Тирренский бассейн — осадочный бассейн, расположенный в западной части Средиземного моря под Тирренским морем . Он занимает площадь 231 000 км2 , которая ограничена Сардинией на западе, Корсикой на северо-западе, Сицилией на юго-востоке и полуостровной Италией на северо-востоке. Тирренский бассейн имеет неровное морское дно, отмеченное несколькими подводными горами и двумя отдельными суббассейнами — впадинами Вавилова и Марсили. Глубокая равнина Вавилова содержит самую глубокую точку Тирренского бассейна на глубине около 3785 метров. [1] Бассейн простирается примерно с северо-запада на юго-восток с осью спрединга, простирающейся с северо-востока на юго-запад.
Тирренский бассейн расположен в геологически сложной части Средиземного моря. Бассейн частично окружен несколькими орогенными поясами, включая Апеннины на северо-востоке, Альпы на севере и Атласские горы на юго-западе. Он также ограничен конвергентной границей и связанным с ней желобом на юго-востоке. Глубокие отраженные сейсмические линии вблизи желоба четко показывают океаническую литосферу от Африканской плиты, изгибающуюся под Калабрией, чтобы присоединиться к сейсмогенной плите, которая простирается до 500 км под Тирренским бассейном. [1] [2] Между верхним склоном желоба и Калабрией находится ряд небольших преддуговых бассейнов, которые образовались посредством экстенсивного листрического сброса во время тортонского яруса . [1] Эти бассейны впоследствии опустились между поздним плиоценом и четвертичным периодом и теперь заполнены меланжем . [1]
Эолийские острова к северу от Калабрии и Сицилии представляют собой вулканическую дугу конвергентной системы. Вулканизм, связанный с этими островами, происходит на северо-восточном закрытии нисходящей плиты и начался примерно в период с позднего плиоцена до раннего плейстоцена (1,5–1,7 млн лет назад). [1]
Тирренский бассейн лежит к северо-западу от Эолийских островов и представляет собой задуговой бассейн, образованный силами растяжения, связанными с северо-западной субдукцией Африканской плиты под Евразийскую плиту . Подобно другим задуговым бассейнам, Тирренский бассейн демонстрирует обмеление границы Мохоровичича по направлению к центральной части бассейна, зону Вадати-Беньоффа , аномально высокий тепловой поток (в некоторых местах превышающий 200 мВт/м2 ) и активный вулканический пояс на дугообразном краю бассейна. [3] [4]
Тирренские фундаментные породы состоят из позднепалеозойских гранитов , образовавшихся в результате герцинской орогенеза . [5] Фундаментные породы в юго-восточной части бассейна были повторно активированы во время альпийской орогенеза , в то время как те, что на северо-западе, остались нетронутыми. [5]
Верхняя окраина Сардинии — это ограниченная сбросом пассивная окраина , расположенная к северо-западу от бассейна Вавилова. Сейсмические исследования отраженных волн по всей верхней окраине Сардинии демонстрируют стратиграфическую геометрию, предполагающую наличие дорифтовых, синрифтовых и пострифтовых последовательностей. [6] Буровые керны, проникающие в основание синрифтовых осадков, выявили трансгрессивную последовательность, связанную с оседанием континентальной коры во время рифтовой стадии открытия Тирренского бассейна. [6] В основании синрифтовой последовательности находится 60 метров тортонского конгломерата с полуокатанными обломками, полученными из метаморфизованного карбонатного и кварцитового фундамента. [6] Предполагается, что эта конгломератная формация была отложена в высокоэнергетической субаэральной среде, такой как аллювиальный конус выноса. Над конгломератной формацией залегают глауконитовые песчаники, содержащие устриц, отложенные в прибрежной среде. [6] Поздний тортонский и ранний мессинский известковый ил и аргиллит с бентосными фораминиферами перекрывают песчаниковую формацию; это указывает на то, что глубина воды увеличилась, [6] возможно, из-за проседания в конце синрифтового периода. Граница между синрифтовым и пострифтовым периодами, как полагают, находится в 50-метровом участке позднего мессинского гипса , который перекрывает известковый ил и аргиллитовые формации. В верхней части стратиграфического разреза находятся 243 метра плиоценово - плейстоценовых пострифтовых осадков, содержащих известковый ил с редкими терригенными обломками и вулканическим пеплом . [6]
Нижняя окраина Сардинии находится вблизи перехода между континентальной и океанической корой . Это самая восточная точка на окраине, где дорифтовые, синрифтовые и пострифтовые осадки можно четко различить на сейсмических профилях отражения. [6] Буровой керн в основании синрифтовых осадков выявил 533 метра тонкослоистых, известняковых, алевритовых и песчаниковых с рассеянными обломочными зернами гипса и конкрециями ангидрита . Вся последовательность обратно намагничена, что, будучи помещенным в контекст смежной стратиграфии, предполагает, что она была отложена во время события обратной полярности эпохи Гилберта (между 4,79 и 5,41 млн лет назад). [6] Среда осадконакопления для этого участка неопределенна; однако из-за наличия тонких, хорошо градуированных слоев и отсутствия морских ископаемых возможно, что формация была отложена в закрытой озерной обстановке. Над синрифтовыми отложениями находятся 200 метров плиоценово-плейстоценовых гемипелагических морских осадков с прерывистым вулканическим стеклом. Считается, что этот слой осадков отложился после окончания рифтинга из-за его субгоризонтального профиля сейсмического отражения. [6]
Фундаментная порода в бассейне Вавилова состоит из сильно серпентинизированного перидотита с высокотемпературными и низкотемпературными фазами деформации. [6] Перидотит перекрыт 120-метровым толеитовым подушечным базальтом , содержащим карбонатные жилы. [6] Нанноископаемые и планктонные фораминиферы в карбонатных жилах ограничивают возраст размещения между 3,1 и 3,6 млн лет. [6] Непосредственно над базальтом находится 100-метровый участок плейстоценового осадочного чехла, состоящий в основном из ила, богатого нанноископаемыми, с редкими переработанными вулканогенными обломками. [6]
Фундаментная порода бассейна Марсили представляет собой везикулярный базальт. [6] Из-за обилия (10–30% от объема породы) и размера (до 3 или 4 мм) везикул, вполне вероятно, что базальт был размещен в виде потока, а не силла . Фундамент покрывает 250 метров известкового ила и ила с переслаивающимися вулканокластическими слоями. Данные о бентосных фораминиферах и магнитной аномалии из основания этого разреза ограничивают окончание рифтинга между 1,67 и 1,87 млн лет назад. [6] В верхней части стратиграфического разреза находятся 350 метров вулканокластических турбидитов . [6]
Широко распространено мнение, что расширение в Тирренском бассейне началось в позднем миоцене , как показано распознаванием в сейсмических профилях отражения доэвапоритовых (т. е. домессинских) осадков в западном тиррене и оценками возраста, основанными на общей толщине литосферы, рельефе фундамента и тепловом потоке. [1] [3] [5] [6] Датирование по K-Ar периферических океанических базальтов, пробуренных на юго-восточном краю равнины Вавилова, оценивает начало расширения в 7,3 ± 1,3 млн лет. [7] Базальты, извлеченные вблизи центра спрединга, в середине равнины Вавилова, дали возраст 3,4–3,6 млн лет. [6] Это означает, что задуговое расширение в этой части бассейна произошло примерно между поздним тортоном и средним плиоценом. Однако на равнине Марсили было обнаружено, что самая старая базальтовая кора имеет возраст 2,1 млн лет. [3] [6] Этот нижний возрастной предел, наряду с наличием седловины, содержащей континентальную кору («мост Исселя») между равнинами Вавилова и Марсили, подразумевает, что существовало два отдельных эпизода растяжения задней дуги.
Между тортонианом и средним плиоценом, направленное на запад-восток расширение открыло равнину Вавилова и окраину Сардинии в северо-западной части современного бассейна. К концу плиоцена расширение быстро повернулось на северо-запад-юго-восток и ограничилось юго-восточной равниной Марсили. Этот быстрый сдвиг в направлении и пространственном расположении расширения может быть обусловлен тем, как со временем изменяются относительные скорости взаимодействующих тектонических плит . Например, если горизонтальная скорость перекрывающей Евразийской плиты превышает скорость отката плиты и отступления впадины в поддвигаемой Африканской плите, то расширение не должно происходить в области задней дуги. [8] Однако, если скорость отката плиты и отступления впадины превышает скорость перекрывающей плиты, то расширение задней дуги произойдет. [8]
Плиоцен-плейстоценовые изменения в тирренском тыловом расширении могли также быть вызваны соседними Адриатическими и Сицилийскими форландами. Эти сектора не были истончены рифтингом и характеризуются нормальной континентальной литосферой. [1] Во время своей миграции на юго-восток пассивно отступающая океаническая плита должна была подстраиваться и деформироваться относительно больших и плавучих континентальных секторов. [1] Постплиоценовая миграция в конечном итоге была направлена через узкий коридор (250 км), представленный нынешним Ионическим морем, и таким образом разделила Адриатический и Сицилийский секторы. [1] Изменения в составе литосферы также могли способствовать различиям в геометрии субдукции. Например, во время первого эпизода субдукции истонченная континентальная литосфера, лежащая под Апеннинской окраиной, погрузилась под Евразийскую плиту. [1] [3] [6] Однако во втором эпизоде субдукции вместо этого в субдукцию была вовлечена Ионическая океаническая литосфера. [1] [3] [6] Переход от континентальной к океанической субдукции литосферы может объяснить позднее начало дугового вулканизма (2–1,5 млн лет назад), а также отсутствие дугового вулканизма в центральной части Тирренского бассейна. [1]
Полная скорость спрединга Тирренского бассейна оценивается в 3–5 см/год на основе кинематических реконструкций и магнитостратиграфии. [1] [6] Это относительно медленная скорость спрединга по сравнению со скоростями спрединга в других задуговых бассейнах, таких как бассейн Восточный Скотия (5–7 см/год) [9] и бассейн Манус (13 см/год). [10] Соотношение между начальной толщиной земной коры и конечной толщиной земной коры, также известное как бета-фактор, [11] оценивается в 3,3 для Тирренского бассейна. [6]
Хотя в материковой Италии и северной части Ионического моря есть многочисленные нефтяные месторождения , [12] потенциал накопления углеводородов в большей части Тирренского бассейна очень низок. Это в первую очередь из-за высокого геотермического градиента бассейна , который выталкивает нефтяное окно на очень небольшие глубины, где структурные и стратиграфические ловушки редки. Однако активная разведка углеводородов ведется на южном краю бассейна около Сицилийского канала . Здесь небольшие месторождения Нарцисо и Нильде производят богатую серой легкую и среднюю сырую нефть ( плотность API колеблется от 21 до 39). [12] Основными резервуарами на этих месторождениях являются миоценовые карстовые известняки , запечатанные плиоценовыми глинами . [12] Источник углеводородов неизвестен, но предполагается, что это мезозойский известняк. [12] Ловушки имеют структурную природу и в основном представляют собой надвиги, связанные с тунисским Атласским надвиговым поясом. [12]
{{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка ){{cite journal}}: CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )39°56′с.ш. 12°14′в.д. / 39,933°с.ш. 12,233°в.д. / 39,933; 12,233