Осадочный бассейн Кутай ( также известный как бассейн Кутей) простирается от центральных нагорий Борнео , через восточное побережье острова и в пролив Макассар . С площадью 60 000 км 2 и глубиной до 15 км, Кутай является крупнейшим и самым глубоким бассейном третичного периода в Индонезии . [1] Тектоническая эволюция плит в индонезийском регионе Юго-Восточной Азии привела к образованию разнообразного множества бассейнов в кайнозое . [2] Кутай представляет собой протяженный бассейн в общей обстановке форланда. Его геологическая эволюция начинается в середине эоцена и включает фазы растяжения и рифтинга , термического прогиба и изостатического оседания. Быстрое, объемное осадконакопление, связанное с подъемом и инверсией, началось в раннем миоцене. [1] Различные этапы эволюции бассейна Кутай можно приблизительно соотнести с региональными и локальными тектоническими событиями. [2] Также вероятно, что региональный климат, а именно наступление экваториального вечно влажного муссона в раннем миоцене , повлияло на геологическую эволюцию Борнео и бассейна Кутай до настоящего времени. [3] Заполнение бассейна продолжается в нижней части бассейна Кутай, поскольку современная дельта реки Махакам продвигается на восток через континентальный шельф Борнео.
Кайнозойская тектоника плит Индонезийского региона сформировала сложную совокупность микроконтинентальных блоков и окраинных океанических бассейнов, окруженных экстенсиональными окраинами, зонами субдукции и крупными транскуррентными разломами. [4] Остров Борнео и бассейн Кутай расположены на микроплите Зондской плиты , которая ограничена на севере и западе Евразийской плитой , на юге — Индо-Австралийской плитой , а на западе — Филиппинской и Тихоокеанской океаническими плитами . В кайнозое Индо-Австралийская плита двигалась на север и погружалась под Евразию. [2] Столкновение Индийского континента с Евразией остановило субдукцию и подняло Гималаи . Между континентами Индия и Австралия океаническая кора все еще погружается под плиту Зондскую , образуя желоб Зондский и дугу Зондскую . Австралия и австралийские производные микроплиты столкнулись с плитой Зонда и Тихоокеанской плитой в плиоцене , создав комплекс зон субдукции и островных дуг . Филиппинская плита наклонно субдуцировала плиту Зонда в течение большей части кайнозоя.
Сложное взаимодействие Зондской, Евразийской, Индо-Австралийской, Филиппинской и Тихоокеанской плит в кайнозое контролировало эволюцию приблизительно 60 третичных осадочных бассейнов в индонезийском регионе. Многие из этих бассейнов, включая Кутай, сформировались в условиях растяжения задней дуги , вызванного пассивным или активным откатом субдукции. Эпизод инверсии в Кутае в середине миоцена может быть связан со столкновением континентальных фрагментов из Южно-Китайского моря с северо-западным Борнео. Эпизод инверсии в плиоцене совпадает со столкновением Австралии с дугой Банда, при этом структурные связи обеспечиваются системами сдвиговых разломов через Сулавеси . [2]
Фундаментная порода Борнео представляет собой сложную мозаику геологических ландшафтов, обычно интерпретируемых как продукт в первую очередь мезозойской аккреции микроконтинентальных фрагментов, материала островной дуги, материала океанической коры и заполнения окраинного бассейна на палеозойском ядре гор Шванер на юго-западе острова. [5] Район гор Шванер состоит из гранитных батолитов раннего-среднего мела, внедренных в метаморфические образования силурийского и пермского возраста. [6] К северо-западу от гор Шванер находится небольшая область более старого континентального фундамента, состоящего из пермо-триасового гранита и метаморфических пород. К юго-востоку от гор Шванер, вулканическая островная дуга и филлитовые породы, внедренные в позднем мелу, составляют горы Мератус. Фундаментная местность восточного и северного Борнео интерпретируется как меловой субдукционный меланж, в основном покрытый третичными осадками. [5] Фундамент Западного Борнео представляет собой аккреционную смесь верхнего мела и палеоцена, которая сформировала центральные Калимантанские хребты в результате субдукции, направленной в юго-западном направлении, под континентальное ядро Борнео. [5] [6]
Кайнозойская эволюция Борнео в основном контролируется активной региональной и локальной тектоникой и климатом. В палеоцене Борнео был мысом Юго-Восточной Азии, частично отделенным океанической корой прото-Южно-Китайского моря. [3] Существуют геологические свидетельства, которые предполагают, что Борнео повернулся против часовой стрелки примерно на 45° от своей ориентации в конце олигоцена, оставаясь при этом по обе стороны экватора. Это указывает на то, что большая часть палеогеновых осадков на Северном Борнео была получена из Индокитая. [3] В среднем эоцене формирование моря Целебес и пролива Макассар раздробило восточную окраину Борнео, в то время как субдукция океанической коры произошла на западной окраине, создав глубокие бассейны с обеих сторон. В позднем олигоцене и раннем миоцене центральные горные хребты Борнео начали подниматься. [3] Экваториальный пергумидный климат обеспечил интенсивное химическое выветривание и эрозию недавно поднятых пород и заполнил краевые бассейны Борнео осадками. Неогеновые отложения имеют толщину до 9 км в секциях некоторых бассейнов. [6] Реконструкция объема осадков показывает, что по крайней мере 6 км коры было удалено из внутренних районов Борнео в неогене. [3] Период прерывистых событий сжатия, начавшийся в середине миоцена, повлиял на продолжающуюся эволюцию этих бассейнов, деформируя и инвертируя их. Магматическая активность продолжалась в течение всего кайнозоя, но была особенно активна в северном регионе Борнео в неогене.
Бассейн Кутай пересекает восточный склон острова Борнео вниз от центрального нагорья, через современную береговую линию к дну бассейна пролива Макассар. Он ограничен на севере возвышенностью Мангкалихат и хребтами Центрального Калимантана, на юге — платформой Патерностер, зоной разлома Аданг и горами Шванер и Мератус . Горы Мюллер образуют западную границу бассейна. В своей нынешней конфигурации бассейн можно разделить на две части. Западный, или верхний Кутай, который был инвертирован на 1500-300 футов над уровнем моря, и восточный, или нижний Кутай, который все еще получает осадки.
Формирование бассейна началось в среднем эоцене, когда расширение, связанное с открытием пролива Макассар и моря Целебес, раздробило кору Восточного Борнео. [1] Этот рифтинг создал широкую систему полуграбенов , которые меняют полярность вдоль нормальных разломов, простирающихся на ССВ-ЮЮЗ и СЮ . Термическое оседание в позднем эоцене и раннем олигоцене вызвало незначительную реактивацию вдоль существующих разломов. В позднем олигоцене произошло кратковременное возобновление расширения и рифтинга вдоль северной окраины бассейна, в то время как другие окраины бассейна испытали подъем. [6] Инверсия бассейна началась в позднем олигоцене. Тектонический подъем Борнео в самом раннем миоцене инвертировал бассейн Верхнего Кутая над уровнем моря. Инверсия продолжалась прерывистым образом в течение миоцена и плиоцена. Для более поздних событий инверсии подразумевается режим сжатия с напряжениями, переданными от региональных столкновений плит. [4] Высокоугловые нормальные сбросы были реактивированы как сбросы-надвиги , инвертирующие полуграбены. Локус инверсии смещался на восток с каждым событием.
Осадконакопление в бассейне Кутай было относительно постоянным на протяжении всего третичного периода. Синрифтовое осадконакопление в эоцене было сосредоточено в небольших локальных депоцентрах в пределах отдельных полуграбенов. [7] Литология первоначального заполнения грабена сильно варьируется из-за широкой зоны рифтинга и варьируется от полностью наземного в западном бассейне до полностью морского в восточном бассейне. Типичное первоначальное заполнение грабена в бассейне Кутай состоит из грубого и плохо отсортированного материала, полученного из фундамента. Синрифтовое осадконакопление после первоначального заполнения грабена варьируется по всему бассейну, но было выявлено несколько отдельных фациальных трактов. В бассейне обнаружены неморские, дельтовые, мелководно-морские, глубоководные морские и карбонатные платформенные синрифтовые отложения. [7]
Отложение фазы прогиба начинается в верхнем эоцене и олигоцене. [7] Более региональный депоцентр образовался в ответ на морское затопление. Восточный бассейн, уже находившийся под влиянием морских условий, быстро перешел в глубоководную морскую осадочную среду, в то время как западный бассейн перешел медленнее. Толстый морской сланец отложился на большей части бассейна, в то время как карбонатное осадконакопление продолжалось на изолированных высоких участках и окраинах бассейна. [7] Было замечено, что морской сланец фазы прогиба залегает непосредственно на фундаменте и является региональным «одеялом» над синрифтовыми литологиями . [7] Крупные карбонатные платформы образовались вдоль окраин бассейна в результате обмеления морской среды на ранних фазах тектонического поднятия позднего олигоцена и морской регрессии. [7] Поскольку тектоническое поднятие центрального Борнео продолжалось в нижнем миоцене, самая западная часть бассейна Кутай была инвертирована над уровнем моря, образовав верхний бассейн Кутай.
В раннем миоцене характер осадконакопления в бассейне Кутай претерпел значительные изменения. [3] Большое количество обломочных осадков, полученных из поднимающихся центральных гор, и теперь инвертированный палеоген влились в нижний бассейн Кутай. Прото-река Махакам начала продвигаться на восток. Последующие тектонические инверсионные события в среднем миоцене и плиоцене продолжали смещать дельтовый депоцентр реки Махакам на восток в пролив Макассар. Сжатие в среднем миоцене создало прибрежный параллельный антиклинорум, в который река Махакам врезалась, когда складки были инвертированы. Этот врез предотвратил любую латеральную миграцию самой нижней реки Махакам, создав точечный дельтовый депоцентр , который был активен со среднего миоцена. Неогеновые отложения в районе современной дельты Махакам имеют толщину до 9 километров (30 000 футов). Общая глубина бассейна Кутай в этом месте может достигать 15 километров (49 000 футов). [8]
Наиболее заметной геологической структурой в бассейне Кутай является антиклинорий Самаринда — складчатый пояс Махакам, серия складок и разломов, простирающихся с северо-северо-востока на юго-юго-запад в дельтовых слоях миоцена, которые параллельны современной береговой линии. [9] Плотно сложенные, асимметричные и ограниченные сбросами антиклинали имеют ширину от 2 до 5 км и длину от 20 до 50 км и разделены широкими открытыми синклиналями. [4] На суше гребни антиклиналей обычно размываются и прорываются, а степень эрозии и структурная сложность увеличиваются по направлению к западу. Отделенный складчатый пояс в самой западной области антиклинория переходит в складчатые складки с надвиговым ядром в центральной области и простые симметричные/асимметричные структуры в самой восточной прибрежной области. Тектоническое происхождение складчатого пояса приписывается ряду геодинамических процессов. [4] Одно из объяснений складчатости отрыва напрямую связано с инверсией фундамента вдоль нормальных разломов рифтовой стадии, что приводит к образованию складок над поверхностью отрыва в подстилающем сланце с избыточным давлением. [8] Другое объяснение — инверсия систем грабенов верхней части дельты. Эти синседиментационные разломы образуются в сочетании с надвиговыми разломами носка дельты из-за дифференциальной нагрузки. Когда сокращение происходит во время активной проградации дельты, повторная активация вдоль этих разломов приводит к образованию отрывных, приподнятых антиклиналей [4]
Три свиты интрузивных и вулканических пород обнаружены в бассейне Кутай и использовались для ограничения третичной стратиграфии. Фельзитовые вулканиты Ньяан, датируемые 48-50 млн лет, могут быть связаны с тектоникой растяжения, которая инициировала формирование бассейна. В некоторых местах вулканиты Ньяан и эквиваленты находятся в основании третичной осадочной последовательности, в то время как в других местах слоистые туфы, агломераты и переработанная пирокластика являются частью позднеэоценовой последовательности. [6] Интрузивная свита Синтанг имеет мафический или фельзитовый состав и мелкокристаллическую природу, что указывает на высокое размещение. Датировки K-Ar 41-8 млн лет были получены из пород, отнесенных к свите Синтанг. Вулканиты, интерпретируемые как субаэральные продукты интрузии Синтанга, переслаиваются с осадками позднего олигоцена и среднего миоцена, что позволяет предположить, что вулканизм происходил до и после инверсионного события раннего миоцена. [6] Свита Метуланг представлена средне- и высококалиевыми известково-щелочными базальтами и андезитами с возрастом K-Ar от 2,4 до 1,7 млн лет. Они образуют интрузии высокого уровня и потоки лавы.