Форлендский бассейн — это структурный бассейн , который развивается рядом и параллельно горному поясу . Форлендские бассейны образуются из-за того, что огромная масса, созданная утолщением земной коры , связанным с эволюцией горного пояса, заставляет литосферу изгибаться в результате процесса, известного как изгиб литосферы . Ширина и глубина форлендского бассейна определяются жесткостью изгиба подстилающей литосферы и характеристиками горного пояса. Форлендский бассейн получает осадок , который размывается с соседнего горного пояса, заполняясь толстыми осадочными последовательностями, которые истончаются вдали от горного пояса. Форлендские бассейны представляют собой тип бассейна конечного члена, другой — рифтовые бассейны . Пространство для осадков (пространство размещения) обеспечивается за счет нагрузки и прогиба вниз для формирования форлендских бассейнов, в отличие от рифтовых бассейнов, где пространство размещения создается за счет расширения литосферы.
Типы форландовых бассейнов
Классы бассейнов форленда: периферические и ретродуговые
Форландовые бассейны можно разделить на две категории:
Периферийные (про)предгорные бассейны , которые возникают на плите, которая погружается или поддвигается во время столкновения плит (т.е. внешняя дуга орогена)
Ретродуговые (ретро) форландовые бассейны , которые возникают на плите, которая перекрывается во время конвергенции или столкновения плит (т.е. расположены позади магматической дуги, которая связана с субдукцией океанической литосферы)
Примерами служат Андийские бассейны или позднемезозойские и кайнозойские скалистые горные бассейны Северной Америки.
Система форланд-бассейна
Система Форлендского бассейна
DeCelles & Giles (1996) дают подробное определение системы форланд-бассейна. Системы форланд-бассейна включают три характерных свойства:
Удлиненная область потенциального размещения осадков, которая образуется на континентальной коре между контракционным орогенным поясом и прилегающим кратоном, главным образом в ответ на геодинамические процессы, связанные с субдукцией и образующимся периферическим или ретродуговым складчато-надвиговым поясом;
Он состоит из четырех дискретных депозонов, называемых депозонами вершины клина , передового прогиба , передового выступа и заднего выступа (зонами осадконакопления) — какую из этих депозонов занимает частица осадка, зависит от ее местоположения во время осадконакопления, а не от ее конечной геометрической связи с надвиговым поясом;
Продольный размер системы форландовых бассейнов примерно равен длине складчато-надвигового пояса и не включает осадки, которые попадают в остаточные океанические бассейны или континентальные рифты (импактогены).
Системы форландовых бассейнов: депозоны
Вершина клина располагается наверху движущихся надвиговых пластин и содержит все осадки, заряжающиеся от активного тектонического надвигового клина. Здесь образуются комбинированные бассейны .
Передовой прогиб является самой мощной осадочной зоной и утолщается по направлению к орогену. Осадки отлагаются через дистальные речные, озерные, дельтовые и морские осадочные системы.
Передовая и задняя части являются самыми тонкими и наиболее дистальными зонами и не всегда присутствуют. Когда присутствуют, они определяются региональными несогласиями, а также эоловыми и мелководно-морскими отложениями.
Осадконакопление происходит наиболее быстро вблизи движущегося надвигового щита. Перемещение осадков в пределах передового прогиба обычно параллельно простиранию надвига и оси бассейна.
Движение плит и сейсмичность
Движение смежных плит форландового бассейна можно определить, изучая активную зону деформации, с которой она связана. Сегодняшние измерения GPS дают скорость, с которой одна плита движется относительно другой. Также важно учитывать, что современная кинематика вряд ли будет такой же, как и в начале деформации. Таким образом, крайне важно рассматривать не-GPS модели для определения долгосрочной эволюции континентальных столкновений и того, как это помогло развитию смежных форландовых бассейнов.
Сравнение современных моделей GPS (Sella et al. 2002) и не-GPS позволяет рассчитать скорости деформации. Сравнение этих чисел с геологическим режимом помогает ограничить количество вероятных моделей, а также определить, какая модель является более геологически точной в пределах конкретного региона.
Сейсмичность определяет, где находятся активные зоны сейсмической активности, а также измеряет общие смещения разломов и время начала деформации. [1]
Образование впадин
Обобщенная эволюция системы форландового бассейна
Форлендские бассейны образуются, потому что по мере роста горного пояса он оказывает значительное давление на земную кору, что заставляет ее изгибаться или прогибаться вниз. Это происходит для того, чтобы вес горного пояса мог быть компенсирован изостазией на подъеме форбугла.
Эволюция тектонических плит периферийного форландового бассейна включает три основных этапа. Во-первых, пассивный этап окраины с орогенной нагрузкой ранее растянутой континентальной окраины на ранних этапах конвергенции. Во-вторых, «ранний этап конвергенции, определяемый глубоководными условиями», и, наконец, «более поздний этап конвергенции, в течение которого субаэральный клин фланкируется наземными или мелководными морскими форландовыми бассейнами». [2] [ нужна страница ]
Температура под орогеном намного выше и ослабляет литосферу. Таким образом, надвиговый пояс подвижен, а система форландового бассейна со временем деформируется. Синтектонические несогласия демонстрируют одновременное опускание и тектоническую активность.
Бассейны форленда заполнены осадками, которые вымываются из прилегающего горного пояса. На ранних стадиях бассейн форленда считается недозаполненным . На этой стадии откладываются глубоководные и обычно морские осадки, известные как флиш . В конечном итоге бассейн полностью заполняется. В этот момент бассейн переходит в стадию переполнения , и происходит отложение наземных обломочных осадков. Они известны как моласса . Заполнение осадками в пределах форленда действует как дополнительная нагрузка на континентальную литосферу. [ необходима цитата ]
Поведение литосферы
Система подвижной нагрузки – прогиб литосферы с течением времени
Хотя степень, в которой литосфера расслабляется с течением времени, все еще остается спорной, большинство исследователей [2] [ нужна страница ] [3] принимают упругую или вязкоупругую реологию для описания литосферной деформации форландового бассейна. Аллен и Аллен (2005) описывают движущуюся систему нагрузки, в которой прогиб перемещается как волна через форландовую плиту перед системой нагрузки. Форма прогиба обычно описывается как асимметричный минимум, близкий к нагрузке вдоль форланда, и более широкий приподнятый прогиб вдоль форланда. Скорость переноса или поток эрозии, а также седиментация являются функцией топографического рельефа.
Для модели нагрузки литосфера изначально жесткая, с широким и неглубоким бассейном. Релаксация литосферы допускает проседание вблизи надвига, сужение бассейна, выступ в сторону надвига. Во время надвига литосфера жесткая, а выступ расширяется. Время деформации надвига противоположно времени релаксации литосферы. Изгиб литосферы под орогенной нагрузкой контролирует дренажную схему бассейна форланда. Изгибный наклон бассейна и поступление осадков из орогена.
Контуры прочности литосферы
Огибающие прочности указывают на то, что реологическая структура литосферы под форлендом и орогеном сильно различаются. Бассейн форленда обычно демонстрирует термическую и реологическую структуру, похожую на рифтовую континентальную окраину с тремя хрупкими слоями над тремя пластичными слоями. Температура под орогеном намного выше и, таким образом, значительно ослабляет литосферу. Согласно Чжоу и др. (2003), [ нужна страница ] «под компрессионным напряжением литосфера под горным хребтом становится пластичной почти полностью, за исключением тонкого (около 6 км в центре) хрупкого слоя вблизи поверхности и, возможно, тонкого хрупкого слоя в самой верхней мантии». Это ослабление литосферы под орогеническим поясом может частично вызывать региональное поведение изгиба литосферы.
Термическая история
Бассейны форленда считаются гипотермальными бассейнами (холоднее, чем обычно) с низким геотермическим градиентом и тепловым потоком . Значения теплового потока в среднем составляют от 1 до 2 HFU (40–90 мВт·м −2 . [2] [ нужна страница ] Быстрое проседание может быть причиной этих низких значений.
Со временем осадочные слои оказываются погребенными и теряют пористость. Это может быть связано с уплотнением осадков или физическими или химическими изменениями, такими как давление или цементация . Термическое созревание осадков является фактором температуры и времени и происходит на меньших глубинах из-за перераспределения тепла в прошлом мигрирующих рассолов.
Отражательная способность витринита, которая обычно демонстрирует экспоненциальную эволюцию органического вещества как функцию времени, является лучшим органическим индикатором термического созревания. Исследования показали, что современные термические измерения теплового потока и геотермальных градиентов тесно связаны с тектоническим происхождением и развитием режима, а также с механикой литосферы. [2] [ нужна страница ]
Миграция жидкости
Мигрирующие флюиды берут начало в отложениях форландового бассейна и мигрируют в ответ на деформацию. В результате рассол может мигрировать на большие расстояния. Доказательства миграции на большие расстояния включают: 1) корреляцию нефти с удаленными материнскими породами , 2) рудные тела, отложенные из металлоносных рассолов, 3) аномальные термические истории для неглубоких отложений, 4) региональный калиевый метасоматоз и 5) эпигенетические доломитовые цементы в рудных телах и глубоких водоносных горизонтах. [4]
Источник жидкости
Жидкости, переносящие тепло, минералы и нефть, оказывают огромное влияние на тектонический режим в пределах форландового бассейна. До деформации слои осадочных пород пористые и полны жидкостей, таких как вода и гидратированные минералы. После того, как эти осадки захоронены и уплотнены, поры становятся меньше, и некоторые жидкости, около 1/3 , покидают поры. Эта жидкость должна куда-то уйти. В пределах форландового бассейна эти жидкости потенциально могут нагревать и минерализовать материалы, а также смешиваться с местным гидростатическим напором.
Основная движущая сила миграции жидкости
Топография орогена является основной движущей силой миграции флюидов. Тепло из нижней коры перемещается посредством проводимости и адвекции грунтовых вод . Локальные гидротермальные области возникают, когда глубинный поток флюида движется очень быстро. Это также может объяснить очень высокие температуры на небольших глубинах.
Другие незначительные ограничения включают тектоническое сжатие, надвиг и уплотнение осадков. Они считаются незначительными, поскольку они ограничены медленными скоростями тектонической деформации, литологией и скоростями осадконакопления, порядка 0–10 см в год −1 , но более вероятно ближе к 1 или менее 1 см в год −1 . Зоны повышенного давления могут допускать более быструю миграцию, когда 1 км или более сланцевых осадков накапливается за 1 миллион лет. [4]
Бетке и Маршак (1990) утверждают, что «грунтовые воды, которые пополняются на большой высоте, мигрируют через недра в ответ на свою высокую потенциальную энергию в направлении областей, где уровень грунтовых вод ниже».
Миграция углеводородов
Бетке и Маршак (1990) объясняют, что нефть мигрирует не только в ответ на гидродинамические силы, которые управляют потоком грунтовых вод, но и на плавучесть и капиллярные эффекты нефти, движущейся через микроскопические поры. Модели миграции текут от орогенного пояса в кратонную внутреннюю часть. Часто природный газ находится ближе к орогену, а нефть — дальше. [5]
Современные (кайнозойские) системы форландовых бассейнов
Бассейн ретро-форленда Западных и Центральных Южных Альп и профорленд Северных Апеннин. Он развивался через фазы растяжения, за которыми следовали стадии сжатия. Его компрессионная архитектура наложена на унаследованный экстенсиональный каркас. [6]
Компрессионная архитектура «развивалась с перерывами на фронте двух различных горных цепей, Северных Апеннин и Южных Альп, постепенно сходясь друг к другу» [7] .
Было два цикла растяжения: a) циклы растяжения до рифта на восток, достигшие кульминации в цикле от анизийского до карнийского (средний-ранний поздний триас, 247-227 млн лет назад) формирования карбонатной платформы и системы бассейнов; b) фазы синрифтового растяжения позднего триаса-лиаса, связанные с распространением Пьемонтско-Лигурийского и Ионического океанических бассейнов. После этого максимальное расширение и углубление бассейна было достигнуто с постепенным формированием Ломбардского, Беллуно и Адриатического карбонатных бассейнов. [6]
Венето-Фриульский предгорный бассейн , аллювиальная равнина на северо-востоке Италии.
Образована в результате наложения трех перекрывающихся систем форландов, которые различались по возрасту и направлению тектонического движения, поскольку эта равнина является форландом трех окружающих цепей. Это: a) Внешние Динариды на востоке, с позднепалеоценовой и среднеэоценовой вергентной на запад-юго-запад основной фазой деформации; b) Восточные Южные Альпы на севере, с в основном средне-позднемиоценовой (17–7 млн лет) деформацией и тектоническим движением, направленным на юг; c) Северные Апеннины на юго-западе, с плио-плейстоценовой (5 млн лет назад) северо-восточной деформацией. [8] [9]
Он отделен от Центрально-Западных Альп и их предгорья (предгорья По) горами Лессини и Беричи, а также структурным возвышением Эуганейских холмов, представляющим собой относительно недеформированный предгорный блок.
Флексура началась в позднем мелу со слабого изгиба в восточном направлении из-за наращивания Внешнего Динарского надвигового пояса. Затем последовали два основных цикла осадконакопления/флексуры: а) хаттско-лангийский цикл (поздний олигоцен-средний эоцен, 28–14 млн лет назад) со слабым изгибом на север, который вмещал осадки в основном из поднятого и размытого осевого сектора Альп; б) серравальско-раннемессинский цикл (средний-поздний миоцен) с заметным изгибом в северо-северо-западном направлении из-за быстрого подъема Южных Альп. В плиоцене-плейстоцене только самая юго-западная часть (южная часть бассейна Венето) наклонилась к юго-западу в результате наращивания Северных Апеннин. [9]
Образован двумя орогенезами : Динарским орогенезом (поздний мел, 75–66 млн лет назад — эоцен, 56–34 млн лет назад) и Апеннинским орогенезом (миоцен — плиоцен (23–2,6 млн лет назад) [11] . Он связан с бассейном реки По [12] .
Предгорные котловины Карпатских гор
Карпатский прогиб
Продолжение Северо-Альпийского молассового бассейна до Западных Карпат , расположенного на юге Польши и западе Украины . [13]
Восточно-Карпатский форландовый бассейн
Бассейн форланда Восточных Карпат , который простирается через южную Польшу, западную Украину, Молдову и Румынию и имеет длину 800 км. В конце миоцена и начале плиоцена он был важным поставщиком осадков в Дакийский бассейн и Черное море. [14]
Дакийский бассейн
Это форландовый бассейн румынской части Восточных Карпат и Южных Карпат (также в Румынии). Это постколлизионный бассейн, который развивался в мессинском и плиоценовом периодах (7–2,6 млн лет назад). Первоначально осадконакопление из этого бассейна происходило в основном только в ранее существовавшей области форланда. Впоследствии он распространился на юг по северной части Мизийской платформы и части Скифской платформы. [15] [ нужна страница ]
Периферийный приморский бассейн к югу от Пиренеев , на севере Испании.
Существенная деформация форландского бассейна произошла на севере, примером чего является форландский складчатый и надвиговый пояс в западной каталонской провинции. Бассейн хорошо известен впечатляющими выходами син- и посттектонических осадочных слоев из-за своеобразной дренажной эволюции бассейна.
Бассейн Гвадалквивира
Образован в неогене к северу от Бетийских Кордильер (южная Испания) на герцинском основании. [16]
^ аб Фантони, Р.; Франчиози, Р. (декабрь 2010 г.). «Тектоно-осадочная обстановка Поской равнины и Адриатического предгорья». Rendiconti Lincei Scienze Fisiche e Naturali . 21 : 197–209. дои : 10.1007/s12210-010-0102-4. S2CID 129249313.
^ Turrini, C.; Toscani, G; Lacombe, O.; Roure, F. (ноябрь 2016 г.). «Влияние структурной наследственности на эволюцию системы форланд-прогиб: пример из региона долины реки По (северная Италия)». Marine and Petroleum Geology . 77 : 376–398. doi :10.1016/j.marpetgeo.2016.06.022.
^ Mancin, N.; Barbieri, C.; Ventura, M.; Catellani, D.; Di Giulio, A. (2005). "Палеобатиметрическая эволюция венецианско-фриульского форландового бассейна (северо-восточная Италия): последствия для флексурного моделирования и относительной скорости тектонических и осадочных процессов". Geophysical Research Abstracts . 7 (6759). Европейский союз наук о Земле.
^ Аб Пола, М.; Риччато, А.; Фантони, Р.; Фаббри, П.; Зампиери, Д. (июнь 2014 г.). «Архитектура западной окраины северной Адриатики: система разломов Скио-Виченца». Итальянский журнал геонаук . 133 (2): 223–234. дои :10.3301/IJG.2014.04.
^ Адриатический бассейн (новое обновление 2020 г.), отчеты о бассейне, [1]
^ de Alteriis, G. (30 декабря 1995 г.). «Различные форландовые бассейны в Италии: примеры из центральной и южной части Адриатического моря». Тектонофизика . 252 (1–4): 349–373. doi :10.1016/0040-1951(95)00155-7.
^ Амадори, К.; Тоскани, Г.; Ди Джулио, А.; Маэсано, FE; Д'Амброджи, К.; Гильми, М.; Фантони, Р. (октябрь 2019 г.). «От цилиндрического к нецилиндрическому прибрежному бассейну: плиоцен-плейстоценовая эволюция равнины По – Северной Адриатики (Италия)». Бассейновые исследования . 31 (5): 991–1015. дои : 10.1111/bre.12369 . S2CID 155642258.
^ Oszczypko, N.; Krzywiec, P.; Popadyuk, I.; Peryt, T. (2006). «Карпаты и их предгорья: геология и углеводородные ресурсы». В Golonka, J.; Picha, FJ (ред.). Карпатский передовой прогиб (Польша и Украина): его осадочная, структурная и геодинамическая эволюция. Американская ассоциация геологов-нефтяников. doi : 10.1306/985612M843072.
^ de Leeuwu, A.; Vincent, S; Matoshko, Anton; Matoshko, Andrei; Stoica, Marius; Nicoara, I. (4–8 мая 2020 г.). Геодинамическая эволюция Восточно-Карпатского форлендского бассейна со времени среднего миоцена: последствия для поставок осадков в Черное море и Дакийский бассейн. Генеральная ассамблея EGU 2020 г. doi : 10.5194/egusphere-egu2020-20638 .
^ Jipa, DC; Olariu, C. (2009). Dacian Basin Depositional Architecture and Sedimentation History of a Paratethys Sea (PDF) . Национальный институт морской геологии и геоэкологии (GeoEcoMar). ISBN978-973-0-07021-7.
^ Гарсия-Кастелланос, Д., М. Фернандес и М. Торне, 2002. Моделирование эволюции прибрежного бассейна Гвадалквивира (Южная Испания). Тектоника 21(3), номер документа : 10.1029/2002JB002073.
Общие и цитируемые ссылки
Аллен, Филип А. и Аллен, Джон Р. (2005) Анализ бассейна: принципы и применение , 2-е изд., Blackwell Publishing, 549 стр.
Аллен, М., Джексон, Дж. и Уокер, Р. (2004) «Позднекайнозойская реорганизация столкновения Аравии и Евразии и сравнение краткосрочных и долгосрочных скоростей деформации». Тектоника , 23, TC2008, 16 стр.
Бетке, Крейг М. и Маршак, Стивен. (1990) «Миграции рассола через Северную Америку — тектоника плит грунтовых вод». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах , 18, стр. 287–315.
Катунеану, Октавиан. (2004) Системы ретродуговых форландов – эволюция во времени. Журнал африканских наук о Земле , 38, стр. 225–242.
DeCelles, Peter G.; Giles, Katherine A. (июнь 1996 г.). "Системы бассейнов форленда" (PDF) . Basin Research . 8 (2): 105–123. Bibcode :1996BasR....8..105D. doi :10.1046/j.1365-2117.1996.01491.x.
Флемингс, Питер Б. и Джордан, Тереза Э. (1989) «Синтетическая стратиграфическая модель развития форландового бассейна». Журнал геофизических исследований , 94, B4, стр. 3853–3866.
Гарсиа-Кастелланос, Д., Дж. Вержес, Ж. М. Гаспар-Эскрибано и С. Клотинг, 2003. «Взаимодействие между тектоникой, климатом и речным транспортом во время кайнозойской эволюции бассейна Эбро (северо-восток Иберии)». Журнал геофизических исследований 108 (B7), 2347. doi : 10.1029/2002JB002073.
Оливер, Джек. (1986) «Флюиды, выброшенные тектонически из орогенных поясов: их роль в миграции углеводородов и других геологических явлениях». Геология , 14, стр. 99–102.
Селла, Джованни Ф., Диксон, Тимоти Х., Мао, Айлин. (2002) REVEL: модель текущих скоростей плит из космической геодезии. Журнал геофизических исследований , 107, B4, 2081, 30 стр.
Чжоу, Ди, Юй, Хо-Шин, Сюй, Хэ-Хуа, Ши, Сяо-Бин, Чжоу, Ин-Вэй. (2003) «Моделирование термореологической структуры литосферы под форландовым бассейном и горным поясом Тайваня». Тектонофизика , 374, стр. 115–134.
Дальнейшее чтение
Балли, AW; Снельсон, С. (1980). «Области оседания». Мемуары Канадского общества нефтяной геологии . 6 : 9–94.
Kingston, DR; Dishroon, CP; Williams, PA (1983). "Глобальная система классификации бассейнов" (PDF) . Бюллетень AAPG . 67 : 2175–2193 . Получено 23 июня 2017 г. .
Клемме, HD (1980). «Нефтяные бассейны – классификации и характеристики». Журнал нефтяной геологии . 3 (2): 187–207. doi :10.1111/j.1747-5457.1980.tb00982.x.
