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Kartierung

Geologie im Lusitanischen Becken

Das Lusitanische Becken liegt als Bestandteil der Iberischen Platte in West-Zentral Portugal und ist ein Halbgraben (Wilson et al., 1989), mit einer Ausdehnung von ca. 500 km Länge und 200 km Breite, dessen Füllung aus mesozoischen und känozoischen Karbonaten und Klastika besteht.

Das Lusitanische Becken geht in Richtung Norden in das durch Gebirgsrücken teilweise abgetrennte Porto-Becken über, im Süden stellt die Messejana-Störung die Begrenzung dar.

1/3 des Lusitanischen Beckens befindet sich im Schelfwasser in Wassertiefen < 200 m. Die im heutigen Atlantik befindlichen Beckenbegrenzungen im Westen bzw. Norden stellen die Tagus-Tiefsseeebene und die Galicia Bank dar.

Die Halbgrabenstruktur des Lusitanischen Beckens drückt sich dadurch aus, daß es im Osten durchgehend von Gebirgseinheiten der zentraliberischen Zone, einem Teil der paläozoischen Iberischen Meseta, flankiert wird. Im Westen schließt sich der passive Kontinentalrand der Iberischen Platte an.

Abb.4: Geologische Übersichtskarte des Lusitanischen Beckens mit den Hauptstrukturen nach Cunha und Reis, 1995, überarbeitet. (CS=Cercal Störung, LNS=Lousa-Nazare-Störung, LTS=Lower Tagus Störung, SCST=Sierra dos Candeeiros Störungszone, VFXS=Vial Franca de Xira Störung).

Das etwa N-S verlaufende, küstenparallele Lusitanische Becken läßt sich onshore in 3 Bereiche unterteilen:

Im Norden befindet sich das Monte-Real-Subbecken, im Süden das Tagus-Subbecken. Beide Becken wurden von tertiären Sedimenten gefüllt.

Den dritten Bereich bildet ein NE-SW verlaufendes Zentralplateu, das aus mesozoischen Karbonaten und Klastika aufgebaut ist.

Meist wird nur das Zentralplateau als Lusitanisches Becken bezeichnet, da aufgrund der Beckeninvasion nur ein Teil der Beckenentwicklung nachvollzogen werden kann. Den Begriff "Lusitanisches Becken" prägte CHAFFOT (1885).

Das Lusitanische Becken ist als intrakontinentales Riftbecken im Zuge der Öffnung des Atlantiks im Mesozoikum entstanden.

Im Känozoikum erfolgte eine Invertierung des Beckens in 2 Phasen, deren Inversion bis heute anhält. Für die Extension während der Riftphasen und für die Kompression während der Invasion wurden herzynische Basement - Störungen genutzt, die im Mesozoikum und Känozoikum reaktiviert wurden.

Das marine Jurabecken stellt heute einen Teil des passiven Kontinentalrandes der Iberischen Platte dar. Das Kartiergebiet liegt im östlichen Zentralbereich des Lusitanischen Beckens, etwa 22 km von Coimbra entfernt.

Da die Kenntnis der großräumigen tektonischen Abläufe für das Verständnis der geotektonisch-sedimentären Verhältnisse im Kartiergebiet von großer Wichtigkeit sind, gebe ich im Folgenden einen Überblick über die geotektonische Entwicklung der Iberischen Platte und des Lusitanischen Beckens. Tektonik und Faziesentwicklung zeigen hierbei deutliche Zusammenhänge.

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Sedimentationsphasen des Lusitanischen Beckens

Obere Trias bis unterer Lias

Die Beckensedimentation begann mit der ersten Riftphase in der oberen Trias. Von Karn bis ins Nor wurden rötliche fluviatile Siliziklastika abgelagert. Danach lagerten sich Tone, Salze und Dolomite aus einer Evaporit-Abfolge des Hettange ab, die aufgrund ihrer unterschiedlichen Subsidenzraten variable Mächtigkeiten und halokinetische Strukturen hervorrufen können.

Unterer Lias bis mittlerer Dogger

In dieser Phase lagern sich kalkige Dolomite, Mergel, Mergelkalke und teilweise oolithische Kalke mit einer Gesamtmächtigkeit von über 1.000 m ab. Die synsedimentäre Tektonik klingt hierbei ab, es findet eine ruhige Beckensedimentation bis ins Bathon statt.

Oberes Dogger bis Malm

Im Callov setzt erneut die synsedimentäre Tektonik ein, die gekoppelt mit Halokinese schließlich einen Hiatus zwischen Callov und Oxford verursacht (Leinefelder, 1987).

Malm
Ab dem Oxford setzt die zweite Riftphase im Nordatlantik ein, die bis ins Neogen reicht und es lagern sich lakustrine Karbonate im Wechsel mit marinen Karbonaten ab. Im Kimmeridge erfolgte ein Eintrag von Siliziklastika, wodurch der nördliche Teil des Lusitanischen Becken verlandete (Wilson et al., 1989). Die Ablagerungen des Malms erreichten eine Mächtigkeit von bis zu 400 m.

Kreide

Mit zunehmender Verlandung des Lusitanischen Beckens wurden in der Kreide kontinentale, z.T. kaolinitische Sandsteine und Konglomerate abgelagert, wobei der südwestliche Teil des Beckens zeitweise vom Valange bis ins untere Apt sowie von der oberen Alb bis ins untere Turon marin beeinflußt war, wodurch merglige und sandige Kalke zur Ablagerung kamen.

Tertiär bis Quartär

Vom Paläogen bis ins Holozän wurden im gesamten Beckenraum z.T. kalkige Siliziklastika abgelagert.

Abb. 5: Lithostratigraphie und Entwicklungsphasen des Lusitanischen Beckens (nach Willis, 1989, abgeändert).

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Letzte Aktualisierung: 04.11.2009
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