Форландовый бассейн — структурный бассейн , развивающийся рядом и параллельно горному поясу . Форлендские бассейны образуются потому, что огромная масса, созданная в результате утолщения земной коры , связанного с развитием горного пояса, заставляет литосферу изгибаться в результате процесса, известного как изгиб литосферы . Ширина и глубина форландовой котловины определяются изгибной жесткостью подстилающей литосферы и характеристиками горного пояса. В бассейн форленда поступают осадки , которые размываются с прилегающего горного пояса, заполняясь толстыми осадочными последовательностями, которые утончаются по мере удаления от горного пояса. Бассейны Форленда представляют собой бассейны концевого члена, остальные - рифтовые бассейны . Пространство для отложений (пространство размещения) обеспечивается нагрузкой и изгибом вниз с образованием форландовых бассейнов, в отличие от рифтовых бассейнов, где пространство размещения создается расширением литосферы.
Типы форландовых бассейнов
Классы бассейна Форленд: периферия против ретродуги
Форлендские бассейны можно разделить на две категории:
Периферийные (Pro) форландные бассейны , которые возникают на плите, которая погружается или надвигается во время столкновения плит (т.е. внешняя дуга орогена).
Ретродуговые (Ретро) форландные бассейны , которые возникают на плите, которая перекрывается во время сближения или столкновения плит (т.е. расположены за магматической дугой, связанной с субдукцией океанической литосферы).
Примеры включают бассейны Анд или позднемезозойские и кайнозойские бассейны Скалистых гор Северной Америки.
Система бассейна Форленд
Система бассейна Форленд
ДеСеллес и Джайлз (1996) дают подробное определение системы форландовых бассейнов. Системы форлендских бассейнов обладают тремя характерными свойствами:
Удлиненная область потенциального размещения отложений, образующаяся на континентальной коре между контракционным складчатым поясом и прилегающим кратоном, главным образом в ответ на геодинамические процессы, связанные с субдукцией и возникающим в результате периферийным или ретродуговым складчато-надвиговым поясом;
Он состоит из четырех дискретных депозон, называемых клиновидными , передними , передними и задними депозонами (зонами осадконакопления) - какую из этих депозон занимает частица осадка, зависит от ее местоположения во время отложения, а не от ее конечного состояния. геометрическое соотношение с упорным ремнем;
Продольный размер системы форланд-бассейнов примерно равен длине складчато-надвигового пояса и не включает осадки, разливающиеся в остаточные океанические котловины или континентальные рифты (импактогены).
Системы форланд-бассейнов: депозоны
Вершина клина расположена поверх движущихся надвиговых пластин и содержит все отложения, поступающие из активного тектонического надвигового клина. Здесь образуются контрейлерные бассейны .
Передний прогиб представляет собой самую мощную осадочную зону и утолщается по направлению к орогену. Отложения отлагаются через дистальные речные, озерные, дельтовые и морские системы осадконакопления.
Передняя и задняя выпуклости являются самыми тонкими и дистальными зонами и присутствуют не всегда. Если они присутствуют, то они определяются региональными несогласиями, а также эоловыми и мелководно-морскими отложениями.
Седиментация происходит наиболее быстро вблизи движущегося напорного слоя. Перенос наносов в пределах переднего прогиба обычно параллелен простиранию надвига и оси бассейна.
Движение плит и сейсмичность
Движение соседних плит форландовой котловины можно определить, изучая зону активной деформации, с которой она связана. Сегодня измерения GPS позволяют определить скорость, с которой одна плита движется относительно другой. Также важно учитывать, что сегодняшняя кинематика вряд ли будет такой же, как тогда, когда началась деформация. Таким образом, крайне важно рассмотреть модели, не связанные с GPS, для определения долгосрочной эволюции континентальных столкновений и того, как это помогло развитию прилегающих прибрежных бассейнов.
Сравнение современных моделей GPS (Sella et al. 2002) и моделей без GPS позволяет рассчитать скорость деформации. Сравнение этих чисел с геологическим режимом помогает ограничить количество вероятных моделей, а также определить, какая модель является более геологически точной в конкретном регионе.
Сейсмичность определяет, где возникают активные зоны сейсмической активности, а также измеряет общие смещения разломов и время начала деформации. [1]
Формирование бассейнов
Обобщенная эволюция системы бассейна Форленд
Форлендские бассейны образуются потому, что по мере роста горного пояса он оказывает значительную массу на земную кору, что заставляет ее изгибаться вниз. Это происходит для того, чтобы вес горного пояса мог быть компенсирован изостазией на подъеме переднего выступа.
Тектоническая эволюция плит периферийного форландского бассейна включает три основных этапа. Во-первых, стадия пассивной окраины с орогенной нагрузкой ранее растянутой континентальной окраины на ранних стадиях конвергенции. Во-вторых, «ранняя стадия конвергенции, определяемая глубоководными условиями», и, наконец, «более поздняя стадия конвергенции, во время которой субаэральный клин окружен наземными или мелководными морскими бассейнами форленда». [2] [ нужна страница ]
Температура под орогеном намного выше и ослабляет литосферу. Таким образом, надвиговый пояс подвижен, а система форланд-бассейна со временем деформируется. Синтектонические несогласия демонстрируют одновременное опускание и тектоническую активность.
Форландские котловины заполнены отложениями, которые вымываются из прилегающего горного пояса. Говорят, что на ранних стадиях прибрежный бассейн недозаполнен . На этом этапе откладываются глубоководные и обычно морские отложения, известные как флиш . В конце концов, бассейн полностью заполняется. В этот момент бассейн переходит в стадию переполнения и происходит отложение терригенных отложений . Они известны как патока . Отложения в пределах переднего прогиба оказывают дополнительную нагрузку на континентальную литосферу. [ нужна цитата ]
Поведение литосферы
Система движущихся нагрузок – изгиб литосферы с течением времени
Хотя степень релаксации литосферы с течением времени все еще остается спорной, большинство исследователей [2] [ нужна страница ] [3] принимают упругую или вязкоупругую реологию для описания литосферной деформации форлендского бассейна. Аллен и Аллен (2005) описывают систему движущейся нагрузки, в которой отклонение движется волной через переднюю пластину перед системой нагрузки. Форма прогиба обычно описывается как асимметричное понижение вблизи нагрузки вдоль форланда и более широкое приподнятое отклонение вдоль переднего выступа. Скорость переноса или потока эрозии, а также седиментации являются функцией топографического рельефа.
В модели нагружения литосфера изначально жесткая, а бассейн широкий и неглубокий. Релаксация литосферы допускает опускание вблизи надвига, сужение бассейна, выдвижение в сторону надвига. Во время надвигов литосфера становится жесткой, а передняя часть расширяется. Время надвиговой деформации противоположно времени релаксации литосферы. Изгибы литосферы под действием орогенной нагрузки определяют характер дренирования форландовой котловины. Изгибный наклон бассейна и поступление осадков из орогена.
Огибающие прочности литосферы
Огибающие прочности указывают на то, что реологическая структура литосферы под форлендом и орогеном сильно различается. Форландский бассейн обычно демонстрирует термическую и реологическую структуру, аналогичную рифтовой континентальной окраине с тремя хрупкими слоями над тремя пластичными слоями. Температура под орогеном намного выше и, таким образом, сильно ослабляет литосферу. По данным Чжоу и др. (2003), [ нужна страница ] «под напряжением сжатия литосфера под горным хребтом почти полностью становится пластичной, за исключением тонкого (около 6 км в центре) хрупкого слоя у поверхности и, возможно, тонкого хрупкого слоя в самой верхней мантии. " Это ослабление литосферы под орогенным поясом может отчасти вызывать поведение региональных изгибов литосферы.
Термальная история
Бассейны Форленда считаются гипотермическими бассейнами (более прохладными, 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 ] Причиной этих низких значений может быть быстрое оседание.
Со временем осадочные слои заглубляются и теряют пористость. Это может быть связано с уплотнением осадка или физическими или химическими изменениями, такими как давление или цементация . Термическое созревание отложений зависит от температуры и времени и происходит на небольших глубинах из-за перераспределения тепла мигрирующих рассолов в прошлом.
Отражательная способность витринита, которая обычно демонстрирует экспоненциальную эволюцию органического вещества в зависимости от времени, является лучшим органическим индикатором термического созревания. Исследования показали, что современные тепловые измерения теплового потока и геотермических градиентов тесно соответствуют тектоническому происхождению и развитию режима, а также механике литосферы. [2] [ нужна страница ]
Миграция жидкости
Мигрирующие флюиды происходят из отложений форландовой котловины и мигрируют в результате деформаций. В результате рассол может мигрировать на большие расстояния. Свидетельства дальней миграции включают: 1) корреляцию нефти с отдаленными нефтематеринскими породами , 2) рудные тела, отложившиеся из металлоносных рассолов, 3) аномальную термическую историю неглубоких отложений, 4) региональный калиевый метасоматоз и 5) эпигенетические доломитовые цементы в рудные тела и глубокие водоносные горизонты. [4]
Источник жидкости
Флюиды, несущие тепло, минералы и нефть, оказывают огромное влияние на тектонический режим в пределах форландового бассейна. До деформации слои осадка являются пористыми и полны жидкостей, таких как вода и гидратированные минералы. Как только эти отложения захораниваются и уплотняются, поры становятся меньше, и некоторые жидкости, примерно1/3, оставить поры. Эта жидкость должна куда-то деваться. 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 от нижней коры перемещается посредством проводимости и адвекции грунтовых вод . Локальные гидротермальные области возникают, когда глубинный поток жидкости движется очень быстро. Это также может объяснить очень высокие температуры на малых глубинах.
Другие незначительные ограничения включают тектоническое сжатие, надвиги и уплотнение отложений. Их считают второстепенными, поскольку они ограничены медленными скоростями тектонической деформации, литологии и темпами осадконакопления, порядка 0–10 см/год , но, скорее всего, ближе к 1 или менее 1 см/ год . Зоны избыточного давления могут способствовать более быстрой миграции, когда за 1 миллион лет накапливается 1 километр или более сланцевых отложений. [4]
Бетке и Маршак (1990) утверждают, что «грунтовые воды, которые пополняются на большой высоте, мигрируют через недра под действием своей высокой потенциальной энергии к областям, где уровень грунтовых вод ниже».
Миграция углеводородов
Бетке и Маршак (1990) объясняют, что нефть мигрирует не только в ответ на гидродинамические силы, которые вызывают поток грунтовых вод, но и под действием плавучести и капиллярных эффектов нефти, движущейся через микроскопические поры. Модели миграции утекают из орогенного пояса в глубь кратона. Часто природный газ находится ближе к орогену, а нефть - дальше. [5]
Современные (кайнозойские) системы форландовых бассейнов
Ретро-форландовый бассейн Западных и Центральных Южных Альп и про-форланд Северных Апеннин. Он развивался через фазы растяжения, за которыми следовали стадии сжатия. Его компрессионная архитектура наложена на унаследованную экстенсиональную структуру. [6]
Архитектура сжатия «периодически развивалась на передовой части двух разных горных цепей, Северных Апеннин и Южных Альп, постепенно сближаясь одна к другой». [7]
Существовало два цикла растяжения: а) циклы предрифтового растяжения в восточном направлении, кульминацией которых стал цикл формирования карбонатной платформы и бассейна от анизийского до карнийского периода (средний-ранний конец триаса, 247–227 млн лет назад); б) Фазы синрифтового растяжения позднего триаса-лиаса, связанные с распространением Пьемонт-Лигурийского и Ионического океанических бассейнов. После этого было достигнуто максимальное расширение и углубление бассейна с постепенным формированием Ломбардского, Беллунского и Адриатического карбонатных бассейнов. [6]
Впадина Венето-Фриули , аллювиальная равнина на северо-востоке Италии.
Образовалась в результате наложения трех перекрывающихся систем форландов, различающихся по возрасту и направлению тектонических движений, поскольку эта равнина является форландом трех окружающих цепей. Это: а) Внешние Динариды на востоке с позднепалеоценовыми и среднеэоценовыми фазами главных деформаций, вергентными к юго-западу от позднего палеоцена и среднего эоцена; б) Восточно-Южные Альпы на севере, с преимущественно средне-позднемиоценовыми (17–7 млн лет назад) деформациями и тектоническими движениями южного направления; в) Северные Апеннины на юго-западе с плио-плейстоценовой (5 млн лет назад) деформацией северо-восточного направления. [8] [9]
Он отделен от Центрально-Западных Альп и его мыса (бассейна мыса По) горами Лессини и Беричи, а также структурным выступом холмов Эуганеи, относительно недеформированным блоком мыса.
Изгиб начался в позднем мелу со слабого изгиба в восточном направлении из-за формирования Внешнего Динарского надвигового пояса. Следовали два основных цикла осадконакопления/изгибов: а) хатт-лангийский цикл (поздний олигоцен-средний эоцен, 28–14 млн лет назад) со слабым изгибом на север, вмещавший осадки преимущественно из поднятого и эродированного осевого сектора Альп; б) серравальско-раннемессинский цикл (средний-поздний миоцен) с заметным изгибом в северо-северо-западном направлении из-за быстрого поднятия Южных Альп. В плиоцене-плейстоцене только самая юго-западная часть (южная часть бассейна Венето) наклонялась на юго-запад в результате застройки Северных Апеннин. [9]
Образован двумя складчатыми формациями : Динарской складчатостью (поздний мел, от 75–66 млн лет до эоцена, 56–34 млн лет назад) и Апеннинской складчатостью (миоцен-плиоцен (23–2,6 млн лет назад). [11] Она связана с бассейном По . 12]
Форландские котловины Карпат
Карпатский прогиб
Продолжение Северо-Альпийского Моласного бассейна до Западных Карпат , расположенных на юге Польши и западе Украины . [13]
Восточно-Карпатский предгорный бассейн
Бассейн Восточных Карпат , простирающийся через южную Польшу, западную Украину, Молдову и Румынию, имеет длину 800 км. В конце миоцена - начале плиоцена он был важным поставщиком отложений в Дакийский бассейн и Черное море. [14]
Дакийский бассейн
Это прибрежный бассейн румынской части Восточных Карпат и Южных Карпат (также в Румынии). Это постколлизионный бассейн, который развивался в период от мессина до плиоцена (7–2,6 млн лет назад). Первоначально осадконакопление из этого бассейна происходило в основном только в ранее существовавшей области переднего прогиба. В дальнейшем оно распространилось на юг, охватив северную часть Мезийской платформы и часть Скифской платформы. [15] [ нужна страница ]
Периферийный прибрежный бассейн к югу от Пиренеев , на севере Испании.
Существенная деформация бассейна форланда произошла на севере, примером чего является складчато-надвиговый пояс форланда в западной каталонской провинции. Бассейн хорошо известен впечатляющими обнажениями син- и посттектонических слоев отложений благодаря своеобразной дренажной эволюции бассейна.
Бассейн Гвадалквивира
Образован в неогене к северу от Бетических Кордильер (юг Испании) на герцинском фундаменте. [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.
^ Туррини, К.; Тоскани, Дж; Лакомб, О.; Рур, Ф. (ноябрь 2016 г.). «Влияние структурной наследственности на эволюцию системы предгорий и прогибов: пример из региона долины По (северная Италия)». Морская и нефтяная геология . 77 : 376–398. doi : 10.1016/j.marpetgeo.2016.06.022.
^ Мансин, Н.; Барбьери, К.; Вентура, М.; Кателлани, Д.; Ди Джулио, А. (2005). «Палеобатиметрическая эволюция венецианско-фриульского бассейна (северо-восток Италии): последствия для моделирования изгибов и относительной скорости тектонических и осадочных процессов». Тезисы геофизических исследований . 7 (6759). Европейский союз геонаук.
^ 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 бассейна, [1]
^ де Альтериис, Г. (30 декабря 1995 г.). «Различные прибрежные бассейны Италии: примеры центральной и южной Адриатического моря». Тектонофизика . 252 (1–4): 349–373. дои : 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.
^ Ощипко, Н.; Кшивец, П.; Попадюк И.; Перит, Т. (2006). «Карпаты и их предместье: геология и углеводородные ресурсы». В Голонке, Ж.; Пича, Ф.Дж. (ред.). Карпатский передовой бассейн (Польша и Украина): его осадочная, структурная и геодинамическая эволюция. Американская ассоциация геологов-нефтяников. дои : 10.1306/985612M843072.
^ де Леуву, А.; Винсент, С; Матошко, Антон; Матошко, Андрей; Стойка, Мариус; Никоара, И. (4–8 мая 2020 г.). Геодинамическая эволюция Восточно-Карпатского предгорного бассейна со времени среднего миоцена: последствия для поступления отложений в Черное море и Дакийский бассейн. Генеральная ассамблея EGU 2020. doi : 10.5194/egusphere-egu2020-20638 .
^ Джипа, округ Колумбия; Олариу, К. (2009). Осадочная архитектура Дакийского бассейна и осадочная история моря Паратетис (PDF) . Национальный институт морской геологии и геоэкологии (ГеоЭкоМар). ISBN978-973-0-07021-7.
^ Гарсиа-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) Бассейновый анализ: 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, ТК2008, 16 с.
Бетке, Крейг М. и Маршак, Стивен. (1990) «Миграция рассола по Северной Америке - тектоника плит подземных вод». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах , 18, стр. 287–315.
Катуняну, Октавиан. (2004) Системы форландов Retroarc – эволюция во времени. Журнал африканских наук о Земле , 38, стр. 225–242.
ДеСеллес, Питер Г.; Джайлз, Кэтрин А. (июнь 1996 г.). «Системы бассейна Форленда» (PDF) . Бассейновые исследования . 8 (2): 105–123. Бибкод : 1996BasR....8..105D. дои : 10.1046/j.1365-2117.1996.01491.x.
Флемингс, Питер Б. и Джордан, Тереза Э. (1989) «Синтетическая стратиграфическая модель развития прибрежного 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, тектонически изгнанные из орогенных поясов: их роль в миграции углеводородов и других геологических явлениях». Геология , 14, с. 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.
Балли, AW; Снельсон, С. (1980). «Царства проседания». Мемуары Канадского общества нефтяной геологии . 6 :9–94.
Кингстон, ДР; Дишрун, CP; Уильямс, Пенсильвания (1983). «Глобальная система классификации бассейнов» (PDF) . Бюллетень AAPG . 67 : 2175–2193 . Проверено 23 июня 2017 г.
Клемме, HD (1980). «Нефтяные бассейны - Классификация и характеристика». Журнал нефтяной геологии . 3 (2): 187–207. doi :10.1111/j.1747-5457.1980.tb00982.x.
