Sedimentbecken

Schnitt durch den Nordwestrand des Molassebeckens im Hegau. Das Basement, hier nur durch dessen oberste Gesteinseinheit, den Weißjura, dargestellt, taucht, belastet durch die verdickte Kruste im Bereich der Alpen, nach Südosten ab, entsprechend nimmt die Mächtigkeit der Molasse (USM, OMM, OSM) nach Südosten zu.

Entscheidend für die Bildung von Sedimentbecken ist die lokale oder regionale Absenkung (Subsidenz) der Erdkruste unterhalb des Niveaus der lokalen bzw. regionalen Erosionsbasis. Sedimentbecken, die rezent Subsidenz erfahren und Sedimente aufnehmen, werden als aktive Sedimentbecken bezeichnet. Solche, die rezent keine Subsidenz mehr erfahren und in denen nichts mehr abgelagert oder deren Füllung sogar erodiert wird, werden als fossile Sedimentbecken bezeichnet.

Subsidenz in regionalem Maßstab wird oft durch tektonische Dehnung der Erdkruste verursacht, wobei verschiedene Typen von Dehnungsbecken in verschiedenen plattentektonischen Szenarien unterschieden werden können, u. a. Backarc-Becken (Subduktion), Piggyback-Becken (Kollision), Pull-Apart-Becken (verschiedene) und Grabenbrüche (Divergenz). Ferner werden weitere Ursachen und Mechanismen für (großräumige) Subsidenz diskutiert, dazu gehören

• isostatische Subsidenz
  • durch Massendefizite im Untergrund verdickter kontinentaler Kruste, beispielsweise infolge des Abreißens subduzierter ozeanischer Kruste unterhalb eines Orogens („Slab Breakoff“) oder infolge „thermischer Erosion“ durch einen aufsteigenden Plume⁠^*
  • durch thermische Metamorphose mit Dichtezunahme im unteren Teil relativ mächtiger Erdkruste, ebenfalls verursacht durch eine thermische Anomalie im darunter befindlichen Erdmantel⁠^*[1]
• thermische Subsidenz – erfolgt durch die Abkühlung und damit einhergehende Kontraktion und Dichtezunahme vormals aufgeheizter Erdkruste und wird als Ursache für die Entstehung von Sedimentbecken bzw. die anhaltende Subsidenz in tektonisch ruhigen innerkontinentalen Regionen und an passiven Kontinentalrändern gesehen
• tektonische Auflast stark verdickter Krustenbereiche – gilt als Ursache für die Entstehung von Vorlandbecken (vgl. u. a. Molassebecken)
• sedimentäre Auflast – gilt als unterstützender Faktor für die Subsidenz bereits aktiver Sedimentbecken

Die Abwanderung von Salzgestein aus dem Untergrund im Zuge von Halokinese sorgt für die Bildung relativ kleinräumiger Senken. Sedimentbecken mit sehr kleinem Grundriss können auch auf vulkanische Aktivitäten oder auf Verwitterung zurückgehen. So sind die durch ihre Säugetierfossilien bekannten eozänen Sedimente der Grube Messel in einem Maarsee abgelagert worden, und die Hohlformen, in denen die geologisch etwas jüngeren Schichten von Oberleichtersbach[2] und Sieblos[3] in der Rhön zur Ablagerung kamen, werden als Einsturzdolinen interpretiert.

Ein Sedimentbecken gliedert sich strukturell grob in die Füllung, die aus Sedimenten und Sedimentgesteinen besteht, aber auch in nicht geringem Umfang vulkanische Erguss- und Ganggesteine sowie pyroklastische Sedimente umfassen kann, und in das abgesenkte Grundgebirge oder Basement, das die Füllung unterlagert und randlich umgibt. Der Grundriss eines Sedimentbeckens hängt vom Entstehungsmechanismus ab. Einfache tektonische Dehnung erzeugt meist langgestreckte Strukturen, Pull-Apart-Becken und Becken, die durch thermische Subsidenz entstehen, können auch rundlichere Formen aufweisen. Auch Kontinentalränder werden als Sedimentbecken bezeichnet, obwohl sie nur einseitig von einem Hochgebiet begrenzt werden.

Aufgeschlossener Kontakt zwischen Sedimentfüllung und Grundgebirge im Randbereich des Fundy-Beckens: Rote, arkotische Sandsteine der Wolfville-Formation (im traditionellen Sinn; Mittel- oder untere Obertrias, Newark-Supergruppe) überlagern ab etwa der Bildmitte, nach links mit zunehmender Mächtigkeit, winkeldiskordant eine steilgestellte, teils deutlich sichtbar gefaltete Wechselfolge aus gräulichen und schwärzlichen Ton-, Silt- und Sandsteinen der Horton-Bluff-Formation (Unterkarbon); Rainy Cove, Südküste des Minas Basin, Bay of Fundy, Nova Scotia, Kanada.

Vereinfachte Darstellung eines Sedimentbeckens, hier in Form eines Halbgrabens, im Blockbild. Das Grundgebirge ist grau dargestellt, Deltasedimente gelblich, Schuttfächer grünlich und sonstige Sedimente braun.

Der Senkungsbetrag des Grundgebirges pro Zeitspanne (Subsidenzrate), der üblicherweise in der Größenordnung von Millimetern pro Jahr liegt, nimmt im Allgemeinen vom Rand zur Mitte eines Sedimentbeckens zu. Weil Bereiche höherer Subsidenz mehr Sedimente aufnehmen können als solche mit geringer Subsidenz, nimmt die Mächtigkeit der Beckenfüllung in der Regel vom Beckenzentrum zu den Rändern hin ab. Tektonisch verursachte Becken zeichnen sich durch sogenannte Beckenrandstörungen (siehe Verwerfung) aus, an denen, vor allem bei fossilen, teilweise erodierten Sedimentbecken, die Füllung relativ scharf gegen das randliche Grundgebirge begrenzt wird. Aber auch weiter im Beckeninneren ist das Grundgebirge oft von Störungen durchzogen und kann Bereiche stärkerer und weniger starker Subsidenz aufweisen, woraus eine interne (paläo-)morphologische Gliederung in Schwellen und Tröge oder Teilbecken resultiert (ähnliches gilt für Regionen, die stark durch Halokinese geprägt sind, beispielsweise das Norddeutsch-Polnische Becken). Die Teilbecken, das heißt die Bereiche größter Subsidenz, die folglich die mächtigste Sedimentfüllung aufweisen, werden auch als Depozentren (Sing. Depozentrum) bezeichnet. Im Verlauf der geologischen Geschichte eines Sedimentbeckens können sich dessen Depozentren verlagern, was sich in schwankenden Mächtigkeiten verschieden alter Schichtintervalle in verschiedenen Regionen des Beckens bemerkbar macht. Wie stark sich die Subsidenz in einem aktiven Sedimentbecken morphologisch äußert, hängt von der Menge des zugeführten Sedimentes pro Zeitspanne (Sedimentationsrate) ab. Wenn die Sedimentationsrate die Subsidenzrate vollständig kompensiert oder übersteigt, befinden sich die morphologisch höchsten Bereiche des Beckens mindestens auf gleicher Höhe mit der Erosionsbasis, an den Beckenrändern auch darüber, ansonsten liegen sie darunter.

Die Zufuhr von Sediment in das Becken erfolgt aus den umliegenden, der Erosion ausgesetzten Hochgebieten fast immer durch strömendes Wasser, das heißt durch Flüsse und Bäche sowie durch Meeresströmungen. In bestimmten, durch relativ steiles Relief gekennzeichneten Bereichen eines Sedimentbeckens sind auch Massenbewegungen wie Suspensions- oder Schuttströme für den Sedimenttransport oder -eintrag von Bedeutung.

Bei hohen Subsidenzraten sinkt das Höhenniveau des Beckens nicht selten unter den Meeresspiegel ab, und insbesondere an Kontinentalrändern dringt dann in der Regel das Meer in die entsprechende Region vor. Sedimentbecken sind daher oft Meeresbecken (siehe Schelf) mit mariner Sedimentation. Bei geringeren Subsidenzraten oder einer sehr küstenfernen Position erfolgt die Sedimentation eher in Seen und Schwemmebenen. Oft besteht in geologischen Zeiträumen keine scharfe Grenze zwischen einer Schwemm- bzw. Küstenebene und dem angrenzenden Meeresbecken, sondern diese verschiebt sich mit Ansteigen oder Absinken des relativen oder absoluten Meeresspiegels (vgl. Transgression und Regression).

In Meeres- oder Seebecken in tropischem Klima spielt nicht selten auch die In-situ-Ausfällung von Calciumcarbonat („Kalk“) oder relativ leicht löslichen Salzen (Evaporiten) eine bedeutende Rolle für die Sedimentation.

Die zuerst in einem Sedimentbecken abgelagerten Schichten geraten bei anhaltender Subsidenz in eine immer größere Tiefe, werden durch das Gewicht nachfolgend abgelagerter Schichten zusammengepresst (Kompaktion) und langfristig in Sedimentgesteine wie Sandstein oder Tonstein umgebildet (Diagenese). In festländischen Sedimentbecken enthalten die jüngeren (oberen) Schichten aus Schotter und anderem Lockermaterial oft bedeutsame Reservoirs an für die Trinkwassergewinnung nutzbarem Grundwasser.

Bei Gebirgsbildungen werden gedehnte Krustenbereiche, auf denen sich Sedimentbecken mit oft komplexer Geschichte ausgebildet hatten, gestaucht (invertiert) und die abgelagerten Sedimente werden, teils gemeinsam mit dem unterlagernden Grundgebirge, gefaltet und/oder aufgestapelt, mitunter auch tief in die Erdkruste versenkt und unter hohem Druck und hohen Temperaturen umgewandelt (Metamorphose). Nicht selten bestehen große Teile eines Gebirges aus der deformierten Füllung von Sedimentbecken, beispielsweise die Alpen und der Himalaya, deren Gesteine zu einem Großteil der Ablagerung an den Rändern des Tethys-Ozeans entstammen. Aus der Beobachtung heraus, dass sich Meeressedimente heute in Hochgebirgen finden, erwuchs die heute veraltete Geosynklinaltheorie.

Im Laufe der allmählichen Absenkung sammeln sich Milliarden Tonnen von Resten abgestorbener Pflanzen (einschließlich Algen) im Senkungsgebiet und werden sukzessive von Schotter, Sand und Tonschichten bedeckt. Wo dies unter Luftabschluss geschieht, kann sich aus den organischen Resten Kohle, Erdöl und Erdgas bilden. Die Inkohlung bzw. thermische Reifung der Reste wird durch das weitere Absinken des Sedimentbeckens, fortlaufende Ablagerung und die steigende Temperatur des Untergrundes gefördert.