miniatur|hochkant=1.25|Reliefkarte Rheinhessens. Der weit überwiegende Teil des Mainzer Beckens entfällt auf diese geographische Region. Das Mainzer Becken ist ein fossiles Sedimentbecken in Rheinhessen, dessen Füllung überwiegend aus flachmarinen Sedimenten des Oligozäns und frühen Miozäns (etwa 34 bis 19 Millionen Jahre vor heute) besteht. Paläogeographisch war das Mainzer Becken in dieser Zeit die Bucht eines Meeresarmes, der im frühen Oligozän kurzzeitig die damals noch deutlich weiter nach Süden reichende Nordsee mit der westlichen Paratethys, einem Nebenmeer der bereits weitgehend geschlossenen westlichen Tethys, verband.
Lage Geologische Karte von Deutschland mit Kennzeichnung des Mainzer Beckens (roter Kreis).
Das Mainzer Becken liegt größtenteils im Osten des Bundeslandes Rheinland-Pfalz, links des Rheins, südwestlich des weiten Bogens, den der Fluss bei Mainz beschreibt – der Stadt, die auch Namensgeberin des Beckens ist. Nur der äußerste Norden und Nordwesten erstrecken sich auch rechts des Rheins. Der Grundriss des Beckens entspricht grob einem Dreieck mit den Eckpunkten Bingen, Hofheim am Taunus und Bad Dürkheim. Geographisch bzw. naturräumlich entspricht der linksrheinische Teil des Mainzer Beckens weitgehend dem Rheinhessischen Tafel- und Hügelland.
Geologischer Rahmen Die Erdkruste des westlich und südlich des Osteuropäischen Kratons (Baltica) liegenden Teils von Europa ist von einem System vorzugsweise Nord-Süd orientierter känozoischer Grabenbrüche durchzogen (Europäisches Känozoisches Riftsystem), das sich von der Nordsee über das westliche Deutschland und östliche Frankreich nach Süden bis zur Rhonemündung und weiter ins westliche Mittelmeer erstreckt.Peter A. Ziegler: European Cenozoic rift system. Tectonophysics. Bd. 208, Nr. 1–3, 1992, S. 91–111, doi:10.1016/0040-1951(92)90338-7ein Teil dieses Systems ist, unter Einschluss des permischen Oslograbens, ursprünglich bekannt unter der Bezeichnung Mittelmeer-Mjösen-Zone, siehe Dieter Ortlam: Neue Aspekte zur känozoischen Entwicklung im Nordteil der Mittelmeer-Mjösen-Zone. Geologische Rundschau. Bd. 70, Nr. 1, 1981, S. 344–353, doi:10.1007/BF01764333 Dieses Grabensystem entstand infolge tektonischer Zugspannungen, denen die europäische Erdkruste im Verlauf des Känozoikums unterworfen war. In seinem südwestdeutschen Abschnitt (zwischen Frankfurt und Basel) findet es Ausdruck im Oberrheingraben, dessen Einbruch im frühen Tertiär, vor etwa 50 Millionen Jahren im Eozän, begann.
Als eine mögliche Ursache für den Einbruch gilt eine Dehnung der Erdkruste, die als Ausgleich quer zur Kompression erfolgte, welche die mitteleuropäische Kruste aufgrund der Kollision Afrikas mit Europa erfuhr (siehe Alpenentstehung).Peter A. Ziegler: European Cenozoic rift system. Tectonophysics. Bd. 208, Nr. 1–3, 1992, S. 91–111, doi:10.1016/0040-1951(92)90338-7 Die Ausdünnung der Kruste im Zuge der Dehnung äußerte sich durch das Absinken einer langgestreckten Scholle, das heißt durch die Bildung einer Grabenstruktur nördlich der und quer zur orogenen Front der Alpen. Der Betrag der bis heute anhaltenden Absenkung beläuft sich insgesamt auf mehrere Kilometer. In die mehr oder weniger gleichzeitig östlich (Schwarzwald, Odenwald) und westlich (Vogesen, Pfälzerwald) des Oberrheingrabens aufsteigenden Schollen (Grabenschultern) schnitten sich simultan Bäche und Flüsse ein, und die Erosion trug Gesteine mit einer Mächtigkeit von bis zu 2000 m ab, sodass dort heute relativ großflächig variszisch gefaltetes Grundgebirge zutage tritt. Die erodierten Schuttmassen wurden derweil in den Oberrheingraben eingeschüttet und begruben die dort befindlichen mesozoischen Schichten der Süddeutschen Tafel. Entlang der zentralen Achse des Grabens beträgt die Mächtigkeit dieser Sedimente über 3000 m. An einigen der tief in die Kruste hinab reichenden Verwerfungen, entlang derer die tektonischen Bewegungen erfolgten, konnte Magma bis zur Erdoberfläche aufsteigen, was zur Entstehung von Vulkanen führte, so z. B. vor ca. 18 Millionen Jahren (Miozän) im Bereich des Kaiserstuhls. Die anhaltenden Bewegungen der Erdkruste im Oberrheingraben äußern sich auch heute noch in zahlreichen kleineren Erdbeben. Die Absenkungsrate des Oberrheingrabens beträgt heute noch 1 mm pro Jahr, die Hebungsrate der Grabenschultern etwa 0,5 mm pro Jahr.
Das Mainzer Becken ist ein heute nicht mehr aktiv absinkendes westliches Nebenbecken des nördlichen Abschnittes des Oberrheingrabens. Es liegt auf der westlichen Grabenschulter des nördlichen Oberrheingrabens im Kreuzungsbereich des Oberrheingrabens mit der jungpaläozoischen Saar-Nahe-Senke. Das Mainzer Becken erfuhr eine deutlich geringere Absenkung als die eigentliche Grabenregion, sodass die Sedimentfüllung selten mehr als 500 m Mächtigkeit erreicht.
Die Sedimente sind wirtschaftlich von Bedeutung, unter anderem als Rohstoffe für die Bauindustrie (Sande, Kiese, Kalksteine) und Keramikindustrie (Tone) sowie als Grundwasserspeicher.
Schichtenfolge und paläogeographische Entwicklung Grundgebirge miniatur|Die roten Böden in den Weinbergen bei Nierstein sind aus permzeitlichen (Oberrotliegend) roten Sand-, Silt- und Tonsteinen hervorgegangen. Der vortertiäre Untergrund des Mainzer Beckens besteht überwiegend aus permischen (Rotliegend) Rhyolithen und Siliziklastika der Saar-Nahe-Senke, die westlich des Mainzer Beckens zutage treten und sich im Untergrund des nördlichen Oberrheingrabens weiter nach Osten fortsetzen. Der tektonische Bau seines Untergrundes bestimmt auch die interne Gliederung des Mainzer Beckens in einen Nordteil (Rüsselsheimer Teilbecken) und einen Südteil (Eisenberger Teilbecken oder auch Marnheimer Bucht). Die beiden Beckenteile werden vom sogenannten Alzey-Niersteiner-Horst getrennt, der die östliche Fortsetzung des Pfälzer Sattels der Saar-Nahe-Senke ist, der wiederum den östlichsten Abschnitt einer entlang der zentralen Beckenachse verlaufenden Schwelle darstellt (der östliche, auch im nördlichen Oberrheingraben und im Hanauer Becken nachgewiesene Teil dieser Schwelle wird zusammen mit dem Alzey-Niersteiner Horst auch als Pfälzer-Stockstädter Schwelle bezeichnet). Entsprechend ist die Sedimentmächtigkeit im Bereich des Alzey-Niersteiner-Horstes sehr gering, und bei Nierstein treten an den Hängen oberhalb des Rheins Rotliegend-Schichten zutage (Nierstein-Formation). Nach Norden greift das Tertiär des Mainzer Beckens über die Hunsrücksüdrand-Störung hinweg geringfügig auf das gefaltete ältere Paläozoikum des Rheinischen Schiefergebirges (u. a. Bunte Schiefer, Taunusquarzit) über. Ganz im Süden wird es auch von Schichten des Buntsandsteins und des Muschelkalks unterlagert. Das Fehlen von Schichten des jüngeren Mesozoikums und oft auch des älteren Tertiärs deutet darauf hin, dass das Gebiet des Mainzer Beckens zumindest in der ausgehenden Kreidezeit und im frühesten Tertiär Festland war und intensiver Abtragung unterlag.
Tertiär
Prä-Oligozän
Die ältesten känozoischen Sedimente im Mainzer Becken stammen aus dem älteren Eozän (Ypresium) oder möglicherweise zum Teil sogar noch aus dem jüngeren Paläozän (Thanetium) (> 56 Mio. Jahre). Es handelt sich um lokal verbreitete Kiese, Sande und feinkörnigeres Material sowie um dünne Braunkohlen, die durch Fließ- und in Stillgewässern abgelagert wurden. Im Süden des Beckens sind dies die Unreinen Sand- und Tonschichten sowie die Schichten der Eisenberg-Gruppe (Ältere Eisenberger Tonfolge, Eisenberger Grünton/Grüne Mergel/Lymnaeenmergel, Sandige Eisenberger Tonfolge/Sandige Eisenberger Decktone, Eisenberger Klebsand, Ebertsheim-Formation). Die Ältere Eisenberger Tonfolge und die Lymnaeenmergel werden auch mit gleich alten und ähnlich ausgebildeten Ablagerungen im eigentlichen Oberrheingraben zur Haguenau-Gruppe zusammengefasst. Im Norden wird für dieses Intervall nur eine Einheit, der Basiston und Basissand (auch Eozäner Basiston), ausgeschieden, der verschiedenfarbige, überwiegend schluffige und tonige, teils auch gipsführende Sedimente umfasst. Alle diese Gesteine beißen nicht oberflächlich aus, sondern sind nur aus Bohrungen bekannt. Die überwiegend tonigen nördlichen Pendants der teils schon ins frühe Oligozän (Rupelium) gestellten jüngeren Schichten der Eisenberg-Gruppe (d. h. oberhalb der Lymnaeenmergel) werden zusammen mit ähnlich ausgebildeten Ablagerungen im eigentlichen Oberrheingraben zur Pechelbronn-Gruppe zusammengefasst. Hierbei sind die Mittleren Pechelbronner Schichten am mächtigsten und am weitesten verbreitet.
Oligozän Paläogeographische Karte von Mitteleuropa für das Rupelium mit Kennzeichnung des Mainzer Beckens (roter Kreis). miniatur|Sandgrube zwischen den Gemeinden Eckelsheim und Wendelsheim mit sandigen und kiesigen Meeresablagerungen der Alzey-Formation (Rupelium, Unter-Oligozän) Nachdem zur Ablagerungszeit der stellenweise Foraminiferen- und Glaukonitführenden Lymnaeen-Schichten im höheren Eozän und der mittleren Pechelbronner Schichten bzw. der Ebertsheim-Formation im frühesten Oligozän bereits eine schwache marine Beeinflussung im Mainzer Becken bestand (Erste Rupeltransgression), erfolgte im weiteren Verlauf des Rupeliums ein deutlich stärkerer globaler (eustatischer) Anstieg des Meeresspiegels (Zweite Rupeltransgression, oft als Rupeltransgression im engeren Sinne betrachtet). Dabei drang das Meer, wahrscheinlich von Norden über die Hessische Senke direkt bis ins Mainzer Becken vor, wo es an den damaligen Küsten unter anderem gegen die Quarzitfelsen am Südrand des Hunsrück und weiter südlich an Felsen aus Kreuznacher Rhyolith brandete. Das Brandungskliff am Steigerberg am westlichen Ende des Alzey-Niersteiner Horstes zeugt von dieser frühen Phase des Oligozänmeeres. Küstennah wurden zu dieser Zeit die sandigen Schichten der Alzey-Formation (ehemals Meeressand) abgesetzt, in größerer Wassertiefe die tonig-mergeligen bis feinsandigen Schichten der Bodenheim-Formation (ehemals Rupelton, gegliedert in Foraminiferenmergel, Fischschiefer und Oberen Rupelton) und der Stadecken-Formation (ehemals Schleichsand). Der höhere Teil der Stadecken-Formation, der Schleichsandmergel, repräsentiert das Einsetzen der Dritten Rupeltransgression im späten Rupelium.
Über die Hessische Senke und den Oberrheingraben standen die marinen Gewässer des Mainzer Beckens wechselweise mit der damaligen Nordsee bzw. dem Molassemeer oder dem Mittelmeerraum im Süden in Verbindung, am Höhepunkt der Rupel-Transgression sogar für kurze Zeit mit beiden Meeresbereichen gleichzeitig. Die mittlere Jahrestemperatur lag damals bei 18 °C, gegenüber 10,5 °C heute. Das subtropische Meer und seine Uferzonen waren Lebensraum einer vielfältigen Fauna: Im Wasser lebten neben Seekühen, Meeresschildkröten und Krokodilen zahlreiche Haie (z. B. Otodus (Carcharocles) angustidens, Physogaleus), Rochen, Knochenfische und Muscheln. An Land wuchsen Palmen und Lorbeergewächse, und die Makrofauna bestand aus Flamingos, Pelikanen, frühen Nashörnern und Tapiren sowie Anthracotherien („Kohleschweinen“) und Primaten.