Flachmarine Sedimentation 26.05.03
von Volker Abendroth
Das flachmarine Milieu hat Wassertiefen bis 200m, leichtes Gefälle (1 -0,1°), normale Salinität und eine große Spannweite von physikalischen Prozessen. Es herrscht eine Balance zwischen Ablagerung und Erosion vor.
Zwei Hauptarten von flachmarinen Milieus sind zu beobachten:
-Pericontinentale Meere, die an kontinentalen Rändern angesiedelt sind und mit heutigem kontinentalem Schelf gleichzusetzen sind. Sie enthalten die klassischen Küstenlinien-Schelf- Hänge.
-Epicontinentale (epeiric) Meere, die teilweise geschlossen sind und flachmarine bzw. Schelf- Wassertiefe haben. Sie weisen ein einfallendes Rampenprofil auf und können einen Schelfhang haben.
Schelfarten:
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Von tektonischer Seite her gibt es drei verschiedene Schelfmuster mit ihren Charakteristika: -Passive Plattenränder, die an ihrer landwärtigen Seite aufgehängt sind und einen seewärts verdickendes Schelf haben. Sedimente stammen von kontinentalen Drainagesystemen und weiten Schelfbereichen. -Konvergierende Plattenränder, die ein Subduktionsgebiet sind, an der seewärtigen Seite ihr Scharnier haben und sich seewärtig verdicken. Schelfgebiete sind oft durch schmale, durch Wellen erodierte Plattformen repräsentiert. -Vorlandbecken sind wiederum an ihrer beckenwärtigen Seite wie ein Scharnier aufgehängt, doch die maximale Subsidence und Sedimentation geschieht an der landwärtigen Seite. An der beckenwärtigen Seite befindet sich ein sich verdünnender Schelfhang, der eine hohe Sedimentationsrate hat.
Abbildung 1: (Johnsson & Baldwin,1996) |
Es gibt tidendominante, wellendominante, sturmdominante und ozeanisch strömungsdominante Schelfmeere. Die flachmarinen Meere werden hauptsächlich durch Sedimenttransport, Sedimentlieferung und relative Meeresspiegelschwankungen beeinflußt (Johnsson & Baldwin,1996).
Wichtige Prozesse der flachmarinen Sedimentation:
Wellenarten:
Es gibt zwei Arten von Wellen: Die sich schnell fortbewegenden langperiodischen Dünungswellen, die in tausenden von Kilometern Entfernung im Ozean erzeugt werden, und die kurzperiodischen Meereswellen, die durch nahe Stürme oder vorherrschende Winde gebildet werden.
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Im tiefen Wasser vollziehen die Wasserteilchen eine nach unten kleiner werdende Kreisbewegung. Die obere Kreisbahn entspricht der Wellenhöhe. Kommt die Welle jetzt in flacheres Wasser, bekommt sie Kontakt mit der Sedimentoberfläche. Dieses Gebiet wird Wellenbasis genannt. Ab der flacher werdenden Wellenzone (Shoaling wave zone) bleibt nur noch die Periode der Welle konstant. Die Wellenlänge, Höhe, Steilheit und Geschwindigkeit der Wellen steigen an. (Reading & Collinson,1996) Bei einer Wassertiefe von halber Wellenlänge gibt es noch keine wahrnehmbare Bewegung. Die Wellenhöhe und Periodizität hängen von der Windgeschwindigkeit und der Effektivität ab, wie der Energitransfer von Wind zur Welle vonstatten geht (Johnsson & Baldwin,1996).
Abbildung 2: (Reading & Collinson, 1996) |
Die Prozesse, die die Küstenlinie am meisten beeinflussen, werden durch die hohe Energie der küstennahen Wellen erzeugt.
Wellen provozieren eine Reihe von Strömungen, die in Richtung Meer gerichtet sind (Kabbelungsströmung), parallel zur Küste (Rippelströmung), schräg (schräggerichtete Strömungen) und auf die Küste (landwärtige Restbewegung) zulaufen können (Reading & Collinson,1996).
Tide:
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Ebbe und Flut entstehen durch gravitative Wirkungen des Mondes und der Sonne auf die Wasserbedeckung der Erde. Die Erde rotiert und aufgrund einer enormen Wellenlänge und durch Zunahme des Wassers um einen Meter im freien Ozean, fällt das Wasser zweimal am Tag an den meisten Küsten und erzeugt so semidurale Tiden. Da der Mondtag um 26 Minuten länger ist als der Sonnentag, verschiebt sich der Gezeitenhöhepunkt um ungefähr 50 Minuten täglich. Abbildung 3: (Reading & Collinson, 1996) |
Wenn Sonne und Mond in einer Linie stehen, also Neu- oder Vollmond ist, ist die Tide um 20 % höher als normal und wird Springtide genannt.
Wenn die Sonne und der Mond im Rechten Winkel zur Erde stehen, wird dies Nipptide genannt und die Tide ist um 20 % geringer als normal.
17 % der Schelfmeere sind tidendominant. Sie sind meistens teilweise umschlossene Becken. Sie haben einen Tidenhub von 3-4 m und eine Tidenströmung von 60 – 100 cm/s. Beispiele sind die Nordsee, Cletic Sea und der englische Kanal. (Johnsson & Baldwin,1996)
Wenn ein Meer durch Meeresengen vom offenen Meer begrenzt wird, wie z.B. das Mittelmeer, erfolgt nur ein sehr geringer Tidenhub (10-30 cm). Ist es andererseits durch seitwärtige konvergierende Küsten begrenzt, kann sich der Tidenhub bis auf 15 m anheben. (Bay of Fundy) (Johnsson & Baldwin,1996)
Die Tide sorgt für einen regen Wasseraustausch zwischen dem Meer und der Küste. Ebbe und Flut haben direkte Auswirkungen auf die Küstenlinie. Der Einfluß auf den Transport von Sedimenten ist aber geringer als durch die Wellen (Reading & Collinson,1996).
Sturm:
Stürme kommen saisonal vor und unterbrechen die tagtäglichen Prozesse. Sie sorgen für eine Erosion der tidalen und Wellen- Ablagerungen. Starke Winde erodieren die Strände und bewegen Sand und Silt zum einen seewärts (Schelf) , zum anderen - und das in höherem Maße - hinter die Küste, um dort aeolische Sanddünen aufzuschichten. Alle Strukturen, die durch Wasser bekannt sind, können auch durch Wind erzeugt werden. (Reading & Collinson,1996)
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Bei Sturm fällt der Barometerdruck durch hohen Windruck, was einen abnormalen Hochwasserstand mit anschließender starker Wasserverringerung zur Folge hat. Circa 80 % der modernen Schelfe sind wellen- und sturm-dominiert. Sie bilden häufig großflächige Sandablagerungen aus. Die Schelfgebiete, die sich den Westwinden öffnen werden am stärksten von den Wellen beeinflußt (Johnsson & Baldwin,1996). Abbildung 4: (Johnsson & Baldwin, 1996) |
Liefergebiete der Sedimente:
Sedimente werden hauptsächlich vom kontinentalen Land und von Inseln geliefert. Sie gelangen durch fluviale Systeme in den Ozean. Schwemmsysteme, insbesondere Flüsse, Deltaarme, punktgespeiste Schwemmfächer, mehrfachgespeiste verzweigte Ebenen und Geröllkegel sorgen für einen Sedimenteintrag. Die Menge der eingetragenen Sedimente hängt von der Größe, dem Relief, der Tektonik, dem Klima, der Vegetation, sowie der Art des Muttergesteins des Liefergebietes ab. In semiariden Regionen überwiegt Sand, in feuchttropischen Regionen sind Silt und Ton häufig dominant.
5-10 % der Sedimente gelangen durch Erosion von Klippen ins Meer. Viele Küsten werden hauptsächlich von parallel zur Küste verlaufenden Strömungen, durch Küstenlinienerosionen und vom Schelf mit Sediment versorgt (Reading & Collinson,1996).
Der Küstenbereich:
Abbildung 6: (Reading & Collinson, 1996)
Zonen des Küstenbereiches:
Die Küste erstreckt sich vom landwärtigen Ende mariner Prozesse bis zum meerwärtigen Ende von Anschwemmungs- (alluvialen) und Küstenlinien-Prozessen. (Deltas, Buchten, vorgelagerte Inseln, Gezeitenuntiefen, Gezeitenbuchten, Mündungsgebiete und Wattbereich)
Die Küstenlinie (shoreline) ist der Bereich, der zwischen der See, bzw. lagunischem Wasser und dem freiliegenden Meer liegt. Der Hauptlieferprozess von Sedimenten im Küstenlinienbereich findet durch Schönwetter- (fairweather) Wellen, Tide und episodische Stürme statt.
Die Offshore Übergangszone (offshore transition zone) erstreckt sich von der mittleren Sturmwellenbasis zu der mittleren Schönwetterwellenbasis. Es ist ein Bereich mit abwechselnd hoher und niedriger Energie. Während der Schönwetterphasen wird feinkörniges Material aus Suspensionen abgelagert und bioturbadiert. Während der Schlechtwetterphasen wird der Boden durch Wellen umgelagert.
Die küstennahe Zone (nearshore zone) beginnt an der mittleren Schönwetterwellenbasis und endet am mittleren Hochwasserlevel (MHL). Dieser Bereich wird nochmals in Küstenfront (shoreface) und Uferland (foreshore) unterteilt. Dieses wird während der meisten Tiden bedeckt und freigelegt.
Die Küstenfront erstreckt sich von der mittleren Schönwetterwellenbasis, wo Schönwetterwellen das erste Mal den Boden berühren, zum mittleren Niedrigwasserbereich (MWL). In diesem Küstenbereich wird am meisten Sediment bewegt. Während Schönwetterperioden laufen in dem unteren Teil der Küstenfront oscillierende und flacherwerdende Wellenprozesse ab. Im oberen Teil ist die Brecher- und Brandungszone anzutreffen.
Ausbildungen von Sedimentablagerungen:
Dort, wo die oscillierende Wellenform in eine asymmetrische Form übergeht, zeigt die Bodenstruktur ähnliche Wechsel. Die vorher symmetrischen Rippeln ändern sich zu asymmetrischen Wellenrippeln. Auch sind Dünenbildungen in der flacher werdenden Wellenzone möglich.
In der Brecher- und Brandungszone treten keine Rippeln mehr auf, es ist nur noch eine plane Sandoberfläche vorhanden. Durch äußere Veränderungen wechselt der Ort dieser Transformationszone täglich und saisonal.
Küstennahe Strömungen werden durch Veränderungen der Wellenhöhe verursacht. Sie treten in der Brandungs- und Brecherzone auf (Reading & Collinson1996).
Tidale Transportwege können Furchen und Schotterwellen (bis 150 km Länge, starke Tidenströmung), Sandbänder (von bis zu 15 km Länge, normale Tidengeschwindigkeit ~100 cm/s), Sandwellen (Wellenlänge zwischen 150 und 500 m, 1,5 m hoch), Sandflecken (geringe Strömungsgeschwindigkeit) und am Ende der Tidenströmungswege Schlammzonen ausbilden.
Im Offshore-Bereich können Sandhügel (sandridge) mit großflächigen, linearen Sedimentbetten ausgebildet werden, die 20° schräg zur stärksten tidalen Strömung liegen. Diese Sandhügel können bis zu 50 km lang, bis zu 3 km breit und 10 bis 50 m hoch sein. Sie bestehen aus gut sortierten Mittel- bis Feinsand mit Muschelbruchstücken (Johnsson & Baldwin,1996).
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Reißende Strömungen benötigen hohe durch Sturm generierte Geschwindigkeiten, die seewärts gerichtet sind und in der Brandungszone starten. Hierdurch werden flache Kanäle in seewärtiger Richtung ausgebildet, die Strömungsrippeln, Hügel und geebnete Unterlagen ausbilden.
Abbildung 7: (Reading & Collinson, 1996) |
Prozesse und Formen der Sedimentation:
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Während Schönwetterperioden haben die Wellen relativ geringe Amplituden, langperiodische Schwingungen und eine niedrige Wellenbasis. Die Küstenlinie ist glatt ohne Hügel und der tiefere Küstenbereich wird nicht von Wellen berührt. Es kann sich feinkörniges Sediment ablagern,das von Organismen aufgearbeitet wird. Sediment wird landwärts transportiert. Abbildung 8: (Reading & Collinson, 1996) |
Während Stürmen kommen Wellen mit hoher Amplitude und großer Tiefe an die Küste. Sie erodieren die Küstenfront und den Strand. Sedimente werden sowohl landwärts wie auch seewärts transportiert. (Reading & Collinson,1996)
Das Schelf empfängt feinkörnige Sedimente aus seinen Liefergebieten. Der Ton wird als feine Suspension auf das Schelf getragen und lagert sich dann ab. Dies kann verstärkt in Gebieten wie dem Amazonas beobachtet werden. (Johnsson & Baldwin,1996)
Abbildung 9: (Shallow seas)
Die untere Küstenfront -Facies beinhaltet hauptsächlich geringgradige hummocky kreuzgeschichtete Konglomerate und steinige, muschelige Sandsteine. Sie sind durch Auswaschungen mit geringem Relief und steinigen Lagen, die in küstenparallelen Barren und Rippelkanälen abgelagert wurden, voneinander getrennt und während Stürmen entstanden.
Die obere Küstenfront-Fazies ist durch vermischte flache (tabular) Konglomerate von kreuzgeschichteten steinigen Sandsteinlagen und scharf abgegrenzten Konglomerat/ Sandsteinen charakterisiert, die an flache, schlammige Bedeckungen durch den Wechsel von gutem Wetter und Sturm gekoppelt sind. Sie sind von Strömung und Wellen erzeugt worden.
Die untere Strandfazies zeigt dicke, recht gut bis gut sortierte mit Klasten unterstützte konglomeratische Rinnen (9-19°), die auf dem Hang in den oberen Strand auskeilen.
Ablagerungen finden hauptsächlich während der abnehmenden Phase der Hochenergie- Ereignisse und unter ruhigen Bedingungen statt. (Reading & Collinson,1996 und Shallow Seas)
Progradation kann durch abfallenden Meeresspiegel entstehen, aber auch bei stabilem Meerespiegel durch eine höhere Sedimentationsrate als Erosionsrate. (Deutsche Bucht)
Sie erzeugen coarsening-upward vertical sections.
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Nichtdeltaische transgressive Küsten haben einen langen Anlieferungsweg für Sedimente und sind daher durch Erosionen gekennzeichnet. Es sind häufig Barriereinseln , Lagunale Systeme oder Estuaries. Der Sedimenteintrag geschieht durch Küstenlinienvorstoß (durch Erosion) oder durch Überflutung (das Wasser steigt über die Barriere und kreiert eine neue Brecherzone in der Lagune) (Reading & Collinson,1996 und Einsele,2000). Abbildung 10: (Reading & Collinson, 1996)
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Zuflußdominierte Systeme haben eine hohe Sedimentationsrate und sind durch Regression charakterisiert. Beispiele sind die Deutsche Bucht und die Behring See. Platz dominierte Systeme (accomodation-dominated) haben hohe Meeresspiegelschwankungen und hohe Sedimentverbreitung. Hier dominiert die Transgression. Sedimentation kommt zum einen vom Land, aber hauptsächlich von der Seeseite. Die Küstenfront und Küstenlinie wandert durch Küstenfronterosion landwärts. Beispiele sind die Meere rund um Nordwest-Europa. Diese tidalen Schelfe sind durch holozäne Transgressionen beeinflusst und bilden den Großteil der heute existierenden Schelfe.
Abbildung 11: (Johnsson & Baldwin, 1996) |
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Beispiele
Moderne Schelfsturmablagerungen sind z.B. in der Deutschen Bucht zu sehen. Sie weisen eine erosive Basis auf, eine basale Lage von Schlamm, Muschel, Pflanzen und/oder Gesteinsfragmenten, eine horizontale, gering geneigte Lamination, die dreidimensional vermutlich eine hummocky crosss Lamination ist, Wellenrippelkreuzschichtung, und durchwühlte Intervalle. Die Bioturbation gibt neben dem Hinweis, wieviele grabende Organismen vorhanden sind,die Intervalle zwischen den Stürmen an.
Abbildung 12: (Johnsson & Baldwin, 1996)
Alte sturm- und wellendominierte Schelfgebiete sehen wie folgt aus: Sie haben Wellenrippel und Wellenrippelkreuzschichtung. Es gibt mittel- bis großförmige Kreuzschichtung mit einer großen Amplitude (1 – 5 m) und geringem Relief (0,1 - 0,5 m). Sie werden Hummocky cross-stratification genannt (Johnsson & Baldwin,1996).
Als flachmarine Beispiele waren in Wales hauptsächlich sturm- und tidendominierte flachmarine Becken anzutreffen.
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Die silurischen Tide- und Sturm-Ablagerungsbedingungen unterscheiden sich wie folgt von den postsilurischen: Die Kontinente waren noch nicht mit Vegetation bedeckt und daher für Erosionen von Wind, Regen und Wellen besonders anfällig. Der Wechsel zwischen Kontinent, Küstenlinien und Shelf waren oft weniger charakteristisch. (dünnere und weniger küstenlinien und deltaische Folgen) Epikontinentale Meere, mit durch Tektonik- Bewegung verursachte Transgression/Regression, waren viel größer und anders aufgebaut sowie angeordnet als die modernen Schelfe. Auch waren aquatische Faunen abwesend oder unpräzise, da Süßwassereinflüsse hinzu kamen.
Abbildung 13: (Johnsson & Baldwin, 1996) |
Abbildung 14: (Johnsson & Baldwin, 1996)
Die Schelfsandsteine sind wie folgt gekennzeichnet: Hohe Textur und gut ausgebildete Mineralisation, Mangel an Tonstein, erhebliche laterale Ausbreitung (mehrere hundert Kilometer), reichlich mittel- bis große Kreuzschichtung in mittel- bis grobkörnigen Sandsteinen, oft wechselnde Strömungen und seitlich ausgebreitete geringe Relieferosion, mit dünner Schotter, Granulat oder Silt/Ton Überdeckung. Es gibt auch fein- bis sehrfeinkörnige feldspatige Sandsteine und Siltsteinen, die durch hummocky-cross stratification und Sturm/Ausspülungs- Lagen weiter charakterisiert werden. Glaukonite kommen vor, sowie variable Bioturbation ab dem Kambrium.
Im Offshore-Bereich kommen kreuzgeschichtete Sandsteine vor, die als Unterwasser- sandwellen und Dünen in den sandreichen paleotidalen Transportwegen abgelagert wurden.
Die Nichtbedeckung der Kontinente mit einer geschlossenen Pflanzendecke, hochenergetischen Schelfbereichen und sich wiederholenden Meeresspiegelschwankungen führten zu großen Lagen flachmariner Sandsteine (bis zu 1320 m), die einzigartig in der geologischen Zeit ist (Johnsson & Baldwin and Palmer, D. & Sieveter, D.J. & Lane, P. & Woodcock, N. & Aldridge, R. ).
Literaturliste:
- Einsele, Gerhard, 2000: Sedimentary Basins, Evolution, Facies and Sediment Budget, Springer Verlag, 94-165
- Ancient Environments, Sedimentary Environments: Shallow Marine aus: http://www.brookes.ac.uk/geology/8303/8303shsilic.htm
- Environmental Change and Mineral Formation in Wales aus: http://www.wales-underground.org.uk/geo.shtml
- Holzförster, F., 1996: The Geology of Solva, Pembrokeshire, SW-Wales aus: http://www.geologie.uni-wuerzburg.de/~geol100/wales.html
- Johnson, H.D. & Baldwin, C.T., 1996: Shallow clastic seas, In: Reading, H.G. (ed.), 1998: Sedimentary Environments: Processes, Facies & Stratigraphy, Blackwell Science, Berlin, 232-280
- Murawski, Hans + Meyer, Wilhelm, 1998: Geologisches Wörterbuch, 10., neu überarbeitete und erweiterte Auflage, Ferdinand Enke Verlag, Stuttgart
- Palmer, D. & Sieveter, D.J. & Lane, P. & Woodcock, N. & Aldridge, R.: British Silurian Stratigraphy, In: GCR Volume No.19, http://www.jncc.gov.uk/gcr/gcrweb/GCRseries%202/Volume%2019/SilurianV192ed.htm
- Reading, H.D. & Collinson, J.D., 1996: Clastic coasts, In: Reading, H.G. (ed.), 1998: Sedimentary Envirements: Processes, Facies & Stratigraphy, Blackwell Science, Berlin, 154-231
- Shallow Seas, In: 2003, Welsh Basin Field Trip Handout