Steinheimer Becken

Das Steinheimer Becken als in Folge des Ries-Ereignisses entstandener „kleiner Bruder“ des Nördlinger Ries weist im Vergleich einige Unterschiede auf. Mit einem Durchmesser von 3,8 km (7 km) ist es viel kleiner als das Ries, der Durchmesser des Impaktors betrug etwa 100-150 m. Es gibt einen Zentralberg, Suevit fehlt im Steinheimer Becken, da der Impakt nicht die kristallinen Gesteine des tieferen Untergrunds erreichte. Für diese Bilderserie wurde ein Teil des 9 km (verkürzt 6 km) langen geologischen Rundwegs mit 21 Stationen erwandert.

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Im Zentrum des Beckens erhebt sich der Steinhirt 50 m über den heutigen Kraterboden. Die Tiefe des Kraters beträgt etwa 200 m, die absolute Höhe des Zentralbergs 100 m. Solche Zentralberge entstehen bei Kratern mittlerer Größe durch die Rückfederung der Erdkruste. Bei größeren Kratern wie dem Nördlinger Ries kollabierte der Zentralberg sofort wieder, es entstand der Kristalline Ring. 

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Rückfedern der Kruste bei der Entstehung des Zentralbergs. Dieses Rückfedern ist kein elastisches Rückfedern, sondern der Wiederherstellung des gravitativen Gleichgewichtes durch Anstieg des Kraterzentrums im Exkavationsstadium (2-3 sec nach Impakt) geschuldet.

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Mehrere Bohrungen im Steinheimer Becken bestätigten die Schichtfolge aus primärer Beckenbrekzie (bis 100 m Teufe), darüber bis 40 m Seesedimente, darüber bis 10 m  Flußschotter des Wentalflusses. Der Kraterboden besteht aus Oberjura. Die aufgebogenen, senkrecht stehenden Schichten bestehen aus dem gesamten Dogger (Alpha bis Zeta) aus max. 380 m Tiefe und Malm (Alpha bis Delta). Strahlenkalke, eindeutiges Zeichen für einen Impakt, wurden aus dem Steinheimer Becken zuerst beschrieben, man fand auch zerbrochene und wieder verheilte Fossilien und als Beleg für die Stoßwellenmetamorphose kristallographische Deformationsstrukturen („planare Elemente“). Das Gestein ist bis in 1200 m Tiefe zerbrochen. Suevit ist nicht vorhanden, da dieser kleinere Meteorit nicht bis zum Kristallin durchgeschlagen ist. Es wurden jedoch stark metamorphe Kalksteine gefunden, die einen suevitischen Charakter haben.

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Der ehemalige Steinbruch Burgstall ist ein Teil des Kraterrandes, und besteht aus Brekzien und Gries von Oberjura-Kalken, in die einzelne Schollen geschichteter und gebankter Kalksteine eingebettet sind.

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Blick vom Kraterrand auf dem Burgstall. Links das Stubental, ein ehemaliges Flußbett, das im NW ins Steinheimer Becken mündend nach dem Impakt entstanden ist. Offenbar konnte der Stubentalfluß das ungestörte, umgebene Juragestein leichter erodieren als den Kraterrand. Später wurde auch diese Barriere an zwei Stellen durch den Wentalfluß durchbrochen.

Der See bestand etwa 1 Million Jahre (ca. 15-14 mya) bis zu seiner Verlandung, dann wurde er durch überliegende Sedimente von der Erosion geschützt, zur Zeit der Hebung der Alb vor 2 Mill. Jahren bildeten sich Stubental- und Wentalfluß, gruben sich tief und breit ein und räumten einen Großteil der Seesedimente wieder ab.

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Ein weiterer Durchbruch des Wentalflusses in das Stubental. Funde von gerundeten Weißjura-Feuersteinen belegen den Verlauf des Flussbetts.

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Blick auf den tektonischen Kraterrand und der durch den Flußverlauf erodierten Rückseite des Kraters.

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Blick ins Wental. Im Pleistozän räumte der Wentalfluss das mit Sediment gefüllte Steinheimer Becken teilweise wieder aus.

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Mit 15-20° gegen den Kraterrand einfallend verkippte, aber nicht zertrümmerte Weißjuramergel. Die diesen Gesteinen aufliegende Grenze mit gelblichem Mergel zwischen autochthonen geschichteten Kalksteinen und parautochthonen Trümmermassen (Brekzien) war aufgrund der Vegetation nicht zu erkennen. Den vom Stubentalfluß abgetragenen Kraterrand kann man hier von der Rückseite betrachten.

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Wäldlesfels, der Rest zahlreicher Algenkalkfelsen auf dem Steinhirt, die Steinbruchtätigkeiten beim Eisenbahnbau 1860 zum Opfer fielen. Die kalkausscheidenen Riffe wuchsen bis 10 m in die Höhe. Vor 14 Mill Jahren war hier eine Steppenlandschaft. Später bildete der Zentralberg eine Insel im See, möglicherweise mit einer Landbrücke. Der See und seine Ufer waren ein oasenartiges Gebiet in einer Steppenlandschaft, die viele Säugetiere aufsuchten. Die benachbarte Pharionsche Sandgrube, die heute nicht mehr zugänglich ist, ist eine weltbekannte Fossilfundstelle, in der man einen Großteil der miozänen Lebewelt fand.

Aragonit

Man fand Aragonit und Opal in den miozänen Süßwasserkalken, hier ein Bild von einer Schautafel, ein radialstrahliger, bläulich-grüner Aragonit, durch Algen ausgefällt. Die Umwandlung von Kalk in Aragonit erfolgte möglicherweise durch biochemische Prozesse von Cyanobakterien im warmen Uferwasser.

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Algenmatten am Wäldlesfels.

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revertens-Schichten, unterhalb des Kreigerdenkmals. F. Hilgendorf untersuchte hier die Formänderungen von Gehäuseformen in der Entwicklung der tertiärer Süßwasserschnecke Gyraulus, indem er ältere und jüngere Sedimentschichten verglich. Seine Publikation 1866 machte ihn weltberühmt, weil er die erste Bestätigung von Darwins Evolutionstheorie (1859) lieferte. Die Schnecken passten sich hier ständig ändernden Umweltbedingungen an, die Entwicklung ihrer Formen beschleunigte sich, kann in den Schichten quasi im Zeitraffer nachvollzogen werden.

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Fundstück von Gyraulus, ø der Schnecke 0,8 cm.

 

Literatur

steinheimer-becken.de

Hilgendorfs Schnecken auf paleoweb.de

Meteorkratermuseum Steinheim/Sontheim

P. Groschopf und W. Reiff: Der geologische Wanderweg im Steinheimer Becken, Heidenheim 1993.

Ein Gedanke zu „Steinheimer Becken

  1. Helga

    Hallo Marc,
    danke für Deinen Besuch in meinem Steinreich!
    Meine „geologischen Weisheiten“ entstammen meistens Wikipedia 😀
    Eine tolle Sammlung hast Du hier angefangen, da schau ich bestimmt öfter rein.
    Steinreiche Grüße
    Helga

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