Leitung: Prof. Dr. Ludwig Zöller

 Sandsteine, aus einem in die Nordsee mündenden Flusssystem  
       „Gümbelscher Sandstein“ (Baustein) 
- 
Tone des Lias genutzt zur Ziegelherstellung 
 
- 
Braunjura: Tone, Eisensandstein (Brauneisen-Oolithe) 
- 
Dogger-Stufe erkennbar an sanfter Hangneigung   Obstanbau 
 
- 
Weißjura:
  Steilstufe  aufgebaut  aus  Karbonaten  (Oxfordium,  Kimmeridgium) 
 
Unterscheidung von bankigen und massigen Partien (Flächen- und Kuppenalb) 
- 
Frühere  Einteilung  in  Riffbereiche  und  dazwischen  liegenden  Bankkalke  nicht  mehr 
vertretbar 
  es  existieren  nur  wenige  echte  Riffstrukturen,  Aufbau  der  meisten 
Massenkalke aus Karbonatsedimenten 
- 
entscheidend für Entstehung unterschiedlicher Gesteinstypen: Wasserenergie 
- 
Notwendigkeit  eines  Zeitbezuges  zur  Verfolgung  der  faziellen  Änderungen 
 
Verwendung  zweier  Horizonte:  platynota-  bzw.  crussoliensis-Mergelhorizonte 
 
kennzeichnen Bänke des Kimmeridgiums 
- 
Entstehung  der  Weißjuragesteine  bei  sehr  geringen  Wassertiefen 
  Umwandlung  der 
Karbonate vor allem in Dolomit („Frankendolomit“)  
- 
im Süden Lagunensedimente aus feinkristallinen homogenen Kalksteinen (Mikrit) 
z.B. im Altmühltal oder bei Solnhofen   hier noch Ablagerungen des Malm erhalten, im 
Norden  der  fränkischen  Alb  dagegen  bereits  weitgehend  abgetragen  (rund  200m  im 
Norden, 400m im Süden) 

24 
 
- 
Schichten der fränkischen Alb werden nach Süden hin mächtiger 
- 
leichte  Kippung  des  Schichtenpaketes  nach  Süden   Weißjura  taucht  allmählich  unter 
jüngere Ablagerungen des Molassebeckens 
 
- 
Kreide:
 nur noch Relikte erhalten   Hinweis auf die flächenhafte Überflutung des  
Gebietes zu dieser Zeit 
- 
zusammenhängende  Kreideablagerungen  als  Beleg  für  ein  aus  dem  Alpenraum 
vorgedrungenes Meer im Turonium 
- 
hier Bildung vieler Eisenerzvorkommen durch Ausfällung von Eisen aus dem Braunjura, 
Bsp: Amberg, Sulzbach-Rosenberg 
- 
Bildung mariner Sedimente bereits früher, z.B. Regensburger Grünsand 
- 
Unterkreide: beginnende Karstbildung 
 
- 
Tertiär:
 Karstschlotten mit Rotlehm (erhalten in Kalksteinbrüchen des Weißjura) 
- 
fortsetzende Karstbildung aufgrund feucht-warmer Bedingungen 
- 
Reste  von  Terrassenschottern  mit  schwarzen  Kieselschiefern    Rückschluss  auf  alten 
Flusslauf („Moenodanuvius“)   kann als erste Anlage des Mains interpretiert werden 
 
- 
Quartär:
 weiterhin Karstbildung, Bildung neuer Höhlen sowie Ausräumung und Vertiefung 
tertiärer Höhlen 
- 
schnelle  Eintiefung  der  Hauptflüsse  und  damit  verbundenes  Trockenfallen  der 
Nebenflüsse   heute als Trockentäler noch sichtbar 
- 
auffällig: geradliniger Talverlauf mit vorherrschenden Nordwest-, Nordost- und Nord-Süd-
Richtungen 
- 
weitreichende Muldenstruktur entlang der Nordwest-Richtung 
- 
in  diesen  Mulden  überlagern  wasserdurchlässige  Weißjurakarbonate  einen  tonigen 
Untergrund   bedeutendes Trinkwasserreservoir 
- 
Wasseransammlung nur an Stellen mit zusammengeschwemmten Verwitterungslehm   
Entstehung von Hülen 
- 
viele Karstquellen 
- 
Ortschaften und Mühlen fast ausschließlich in den Tälern zu finden 
- 
Muldenstruktur reicht weit über fränkische Alb hinaus 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

25 
 
Literaturverzeichnis: 
 
•  KELLER,  Walter  E.:  Der  Karlsgraben,  Fossa  Carolina,  1200  Jahre  Kanalbau  vom 
Main zur Donau, 1993, Verlag Walter E. Keller, Treuchtlingen
 
 
•  NICKL,  Thomas:  Der  Rhein-Main-Donau-Kanal  im  Altmühltal,  1984,  Aulis  Verlag 
Deubner & Co KG, Köln
   
 
•  ROTHE,  Peter:  Die  Geologie  Deutschlands,  48  Landschaften  im  Portrait,  2006, 
Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt
 
 
•  SEIDEL,  Hanns:  Die  Großschifffahrtsstraße  Rhein-Main-Donau,  1960,  Paul  Pattloch 
Verlag, Aschaffenburg
 
 
•  WALTER,  Roland:  Geologie  von  Mitteleuropa,  2007,  E.  Schweizerbart`sche 
Verlagsbuchhandlung, Stuttgart
 
 
•  WEIGER,  Hubert:  Der  Rhein-Main-Donau-Kanal,  1983,  Klaus  Schulz  Verlag, 
München
 
 
 
Internetquellen:
 
 
•  http://www.hansgruener.de/docs_d/kanal/geschichte_fossa_carolina.htm 
(Zugriff am 20.2.08) 
 
•  http://www.kulturpfad-franken.de/deutsch/graben/graben.html 
(Zugriff am 20.2.08) 
 
•  http://www.ingolstadt.de/stadtmuseum/scheuerer/ausstell/ing06-84.htm 
(Zugriff am 20.2.08) 
 
•  http://www.nollsen.de/referate/erdkunde/index.html 
            (Zugriff am 10.3.08) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

26 
 
Judith Frank 
 
4
. 
Monheimer Höhensande nördlich Rothenberg, Frankenwaldgerölle? 
 
4.1 Rothenberg 
 
Der Ort Rothenberg liegt zwischen Monheim im Süden und Rehau im Norden. Hier erstreckt 
sich  eine  über  8  km²  große  Fläche,  die  mit  Monheimer  Höhensanden  bedeckt  ist  (Borger, 
2000). Das Hauptverbreitungsgebiet der Monheimer Höhensande umfasst den Höhenrücken 
von  Rothenberg,  der  sich  in  einer  Höhe  von  571-556  m  nördlich  von  Monheim  befindet, 
beidseits der Bundesstraße 2 Treuchtlingen – Donauwörth.  
 
Abb. 14: Verbreitungsareal der Monheimer Höhensande (Quelle: Borger Harald; Relief, Boden,  
Paläoklima; Band 15; Mikromorphologie und Paläoenvironment; S. 68) 
 

27 
 
Am Nordrand des Verbreitungsgebiets erreicht die Liegendfläche der Sande 540 m. Daraus 
ergibt sich eine Mindestmächtigkeit des Sandkörpers von ca. 25 m (Dongus, 1977, S. 432). 
Nahe  bei  Rothenberg  befinden  sich  zwei  ehemalige  Sandgruben.  Hier  lässt  sich  im  Profil 
erkennen, dass sich die Monheimer Sedimente hauptsächlich aus grob- und mittelsandigen 
Schichten  zusammensetzen  und  nur  in  geringem  Umfang feinsandige  Schichten  enthalten. 
Die Schichtung ist größtenteils söhlig und die sandige Abfolge wird mehrmals von schluffig-
tonigen  Lehmschichten  unterbrochen.  Ebenfalls  sind  Eisenkrusten  zu  erkennen,  die  die 
Abfolge der Sande diskordant unterbrechen. (Borger, 2000). 
 
 
 
Abb. 15: Schichtung der Monheimer Höhensande (Quelle: Borger, Harald; Relief, Boden, Paläoklima;  
Band 15; Mikromorphologie und Paläoenvironment, S. 69) 
 
 
 
 
 
 
 

28 
 
4.2 Die Monheimer Höhensande 
4.2.1 Zeitliche Einordnung der Monheimer Höhensande 
 
Die Monheimer Höhensande befinden sich zwischen dem Nördlinger Ries und der Altmühl. 
Sie überlagern dort den Jurakalk der Fränkischen Alb und im Süden verzahnen sie sich mit 
der  Oberen  Süßwassermolasse  (Borger,  2000).  Für  eine  postriesische  Einordnung  der 
Monheimer  Höhensande  würde  die  Tatsache  sprechen,  dass  diese  die  sog.  Bunte  Brekzie 
überlagern,  also  die  bunten  Trümmermassen,  die  durch  das  Ries-Ereignis  entstanden 
(Borger,  2000).  Mit  Hilfe  eines  Fossils  konnten  die  Sande  zeitlich  auf  Obersarmat  bis 
Unterpliozän  bestimmt  werden.  Sie  sind  somit  eindeutig  postriesisch  (Dongus,  1977,  S. 
432f.;  Verweis  auf  Gall,  Müller,  1970).  Da  die  Monheimer  Höhensande  die  Riestrümmer 
überlagern,  wird  ihr  Alter  folglich  auf  maximal  14,8  Mio.  Jahre  festgelegt  (Borger,  1993,  S. 
265.) 
 
4.2.2 Mögliche Arten des Transports vom Grundgebirge / Frankenwald zur Frankenalb 
 
Es  herrschen  verschiedene  Auffassungen  darüber  vor,  ob  die  Monheimer  Höhensande  auf 
direktem  Weg  vom  Grundgebirge  über  die  nördliche  Frankenalb  bis  zur  südlichen 
Frankenalb transportiert wurden oder nicht (Borger, 2000). 
So  wäre  möglich,  dass  die  Täler,  die  die  Alb  nach  Süden  durchziehen,  mit  Riestrümmern 
plombiert wurden und sich durch die aufgestauten Wassermassen des Ur-Main und der Ur-
Altmühl ein Rückstausee gebildet hat, der so hoch aufgefüllt wurde, dass so die Sande ihr 
heutiges  Gebiet  erreichen  konnten  (Borger,  2000).  Diese  Plombierung  wird  durch  hoch 
lagernde  Seesedimente  und  Schotter  bewiesen.  Sie  besitzen  postriesisches  Alter  und 
befinden  sich  in  derselben  Höhenlage  wie  die  angenommene  Mindestobergrenze  des 
angenommenen  Riessees.  Zu  solchen  Flussablagerungen  zählen  auch  die  Monheimer 
Höhensande.  Diese  befinden  sich  auf  der  Monheimer  Hochfläche  östlich  des  Rieses.  Ihre 
Bestandteile können nur aus dem Bereich des Frankenwaldes auf die Albhochfläche gelangt 
sein, was eine überregionale Riesplombierung beweist (Dongus, 1977, S. 427). 
Die  Monheimer  Höhensande  enthalten  Gesteinskomponenten  aus  dem  Grundgebirge,  vor 
allem  Lydite.  Somit  könnten  die  Sande  als  Reste  eines  großen  Ur-Main-Schwemmfächers 
gedeutet  werden,  der  im  Unter-  bis  Mittelmiozän  zum  Molassebecken  entwässerte.  Die 
Voraussetzung  für  eine  Schüttung  der  Monheimer  Höhensande  auf  direktem  Wege  wäre 
allerdings eine vollständige Füllung der tiefer liegenden Reliefeinheiten (Borger, 2000). 
 

29 
 
Eine  postriesische  Reliefplombierung  von  150-200  m  könnte  das  präriesische  Täler-  und 
Stufenrelief aufgefüllt haben. So hätten die Monheimer Höhensande über die Rednitzsenke 
auf die Hochfläche der Altmühlalb gelangen können (Dongus, 1977, S. 433). 
Zum Zeitpunkt des Ries-Ereignisses waren ein  sehr ausgeprägtes Relief und vor allem die 
Albstufe  schon  vorhanden.  Deshalb  könnte  eine  mächtige,  postriesische  Verfüllung 
ausgeschlossen  werden.  Demnach  wäre  eine  direkte  Anlieferung  der  Monheimer 
Höhensande vom Grundgebirge bis zur südlichen Frankenalb nicht mehr möglich gewesen. 
Dies  würde  bedeuten,  dass  sich  die  Monheimer  Höhensande  bereits  vor  dem 
Meteoriteneinschlag  an  ihrer  jetzigen  Lagerstätte  befunden  haben.  Sie  wurden  danach 
lediglich umgelagert und von Verwitterung beeinflusst. Die Sande, aus denen die Monheimer 
Höhensande  hervorgingen,  haben  sich  zum  Zeitpunkt  des  Riesereignisses  bereits  auf  der 
Albhochfläche  befunden,  da  zu  diesem  Zeitpunkt  die  Albstufe,  zumindest  östlich  des 
Einschlagkraters,  schon  vorhanden  war  (Borger,  2000).  Während  des  Tertiärs  wurden 
Kreidesande  abgetragen  und  umgelagert.  Ein  Teil  dieser  Kreidesande  könnte  aus 
Ausgangsmaterial  für  die  Monheimer  Höhensande  gedient  haben.  Im  Alttertiär  wurden  sie 
intensiver  chemischer  Verwitterung  ausgesetzt.  Der  Feldspatanteil  der  Sande  ließe  sich 
dadurch erklären, dass es sich um Beimengungen aus der Oberen Süßwassermolasse und 
der Bunten Brekzie handeln könnte (Borger, 1993, S. 267). 
Eine weitere Möglichkeit wäre, dass die präriesischen Vorlandsstufen nicht mit den heutigen 
identisch  gewesen  sind,  weil  sonst  eine  Plombierung  des  Stufenlands  bis  550m 
angenommen  werden  müsste.  Die  Liastrauf  und  der  Keuperstufenrand  könnten  wesentlich 
vor den heutigen Stufenrändern gelegen haben. Ihre Firste könnten sich in Höhen über der 
Unterkante  der  Monheimer  Sande  erhoben  haben.  So  hätten  nur  die  Subsequenzzonen 
verschüttet  sein  müssen,  um  ein  Gefälle  aus  dem  Frankenwald  zur  den  Monheimer 
Höhensanden zu erreichen (Dongus, 1977, S. 428). 
 
 
4.2.3 Frankenwaldgerölle? 
 
Die  Monheimer  Höhensande  sind  einem  miozän-altpliozänen  Ur-Main  zuzuordnen,  der 
Zufluss  aus  dem  Fichtelgebirge  hatte.  Der  Ur-Main  war  früher  der  Donau  tributär,  deren 
Einzugsgebiet zugunsten des Einzugsgebietes des Rheins verkleinert wurde (Semmel, 1996, 
S.  153).  Monheimer  Höhensande  kommen  als  fluviale  Ablagerungen  in  ca.  550  m  NN  am 
Südrand  der  Frankenalb  vor.  Sie  sind  wahrscheinlich  pontischen  Alters  und  führen 
Lyditgerölle aus dem Grundgebirge. Sie werden als Rest eines Ur-Mains gedeutet, der über 
die  Frankenalb  zur  Donau  entwässerte  (Liedtke,  Marcinek,  2002,  S.  567).  Die  Hochfläche 
der  Frankenalb  verkarstete  erstmals  in  der  Unterkreide.  Das  jüngere  Tertiär  hinterließ  an 
verschiedenen Stellen Gerölle als Reste von Talsystemen, die aus dem Fichtelgebirgsgebiet 

30 
 
die  Albhochfläche  nach  Westen  und  Süden  überquerten.  Diese  alten  Talböden  wurden 
später  verstellt.  Die  Monheimer  Höhensande,  die  östlich  vom  Nördlinger  Ries  auf  der 
Albhochfläche  über  den  Ries-Auswurfmassen  liegen,  werden  als  sarmato-pontisch 
angesehen.  Diese  Sande  führen  Lydit  und  werden  ebenfalls  einem  Ur-Main  zugeordnet. 
(Liedtke, Marcinek, 2002, S. 570f.)   
 
 
Literaturverzeichnis: 
 
Borger  Harald;  Relief,  Boden,  Paläoklima;  Band  15;  Mikromorphologie  und 
Paläoenvironment; Borntraeger Verlag, Berlin 2000 
 
Borger Harald; Monheimer Höhensande, Transport- und Verwitterungsphasen im Dünnschliff 
und  Elektronenmikroskop;  in:  Geologische  Blätter  für  Nordost-Bayern;  Band  43;  Heft  4, 
Erlangen 1993 
 
Liedtke,  Marcinek;  Physische  Geographie  Deutschlands,  3.  Auflage,  Klett-Perthes-Verlag, 
Gotha und Stuttgart, 2002 
 
Semmel Arno; Geomorphologie der Bundesrepublik Deutschland; 5. Auflage; Steiner-Verlag; 
Stuttgart 1996 
 
Dongus  Hansjörg;  Die  Oberflächenformen  der  schwäbischen  Alb  und  ihres  Vorlandes; 
Selbstverlag des Geographischen Instituts der Universität Marburg, 1977 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

31 
 
Franziska Nitsche, André Preuß, WS 06/07 
 
 
5. „Treuchtlinger Marmor“ bei Gundelsheim (Bunte Brekzie über Marmor, 
Harnisch; Striemung, „Geschiebe“ als Indikatoren der Überschiebung) 
 
 
Aufbau: 
Im  Steinbruch  der  Gundelsheimer  Marmorwerke  AG,  welcher  7,5  km  ostnordöstlich  des 
Kraterrandes  liegt,  wird  „Treuchtlinger  Marmor“  abgebaut  und  zu  Marmorplatten  und 
Natursteinplatten verarbeitet. Die autochthonen und horizontal liegenden Malm-Delta-Bänke 
sind  sehr  mächtig.  Die  oberste  Bank  dieser  Decke  verfügt  über  die  bestentwickelte 
Schlifffläche  des  Riesgebietes.  Die  Schliffrichtung
1
  entspricht  der  Bewegungsrichtung  der 
Auswurfmassen, wobei diese sich radial aus dem Krater heraus bewegen.  
Diese Bänke werden von einer 7 Meter dicken Decke aus bunter Brekzie
2
 überlagert. Diese 
besteht  aus  Partikeln  unterschiedlicher  Größe,  welche  vor  allem  aus  Malm-Kalksteinen, 
Dogger-,  Keuper-  und  Tertiärtonen  bestehen.  Die  Bestandteile  der  bunten  Brekzie  sind  in 
eine tonige Grundmasse eingelagert. Neben den typischen Kratz- und Schlagspuren weisen 
manche  der  eckigen  Kalksteinfragmente  unter  der  Lupe  eine  parallele  Feinstriemung  auf. 
Diese  Feinstriemungen,  hervorgerufen  durch  Mineralkörner,  weisen  daraufhin,  dass  die 
Auswurfmassen unter allseitigen Druck transportiert worden sind.  
Untersuchungen  ergaben,  dass  eine  Residuallehmschicht  und  Kalksteine  vor  dem 
Riesereignis  vorhanden  gewesen  sein  müssen.  Diese  sind  durch  das  Gleiten  der 
Auswurfsmassen  über  die  Oberfläche  abgeschürft  und  in  die  Bunte  Brekzie  eingearbeitet 
worden.  
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Abb. 16: Schlifffläche auf Schichtgrenze von Malm-Delta-Dickbänken (Quelle: Exkursionsführer zur Geologischen 
Übersichtskarte des Rieses, S. 13) 
                                                 
1
 Die Schliffe streichen mit 85°. 
2
 Kleinstückiges Gemenge der Bunten Trümmergesteine (siehe Exkursionsführer zur Geologischen  
  Übersichtskarte des Rieses, S.13) 

32 
 
Auf  der  vorhandenen  Abbildung  ist  eine  Schlifffläche  auf  einer  Schichtgrenze  der  Malm  - 
Delta–Dickbänke  zu  erkennen,  welche  einen  Nachweis  über  die  Bewegungsrichtung  der 
Auswurfmassen gibt.  
(a) zeigt in der Skizze eine parabelförmige Fiederkluftstellung, diese ist entstanden durch die 
nach außen gerichtete Bewegung der überschobenen Massen. Der mit (b) gekennzeichnete 
Punkt deutet auf einen scharfen Abbruch zum Lee hin, der wie (a) entstanden ist. (c) weist 
eine Spaltenfüllung auf.  
An der Stoßseite, auf die die Auswurfsmassen besonders stark eingewirkt haben, entstehen 
sehr tiefe Schliffe (d). (e), (f) und (g) gehören zur Luv-Seite, wobei (e) die eine Abrundung 
darstellt.  Aufgrund  der  Bewegung  der  Massen  kam  es  immer  wieder  zu  stufenförmigen 
Abbrüchen in Richtung Lee (f). (g) zeigt Kleinstabschiebungen, die durch Verwirbelungen an 
den Schichtgrenzen entstanden sind und im Steinbruch erkennbar sein können.  
 
 
 
 
 
 
Literaturverzeichnis: 
 
- Chao, Edward C. T. : Aufschlüsse im Ries – Meteoriten – Krater. München 1992. 
 
- Mattmüller, C. Roderich: Ries und Steinheimer Becken. Geologischer Führer und  
-
 Einführung in die Meteoritenkunde. Stuttgart 1994. 
 
- Schmidt-Kaler, Herrmann: Exkursionsführer zur Geologischen Übersichtskarte des Rieses.  
- 
München 1970. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

33 
 
Julian Schmidt 
 
 
6. Steinbruch Otting 
Suevit über Bunter Brekzie; Coesit, Stishovit, Hochdruckminerale 
 
 
Der Suevit-Steinbruch von Otting befindet sich im Nordwesten der Ortschaft Otting und etwa 
3,5  km  östlich  des  Kraterrandes.  Im  Rahmen  der  Apollo-Mondmissionen  diente  der 
Steinbruch von 1970 bis 1977 als geologisches Trainingsgelände für NASA-Astronauten, um 
Kenntnisse  über  Impaktkrater  und  deren  Gesteine  zu  sammeln.  Heute  ist  der  Steinbruch 
Otting  im  Besitz  der  Firma  Märker  Zementwerk  Harburg  GmbH,  die  den  Suevit  zur 
Herstellung von Zement und Suevitkalk abbaut. 
 
Suevit  ist  tuffähnliches,  poröses  Gestein,  das  durch  die  hohen  Drücke  und  Temperaturen 
beim  Einschlag  des  Meteoriten  entstanden  ist.  Suevit  ist  weder  gebankt  noch  geschichtet. 
Auf  den  zentralen  Kraterbereich  ist  ein  sog.  Rückfallsuevit  beschränkt.  Der  im  Steinbruch 
von  Otting  aufzufindende  Auswurfsuevit  enthält  gegenüber  dem  Rückfallsuevit  mehr  und 
größere  eingeschlossene  Bruchstücke  verschiedener  Kristallingesteine  aus  dem 
Grundgebirge,  meist  kleiner  als  30  cm  Durchmesser  mit  unterschiedlicher 
Stoßwellenbeeinflussung,  wie  dioritischer  und  feldspatführender  Amphibolit,  Paragneis, 
Granitgneis  und  Granit.  Außerdem  sind  einige  Sedimentgesteinsfragmente  (meist 
Malmkalke)  eingeschlossen.  Kennzeichnend  für  den  Suevit  ist  ein  unterschiedlicher,  aber 
immer  hoher  Glasgehalt  im  Unterschied  zu  anderen  polymikten  Kristallinbrekzien.  Ebenso 
bezeichnend  ist  die  remanente  Magnetisierung  (Thermoremanenz),  wodurch  auf  eine 
Ablagerungstemperatur von mindestens 600°C geschlossen werden kann. 
 
Typische  Komponenten  des  Auswurfsuevits  sind  die  aerodynamisch  geformten,  meist 
blasigen  schwarzen  Glaskörper  („Flädle“),  die  durch  die  Aufschmelzung  des 
Gesteinsuntergrundes  beim  Meteoriteneinschlag  entstanden  sind.  Eine  Besonderheit  des 
Ries-Suevits  ist  das  Auftreten  von  Coesit  und  Stishovit,  den  Hochdruckmodifikationen  des 
Quarzes.  Deren  Entdeckung  durch  Shoemaker  und  Chao  1960  lieferte  den  Nachweis  für 
einen  Meteoriteneinschlag,  da  Coesit  und  Stishovit  nur  unter  den  extremen  Bedingungen 
eines  solchen  Meteoriteneinschlags  entstehen  können,  nicht  aber  durch  Vulkanismus.  Die 
kinetische  Energie  des  Meteoriten  wird  beim  Impakt  in  Wärme  umgewandelt  (sog. 
Schockmetamorphose).  Dies  geschieht  innerhalb  von  Sekunden  und  lässt  extrem  hohe 
Drücke  und  Temperaturen  entstehen.  Aufgrund  dieser  physikalischen  Bedingungen 
reagieren  betroffene  Gesteine  mit  metamorphen  Umwandlungen.  Die  Hochdruckminerale 
sind nur unter dem Mikroskop zu erkennen. Weitere Hochdruckminerale sind Cristobalit und 
Tridymit. 

34 
 
Im Folgenden zeigt Abbildung 1 den Ottinger Suevit. Zu beachten ist die Vielzahl und Größe 
der dunklen Glasfragmente. Die helleren Fragmente, manche umschlossen vom Glas, sind 
stark  geschockter  Granit.  Die  Kanäle  im  rechten  oberen  Bildausschnitt  sind  durch  Wasser 
entstanden. 
Abbildung 2 zeigt einen Suevitbohrkern mit Augenmerk auch hier auf Vielzahl und Größe der 
Glaskörper, hier vorwiegend Amphibolite. 
 
 
Abb. 17 und 18: Ottinger Suevit (Quelle: Chao, Edward (1977): The Ries Crater of Southern Germany, S. 65) 

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In  den  Aufschlüssen  des  Steinbruchs  Otting  lässt  sich  außerdem  die  den  Suevit 
unterlagernde Bunte Brekzie erkennen. Die Bunte Brekzie ist das kleinerstückige Gemenge 
der Bunten Trümmermassen, der Hauptauswurfmasse des Rieskraters. Sie besteht aus den 
verschiedenen Gesteinen, die im Kraterbereich vorhanden waren. Die Komponenten (kleine 
und  große  Bruchstücke,  Blöcke)  liegen  bunt  durcheinander  gemengt  in  einer  sandig-
lehmigen Grundmasse. Da das Gesteinsmaterial aus dem sedimentären Deckgebirge in den 
Bunten  Trümmermassen  bzw.  der  Bunten  Brekzie  mengenmäßig  überwiegt,  werden  diese 
auch  als  sedimentäre  Auswurfmassen  bezeichnet.  Die  Bunte  Brekzie  in  Otting  besteht  im 
oberen  Teil  vorwiegend  aus  Keuper-  und  Juratonen,  im  unteren  Teil  mehr  aus 
Malmkalksteinen  und  Tertiärtonen.  Daran  sieht man  eine  Umkehrung  der  stratigraphischen 
Abfolge.