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Regionale Geologie

Unser Besuch führte uns zuerst zum Museum, wo wir die Direktorin, Frau Julia Barnes, trafen, die uns auch während der anschließenden Besichtigung des Kraters führte und begleitete. Am Museum gab uns Prof. Reimold einen Überblick über den Krater und die lokale Geologie:

Der Tswaing (Setswana für „Ort des Salzes“) Krater ist ein "einfacher" Meteoritenkrater, d.h., er ist schüsselförmig und besitzt keinen Zentralberg (Abb. 11.2.1). Bei komplexen Kratern (wie z.B. der Vredefort-Struktur) kommt es während der Modifikationsphase des Kraterbildungsprozesses am Kraterrand zu Rutschungen, was hier nicht der Fall war.

Abb. 11.2.1: Geologische Karte des Tswaing-Kraters (Brandt und Reimold, 1999)

Der Tswaing Impaktkrater hat einen Durchmesser von ungefähr 1,13 km. Das Impaktereignis wurde auf ein Alter von 220 ± 52 ka datiert (Koeberl et al., 1999). Bei einer Bohrung unter Leitung von T.C. Partridge, die in unmittelbarer Nähe des Zentrums der Struktur bis auf 200 m Teufe durchgeführt wurde, konnten im Jahr 1988 schockmetamorphe Effekte in Quarzen nachgewiesen werden (Reimold et al., 1992). Diese Merkmale sind impaktdiagnostisch und schließen eine (früher vermutete; Wagner, 1922; Fudali et al., 1973) kryptovulkanische Entstehung endgültig aus.

Bereits 1933 wurde von Rohleder eine Impaktentstehung vermutet. Auch Milton und Naeser (1971) vermuteten  aufgrund diverser struktureller Gegebenheiten, des offensichtlich jungen Alters und der vermeintlichen Abwesenheit von größeren Vorkommen an vulkanischem Gestein einen Einschlag. Allerdings findet man am Krater und in der Umgebung tatsächlich etliche Vorkommen von Vulkaniten.

Fudali et al. (1973) belegten eine zweite Depression 3,5 km südöstlich des Kraters. Möglicherweise handelt es sich hierbei um einen Zwillings- oder Satellitenkrater; jedoch wäre auch eine vulkanische Entstehung möglich. Die Entstehung dieser kleinen Struktur ist trotz geophysikalischer Untersuchungen noch nicht abschließend geklärt.

Am Grund des Tswaing-Kraters befindet sich ein saliner See. Dessen Salze wurden aus dem umgebenden Bushveld Granit (Bond, 1956; Partridge et al., 1999) gelöst und durch Evaporation des Grundwassers im See konzentriert. Der Kraterboden liegt unterhalb des Grundwasserspiegels.

Abb. 11.2.2: Profil durch den Krater (Brandt und Reimold, 1999, modifiziert durch Bailey und Kring)

Der Kraterrand erhebt sich etwa 60m über das umgebende Gelände (Abb. 11.2.2). Vom Kraterboden bis zum Kraterrand beträgt der Höhenunterschied 120 m. Der Kraterboden ist mit 90 m Sedimenten bedeckt (Reimold et al., 1992). Diese meist karbonatischen Sedimente stellen ein wichtiges Klimaarchiv des südlichen Afrikas seit dem Einschlag dar. Unter den Sedimenten, ab einer Tiefe von ungefähr 200 m, befindet sich vom Impakt unbeeinflusster Nebo Granit, der auf ein Alter von 2054 Ma datiert wurde (Walraven und Hattingh, 1993) und Teil der Lebowa Granite Suite bildet, welche wiederum Teil des Bushveld Komplexes darstellt. Dieser Granit ist die vorherrschende Lithologie in der näheren Umgebung des Tswaing Kraters und wird verbreitet von Sedimenten der Karoo Supergroup bedeckt. Im nördlichen Teil des Kraters durchschlagen immer wieder vertikal stehende Karbonatit-Gänge den Granit. Einen solchen Kontakt von Karbonatit zu Nebo Granit konnten wir im Gelände beobachten (Abb. 11.3.2), obwohl er durch dichten Bewuchs leicht zu übersehen ist. Neben Karbonatit-Gängen gibt es auch Lamprophyr- und Trachytgänge, die alle vor dem Impakt, nicht durch den Impakt, entstanden, da sie durch den Einschlagsprozess modifiziert wurden (Brandt und Reimold, 1999).

Schon die Schotterpisten, die durch den Park führen, geben Hinweise auf die darunter liegende Geologie: Ist die Straße grau, liegt unter ihr Karbonatit, ist der Untergrund pink bis rot, so stammt der Straßenbeleg aus Granit.

Der extraterrestrische Körper, der durch seinen Einschlag diesen Krater verursachte, war vermutlich ein Chondrit, wie die chemische Analyse von Bohrproben ergab (Koeberl et al., 1999).

Der Tswaing Krater besitzt einen sehr gut erhaltenen Rand, der nach außen hin flach und nach innen hin steil einfällt. Er besitzt einen Durchmesser von 1,13 km. Das Einschlagsprojektil maß etwa 30-60 m (abhängig von dessen Dichte) im Durchmesser. Der Kraterrand besteht hauptsächlich aus einer Brekzie von grobkörnigem Nebo Granit, aber auch andere Gesteine wie Trachyt, Phonolith und Karbonatit sind enthalten. Im Norden und Westen des Kraterrandes lassen sich vereinzelte Lamprophyrgänge mit einer Mächtigkeit von bis zu 50 cm beobachten (Brandt und Reimold, 1999).

Aufgrund der Vulkanite des Kraterrandes wurde lange Zeit von einem vulkanischen Ursprung des Tswaing Kraters ausgegangen (Wagner, 1920). Im Jahr 1988 wurde unter der Leitung von T.C. Partridge eine Bohrung am See abgeteuft, um den Ursprung des Sees weiter zu untersuchen und Paläoklimadaten zu gewinnen (Abb. 11.2.3). Die obersten 90 m des Bohrkerns bestehen aus Karbonaten, vor allem Mudstone, die neben zahlreichen Mikrofossilien auch Pollen enthalten. Im Liegenden folgt eine 60 m mächtige Einheit einer sandigen Brekzie, die Gerölle und Gestein von Kieselgröße enthält. Ab einer Teufe von 150 m befindet sich zertrümmertes, granitisches Gestein. Ab 185 m Teufe steht undeformiertes granitisches basement des Bushveld Komplexes an (Reimold et al., 1992). Zur Zeit der Bohrung wurde die Theorie des vulkanischen Ursprungs noch diskutiert.

Abb. 11.2.3: Stratigraphisches Profil, erstellt nach der Bohrung in den Kraterboden (Reimold et al., 1992).