Chiemgau-Impakt: Schockeffekte (diaplektische Minerale) im Krater #001, der Carancas-Krater (Peru) und die Frage der Entstehung sehr kleiner echter Impakt-Krater.

Chiemgau Impakt Dünnschliff diaplektisches Glas, Krater 001

von Kord Ernstson  CIRT (Dez. 2012)

Nachdem in früheren Publikationen und auch hier auf den Webseiten mehrfach über Schockeffekte in Gesteinen, die vom Chiemgau-Impakt betroffen wurden (Gesteine vom Tüttensee-Ringwall, vom Krater #004, aus der Schicht der Auswurfmassen (Ejekta) vom Tüttensee-Krater), berichtet worden ist, hat eine Aufarbeitung von Proben und Dünnschliffen aus anderen Kratern erneut die Beobachtung von z. T. sehr starken Schockeffekten ergeben. Hier betrifft es den Krater #001 in der Gemarkung Oberpiesing im nordöstlichen Teil der Meteoritenkrater-Streuellipse(*). Er hat bei einem Durchmesser von 12 m einen Ringwall und ist 2,5 m tief. Untersucht wurden Dünnschliffe von 14 Geröllproben, darunter Kieselkalke, Quarzite, Glimmerquarzite und karbonatisch gebundene Sandsteine. In vielen Schliffen werden Mineraldeformationen beobachtet, die als moderate Schockeffekte interpretiert werden können wie z.B. Knickbänder in Glimmern und planare Brüche (PFs) in Quarz. Beides kann sich aber auch bei sehr starken tektonischen Deformationen bilden. In einem Kieselkalk zeigen die meisten Calcite in verzweigten Gängchen multiple Scharen von Mikrozwillingen, teilweise bis hinunter zur Dimension 1 – 2 µm, die dagegen als Schockindikator angesehen werden (Metzler et al. 1988). Diese Schockdeformationen sind auch bereits früher für Gesteine vom Tüttensee-Krater beschrieben worden (z.B. Ernstson et al. 2010).

Besondere Aufmerksamkeit beanspruchte ein quarzitisches Geröll, dessen Gefüge Abb. 1 im Dünnschliff zeigt.

Dünnschliff Chiemgau-Impakt diaplektischer Feldspat und Glimmer

Abb. 1. Aufnahme eines kompletten Dünnschliffs (40 mm x 27 mm) bei gekreuzten Polarisatoren. Eine Beschreibung gibt es in Abb. 2. – Bild anklicken zum Vergrößern.

Chiemgau Impakt Dünnschliff diaplektisches Glas, Schock in Krater 001

Abb. 2. Gliederung des Dünnschliffs in eine dichte aus Quarz bestehende Grundmasse, die von einem Band aus Hellglimmern (Muskovit, ev. Phengit) und wenigen Feldspäten durchzogen wird. – Bild anklicken zum Vergrößern.

Wie die Abb. 1, 2 vermitteln, besteht das Gestein aus einer dichten, praktisch monomineralischen und leicht metamorphen Quarzmasse, die im Bereich des Dünnschliffs von einem relativ schmalen Band aus Hellglimmern und Feldspäten durchzogen wird. Für die Glimmer sind grob drei Bereiche zu unterscheiden:

— ein Bereich aus stärker deformierten, aber sonst normalen Hellglimmern zusammen mit einigen isotropisierten Glimmern (s. Abb. 3) am oberen Bildrand,

— ein Bereich in der Mitte, in dem die Glimmer optisch isotrop sind, was ebenfalls für die in diesem Bereich eingelagerten zerbrochenen Feldspäte gilt (Abb. 4, 5), und

— ein Bereich nach unten anschließend, in dem die Glimmer zu einem großen Teil, aber nicht durchgehend isotropisiert sind (Abb. 6).

Die Abb. 3-6 zeigen die Situation in stärkerer Vergrößerung, wobei bei allen Bildern die Kantenlänge 1 mm beträgt. Der Einfachheit halber wird im Folgenden stets von Muskovit geredet, wobei es sich teilweise wegen der schwach grünlichen Farbe bei linear polarisiertem Licht auch um die Muskovit-Varietät Phengit handeln könnte.

Chiemgau Impakt Schock diaplektischer Glimmer II xx

Abb. 3. Aus dem oberen Randbereich des Schliffes (links linear polarisiertes Licht; rechts gekreuzte Polarisatoren; gilt für alle weiteren Abbildungen): Lagen von Hellglimmern (Muskovit), von denen einige Bereiche zu diaplektischen Mineralen geworden sind (optisch isotrop mit schwarzer Farbe im Bild rechts). 1 mm Bildbreite.

Chiemgau Impakt Schock diaplektischer Glimmer und Feldspat II xx

Abb. 4: Aus dem mittleren Bereich des Schliffes: Kontaktzone zwischen dem Quarz des Quarzites und dem Muskovit-Feldspat-Band. Glimmer und Feldspat sind optisch isotrop geworden. Da die Korngefüge mit Brüchen und Korngrenzen beim Feldspat sowie die Spaltbarkeit nach (001) und die Knickbänder im Glimmer erhalten geblieben sind, handelt es sich um sog. diaplektische Gläser; siehe aber auch die Diskussion. X = Löcher im Schliff, die bei gekreuzten Polarisatoren ebenfalls opak erscheinen. 1 mm Bildbreite.

chiemgau Impakt Schock diaplektischer Glimmer und Feldspat II xx 2

Abb. 5. Ähnlich wie Abb. 4: diaplektischer Feldspat und diaplektische Hellglimmer mit Verschuppungen mit doppelbrechenden Kristallen. 1mm Bildbreite.

Chiemgau Impakt Schock diaplektischer und doppelbrechender Glimmer

Abb. 6. Aus dem unteren Band mit den vorwiegend diaplektischen Glimmern. Man beachte, dass die Knickbänder erhalten geblieben sind. Die angrenzenden Quarze zeigen außer wenig undulöser Auslöschung keine Beanspruchung. 1 mm Bildbreite.

Diskussion

Isotropisierte Minerale, die optisch zu einem Glas geworden sind, ohne dabei ihre Strukturmerkmale wie Korngrenzen und Brüche eingebüßt zu haben, werden als diaplektische Gläser bezeichnet, und solche, die nur partiell isotrop geworden sind, auch als diaplektische Kristalle. Sie sind vor allem von Quarz und Feldspat bekannt, aber z.B. auch von Olivin und Zirkon  beschrieben worden (z.B. Jeanloz et al. 1977, Lin et al. 2012), und gelten als untrügliches diagnostisches Merkmal für geschockte Gesteine in einem Impaktereignis. Nach gegenwärtigem Kenntnisstand können sie sich nicht bei endogenen Prozessen bilden. Die dafür notwendigen enormen Schockdrücke müssen10 – 20 GPa übersteigen.

Die Existenz von diaplektischem Feldspat in dem Geröll vom Krater #001 beweist mithin, dass hier diese Schockdrücke gewirkt haben müssen, was fraglos ein weiterer Beleg für den Chiemgau-Impakt ist. Bereits im nicht sehr weit entfernten etwa gleichgroßen Krater #004 waren neben den extremen Temperaturanzeichen auch diaplektische Quarze und PDFs nachgewiesen worden (Ernstson et al. 2010).

Sehr ungewöhnlich ist in diesem Fall der mit dem diaplektischen Feldspat zusammen auftretende optisch weitgehend isotrope Hellglimmer. Schockeffekte an Glimmern sind mehrfach untersucht worden (z.B. Hörz 1970, Lambert 1979, 1983, Lambert & MacKinnon 1984, Feldman 1992). Außer den durch moderaten Schock erzeugten Knickbändern in Glimmern (Hörz 1970), die auch in der hier beschriebenen Probe auftreten (Abb. 4, Abb. 6), sind es vor allem die höheren Schockdrücke und die dabei auftretenden Veränderungen, die diskutiert werden. Ohne hier auf Einzelheiten einzugehen, wird festgestellt, dass Glimmer durch hohe Schockdrücke sich beginnen zu zersetzen, sich in andere Mineralphasen umwandeln und auch isotrop werden (Lambert 1983, Lambert & MacKinnon 1984). Letzteres ist aber stets mit einer Homogenisierung und Bläschenbildung des Minerals verbunden; d.h. bei Drücken ab 33 GPa beginnt lokales Schmelzen der Glimmer, das bei etwa 70 GPa vollkommen ist (Lambert & MacKinnon 1984). Weder von Impaktstrukturen noch von Experimenten ist unseres Wissens diaplektischer Glimmer bzw. aus Glimmer entstandenes diaplektisches Glas bisher beschrieben worden. Das geht zunächst konform mit der Feststellung (Langenhorst: http://www.stecf.org/~ralbrech/amico/intabs/langenhorstf.html), dass sich die Bildung von diaplektischem Glas auf Gerüstsilikate (Tektosilikate) beschränken soll, was allerdings die diaplektischen Inselsilikate (Neosilikate) Olivin und Zirkon nicht berücksichtigen würde. Für das Schichtsilikat (Phyllosilikat) Muskovit können wir mithin nur festhalten, dass es in unmittelbarer Nachbarschaft zum diaplektischen Feldspat bei Erhaltung aller strukturellen Merkmale ebenfalls isotrop geworden ist und der Begriff „diaplektischer Glimmer“ oder aus „Glimmer entstandenes diaplektisches Glas“ sinnvoll erscheint, solange nicht eine andere Erklärung als eine Impakt-Schockwirkung mit einer Festkörper-Umwandlung in ein Glas gegeben werden kann. Eine metamikte Bildung (Isotropisierung durch radioaktive Strahlung) kann vermutlich ausgeschlossen werden.

Zwei Diskussionspunkte stellen sich weiterhin. Wie die Dünnschliffbilder vermitteln, treten die stark geschockten Feldspäte und Glimmer in einer relativ schmalen Zone auf, während sämtliche Quarze, auch in unmittelbarer Nachbarschaft, außer verbreitet undulöser Auslöschung und Deformationslamellen keine definitiven Schockeffekte  (z.B. planare Brüche, PFs, oder planare Deformationsstrukturen, PDFs) zeigen. Eine Fokussierung von Schockeffekten in harten Geröllen ist schon früher, auch bei den Geröllen vom Tüttensee-Krater, beobachtet und erörtert worden (Ernstson et al.  2001, 2010) und wird u.a. mit den stark nichtlinearen Prozessen bei der Schockausbreitung erklärt. Im vorliegenden Fall könnte so etwas durch den vermutlich merklichen Impedanzunterschied begünstigt worden sein, der sich zwischen dem massiven Quarzmaterial und der eher lagenartigen, lockereren Ansammlung von Feldspäten und Glimmern einstellt (siehe Abb. 1, 2). [Impedanz bezeichnet das Produkt aus Dichte und Schallgeschwindigkeit im betroffenen Material, und sie bestimmt maßgeblich das Reflexionsverhalten auch von Schockwellen.] D.h. bei einem Schockdurchgang durch das Geröll könnte es durch komplexes Reflexions- und Fokussierungsverhalten zu den eng begrenzt auftretenden starken Schockeffekten mit der Bildung von diaplektischem Glas gekommen sein.

Der zweite Punkt hängt mit dem ersten zusammen. Wenn es sich beim Krater #001 mit 12 m Durchmesser um einen Einschlagkrater des Chiemgau-Impaktes handelt, dürfte das Projektil kaum größer als einen Meter gewesen sein. Die Frage stellt sich, ob die Schockenergie bei einem solchen „kleinen“ Einschlag ausgereicht hat, um Schockeffekte zumindest punktuell von vermutlich über 20 GPa zu erzeugen. Interessanterweise steht ein Vergleich mit dem jüngst entstandenen Meteoritenkrater von Carancas in Peru (Tancredi et al. 2009) zur Verfügung, der mit 13 m Durchmesser und 2,7 m Tiefe praktisch identische Maße hat. Beim Carancas-Krater war die Überraschung insofern groß, als nach den bis dahin geltenden „Impaktgesetzen“ ein solcher Krater mit dem Überschall-Einschlag eines auf 0,5 – 1 m geschätzten Steimmeteoriten gar nicht hätte entstehen dürfen (siehe z.B. Reimold 2006, 2007). Zwar sind die zu beobachtenden Schockeffekte in Form verschiedener planarer Elemente in Quarz in den Gesteinen von Carancas nur moderat, aber es hat die Autoren Tancredi et al. (2009) dazu veranlasst, die Möglichkeit zu konstatieren, dass weitaus mehr bisher unerkannte kleine Krater auf der Erde existieren, die von Steinmeteoriten erzeugt wurden. Es muss hier nicht noch mal besonders betont werden, dass das die früher mit felsenfester Überzeugung artikulierten Argumente betrifft, dass es den Chiemgau-Impakt nicht geben kann (Reimold 2006, 2007, Kenkmann 2007, Wünnemann et al. 2007).

Die Überlegungen müssen aber noch einen Schritt weitergehen, was weniger mit dem Umstand zusammenhängt, dass andere Autoren (Kenkmann et al. 2008) bezüglich Carancas zu völlig anderen, von Tancredi et al. (2009) allerdings widerlegten Vorstellungen gelangen. Modellrechnungen von Kenkmann et al. (2008) kommen zu um viele Größenordnungen niedrigerer Impaktenergie und schließen einen Überschall-Impakt mit Schock aus, was in Richtung der alten Vorstellung zielt, dass es solche kleinen echten Impakt-Krater nicht geben kann.

Für den Krater #001 nehmen wir deshalb nach diesem Carancas-Bezug noch einmal die Frage auf, welche Bedingungen herrschen müssen, damit auch bei sehr kleinen Impaktkratern sehr starke Schockeffekte auftreten können. Das kann ein ähnlicher Effekt sein, der zuvor für das einzelne Quarzitgeröll erörtert wurde, nämlich eine extrem starke punktuelle Schockfokussierung aufgrund der Nichtlinearität der Schockausbreitung. In Carancas erfolgte der Einschlag in ein trockenes Bachbett, wobei die Exkavation auch in tiefere, wasserführende Sande eingriff (Tancredi et al. (2009). Insgesamt bildeten sich dort die moderaten Schockeffekte also in einem relativ homogenen lockeren Sediment. Bei #001 erfolgte die Kraterbildung in unverfestigten Schottern aus dominierend sehr harten alpinen Geröllen. Genau dieser Umstand ist bereits früher für das ungewöhnlich reichhaltige Schockinventar in den Auswurfmassen des – allerdings größeren – Tüttensee-Kraters verantwortlich gemacht worden (siehe oben und Ernstson et al. 2010), wobei die großen Impedanzunterschiede zwischen festen, harten Geröllen und dem einbettenden lockeren Material den Schlüssel für das Verständnis der Schockfokussierung in einzelnen Geröllen liefern. Ein vergleichbarer Effekt ist bereits früher im Zusammenhang mit stark geschockten Konglomeraten aus Quarzitgeröllen noch in großer Entfernung von den auslösenden Impaktstrukturen (hier: Azuara und Rubielos de la Cérida in Spanien) berichtet worden (Ernstson et al. 2001).

Die im beschriebenen Quarzit-Geröll beobachteten sehr starken Schockeffekte in Form diaplektischer Minerale mögen demnach einer solchen zusätzlichen punktuellen Schockfokussierung im Bereich des Kraters #001 zugeschrieben werden. In diesem Zusammenhang muss auf den vergleichbar großen Krater #004 (11 m Durchmesser) eingegangen werden, der sich in nur etwa 6 km Entfernung von #001 befindet. Dieser Krater hat von Anfang an Kopfzerbrechen wegen der verbreitet (in einem Halo von 20 m Durchmesser um den Krater) auftretenden starken Schmelzerscheinungen in den Gesteinen bereitet. In dieser Entfernung vom zentralen Einschlag eines  ca. 1 m großen Projektils können solche Temperaturen als Folge einer Schockentlastung absolut ausgeschlossen werden. Deshalb wurde die Vermutung geäußert (Ernstson et al. 2010), dass der Krater nicht oder nicht nur durch den Einschlag eines Projektils entstand, sondern beim Impakt vor allem durch eine gewaltige (Gas-)Explosion unmittelbar über der Erdoberfläche erzeugt wurde, wobei auch die früher beschriebenen Schockeffekte wie planare Deformationsstrukturen (PDFs) und diaplektische Quarze entstanden. Für den Krater #001 sind solche Temperatureinwirkungen bisher nicht nachgewiesen worden; über entsprechend detailliertere Untersuchungen und generell Untersuchungen zu den Fragestellungen der Entstehung sehr kleiner Impaktkrater wird weiter berichtet.

Literatur

Ernstson, K., Rampino, M.R. and Hiltl, M. (2001) Cratering of cobbles in Triassic Buntsandstein conglomerates in NE Spain: Shock deformation of in-situ deposits in the vicinity of large impacts. – Geology, 29, 11-14.

Ernstson K., Mayer W., Neumair A., Rappenglück B., Rappenglück M.A., Sudhaus, D. and Zeller, K.W. (2010) The Chiemgau Crater Strewn Field: Evidence of a Holocene Large Impact Event in Southeast Bavaria, Germany. Journal of  Siberian Federal University, Engineering & Technologies, 3, 1, 72-103.

Feldman, V. I. (1992) Diaplectic Transformation of Minerals: Vorotilov Drill Core, Puchezh-Katunki Impact Crater, Russia. – Abstracts of Papers Presented to the International Conference on Large Meteorite Impacts and Planetary Evolution, Aug. 31-Sep. 2, 1992, Sudbury.

Hörz, F. (1970) Static and dynamic origin of kink bands in micas. – J. Geophys. Res., 76, 5381-5798.

Jeanloz, R., Ahrens, T.J., Lally, J.S., Nord Jr., G.L., Christie, J.M., and Heuer, A. H. (1977). – Shock-Produced Olivine Glass: First Observation. – Science, 197, 457-459.

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Lin, Y., W. Shen, Y. Liu, L. Xu, B.A. Hofmann, Q. Mao, G.Q. Tang, F. Wu, and X.H. Li (2012) Very high-K KREEP-rich clasts in the impact melt breccia of the lunar meteorite SaU 169: New constraints on the last residue of the Lunar Magma Ocean. – Geochimica et Cosmochimica Acta, 85, 19-40.

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Tancredi, G. et al. (2009) A meteorite crater on Earth formed on September 15, 2007: The Carancas hypervelocity impact. – Meteoritics & Planetary Science, 44, Nr 12, 1967–1984.

Wünnemann K., Reimold, W.U. and Kenkmann, T. (2007) Postuliertes Impaktereignis im Chiemgau nicht haltbar. – GMIT, 27, 19-21.

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(*)Leser, die sich vielleicht den Krater #001 selbst anschauen möchten, werden darauf verwiesen, dass das über eine direkte Konatktaufnahme möglich ist. Die genaue Lage mit Koordinatenangaben unterbleibt, da es in der Vergangenheit bereits zu mutwilligen Zerstörungen kleinerer Krater gekommen ist.