Gravimetrie (Schweremessungen)

Schwereanomalien in Impaktstrukturen können durch ganz unterschiedliche Prozesse entstehen. Kleine, einfache Krater besitzen im allgemeinen eine annähernd kreisförmige negative Anomalie. Breccien niedriger Dichte am Kraterboden, junge Kratersedimente sowie Bruchbildung unter dem Krater und um ihn herum können zum Massendefizit beitragen.

In größeren, komplexen Strukturen mit Zentralberg und/oder Ringen können die Schwereanomalien ebenfalls komplex sein. Wie in einfachen Kratern verursachen Gesteinszerbrechungen, Impaktschmelzgesteine, Suevit- und andere Breccien erniedrigter Dichte negative Anomalien, und Kraterfüllungen aus jungen Sedimenten mögen ebenfalls mit den Präimpakt-Gesteinen kontrastieren. Zusätzlich relativ positive Anomalien können gemessen werden, wenn in der Modifikationsphase des Kraterbildungsprozesses Gesteine hoher Dichte im Bereich von Zentralbergen und Ringsystemen angehoben werden. Lokal kann es auch zu einer Erhöhung der Dichte durch Schockkomprimierung poröser Gesteine kommen.

In diesem Zusammenhang erweisen sich Schweremessungen als ein wertvolles Hilfsmittel bei der Untersuchung von Impaktstrukturen. Sie sind wichtig bei der Entdeckung im Untergrund verborgener Strukturen (wie z.B. der berühmten riesigen Chicxulub-Impaktstruktur http://dsaing.uqac.uquebec.ca/~mhiggins/MIAC/chicxulub.htm); und bei tief hinunter erodierten Strukturen, bei denen nur Überbleibsel von Impaktgesteinen auf einen Impakt hinweisen, können sie die ursprüngliche Kratergröße aufzeigen (wie z.B. bei der Rochechouart-Impaktstruktur; siehe weiter unten, Beispiele).

Die Potentialtheorie lehrt, daß unabhängig von der speziellen Dichteverteilung das gesamte Massendefizit aus dem Integral der negativen Schwereanomalie berechnet werden kann. Da bei einem Impakt das Massendefizit in einer Beziehung zur kinetischen Energie des einschlagenden Projektils steht, können Schweremessungen für Energiebilanzen und Abschätzungen zum Massenauswurf genutzt werden (siehe unten: Ries-Impaktstruktur). Andererseits können Dichtemodellierungen zu Detailkenntnissen über die interne Struktur von Impaktkratern führen (siehe unten: Steinheimer Becken).

Beispiele:

Rochechouart-Impaktstruktur (Frankreich)

Die Rochechouart-Impaktstruktur liegt im Zentralmassiv von Frankreich. Die Struktur ist weitgehend erodiert, und man findet nur noch reliktische Impaktschmelzgesteine, Suevite und andere Impaktgesteine. Die Bouguer-Restfeldanomalie (verändert aus Schmidt, T. (1984): Bearbeitung und Auswertung von Schweremessungen im Gebiet der Impakt-Struktur von Rochechouart (Massif Central, Frankreich). - Diplomarbeit, Universität München) hat eine Amplitude von grob -10 mGal. Aus Modellrechnungen leitet Schmidt eine ursprüngliche Größe der Struktur zwischen 25 und 30 km ab. Das Massendefizit berechnet sich zu grob 40.000 Megatonnen.

Die Berechnung der zweiten horizontalen Ableitung führt zum Feld im Bild unten.

In diesem Feld treten lineare Konturen mit NW - SE- und NE - SW-Streichen in den Vordergrund. Danach ist das Schwerefeld der Rochechouart-Impaktstruktur offensichtlich auch durch regionale strukturelle Trends beeinflußt (siehe dazu die Fotolineationskarten der Region [Lambert 1974; Bischoff & Oskierski 1987] und die geologische Karte 1 : 50 000, Blatt Rochechouart [ Chèvremont & Floc'h 1996]).

Ries-Impaktstruktur (Nördlinger Ries)

Der 15 Mill. Jahre alte Ries-Krater mit einem Durchmesser von 26 km liegt in Süddeutschland. Der Krater ist sehr gut erhalten und gehört zu den best untersuchten Impaktstrukturen.

Die negative Bouguer-Anomalie des Rieses ist in ein Regionalfeld mit einem ziemlichen "Relief" eingebettet, was mehrere Möglichkeiten zur Konstruktion eines befriedigenden Restfeldes eröffnet.

Die hier gezeigte Restfeldanomalie (verändert aus Kahle, H.-G. (1969): Abschätzung der Störungsmasse im Nördlinger Ries. - Z. Geophys., 33, 317-345.) hat etwa -19 mGal, wovon grob 5 mGal den nachriesischen Seesedimenten zugeschrieben werden können. Das Bild unten, das den Horizontalgradienten der Restfeldanomalie zeigt, spiegelt sehr schön den komplexen Aufbau des Ries-Kraters mit einem innneren Ring von 12 km Durchmesser wider.

Aus der Integration der Restfeldanomalie (bezogen auf 400 m NN) hat man ein Massendefizit zwischen 70.000 und 100.000 Megatonnen berechnet. Addiert man die Massen der Seesedimente, des Rückfall-Suevits und diejenigen Massen, die von oberhalb 400 m NN ausgeworden wurden, kommt man auf eine Gesamtmasse der Auswurfmassen von wenigstens 300.000 Megatonnen, wofür eine Impaktenergie von grob 1026 - 1027 erg (Pohl et al. 1977) nötig war.

Steinheimer Becken (Deutschland)

Das Steinheimer Becken, das einen ausgeprägten Zentralberg besitzt, wird für einen kleinere Zwillingsstruktur des Ries-Kraters angesehen. Nach Messungen der Gravimetrie und gemäß morphometrischer Untersuchungen ist diese Impaktstruktur sehr wahrscheinlich wesentlich größer (~ 7-8 km) als die gewöhnlich für den Durchmesser angegebenen 3,7 km (Ernstson, K. (1984): A gravity-derived model for the Steinheim impact structure. - Geol. Rundschau, 73/2, 483-498.).

Die zentrale negative Anomalie übersteigt kaum -2 mGal. Sie ist von einem diskontinuierlichen Ring schwach positiver Anomalien (Durchmesser 5 - 6 km) umgeben. Die stärkeren Abweichungen von einer Kreissymmetrie mögen von einem stärkeren Einfluß tektonischer Strukturen herrühren. Dichtemodelle für zwei diametrale Profile zeigt das Bild unten.

[nach oben]