboden ausgeblasen. Diese flächenhafte Abtragung durch den Wind ist auch unter dem Begriff der Deflation bekannt. An den Rändern der Salzpfanne lagern sich die Partikel ab und es kommt zur Dünenbildung. 

Am südlichen Rand der Etoscha-Pfanne gibt es einige natürliche Wasserstellen. Diese sind zumeist Kontaktquellen, welche durch das Ausstreichen der Lockersedimente der Pfanne gegen den Dolomitkomplex des Otavi-Berglandes verursacht werden. Aufgrund des Unterschiedes der kf-Werte steigt das Wasser zur Oberfläche auf und tritt als Quelle zutage. Diese Quellen beziehen ihr Wasser aus einem ungespannten Grundwasserleiter in den Sedimenten der Pfanne. Kontaktquellen gibt es zum Beispiel bei Okondeka, Okerfontein und Sueda. Weiterhin befindet sich in der Nähe von Klein-Namutoni eine artesische Quelle (Abbildung 6). Dieses Wasser stammt aus einem gespannten Grundwasserleiter im Untergrund der Pfanne. Eine wasserstauende Schicht im Hangenden der grundwasserleitenden Schicht verhindert, dass der Grundwasserspiegel weiter ansteigen kann. Da im Untergrund aber stetig Grundwasser nachfließt, entsteht ein hoher Wasserdruck. Das heißt der Grundwasserdruckspiegel liegt über der Erdoberfläche oder reicht bis zu dieser. In der Nähe von Klein-Namutoni befindet sich ein wasserdurchlässiger Kalksteinzug, welcher vom Grundwasserleiter zur Erdoberfläche reicht. Dieser stellt eine Schwachstelle dar, an der das Wasser zutage treten kann. (Grünert 2003).

Abb. 6: Funktionsweise eines artesischen Beckens (Grünert 1999)

(Übersicht)

 

Geologische Besonderheiten

Aufschluss am Moringa-Wasserloch, Halali

Die Kalksteine am Besucherhügel des Moringa-Wasserloches sind die Reste ehemaliger Stromatolithen-Riffe. Diese bildeten sich vor rund 750 Millionen Jahren. Dabei handelt es sich hier in der Nähe von Halali um den lamellaren Typ dieser Riffe. Im Otavi-Bergland sind hingegen säulenförmige Stromatolithentypen anzutreffen (Grünert 2003). Die Form der Stromatolithen ist von der Wassertiefe, der Sedimentzufuhr, der Wasserbewegung, der Organismenvergesellschaftung und der Häufigkeit der subaerischen Exposition abhängig. Die Form des Riffes könnte darauf hinweisen, dass das Riff im Stillwasser aufgebaut wurde.

Stromatolithen-Riffe werden von Cyanobakterien, welche auch als Blaugrünalgen bekannt sind, aufgebaut. Diese Bakterien haben meist eine Größe von eins bis zehn Mikrometer und existierten wahrscheinlich schon vor rund 3,8 Milliarden Jahren. Cyanobakterien betreiben eine Photosynthese, bei welcher Sauerstoff produziert und Kohlendioxid fixiert wird. Deshalb sind sie nur tagsüber aktiv. Neben der Sauerstoffproduktion werden am Tag Sedimentpartikel in die schleimige Umhüllung eingebaut. Nachts verdichten sich diese schleimige Hülle und die Sedimentpartikel zu einer festen Masse. Zudem werden die Organismen regelmäßig mit feinem Sediment überspült. Überlebende Cyanobakterien bilden eine neue Lage. Dabei entstehen typische Stromatolithen-Sediment-Wechsellagerung.(Grünert 2003).

 

Aussichtspunkt „Etosha-lookout“

Hier sieht man über eine, sich bis zum Horizont erstreckende, weiße Verebnungsfläche. Diese Fläche ist ebenfalls von einer Stromatolithen-Kruste überdeckt, welche durch Algen aufgebaut wurde (Abbildung 7). Die Mächtigkeit ist jedoch gering. Sie beträgt ein bis zwei Zentimeter. Diese Kruste besteht jedoch nicht nur aus Karbonat, sondern ebenso aus Steinsalz und Gips. Unter dieser Kruste befindet sich ein Sediment aus schluffigem Sand, in welchem zudem Kiese bis zu einer Größe von circa fünf Zentimetern enthalten sind. Es befindet sich viel Luft im Sediment, da es eine sehr lockere Struktur aufweist (Abbildung 8). In den Trockenzeiten kristallisieren in diesem Sediment Evaporitminerale wie Gips und Steinsalz aus. Die oberste Lage weist dann eine gute Schichtung auf. Gelangt wieder Wasser in die Pfanne oder kommt es zu starken Regenfällen, lösen sich diese Minerale wieder und die Schichtung geht verloren. Dieser Vorgang wird Evapoturbation genannt.

Auffällig ist weiterhin, dass eingetragene Kiese, welche sehr schlecht gerundet sind, durch den Wind auf der Oberfläche der Kruste entlanggetrieben werden. Sie erzeugen dabei gut sichtbare Schleifspuren.

Abb. 7: Stromatolithenkruste in der Etoscha-Salzpfanne (Foto: PD Dr. P. G. Dietrich)

 

Abb. 8: Sedimentprofil in der Etoscha-Salzpfanne (Foto: Prof. Dr. B. Merkel)

 

Aufschluss in der Nähe „Etosha-lookout“ (Rand Salzpfanne, links an der Straße zum „Etosha-lookout“)

In diesem Profil ist eine Kalkkruste aufgeschlossen. Die Höhe des Aufschlusses beträgt circa einen Meter, während er sich jedoch einige zehner Meter in die Breite ausdehnt. Es handelt sich dabei um eine bis zu drei Meter mächtige, massive und mature Kalkkruste. Reste von Biogenen wurden nicht aufgefunden. Die hohe Mächtigkeit der hier vorgefundenen Calcrete zeigt an, dass diese höchstwahrscheinlich nicht rezent entstanden ist. Eine Ausformung einer solch mächtigen, massiven Kruste kann 40000 bis 50000 Jahre in Anspruch nehmen. Die hohe Mächtigkeit lässt weiterhin darauf schließen, dass das Karbonat zum größten Teil aus der Verdunstung von aszendenten Lösungen im Boden stammt. In langen, trockenen und heißen Zeiten fließt das Wasser im Boden entgegengesetzt der Schwerkraft. Wenn es dann an der Erdoberfläche verdunstet, fällt CaCO3 aus und verbleibt im Boden. Am Anfang einer solchen Kalkkrustenbildung setzt sich im Sediment weißer lockerer Calcit ab. Allmählich bilden sich aber mit fortschreitender Verdunstung Karbonatkonkretionen. Zudem setzt sich das Karbonat um Pflanzenwurzeln ab und füllt Trockenrisse. Mit der Zeit wachsen die einzelnen Konkretionen zusammen und es bildet sich eine durchgehende Kalkkruste. Solche Calcrete können demnach nur in semiariden bis ariden Gebieten entstehen. Eine weitere Bedingung ist, dass der Grundwasserspiegel sich maximal einen Meter unter der Erdoberfläche befindet.

Das Karbonat kann sich nicht nur aus der Evaporation des Niederschlagswassers gebildet haben, da in diesem nur 1/10 des im Grundwasser befindlichen Calciums enthalten ist. Die Mächtigkeit der Kalkkruste wäre unter diesen Umständen bedeutend geringer.

Allgemein ist zu beobachten, dass die Kalkkrusten im Etoscha-Nationalpark größtenteils zerbrochen sind (Abbildung 9). Überall findet man kantige Kalkgerölle vor. Es ist noch nicht sicher, wie dieses Phänomen genau erklärt werden kann. Ursachen können jedoch die andauernde Subsidenz des Owambo-Beckens und die Kompaktion des unter den Kalkkrusten befindlichen Sedimentes sein.

Abb. 9: Kalkkrustengerölle im Etoscha-Nationalpark (PD Dr. P. G. Dietrich)

(Übersicht)

 

Erlebnisse im Etoscha-Nationalpark

Nach einigen Änderungen der Fahrtroute stand nun endlich der Etoscha-Nationalpark auf dem Plan. Wir befuhren ihn nicht, wie angedacht, von Namutoni aus, sondern passierten den südlichen Eingang bei Okaukuejo. Auf dieses Highlight hatten sich schon viele gefreut, da sich hiermit die Möglichkeit bot, ein paar typisch afrikanische Tiere in freier Wildbahn zu beobachten. Außerhalb des Nationalparks sieht man seltener solche Tiere. Wir waren kaum im Nationalpark, so konnten wir schon die ersten und wohl häufigsten Tiere sehen: die Zebras. Ebenso oft sahen wir auch Springböcke. An diesem Abend war geplant, in Halali zu übernachten. Auf dem Weg dorthin fuhren wir an mehreren Wasserlöchern vorbei, um so viele Tiere wie möglich zu sehen. An jedem Wasserloch waren Tiere zu beobachten, unter anderem Giraffen, Schwarzgesicht-Impalas, Zebras, Oxyx, Kudus, Gnus u.a. (Abbildung 10). Da wir noch einige Umwege machten und auf den Schotterstraßen zudem nicht sehr zügig vorankamen, trafen wir erst kurz vor Sonnenuntergang im Camp Halali ein. Gleich hinter uns wurde das Tor zum Camp geschlossen. Es ist nämlich üblich, dass die Tore der Camps in Namibia mit dem Sonnenuntergang geschlossen werden. Halali ist das jüngste Urlaubscamp im Etoscha-Nationalpark. Es wurde 1967 eröffnet. Das Wort Halali stammt ursprünglich aus der deutschen Sprache und wurde bei der Jagd benutzt. Es sollte signalisieren, dass man das Tier erlegt hatte und die Jagd somit zuende war. Gleich neben dem Camp befindet sich das Moringa-Wasserloch. Von einem kleinen Hügel, dem Helio-Hügel, kann man die Tiere am Wasserloch beobachten. Auf diesem Hügel bedienten früher deutsche Truppen einen Heliograph, um nach Namutoni zu signalisieren. Abends konnten an diesem Wasserloch Spitzmaulnashörner beobachten. Eins davon war ein Jungtier, welches mit seiner Mutter am Wasserloch war. Zudem sahen wir Schakale und Hyänen.

Abb. 10: Zebras und Giraffe am Wasserloch (Foto: PD Dr. P. G. Dietrich)

Für den nächsten Tag war die Fahrt von Halali nach Namutoni geplant. Auf dieser Strecke wollten wir natürlich mehr über die Geologie des Gebietes erfahren und noch viele Tiere beobachten. Hauptsächlich wollten wir aber endlich Elefanten sehen. (Wenn man schon mal da ist...) Andere Touristen hatten uns einige Tipps gegeben, an welchen Wasserlöchern Elefanten zu finden seien. Zunächst sahen wir jedoch keine. Ich war schon ganz enttäuscht und glaubte schon, auf dieser Reise gar keinen Elefanten zu sehen. Doch dann kamen wir an das Nuamses-Wasserloch. Dort war zunächst auch nichts zu sehen. Doch als wir gerade wieder fahren wollten, kamen plötzlich Elefanten hinter den Bäumen hervor. Es nahm gar kein Ende mehr. Zu guter Letzt waren schließlich ungefähr 28 Elefanten am Wasserloch (Abbildung 11). Wir konnten uns gar nicht satt sehen. Die Fotoapparate liefen heiß. Auf unserer Fahrt nach Namutoni machten wir noch an mehreren Wasserlöchern und Quellen halt und sahen viele Tiere sogar Löwen. Unter anderem fuhren wir auch zum Etoscha-lookout. Das ist ein Aussichtpunkt direkt in der Salzpfanne. Auch neben dem Camp Namutoni befindet sich ein Wasserloch, wo wir am Abend auch noch unsere Zeit verbrachten. Am Wasserloch im Camp lagerten 1851 die Entdecker der Etoscha-Pfanne John Andersson und Francis Galton. Dieser Ort diente nach 1897 während der Rinderpestepidemie als Kontrollstelle und später als Grenzposten, welcher den Handel mit dem Owamboland kontrollierte. Das Fort wurde in den Jahren 1902/1903 erbaut. Im folgenden Jahr wurde es jedoch von den Owambo zerstört. 1906 wurde es nach den ursprünglichen Plänen neu aufgebaut. In der Hererosprache trug dieser Ort den Namen Omutjamatinda, welcher „von oben herab stark fließendes Wasser“ bedeutete. Das Fort wurde im Jahr 1950 zum Nationaldenkmal erklärt und seit 1957 wird Namutoni als Urlaubscamp genutzt.

Am nächsten Tag verließen wir den Etoscha-Nationalpark und fuhren in Richtung Tsumeb.

Abb. 11: Elefanten am Nuamses-Wasserloch (Foto: Prof. Dr. B. Merkel)

(Übersicht)

 

Literatur

  • Dingle, R.V.; Siesser, W.G. and Newton, A.R. (1983): Mesozoic and Tertiary Geology of Southern Africa.- Balkema, Rotterdam.
  • Grünert, N. (1999): Namibias faszinierende Geologie – Ein Reisehandbuch.- Klaus Hess Verlag Windhoek, Göttingen.
  • Grünert, N. (2003): Namibias faszinierende Geologie – Ein Reisehandbuch, 3. überarbeitete  und erweiterte Auflage.- Klaus Hess Verlag Windhoek, Göttingen.
  • Miller, R.McG. (1992): Abstracts Kalahari Symposium.- Geological Society of Namibia, 42.
  • Money, N.J. (1972): Recoerds of the Geological Survey, Republic of Zambia 12, 103.
  • Netterberg, F. (1980): Trans. Geol. Soc. S. Afr. 83, 255.
  • Partridge, T.C.; Maud, R.R. et al. (2000): The Cenozoic of Southern Africa.- Oxford University Press, S. 73-87, 173-181
  • Partridge, T.C.; Maud, R.R. et al. (1987): S. Afr. J. Geol. 90, 179.
  • Reeves, C.V. (1972): Nature 237, 95.
  • Thomas, M.A. (1981): The Geology of the Kalahari in the Northern Cape Province (areas 2620 and 2720). Unpubl. MSc thesis, Univ. Orange Free State, Bloemfontein.
  • Thomas, D.S.G. (1988): J. Arid Environ. 14, 17
  • Thomas, D.S.G. and Shaw, P.A. (1991): The Kalahari Environment.- Cambridge University Press.
  • SACS, 1980. Stratigraphy of South Africa, Part 1: Lithostratigraphy of the Republic of South Africa/Namibia and the Republics of Bophuthatswana, Transkei, and Venda. Depart. Mineral and Energy Affairs, Geol. Surv., Pretoria.
  • Scholz, C.H.; Koczynski, T.A. and Hutchins, D.G. (1976): Geophy. J. Roy. Astronom. Soc. 44, 135.
  • Shaw, P.A. and De Vries, J.J. (1988): J. Arid Environ. 14, 245.
  • Smit, P.J. (1977): Die Geohidrologie in die opvanggebied van die Molopo rivier in die noordelike Kalahari.- Unpubl. PhD thesis, Univ. Orange Free State, Bloemfontein.

 



© B. Merkel, 02.07.2004 http://www.geo.tu-freiberg.de/studenten/namibia/namex_hp/Tagesberichte/30u310803.htm
 
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