Das Taoudenni-Becken (manchmal auch in der Schreibweise Taoudeni-Becken bzw. Becken von Taoudeni) ist ein riesiges Sedimentbecken in Westafrika, das seit dem ausgehenden Mesoproterozoikum besteht. Es zeichnet sich durch eine ausgesprochen homogene, kontinentale bis flachmarine, vorwiegend siliziklastische Sedimentabfolge aus. Wegen seiner möglichen Erdölreserven steht es neuerdings im Blickpunkt internationaler Interessen.
Etymologie mini|300px|Das am Nordwestrand des Taoudenni-Beckens gelegene Ouadane (Mauretanien), erbaut aus Sandsteinen/Quarziten der Oujelft-Plateaux-Gruppe CO 9 Das Taoudenni-Becken wurde 1967 von Villemur nach der Salzmine Taoudenni im Norden Malis benannt. Er hatte den Begriff ursprünglich aber wesentlich enger definiert und bezog sich auf das im Nordosten der Syneklise gelegene Teilbecken des El Hank (Anmerkung: das eigentliche Teilbecken des El Hank wurde erst 1994 von Villeneuve und Cornée in seinen Ausmaßen festgelegt). Im Laufe der Zeit erfuhr der Begriff Taoudenni-Becken eine Erweiterung auf die gesamte, knapp 2 Millionen Quadratkilometer umfassende riesige Depression.
Geographie mini|300px|Das Taoudenni-Becken im Zentrum anderer Sedimentbecken Westafrikas Das Taoudenni-Becken füllt als Sedimentbecken das Zentrum des präkambrischen Westafrika-Kratons aus und wird von zwei archaischen Kratonen und einem neoproterozoischen sowie einem paläozoischen Orogengürtel umrahmt. Dazwischen bestehen aber durchaus Verbindungen zu anderen Sedimentbecken Westafrikas. So wird das Taoudenni-Becken im Westen durch den schmalen und tief erodierten Gürtel der Mauretaniden nur dürftig vom am Atlantik gelegenen Senegal-Mauretanien-Becken abgetrennt. Im Südosten steht es mittels des Gourma-Teilbeckens im Austausch mit dem Iullemedden-Becken (auch Iullemmedden-Becken). Über den Erg Chech im Norden erfolgt der Zugang zum Reggane-Becken, sodann weiter nach Nordwesten zum Tindouf-Becken und nach Nordosten über die stark erodierte Schwelle des Ougarta-Gürtels zur Depression des Westlichen Großen Ergs (Grand Erg Occidental). Nach Süden wird das Becken durch den Léo-Schild (auch Man- oder Elfenbeinküstenschild) und nach Nordwesten und Norden vom Reguibat-Schild abgeriegelt, beides sehr alte Krustensegmente des Archaikums. Im Nordosten und Osten stößt das Taoudenni-Becken an den Gürtel der Pharusiden westlich des Ahaggars. Der Südostabschnitt wird vom Adrar des Ifoghas begrenzt, eine südliche Fortsetzung der Pharusiden.
Das Taoudenni-Becken umfasst nach einer geologischen Kartenskizze von 2016 fast ganz Mali, mit Ausnahme des Gebirgsmassivs Adrar des Ifoghas im Osten und der Region Sikasso im Süden; in Mauretanien umfasst es ebenfalls den größten Teil des Landes (mit Ausnahme des westmauretanischen Tieflands und von Nordmauretanien nördlich des Adrar-Plateaus). Ergänzend kommt noch ein Streifen jenseits der Grenze zwischen Algerien und Mali hinzu. Als einziger permanenter Fluss durchzieht der Niger den Süden des Taoudenni-Beckens. Der Grenzbeschreibung dieser Skizze folgend ergibt sich für das gesamte Becken eine Fläche in der Größenordnung von etwa 1,6 Millionen Quadratkilometer, die im Norden Teil der Sahara ist und im Süden Teil der Sahelzone. Es ist das größte Becken Afrikas.Flächen messen mit Google Maps Das Taoudenni-Becken lässt sich in vier Teilbecken untergliedern, von denen die ersten drei von größerer Bedeutung sind, da sie mächtige paläozoische Sedimentfüllungen aufweisen: Adrar-Becken im Nordwesten um Adrar-Plateau und Tagant-Plateau (stellt das Typusprofil des Taoudenni-Beckens) Hodh-Becken im Westen um die Naturregion El Hodh El-Hank-Becken im Nordosten und letztlich das Niger-Becken um das Niger-Binnendelta Massina im Süden. Die Sedimente in diesen Teilbecken erreichen eine Gesamtmächtigkeit von 5 bis 6 Kilometer. Die Teilbecken werden untereinander durch horstartige Schwellenbereiche voneinander abgetrennt. So legt sich beispielsweise zwischen das Adrar-Becken und das Hodh-Becken die jetzt abgesunkene Khatt-Schwelle und das El-Hank-Becken wird vom Aulakogen von Gourma – einem fehlgeschlagenen proterozoischen Rift – durch die Achkaikar-Schwelle separiert.
Geologie Einführung Der Westafrika-Kraton dokumentiert ab dem Mesoarchaikum eine fortdauernde Krustenevolution. Ausgangspunkt für die Entwicklung des Taoudenni-Beckens war die paläoproterozoische Eburnische Orogenese bzw. Birrimische Orogenese (um 2000 Millionen Jahre BP), die gegen 1800 Millionen Jahre BP abgeschlossen war. Die Auswirkungen der Gebirgsbildung lassen sich vor allem im Reguibat-Schild und im Léo-Schild im Süden ablesen. Seit 1700 Millionen Jahren BP hat sich der Kraton dann stabilisiert. Erst mit der Variszischen Gebirgsbildung im Oberkarbon und der später erfolgenden Öffnung des Atlantiks in der Oberen Trias wurde er erneut von tektonischen Bewegungen und magmatischen Intrusionen erfasst.
Das Taoudenni-Becken entstand ab dem ausgehenden Mesoproterozoikum durch Subsidenz des archaischen Westafrikaschildes aufgrund tektonischer Instabilität und stellt ein typisches intrakratonisches Einsinkbecken dar (Englisch sag basin). Das Absinken wird durch eine überdurchschnittlich dichte Unterkruste erklärt, die sich neben typischen Krustengneisen aus schweren, eisenreichen Quarziten zusammensetzt.
Seitdem verzeichnete das Becken eine diskontinuierliche Sedimentationsgeschichte, die bis auf den heutigen Tag anhält. Die anfänglichen Absinkbewegungen dauerten bis ins mittlere Paläozoikum, dem Zeitpunkt der variszischen Gebirgsbildung, welche das Becken anhob. Sein Sedimentinhalt erfuhr aber keinerlei Regionalmetamorphose, da die Temperaturen im Becken 100 °C nicht überstiegen und örtlich auch nie mehr als 3 Kilometer Auflast vorhanden waren. Das Becken ist daher für wissenschaftliche Untersuchungen des Meso- und Neoproterozoikums wegen seiner kaum beeinträchtigten Schichtenabfolge von hohem Interesse.
Insgesamt sammelten sich durchschnittlich 3.000 Meter an Sedimenten an (mit Spitzenwerten von 5.000 bis 6.000 Meter), vorwiegend Schichten des Neoproterozoikums und des Paläozoikums, wobei die Westhälfte des Beckens eine generell mächtigere Ausbildung als die Osthälfte zeigt.
Stratigraphie mini|500px|Vereinfachte Stratigraphie des Taoudenni-Beckens. In Blau eventuelle Erdölhorizonte. Im Adrar-Teilbecken (Typusprofil des Taoudenni-Beckens), dessen Schichten monoklinal leicht nach Südosten einfallen, werden meist drei Supergruppen namentlich unterschieden, ergänzt durch eine vierte Supergruppe, die teils als unbenannt und teils als Oualata Supergroup beschrieben wird (vom Hangenden zum Liegenden):Gijsbert Bastiaan Straathof, University of Edinburgh, 2011: The West African Craton: Provenance and Palaeogeography; beschrieben ab Seite 146 der PDF-Datei 14,1 MBAntonio Martín-Monge R. Baudino Luis M. Gairifo-Ferreira Hussein Abdallah, Januar 2016: An unusual Proterozoic petroleum play in western Africa: the Atar Group carbonates (Mauritania) Supergruppe 4 oder Oualata-Supergruppe Supergruppe 3 oder Dahr-Supergruppe Supergruppe 2 oder Adrar-Supergruppe Supergruppe 1 oder Hodh-Supergruppe
Supergruppe 1 oder Hodh-Supergruppe mini|500px|Die präkambrischen Sedimente der Atar-Cliffs-Gruppe am Pass von Amogjar zwischen Atar und Chinguetti Die bis zu 1500 Meter mächtige Supergruppe 1 (exzeptionell bis zu 3500 Meter in der Gegend von Richat), deren Sedimente vorwiegend aus Nordnordost geschüttet wurden, liegt mit einer basalen Winkeldiskordanz auf dem archaischen und paläoproterozoischen Grundgebirge des Reguibat-Schildes. Ihre Mächtigkeitsschwankungen verweisen auf vorhandenes Paläorelief, Reaktivierung von Brüchen im Untergrund oder wechselnde Subsidenzraten. Sie wurde durch Dehnung des Westafrika-Kraton-Randes unter Bildung von treppenartig absinkenden, Nordnordost- und Nordost-streichenden Gräben (Horst- und Grabenstruktur mit synsedimentären Brekzien) akkommodiert.
Die Supergruppe 1 kann in drei Gruppen weiter unterteilt werden, die paketförmig durch erosive Diskordanzen voneinander abtrennbar sind. Nach abgeschlossener Sedimentation erfuhr die gesamte Supergruppe noch vor Ablagerung der Supergruppe 2 eine durch tektonische Anhebung bedingte Kippung und unterlag längerer Erosion – Auswirkungen der Hauptphase der Panafrikanischen Orogenese.
Der Beginn der Sedimentation ist nach wie vor umstritten. Gemäß der Rubidium-Strontium-Datierung liegt er bei 1000 Millionen Jahren BP zu Beginn des Neoproterozoikums (Tonium). Die Rhenium-Osmium-Methode erbringt jedoch weitaus höhere Alter, die den Beginn der Sedimentation ins Mesoproterozoikum (um 1200 Millionen Jahre BP) um über 200 Millionen Jahre vorverlegen. Die Sedimentation dauerte bis ins Cryogenium vor zirka 650 Millionen Jahren BP an.
Die Supergruppe 1 unterteilt sich in folgende drei Gruppen (vom Hangenden zum Liegenden): Assabet-el-Hassiane-Gruppe (auch Hassabet-el-Hassiane-Gruppe) Atar-Gruppe im Westen und El-Mreïti-Gruppe weiter nordöstlich Char-Gruppe
Die 280 Meter mächtige Char-Gruppe an der Basis beginnt als recht grobkörnige Sandsteinabfolge, die bei Meeresspiegelhochstand in einem epeirischen Flachmeer abgelagert wurde. Sie wird von Kalken und Stromatolithen-führenden Dolomiten der 700 Meter mächtigen Atar-Gruppe überlagert. Die Assabet-el-Hassiane-Gruppe schließt mit tonigen und siltigen Sedimenten.
Lahondère und Kollegen (2003) teilten die Char-Gruppe in zwei Formationen, im Liegenden die Agueni-Formation und im Hangenden die Azougui-Formation.
Die Atar-Gruppe wurde von Bertrand-Sarfati und Kollegen (1996) in 10 Formationen aufgegliedert (die Abkürzungen folgen Trompette): Tifounké-Formation (auch mit Gruppenstatus) – I-12 Touiderguilt-Formation – I-11 Aouleigate-Formation – I-10 Aouinet-Ould-Bou-Derbala-Formation – I-9 Oued-Terrarit-Formation – I-8 Tawaz-Formation – I-7 Oued-Tarioufet-Formation – I-6 Atar-Formation – I-5 Ksar-Torchane-Formation – I-4 Foum-Chor-Formation – I-3
Die äquivalente El-Mreïti-Groupe wurde in acht Formationen unterteilt: Elb-Nous-Formation Ligdam-Formation Tenoumer-Formation Gouamir-Formation Aguelt-el-Mabha-Formation Touirist-Formation En-Nesoar-Formation Khatt-Formation
In der Assabet-el-Hassiane-Gruppe unterschieden Lahondère und Kollegen drei Formationen: Zreigât-Formation Taguilat-Formation Ti-n-Bessaïs-Formation
Supergruppe 2 oder Adrar-Supergruppe mini|300px|Chinguetti, erbaut aus Sandsteinen/Quarziten der Oujeft-Plateaux-Gruppe CO 9 mini|300px|Die Oase von Terjit mit der Atar-Cliffs-Gruppe und der Oujeft-Plateaux-Gruppe Die rund 2000 Meter mächtige Supergruppe 2 liegt ebenfalls auf einer erosiven Winkeldiskordanz, die entweder auf die Supergruppe 1 oder direkt auf das Grundgebirge herabgreift. Sie setzt bei 630 Millionen Jahren BP im späten Neoproterozoikum am Ende des Cryogeniums mit glazigenen Ablagerungen der Marionoischen Eiszeit ein und dauert bis ins Ediacarium. Im Gegensatz zur Supergruppe 1 zeichnet sie sich durch recht konstant bleibende Sedimentmächtigkeiten und Faziesverteilungen aus, die eine sehr große Stabilität des Beckens bekunden.
Sie wird von folgenden vier Gruppen aufgebaut: Oujeft-Plateaux-Gruppe – CO 9 bis 13 Atar-Cliffs-Gruppe – CO 4 bis 8 Téniagouri-Gruppe – CO 2 bis 3 Jbéliat-Gruppe – CO 1
Über die basalen Tillite mit gekritztem Geschiebe und Dropstones in Varvenbändern lagerten sich kalkige, Barium-haltige Dolomite (engl. cap dolostones) der Jbéliat-Gruppe. Die folgende 625 bis 595 Millionen Jahre alte Téniagouri-Gruppe kennzeichnet sich neben grünen Ton- und Siltsteinen durch verkieselte Sedimente (Chert bzw. Silex). Diese Triade Tillit-Dolomit-Silex an der Basis der Supergruppe 2 stellt im Becken einen charakteristischen Leithorizont dar. Aber auch die grünen Tonsteine sind von überregionaler Bedeutung, da sie nicht nur im Taoudenni-Becken angetroffen werden.