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fossiles Sedimentbecken Aus Wikipedia, der freien Enzyklopädie
Das Paraná-Becken ist ein weitgespanntes fossiles Sedimentbecken im zentralöstlichen Südamerika. Es erstreckt sich über das nordöstliche Argentinien, den zentralsüdlichen Teil Brasiliens, das östliche Paraguay und das nördliche Uruguay, wobei der Löwenanteil (1,1 Millionen Quadratkilometer) auf brasilianisches Staatsgebiet entfällt. Das Becken hat elliptische Ausmaße und nimmt ein Areal von zirka 1,5 Millionen Quadratkilometern in Anspruch. Es bildete sich während des Paläozoikums und war bis ins Mesozoikum hinein aktiv. Seine Sedimente sind ordovizischen bis kreidezeitlichen Alters (460 bis 65 Millionen Jahre BP). Im Zentralteil des Beckens erreichen die Ablagerungen eine Gesamtmächtigkeit von bis zu 7000 Metern und sind sedimentären wie auch vulkanischen Ursprungs.[1][2][3]
Das Paraná-Becken ist ein typisches innerkratonisches Flexurbecken (epikontinentale „Geosynklinale“), dessen Entstehung auf thermische Krustensubsidenz zurückzuführen ist, welche nach Abklingen der Mehrfachkollisionen während der Brasiliano-Gebirgsbildung/Pan-Afrikanischen Orogenese einsetzte (im Zeitraum 670 bis 520 Millionen Jahre BP fanden sieben Kollisionen statt – siehe auch Cadomische Orogenese). Im Paläozoikum bildete das Becken noch einen Meeresgolf, der nach Südwesten hin zur Hochsee geöffnet war. Während der paläozoischen Gondwaniden-Gebirgsbildung entwickelte sich das Paraná-Becken dann zu einem Vorlandbecken.[1][2][4] Bis zur Anden-Gebirgsbildung hatte es überdies zum Chaco-Paraná-Becken Verbindung. Die Entstehungsgeschichte des Beckens steht mit der Konvergenz des ehemaligen Gondwana und der ozeanischen Kruste Panthalassas in engem Zusammenhang.
Der Río Paraná, nach dem das Paraná-Becken benannt wurde, fließt durch den Zentralteil des Beckens. Das hier beschriebene Sedimentbecken ist nicht identisch mit dem Einzugsgebiet („hydrographischen Becken“) des Río Paraná.
Bereits 1841 wurde der brasilianische Teil des Beckens zum ersten Mal untersucht, Anlass war eine Prospektion der damaligen kaiserlich brasilianischen Energiebehörde auf Steinkohle. Einen Meilenstein im geologischen Verständnis des Paraná-Beckens stellte der „White Report“ dar, der im Jahr 1908 von dem US-amerikanischen Geologen Israel C. White verfasst wurde, damaliger Leiter der “Comissão de Estudos das Minas de Carvão de Pedra do Brasil” (Studienkommission der Steinkohlenbergwerke Brasiliens). Bei den Untersuchungen nach Steinkohlevorräten wurden nämlich mehrere Mesosaurusfossilien in den permischen Schwarzschiefern der Irati-Formation entdeckt, gleichzeitig stieß man auf die Glossopteris-Flora in den permischen Steinkohlen. White war einer der Ersten, die die enge Verwandtschaft der permischen Schichten Südamerikas mit ähnlichen Gesteinen aus dem Karoo-Becken Südafrikas erkannten.[5]
Die Sedimentfüllung des Paraná-Beckens umfasst beinahe 400 Millionen Jahre Erdgeschichte. Milani unterteilte 1997 im Sinne Vails[6] die sedimentäre Abfolge im Paraná-Becken in sechs sequenzstratigraphische Supersequenzen zweiter Ordnung. Diese Sequenzen bilden das stratigraphische Gerüst des Beckens und werden ihrerseits von Diskordanzen und bedeutenden Schichtlücken erosiver Natur umgrenzt.[7] Die Sedimentfüllung kann allostratigraphisch in folgende sechs Supersequenzen zweiter Ordnung unterteilt werden (von jung nach alt):
Bauru-Supersequenz – Oberkreide (Aptium – bis Maastrichtium)
Nach dem Ausfließen der sehr mächtigen Flutbasalte der Serra-Geral-Formation sackte das Paraná-Becken schüsselförmig ein. In diesem neuentstandenen innerkontinentalen Sedimentationsraum sammelten sich daraufhin die Sedimente der Caiuá-Gruppe und der Bauru-Gruppe. Das Verbreitungsgebiet der Bauru-Supersequenz liegt im zentral nördlichen Abschnitt des Paraná-Beckens und besteht hauptsächlich aus sandigen bis konglomeratischen Sedimenten. Während der Ablagerung der Bauru-Gruppe drangen ultrabasische bis intermediäre Alkaligesteine auf. Der Fossilinhalt dieser Supersequenz beinhaltet Schildkröten, Krokodile und Dinosaurier.
Gondwana III-Supersequenz – Oberjura bis Unterkreide (Berriasium)
Diese Supersequenz wird geprägt vom Aufbrechen Gondwanas, welches letztendlich zur Bildung des Südatlantiks führte. Sie besteht aus der São-Bento-Gruppe mit folgenden Formationen:
Gondwana II-Supersequenz – Indusium bis Rhaetium
Diese Supersequenz aus der Trias markiert den Beginn kontinentaler Sedimentation in einem Südost-Nordwest streichenden Grabenbruchsystem. Sie enthält bedeutende Faunengemeinschaften von Reptilien und Vorläufern von Säugetieren, die mit vergleichbaren Faunengemeinschaften Afrikas korreliert werden können. Sedimentiert wurden hauptsächlich fluviatile Psammite, die eine Mächtigkeit von über 200 Meter erreichen.
Gondwana I-Supersequenz – Oberkarbon bis Oberes Perm
Diese mit 2500 Meter mächtigste Supersequenz des Paraná-Beckens wird von einer bedeutenden Vereisung geprägt, die damalige Eiskappe bedeckte fast das gesamte südliche Gondwana. Der Höhepunkt der Vereisung wurde im Unterkarbon erreicht. Dies verhinderte bis zum Abtauen der Eismassen im Westfalium (Oberkarbon) praktisch jegliche nennenswerte Sedimentation. Sie stellt einen marinen, transgressiv-regressiven Zyklus dar und besteht aus der Passa-Dois-Gruppe, Guatá-Gruppe und der basalen Itararé-Gruppe. Bis zu Beginn der Guatá-Gruppe herrschten dabei offen marine Sedimentationsbedingungen, danach Übergang zum Sedimentationsraum einer Syneklise mit zunehmender Kontinentalisierung.
Hiatus: 55 Millionen Jahre repräsentierende Schichtlücke
Paraná-Supersequenz – Devon
Von Westen erfolgende marine Ingression (weitflächige Transgression), die hauptsächlich detritische Serien und dunkle Mergel hinterließ. Die Gesamtmächtigkeit beträgt 1000 Meter. Ein vollständiger, offen marin, transgressiv-regressiver Zyklus.
Rio-Ivaí-Supersequenz – Oberes Ordovizium bis Llandovery
Diese basale Supersequenz stellt einen offen marin, transgressiv-regressiven Zyklus dar. Während des Zeitraums vom Oberen Ordovizium bis ins Untere Silur wurde sie unmittelbar auf dem vorordovizischen Grundgebirge abgelagert. Die Supersequenz erreicht eine Gesamtmächtigkeit von 1000 Meter und setzt sich aus drei Formationen zusammen:
Die während der Dehnungsphase des Brasiliano-Orogens (520 bis 480 Millionen Jahre BP) ebenfalls in Grabenbrüchen gebildeten Sedimente aus der Castro-Gruppe und der Itajaí-Gruppe waren bereits derselben Streichrichtung gefolgt. Sie können als Vorläufer der eigentlichen Sedimentation im Paraná-Becken angesehen werden.
| Supersequenz | Gruppe | Formation | Alter | Mächtigkeit | Beschreibung | Fossilien |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Bauru | Bauru | Turonium bis Maastrichtium | ~ 300 Meter | Kontinental siliziklastische Sedimente, semiarides Klima; Wadi-, Playa- und Dünenfazies | Krokodile, einige Dinosaurier | |
| Caiuá | Aptium bis Turonium | Kontinental äolische Sedimente, arides Klima; Dünen-, Interdünen und Sandebenenfazies | Tetrapodenspuren | |||
| Gondwana III | São Bento | Serra Geral | Hauterivium | 1700 Meter | Tholeiitische Flutbasalte; zwischengeschaltete Wüstensande | |
| Botucatu | Unterkreide bis Hauterivium | Bis zu 400 Meter | Kontinental äolische Sedimente; arides Klima; Dünen- und Interdünenfazies | Spuren von Ornithopoden, Säugetieren und Theropoden | ||
| Guará | Oberjura | 80 bis 200 Meter | Kontinentale äolisch-fluviatile Ablagerungen | |||
| Gondwana II | Rosário do Sul | Mata Sandstein | Rhaetium | Kontinentale fluviatile Sedimente; sandige Zopfstromfazies bei absinkendem Meeresspiegel | Verkieselte Baumstämme | |
| Caturrita-Formation | Karnium bis Norium | Bis zu 60 Meter | Weitflächig verflochtenes Flusssystem mit Betonung der sandigen Komponente; relativ feuchtes Klima | Cynodontier, Dicynodontier, Dinosaurier, Rhynchosaurier, Sphenodontia und Thecodontia | ||
| Santa Maria | Ladinium bis Karnium | 200 Meter | Basiskonglomerat und einschneidende sandige Tiefstandsedimentation, dann sandige Schichtflut- und Seesedimente gefolgt von einer energiereichen isolierten Zopfstromfazies; semiarides Klima | Archosaurier, Cynodontier, Dicynodontier, Dinosaurier, Procolophon, Rhynchosaurier, Sphenodontia und Thecodontia | ||
| Sanga do Cabral | Indusium bis Olenekium | 50 bis 100 Meter | Alluviale Zopfstromebene mit tafelartigen feinschichtigen Sandsteinen. Flusslaufsfazies und Suspensionssedimentation, vereinzelt auch konglomeratische Lagen | Vertebraten – Cynodontier, Dicynodontier, Dinocephalia, Procolophoniden, Protorosauria und Temnospondylen | ||
| Gondwana I | Pirambóia | Wuchiapingium | Suppersequenz insgesamt 2500 Meter | Nasse äolische Sandmeersedimente. Dünen-, Interdünen- und Wadifazies | ||
| Passa Dois | Rio do Rasto | Wordium und Capitanium | Gruppe insgesamt bis zu 1400 Meter; 400 bis 550 Meter | Limnische Delta- und Prodeltasedimente | Vertebraten (Dicynodontier, Labyrinthodontier, Rhynchosaurier), Muscheln, Muschelschaler, Pollen und Pflanzenreste (u. a. Glossopteris) | |
| Teresina | Wordium | 280 bis 330 Meter | Flachmarine Ablagerungen | Pflanzenreste, Muscheln und Pollen | ||
| Serra Alta | Roadium und Wordium | 60 bis 90 Meter | Dunkle Tonschiefer mit Kalkkonkretionen und Mikriten | Fischknochen, Muscheln, Muschelschaler und Pollen | ||
| Irati | Roadium | 35 bis 45 Meter | Schwarzschieferfazies mit bituminösen Schiefertonen | Mesosaurusfauna; Fische; Crustaceen, Pflanzen und Pollen | ||
| Guatá | Palermo | Kungurium bis Roadium | Transgressive flachmarine Tonsedimente mit feinkörnigen Orthoquarziten | Verkieselte Baumstämme, Muscheln, Sporen | ||
| Rio Bonito | Artinskium | 110 Meter | Fluviatile Deltaandsteine mit Kohleflözen an der Basis, gefolgt von transgressiven Tonsteinen (marin) und riesigen paralischen Kohleablagerungen | Glossopterisflora; Megasporen | ||
| Itararé | Taciba | Sakmarium bis Artinskium | Gruppe insgesamt 1500 Meter; über 260 Meter | Massive Diamiktite und deren Rutschmassen | Fischschuppen; Brachiopoden, Gastropoden, Trilobiten; Foraminiferen, Pollen und Sporen | |
| Campo Mourão | Stefanium bis Sakmarium | 450 bis 900 Meter | Vorwiegend Sandsteine, auch Siltsteine, Diamiktite und Rhythmite | Trilobiten; Pollen und Sporen | ||
| Lagoa Azul | Westfalium | 325 Meter | Verkieselte Sandsteine mit diamiktitischer Roncador-Lage | Pollen und Sporen | ||
| Paraná | Ponta Grossa | Emsium bis Frasnium | 850 Meter | Neritische tonreiche Sedimente; Erdölmuttergestein | Malvinokaffrische Invertebratenfauna und Pflanzenreste | |
| Furnas | Lochkovium bis Emsium | 260 Meter | Kaolinitreiche Sandsteine der seichten Plattfformfazies | |||
| Rio Ivaí | Vila Maria | Llandovery | Supersequenz insgesamt 1000 Meter | Glimmerreiche Schiefertone und feinkörnige Sandsteine | Brachiopoden, Chitinozoa, Graptolithen, Mollusken, Phytoplankton, Sporen und Trilobiten. | |
| Rio Ivaí | Oberstes Ordovizium | Mehrere Zehner Meter | Glazigene Diamiktite | |||
| Alto Garças | Oberes Ordovizium | Bis zu 300 Meter | Konglomerate und Sandsteine mit assoziiertem Três-Lagoas-Basalt | |||
Die erste größere Absenkung erlebte das Paraná-Becken bereits im Mitteldevon während der Ablagerung der Paraná-Supersequenz. Die Hauptsubsidenz erfolgte aber im Perm mit der mächtigen Sedimentauflast der Gondwana I Supersequenz. Der Flutbasaltmagmatismus hatte seinen Höhepunkt um 130 Millionen Jahre BP (in der Unterkreide). Seitdem sinkt das Becken bis auf den heutigen Tag weiterhin stetig ein, jedoch nicht mehr so stark wie bei den beiden vorhin zitierten Ereignissen.
Die jetzige zentrale Tiefenachse des Paraná-Beckens verläuft in NNO-SSW-Richtung, in etwa parallel zur Atlantikküste. Während des Paläozoikums und des Altmesozoikums gab es diese Strukturierung noch nicht, vielmehr zeigte der damalige Raum eine flache, tiefliegende Tafel mit einer weitgespannten epirogenen Wellung, deren Achsenrichtung mehr oder weniger in SE-NW-Richtung verlief. Die enorme Lavaförderung im Jungmesozoikum dürfte dann eine Umstrukturierung ausgelöst haben. Es bildeten sich einzelne Basaltschüsseln heraus, die sich bis in die Oberkreide hinein einmuldeten. Erst im Tertiär nahm das Becken seine jetzige Struktur an, gleichzeitig setzte eine starke Heraushebung seines Ostrandes ein, die zur Freilegung des neoproterozoischen Grundgebirges führte (zum Beispiel in der Serra do Mar) und gleichzeitig eine Einkippung des gesamten Beckens gegen Westen bzw. Südwesten mit sich brachte. Der Westrand blieb von diesen tektonischen Bewegungen relativ unberührt. Streng genommen stellt das Paraná-Becken daher gar kein muldenförmiges Becken dar, sondern ist vielmehr eine riesige, nach Südwesten geneigte Kippscholle mit einer zum Teil tektonisch bedingten Einmuldung entlang seiner Zentralachse. Entlang dieser Zentralachse erfolgte mit relativ geringer Sprunghöhe (etwa 30 Meter) ein Bruch, der zur Anhebung der westlichen Scholle führte. Dieser Bruchlinie folgt jetzt der Paraná in seinem Oberlauf.
Weitere bedeutende tektonische Strukturen des Paraná-Beckens sind breite antiklinalartige Aufwölbungen des Grundgebirges (engl. arches), die Gesteine der paläozoischen Formationen an die Oberfläche bringen, wie z. B. der Punta-Grossa-Arch, der von Curitiba gegen Nordwesten streicht, oder weiter südlich der parallel dazu verlaufende Rio-Grande-Arch in Rio Grande do Sul, der Aceguá-Arch an der Grenze zu Uruguay, der Tambores-Arch im nördlichen Uruguay, sowie der Nordnordost-Südsüdwest streichende Asunción-Arch an der Westseite des Beckens.
Mit Beginn des Valanginiums (Unterkreide) wurde das Paraná-Becken von ausgedehntem Magmatismus erfasst, der sich in drei Gruppierungen untergliedern lässt:
Sie stehen mit der Anfangsphase des Auseinanderbrechens (Rifting) von Südamerika und Südafrika in Verbindung. Diese magmatischen Gesteine bildeten dabei folgende Gesteinstypen aus:
Die K-reichen Alkaligesteine wurden in zwei Schüben geliefert. Der erste erfolgte während des Valanginiums vor 140 bis 138 Millionen Jahren BP (vor Austreten der tholeiitischen Flutbasalte), der zweite im Barremium vor 128 bis 126 Millionen Jahren BP nach Austreten der tholeiitischen Flutbasalte. Verbreitungsgebiet der kaliumreichen Alkaligesteine sind hauptsächlich das östliche Paraná-Becken, der Punta-Grossa-Arch, aber auch der Moçamedes-Arch in Angola. Geochemisch zeichnen sie sich durch eine negative Ta-Nb-Ti-Anomalie, stark fraktionierte REE und angereichertes radiogenes Strontium aus. Ihr Volumen ist im Vergleich zu den Flutbasalten relativ niedrig.
Kontinentaler-Flutbasalt-Magmatismus (CFB) der Serra-Geral-Formation
Die Paraná-Flutbasalte sind mit 1,2 Millionen Quadratkilometer nach den Trappbasalten Sibiriens die zweitbedeutendsten kontinentalen Flutbasalte der Erde. Sie erreichen im Zentralteil des Paraná-Beckens eine Gesamtmächtigkeit von 2000 Meter. Ihre Förderung erfolgte vor 133 bis 132 Millionen Jahre BP im Hauterivium – noch vor Einsetzen der eigentlichen Ozeanspreizung im Südatlantik, die anhand der magnetischen Anomalie M4 auf 127 bis 125 Millionen Jahre BP (Barremium) datiert wurde. Die Flutbasalte lassen sich in Ti-reiche (HPT) und Ti-arme (LPT) Varietäten trennen.[9] Es handelt sich um meist bimodale, subalkalische Gesteine der Basalt-Rhyolith Hauptreihe, die im Bereich der Andesite und Dacite ein deutliches „Silica Gap“ (SiO2-Lücke) aufweisen.
Natriumreiche Alkaligesteine
Folgende Gesteinstypen kamen zur Ausbildung:
Die natriumreichen Alkaligesteine sind volumenmäßig wesentlich bedeutender als die Kaliumreichen. Sie wurden ebenfalls in zwei größeren Schüben geliefert. Der erste erfolgte um 118 Millionen Jahren BP im Aptium am Westrand des Paraná-Beckens in Ostparaguay (San Juan Bautista) während eines fortgeschrittenen Stadiums des kontinentalen Auseinanderdriftens. Während des Zeitraumes 60 bis 50 Millionen Jahre BP, also während des oberen Paläozäns und des unteren Eozäns, kam es dann zum zweiten Schub. Verbreitungsgebiet des zweiten Schubes war erneut Ostparaguay (Asunción), das nördliche Paraná-Becken sowie der Randbereich des São-Francisco-Kratons (Alto Paranaíba, Serra do Mar, Ipanema, Lages, Punta Grossa Arch). Diese Gesteine haben im Gegensatz zu den kaliumreichen Alkaligesteinen eine kleine positive Ta-Nb-Anomalie.
Zur Erklärung der Paraná-Magmenprovinz und generell der kontinentalen Flutbasalte wurde bisher meist das sich durch aktiven Materialtransport auszeichnende «Mantle Plume»-Model[10] der Hotspots herangezogen. So zum Beispiel der Tristan-da-Cunha-Hotspot,[11] dessen Spur sich über den Rio-Grande-Rücken bis in Richtung des Punta-Grossa-Arch verfolgen lässt, oder die Spur des Vitória-Trindade-Hotspots[12] weiter im Norden. Dieses Model kann allerdings nicht alle geochemischen Eigenschaften der Magmatite des Paraná-Beckens erklären. Es werden derzeit unterschiedliche genetische Modelle in Betracht gezogen darunter ein sogenanntes “Edge Driven”-Konvektionszellenmodell[13] als alleiniger oder eingreifender Faktor, oder das Modell heterogener Magmenreservoire[14] im Lithosphärenmantel bevorzugt, welche allein durch partielles Aufschmelzen ohne aktiven Materialtransport erzeugt wurden. Als Ausgangsgesteine hierbei gelten phlogopitführende Granatperidotite,[15] die in einem anomal heißen Asthenosphärenmantel (unter anomal heißem thermischen Regime) partiell aufgeschmolzen wurden. Weiterhin wird angenommen, dass diese Mantelgesteine dem wasserhaltigen und metasomatisierten Adertypus angehören dürften.
Generell lässt sich anhand der Sr-Nd-Systematik schlussfolgern, dass sämtliche magmatischen Gesteine des Paraná-Beckens ein heterogenes Mischungsprodukt von zwei Komponenten sind: einer angereicherten Mantelkomponente (EM I oder EM II) und einer an inkompatiblen Elementen abgereicherten Mantelkomponente (DMM oder HIMU). Letztere war bei der Bildung der Natriumgesteine von entscheidender Bedeutung. Die hohen Strontiumgehalte der Kaliumgesteine und der Ti-armen Flutbasalte deuten überdies auf Kontamination durch Krustengesteine.[16]
Der Guaraní-Aquifer ist weltweit einer der größten Grundwasserleiter und somit für Argentinien, Brasilien, Paraguay und Uruguay ein enorm wichtiges Vorkommen an Trinkwasser.[17] Der Grundwasserleiter besteht aus den durchlässigen Sandsteinen der Botucatu- und der Pirambóia-Formation. Sein Einzugsgebiet umfasst 1,2 Millionen Quadratkilometer und er führt ein geschätztes Volumen von 37 000 Kubikkilometern Trinkwasser.
Die brasilianischen Kohlereserven werden auf 32 Milliarden Tonnen geschätzt. Die Kohle ist bituminös bis leicht bituminös und meist an die Sandsteine der Rio-Bonito-Formation gebunden. Hauptproduzenten sind bzw. waren Rio Grande do Sul (bei São Jerônimo) und Santa Catarina (bei Tubarão),[18] untergeordnet auch Paraná und São Paulo.[19]
Seit 1972 extrahiert Petrobras in São Mateus do Sul, einer Stadt im Bundesstaat Paraná, Kohlenwasserstoffe aus den Ölschiefern der Irati-Formation. Angewendet wird das Petrosix-Verfahren, von dem Petrobras die Patentrechte besitzt. Die Vorräte der Irati-Formation in den Bundesstaaten São Paulo, Paraná, Santa Catarina und Rio Grande do Sul werden auf 700 Millionen Barrel Erdöl, 5 Millionen Tonnen Flüssiggas (LPG), 25 Milliarden Kubikmeter Schiefergas und 18 Millionen Tonnen Schwefel geschätzt.[20]
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