Das Zentraleuropäische Becken

Das Zentraleuropäische Becken (Germanisches oder Mitteleuropäisches Becken) war ein intrakontinentaler Sedimentationsraum, der sich von der Nordsee über das nördliche Mitteleuropa bis nach Polen erstreckte und der während des Perms und der Trias bestand. Der folgende Überblick umfasst daher neben der Trias auch die Entwicklung im vorangegangenen Perm.

Als Randmeer der Neotethys, das weiträumig von festländischen Hochgebieten umschlossen war, reagierte das Zentraleuropäische Becken sehr empfindlich auf Schwankungen des Meeresspiegels. Im Rotliegend, Buntsandstein und Keuper kam es in dem Becken überwiegend, aber nicht ausschließlich zu kontinentaler Sedimentation. Im Zechstein und Muschelkalk dagegen herrschten flachmarine Bedingungen. Mehrfach kam es während Perm und Trias zu pelitisch-salinaren Zyklen, die bis zur Entstehung von Stein- und Kalisalz reichten.

Das Becken kann in mehrere Teilräume gegliedert werden. Als Norddeutsches Becken wird der mittlere, etwa Norddeutschland umfassende Teil des Beckens bezeichnet. Die Südgrenze des Zentraleuropäischen Beckens bildete das Vindelizische Land, eine Schwellenregion, die sich von der Schweiz bis nach Böhmen zog und das Becken von der südlich gelegenen Neotethys trennte. Im Westen lag die Grenze am Übergang zum Armorikanischen und zum London-Brabanter-Massiv. Im Nordwesten und Norden lagen weitere Hochgebiete, wie etwa das Nordsee-Hoch und das Ringköbing-Fünen-Hoch. Auf der Nordostseite wurde das Becken begrenzt vom Fennoskandischen Schild und im Osten von der Osteuropäische Tafel.

Entstehung

Im Rahmen der Variszischen Gebirgsbildung entstand gegen Ende des Paläozoikums der Großkontinent Pangäa. Seine riesige Landmasse erstreckte sich beinahe vom Südpol bis zum Nordpol. Auf der Ostseite Pangäas griff der Meeresarm der Neotethys weit in das Innere des Kontinentes ein (Abb.1).

Mit dem Ende der Variszische Gebirgsbildung im frühen Perm endete zunächst einmal die Zeit der konvergierenden Plattenbewegungen. Es trat nun ein neues tektonisches Spannungsmuster in Mitteleuropa auf, das verstärkt durch Dehnungskräfte gekennzeichnet war und in dem sich neue tektonische Richtungen durchsetzen, die vor allem der NNE-SSW-Richtung folgten. Es kam dabei zur Anlage transtensionaler Becken und zum Einsinken zahlreicher Gräben. Ursache für diese Spannungen war eine relative Westwanderung der Afrikanischen Platte innerhalb des Großkontinentes Pangäa in der Endphase der Variszischen Gebirgsbildung. Dies führte zu tiefreichenden Brüchen in der Erdkruste Mitteleuropas. Zudem war es unter der variszischen Kollisionszone zu Beginn des Perms zum Plattenabriss der subduzierten Lithosphäre gekommen. Die Folge war eine schnelle isostatische Hebungsbewegung des Gebirges, was zugleich seine Abtragung intensivierte. Durch den Plattenabriss bildeten sich Bruchzonen in der Lithosphäre, die den Aufstieg geschmolzenen Materials aus der Asthenosphäre ermöglichte. Dieses heiße Material lagerte sich an der Unterseite der Lithosphäre an und führte an der Oberfläche zu Vulkanimus und zur Ablagerung mächtiger, meist sauerer Vulkanite. Mit der einsetzenden Abkühlung nahm die Dichte der Kruste wieder zu und es kam zur thermischen Subsidenz. Ihre Folge war die großräumige und über lange Zeit andauernde Beckenbildung in Mitteleuropa.

Im Verbreitungsgebiet des Variszischen Gebirges, das vor allem die Mitte und den Süden Deutschlands umfasste, sanken im Perm intramontane Becken ein, wobei sich kleinere Einzelbecken mit der Zeit zu wenigen, größeren Becken verbanden. In ihnen sammelten sich mächtige Folgen klastischer Sedimente, die man als Binnenmolasse ansehen kann. Ihre Füllungen sind das Ergebnis der intensiven Abtragung, der das Gebirge bei ariden bis semiariden Klimabedingungen unterlag. Weiter nördlich entstand das Südliche Permbecken, dessen Absenkung etwa in der Mitte des Perms begann, sich in der Trias weiter ausdehnte und ab dann als Zentraleuropäisches Becken bezeichnet wird. Es war als Senkungsraum das ganze Mesozoikum hinweg wirksam.

Rotliegend

Zunächst herrschte noch ein feuchtwarmes Klima. Mit fortschreitender Nordwanderung Pangäas und der zunehmend intrakontinentalen Lage des mitteleuropäischen Raums wurde das Klima dann aber wärmer und arider. Es breiteten sich Wüsten und Halbwüsten aus.

Zu Beginn des Rotliegend traten tektonische Spannungen auf, die zu tiefreichenden Brüchen in der Erdkruste führten und die einen starken Vulkanismus im Zentraleuropäischen Becken initiierten. Daher finden sich an der Rotliegend-Basis mächtige, meist rhyolithischen Vulkanite. Mit der beginnenden thermischen Subsidenz ab dem Oberrotliegend kam es dann zu einer mächtigen Abfolge terrigener und evaporitischer Sedimente im Becken.

Typisch für das Rotliegend sind Fanglomerate, die bei seltenen, dann aber sehr starken Regenereignissen Schichtfluten auslösten und in der ariden, vegetationsarmen Landschaft große Mengen klastischer Sedimente transportieren konnten. Feldspatreiche Arkosen zeigen an, dass das Klima trocken gewesen sein muss, da die verwitterungsanfälligen Feldspäte im humiden Klima durch Hydrolyse schnell zersetzt worden wären. Daneben entstanden fluviatile Sedimente in verzweigten Flusssystemen, zudem ablusslose Becken mit Playa-Sedimenten und äolische Ablagerungen.

Im höheren Abschnitt des Oberrotliegend kam es zur Entstehungszeit der Dethlingen- und Hannover-Formation zur Bildung eines Salzsees, dessen Zentrum im Bereich der südlichen Nordsee und des südlichen Schleswig-Holsteins lag. Dort sedimentierte eine tonig-salinare Schichtenfolge, die bis zur Bildung von Steinsalz reichte. Dabei lässt sich beobachten, wie sich die salinare Fazies im Verlauf des Oberrotliegend immer weiter ausdehnte.

Zechstein

Mit dem Zechstein erreichte erstmals seit dem Ende der Variszischen Gebirgsbildung das Meer den mitteleuropäischen Raum. Der Zugang des Meeres in das seit dem Oberrotliegend absinkende Becken erfolgte dabei sehr schnell und aus nördlicher Richtung. Die Schwellenregionen des Nordsee- und des Ringköbing-Fünen-Hochs waren wirksam, man spricht beim südlich gelegenen Senkungsraum auch vom Südlichen Permbecken. Auf der Nordseite der Schwellenregion lag das Nördliche Nordsee-Becken.

Die marine Abfolge im Südlichen Permbecken bzw. im Norddeutschen Becken beginnt mit dem Zechstein-Konglomerat und dem Kuperschiefer, wobei das Meer zur Entstehungszeit des Kuperschiefers in seinen tieferen Bereichen schlecht durchlüftet und sauerstoffarm war. Dies bot ideale Voraussetzungen für die Erhaltung zahlreicher Fische, Meeresreptilien und von Pflanzenteilen, die zum Meeresboden absanken und dort als Fossilien konserviert wurden.

Auf die Ablagerung des Kupferschiefers folgen bis zu sieben Eindampfungszyklen von Karbonat- und Salzgesteinen. Teilweise reichte die Eindampfung bis zur Bildung von Kalisalzen. Die Zyklen werden als Werra-, Staßfurt-, Leine-, Aller-, Ohre-, Friesland- und Fulda-Formation bezeichnet, wobei der Kuperschiefer schon Teil der Werra-Formation ist. Das Hauptverbreitungsgebiet der karbonatisch-salinaren und teils auch tonigen Abfolge liegt im Norddeutschen Becken. Die Zyklen, die regional unterschiedlich entwickelt sind oder auch ganz ausfallen, gehen auf zyklische Schwankungen des globalen Meeresspiegels zurück. Sie bewirkten eine zeitweilige Abschnürung des Zechstein-Meeres und dann den erneuten Zustrom von Frischwasser. Generell gilt, dass die höheren Zyklen unvollständiger entwickelt sind und ein kleineres Verbreitungsgebiet haben. Außerdem ändert sich die Abfolge der Zyklen in Richtung zu den Beckenrändern.

Buntsandstein

Mitteleuropa lag zur Entstehungszeit des Buntsandsteins etwa auf der Höhe, auf der sich heute Nordafrika befindet. Es herrschten im Zentraleuropäischen Becken weitgehend aride Klimabedingungen. Durch seine Lage im Inneren des Großkontinentes Pangäa erreichte nur wenig Niederschlag das Becken, so dass sich wüsten- oder halbwüstenartige Landschaften ausbildeten.

Die Sedimente des Buntsandsteins sind weitgehend terrestrischer Entstehung. Vor allem finden sich klastische, oftmals rot gefärbte Sedimente, die verzweigte Flusssysteme aus südöstlichen Einzugsgebieten in das Becken transportierten. Diese Flüsse, die nicht ständig Wasser führten, kamen aus den Hochgebieten im heutigen Frankreich, die dort an das Zentraleuropäische Becken grenzten. Generell zeigt sich, dass die Hauptentwässerungsrichtung im Becken nach Norden oder Nordosten ausgerichtet war und dass folglich die Korngröße der Sedimente in diese Richtung allgemein abnimmt. Bruchtektonik am Ende des Unteren Buntsandsteins führte zur Bildung von Horst- und Grabenstrukturen. Letztere nahmen im weiteren Verlauf des Bundstandsteins mächtige Abfolgen überwiegend terrestrischer Sedimente auf.

Neben den zahlreichen, verzweigten Flussläufen traten auch größere Dünenfelder auf, da der Wind in der trockenen, offenen und vegetationsarmen Landschaft große Mengen Lockermaterial aufnehmen und verfrachten konnte. Einzelne Seen hielten sich zumindest zeitweilig. Wenn sie austrockneten, bildeten sich Salztone. Weltweite Klimaveränderungen führen zu Meeresspiegelschwankungen, die auch Auswirkungen auf die Sedimentation innerhalb des Beckens hatten. Es entstanden zyklische Serien aus Ton-, Schluff- und Sandsteinen. Für die übersalzenen, gelegentlich trockenfallenden Randbereiche des Meeres war die Bildung von Stromatolithen typisch.

Zu Beginn des Mittleren Buntsandsteins gab es kurzzeitig eine Verbindung von der Neotethys bis in das Norddeutsche Becken. Dies belegen marine Fossilien in den Ablagerungen. Ansonsten ist der Mittlere Buntsandstein wieder ein weitgehend festländischer Sedimentationsraum mit flachen Seen und verzweigten Flusssystemen, die immer wieder austrockneten. Es kamen teils glimmerhaltige Ton-, Schluff- und Sandsteine zur Ablagerung. In der Nähe zur Vindelizischen Schwelle machte sich diese als Liefergebiet der klastischen Sedimente bemerkbar. Es entstanden Arkosen, die sich vom feldspatführenden Kristallin herleiten, das im Bereich dieses Hochgebietes der Abtragung unterlag.

Der Obere Buntsandstein ist eher feinkörnig ausgebildet und wird in der Röt-Formation zusammengefasst. In einer großen Playa-Senke entstanden Ton- und Mergelsteine. Zeilweilig herrschte in Norddeutschland auch eine stark salinar geprägte Beckenfazies vor. Aus der Neotethys erreichte das Meer das Zentraleuropäische Becken, so dass im Verlauf des Oberen Buntsandsteins der marine Einfluss zunahm. Marine Sedimente lassen sich bis in die Mitte Deutschlands nachweisen. Bei ariden Klimaverhältnissen herrschte eine intensive Verdunstung und ein eingeschränkter Wasseraustausch, so dass sich hochsalinare Lösungen bildeten. Es kam zur Ausscheidung u.a. von Kalksteinen, Salztonen, Gips und Steinsalz.

Muschelkalk

Zur Entstehungszeit des Muschelkalks wurde das Zentraleuropäische Becken von einem flachen Meer eingenommen. Dieses stand über verschiedene, als Pforten bezeichnete Verbindungswege mit der Neotethys im Süden in Kontakt. Der Meeresvorstoß zur Zeit des Unteren Muschelkalks kam überwiegend aus Südosten durch die Oberschlesische Pforte, während er im Oberen Muschelkalk aus südwestlicher Richtung durch die Burgundische Pforte stattfand.

Bedingt durch den flachmarinen Charakter seines Ablagerungsraumes ist der Muschelkalk wesentlich fossilreicher als der Bundsandstein und der Keuper. Die Verhältnisse innerhalb des Beckens waren sehr einheitlich, weswegen die Muschelkalk-Sedimente sehr gleichförmig und großräumig korrelierbar sind. Zur Zeit, als sich das Muschelkalk-Meer über Mitteleuropa erstreckte, kam es immer wieder zu starken Unwettern, die das Wasser bis in Tiefen von über 100 m erfassten und die Sedimente am Meeresboden aufwühlten. Dabei kam es zur Entstehung von Tempestiten.

Der Untere Muschelkalk wird im zentralen Teil des Beckens von der Jena-Formation eingenommen. Die dünnbankigen, wellig ausgebildeten karbonatischen Ablagerungen werden als Wellenkalk bezeichnet und stammen aus einem flachen, teils übersalzenen Meer. Oftmals tritt eine starke Bioturbation auf. Charakteristische, u.a. Oolith-führende Leithorizonte sind großräumig vorhanden und dienen zum Korrelieren der Schichten innerhalb des Beckens. Zu den Beckenrändern hin finden sich Sedimente einer Randfazies.

Im Mittleren Muschelkalk ging zeitweise die Verbindung zur Neotethys verloren. Dies führte im Zentraleuropäischen Becken zu Übersalzung und der Ausscheidung evaporitischer Sedimente. Es treten vor allem Gips und Anhydrit auf. Dagegen gab es im Oberen Muschelkalk wieder eine Verbindung zum offenen Meer, so dass ein gut durchlüfteter, von vielen marinen Organismen geprägter Lebensraum entstand. Es kam zur Bildung von teils fossilreichen Kalk- und Mergelsteinen. An der Grenze zum Keuper machte sich ein Meeresrückzug bemerkbar.

Keuper

Im Keuper bestand ein überwiegend terrestrischer, teils auch flachmariner oder lagunärer Ablagerungsraum. Dabei herrschten aride bis semiaride Klimabedingungen. Klastische Sedimente wurden hauptsächlich von Skandinavien her in das Becken geschüttet. In Süddeutschland machte sich auch das Vindelizische Land als Liefergebiet bemerkbar (Abb. 5). Die Gliederung des Keupers ist daher für Nord- und Süddeutschland unterschiedlich.

Im Vergleich zum Buntsandstein sind die Ablagerungen generell feinkörniger, da die als Liefergebiete dienenden Hochgebiete, die das Becken umrahmten, weitgehend eingeebnet waren. Es handelt sich überwiegend um Ton-, Mergel- und Sandsteine, dazu treten Salz- und Gipskrusten und Paläoböden auf. Das Ablagerungsmilieu war limnisch-fluviatil oder äolisch, dazu kamen die Ablagerungen nach gelegentlichen Schichtfluten. Temporäre Flüsse, Seen und Feuchtgebiete sorgten dafür, dass sich in den weiten Ebenen des Beckens stellenweise dichte Vegetation entwickeln konnte, die sogar zur Entstehung lokaler, wirtschaftlich allerdings unbedeutender Kohlenlagerstätten führte.

Im Beckenzentrum, das im heutigen Norddeutschland lag, treten großflächige Playa-Ablagerungen auf. Hier kam es zeitweilig zu flachen Meeresvorstößen. Die allmähliche Austrocknung führte zur Entstehung von übersalzenen Playa-Seen und anschließend zu Bodenbildungen. Der Keuper war eine tektonisch unruhige Zeit. So kam es zeitweise auch zu Erosion und der Entstehung von Diskordanzen in der Schichtenfolge. Mit der Rhät-Transgression stellten sich im Oberen Keuper deltaische bis flachmarine Verhältnisse ein.

Literatur

Geologischer Dienst NRW (2016): Geologie und Boden in Nordrhein-Westfalen. - 157 S.; Krefeld

Meschede, M. (2015): Geologie Deutschlands. - 249 S.; Berlin, Heidelberg