115 
13 Die Daten der Bohrung wurden der geophysikalischen Arbeitsgruppe 1986, d.h. erst 
zwei Jahre nach dem Geländeeinsatz zur Verfügung gestellt. Das Bohrprofil ist ver 
öffentlicht in Hesse et al. (1987). 
Rand des Wadis (Abb. 5.16), die das Grundgebirge in 345 m Tiefe erreichte 13 . Auch die 
Interpretation des seismischen Profils RW4, das in der Nähe des kleinräumig vermesse 
nen magnetischen Meßgebiets liegt (siehe Abb. 5.16), ergibt einen Wert von 300-350 m 
für die Tiefe der Sediment-Grundgebirgsgrenze (Kalkbrenner, 1988). Aus diesen Ergeb 
nissen kann die Schlußfolgerung gezogen werden, daß es keine Anzeichen für die ver 
mutete Grabenstruktur (vergl. 5.2.1) gibt. 
Die Parameter der Modellfunktion für das radial gemittelte Variogramm (Abb. 5.18) 
wurden als Startwerte für die Anpassung einer Modellfunktion an das richtungsabhängi 
ge Variogramm verwendet. Das beste Ergebnis wurde ebenfalls durch zwei geschach 
telte Potential-Modelle erzielt, die jedoch in diesem Fall eine elliptische Basis (4-14) 
haben (Abb. 5.19) 
5.2.4 Isoliniendarstellung der Totalintensität 
Für das kleinräumige Untersuchungsgebiet wurde ein Isodynamen-Karte angefertigt 
(Abb. 5.20). Die Isoliniendarstellung beruht auf einem gekrigten Datengitter, dessen 
Gitterlinien parallel und senkrecht zur N 60° E-S 60° W-Richtung, also ungefähr parallel 
zu den Profilrichtungen orientiert sind. Der Abstand zwischen den Gitterknoten beträgt 
250 m. Abb. 5.21 zeigt die Kriging-Standardabweichung der interpolierten Totalintensitäts 
werte. 
Wie aus der Strukturanalyse (5.2.3) erwartet, zeigt die Karte ein recht komplizier 
tes Anomalienmuster, das sich aus einer Vielzahl kurzwelliger Anomalien von oberflächen 
nahen Inhomogenitäten des Grundgebirges und langwelligen Anomalien von wesentlich 
tiefer gelegenen magnetischen Quellen im Grundgebirge zusammensetzt. 
5.2.5 Feldertrennung 
Unter der Annahme, daß die Feldrichtung im Untersuchungsgebiet als konstant und die 
Magnetisierung des Gesteins als induziert betrachtet werden kann, ist es mit Hilfe des 
Kokriging-Verfahrens möglich, die in der Strukturanalyse beobachteten Anomalie-Kom 
ponenten der oberfächennahen Quellen AF^x.y) und der tiefergelegenen Strukturen 
AF 2 (x,y) aus dem Gesamtfeld F(x,y) zu separieren (siehe 4.6). Da eine Trennung 
zwischen der langwelligen Anomalie-Komponente AF 2 (x,y) und dem Regionalfeldterm m z 
aufgrund der Kleinräumigkeit des Untersuchungsgebiet jedoch riskant ist, ist es hier 
sinnvoll, AF 2 (x,y) und m z gemeinsam als eine Feldkomponente (AF 2 (x,y) + m z ) der