Тирренский бассейн - Tyrrhenian Basin

В Тирренский бассейн это осадочный бассейн расположен в западном Средиземное море под Тирренское море. Он занимает площадь 231 000 км², которая ограничена Сардиния на запад, Корсика на северо-запад, Сицилия на юго-восток и полуостров Италия на северо-восток. Тирренский бассейн имеет неровное морское дно, отмеченное несколькими подводные горы и два отдельных суббассейна - бассейны Вавилова и Марсили. На Вавиловской глубокой равнине находится самая глубокая точка Тирренского бассейна на высоте около 3785 метров.[1] Бассейн простирается примерно с северо-запада на юго-восток, а ось распространения - с северо-востока на юго-запад.

Региональная геологическая обстановка

Эолийские острова

Тирренский бассейн расположен в геологически сложной части Средиземного моря. Бассейн частично окружен несколькими орогенными поясами, включая Апеннины на северо-восток Альпы на север, и Атласские горы на юго-запад. Он также ограничен сходящаяся граница и связанный желоб на юго-восток. Сейсмические линии глубокого отражения вблизи траншеи ясно показывают океаническая литосфера из африканской плиты, изгибающейся под Калабрия чтобы присоединиться к сейсмогенной плите, которая простирается до 500 км под Тирренским бассейном.[1][2] Между верхним склоном желоба и Калабрией находится ряд небольших впадин преддуговой дуги, которые образовались в результате растяжения листрических разломов во время Тортониан.[1] Впоследствии эти впадины просели между поздним Плиоцен и Четвертичный и теперь заполнены меланж.[1]

В Эолийские острова к северу от Калабрии и Сицилии представляют вулканическая дуга конвергентной системы. Вулканизм, связанный с этими островами, происходит на северо-восточном закрытии опускающейся плиты и начался примерно в период от позднего плиоцена до раннего плейстоцена (1,5–1,7 млн ​​лет).[1]

Тирренский бассейн расположен к северо-западу от Эолийских островов и представляет собой задний дуговой бассейн сформированный из сил растяжения, связанных с северо-западным субдукцией Африканская тарелка под Евразийская плита. Подобно другим задуговым бассейнам, Тирренский бассейн показывает обмеление Разрыв Мохо в сторону центральной части бассейна Зона Вадати Бениофф, аномально высокий тепловой поток (местами более 200 мВт / м²), и активный вулканический пояс на дуговой кромке бассейна.[3][4]

Конструкция подвала

Тирренский скалы фундамента состоят из поздних Палеозой граниты, полученные из Герцинский орогенез.[5] Породы фундамента в юго-восточной части бассейна активизировались во время Альпийский орогенез в то время как те, что на северо-западе, были нетронутыми.[5]

Стратиграфия

Маржа Верхней Сардинии

Маржа Верхней Сардинии ограничена разломами. пассивная маржа расположен к северо-западу от Вавиловской котловины. Сейсмическое отражение Исследования окраины Верхней Сардинии демонстрируют стратиграфическую геометрию, позволяющую предположить, что разрезы до рифтовых, синрифтовых и пострифтовых разрезов.[6] Пробой керна до подошвы синрифтовых отложений выявлен трансгрессивный разрез, связанный с проседание из Континентальный разлом во время рифтовой стадии вскрытия Тирренского бассейна.[6] В основании син-рифтовой толщи 60 метров Тортониан конгломерат с полуокатанными обломками метаморфизованного карбонатного и кварцитового фундамента.[6] Предполагается, что это образование конгломерата было отложено в высокоэнергетической субаэральной среде, подобной аллювиальному вееру. Над формацией конгломерата находятся глауконитовые песчаники, содержащие устриц, отложенные в прибрежной среде.[6] Поздний тортонский - ранний Мессинианский известняковые илы и аргиллиты с бентосный foram ассоциации залегают на пласте песчаника; это означает, что глубина воды увеличилась,[6] возможно, из-за проседания в конце периода синрифта. Считается, что граница между син-рифтовым и пост-рифтовым периодами проходит в 50-метровом разрезе позднего мессинизма. гипс которая покрывает известняковые илы и образования аргиллитов. В верхней части стратиграфического разреза 243 метра Плиоцен к Плейстоцен пострифтовые отложения, содержащие известковые илы с редкими терригенными обломками и вулканический пепел.[6]

Нижняя маржа Сардинии

Нижняя окраина Сардинии находится недалеко от перехода между континентальной и океаническая кора. Это самая восточная точка на окраине, где на сейсмических профилях отражений можно четко различить дорифтовые, синрифтовые и пострифтовые отложения.[6] Пробой керна в основании син-рифтовых отложений выявил 533 метра тонкослоистых известняков, алевролитов и песчаников с диспергированными обломочными зернами гипса и ангидрит узелки. Вся последовательность обратно намагничена, что, если поместить ее в контекст соседней стратиграфии, предполагает, что она была отложена во время события обратной полярности эпохи Гилберта (между 4,79 и 5,41 млн лет назад).[6] Условия осаждения для этого раздела неопределенны; однако из-за наличия тонких, хорошо дифференцированных слоев и отсутствия морских окаменелостей возможно, что образование было отложено в закрытом озерный параметр. На син-рифтовых отложениях залегают 200 метров от плиоцена до плейстоцена. гемипелагический морские отложения с прерывистым вулканическим стеклом. Считается, что этот слой отложений образовался после окончания рифтогенеза из-за его субгоризонтального сейсмического профиля отражения.[6]

Вавиловский суббассейн

Породы фундамента в котловине Вавилова сложены сильно серпентинизированными. перидотит как с высокотемпературной, так и с низкотемпературной фазами деформации.[6] Перидотит перекрыт 120-метровой толщей. толеитовый подушка базальтовая содержащие карбонатные прожилки.[6] Нанофоссилии и планктонные фораминиферы в карбонатных жилах ограничивают возраст внедрения в пределах 3,1–3,6 млн лет.[6] Непосредственно над базальтом находится секция плейстоценового осадочного чехла мощностью 100 метров, состоящая в основном из богатой нанокаменидами ила с редкими переработанными вулканогенными обломками.[6]

Суббассейн Марсили

Фундамент впадины Марсили - везикулярный базальт.[6] Из-за обилия (10–30% объема породы) и размера (до 3–4 мм) пузырьков вполне вероятно, что базальт был заложен потоком, а не потоком. подоконник. На фундаменте лежит 250 метров известковой грязи и ила с переслаивающимися слоями вулканокласта. Данные по бентосным фораминиферам и магнитным аномалиям из основания этого разреза ограничивают окончание рифтогенеза между 1.67 и 1.87 млн ​​лет назад.[6] В верхней части стратиграфического разреза 350 метров вулканокластических отложений. турбидиты.[6]

Бассейновая тектоника и эволюция

Временное начало рифтинга

Широко признано, что расширение Тирренского бассейна началось в конце Миоцен, как показано распознаванием профилей сейсмических отражений доэвапоритовых (то есть домессинских) отложений в западном Тиррене, а также оценками возраста, основанными на общей мощности литосферы, рельефе фундамента и тепловом потоке.[1][3][5][6] K-Ar знакомства периферических океанических базальтов, пробуренных на юго-восточном краю Вавиловской равнины, оценивает начало растяжения в 7.3 ± 1.3 млн лет.[7] Возраст базальтов, вскрытых вблизи центра спрединга, в середине Вавиловской равнины, составляет 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 возраст самой древней базальтовой коры был обнаружен 2,1 млн лет назад.[3][6] Этот нижний возрастной предел, наряду с наличием седловины, содержащей континентальную кору («Иссельский мост») между равнинами Вавилова и Марсили, подразумевает, что имели место два различных эпизода расширения задней дуги.

Механизм развития

Между тортоном и средним плиоценом расширение, направленное на запад-восток, открыло Вавиловскую равнину 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 связан с тем, как относительные скорости взаимодействующих тектонические плиты изменение с течением времени. Например, если горизонтальная скорость преобладающей Евразийской плиты превышает скорость откат плиты и отступление траншеи в надвигающейся Африканской плите, тогда расширение не должно происходить в области тыловой дуги.[8] Однако, если скорость отката плиты и отступления траншеи превышает скорость перекрывающей пластины, произойдет расширение обратной дуги.[8]

На плиоцен-плейстоценовые изменения в расширении тирренской задней дуги, возможно, также повлияли прилегающие Адриатические и Сицилийские возвышенности. Эти участки не истончены рифтогенезом и характеризуются нормальной континентальной литосферой.[1] Во время миграции на юго-восток пассивно удаляющаяся океаническая плита должна была адаптироваться и деформироваться по отношению к большим и плавучим континентальным секторам.[1] Постплиоценовая миграция в конечном итоге произошла через узкий коридор (250 км), представленный нынешним Ионическим морем, и таким образом разделил Адриатический и Сицилийский секторы.[1] Изменения в составе литосферы, возможно, также способствовали 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 в субдукцию была вовлечена океаническая литосфера Ионического моря.[1][3][6] Переход от континентальной к океанической субдукции литосферы мог бы объяснить позднее начало дугового вулканизма (2-1,5 млн лет), а также отсутствие дугового вулканизма в центральном Тирренском бассейне.[1]

Темпы расширения и проседания

Полная скорость распространения Тирренского бассейна оценивается в 3-5 см / год на основе кинематических реконструкций и магнитостратиграфии.[1][6] Это относительно низкая скорость распространения по сравнению со скоростью распространения в других задуговых бассейнах, таких как бассейн Восточной Скотии (5–7 см / год).[9] и бассейн Мануса (13 см / год).[10] Отношение начальной толщины земной коры к конечной толщине земной коры, также известное как бета-фактор,[11] оценивается в 3,3 для Тирренского бассейна.[6]

Нефтяные ресурсы

Хотя в материковой Италии и северных Ионическое море,[12] потенциал для углеводород накопление в большей части Тирренского бассейна очень слабое. В первую очередь это связано с высоким геотермальный градиент который выталкивает нефтяное окно на очень малые глубины, где структурные и стратиграфические ловушки встречаются редко. Однако ведется активная разведка углеводородов на южной окраине бассейна недалеко от Сицилийский канал. Здесь небольшие месторождения Нарцисо и Нильде дают богатые серой, от легкого до среднего содержания. сырая нефть (Плотность в градусах API от 21 до 39).[12] Основные коллекторы на этих месторождениях - миоценовые. карстовый известняки которые скреплены плиоценом глины.[12] Источник углеводородов неизвестен, но предполагается, что он Мезозойский известняк.[12] Ловушки имеют структурный характер и в первую очередь разломы тяги относящиеся к тунисскому надвигающему поясу Атласа.[12]

Рекомендации

  1. ^ а б c d е ж грамм час я j k л м Сартори, Р. (2003). «Тирренский задуговый бассейн и субдукция ионической литосферы» (PDF). Эпизоды. 26 (3): 217–221. Дои:10.18814 / epiiugs / 2003 / v26i3 / 011. Получено 15 февраля 2015.
  2. ^ Андерсон, Х. и Джексон, Дж. (1987). «Глубокая сейсмичность Тирренского моря». Международный геофизический журнал. 91 (3): 613–637. Bibcode:1987 GeoJ ... 91..613A. Дои:10.1111 / j.1365-246x.1987.tb01661.x. Получено 17 февраля 2015.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  3. ^ а б c d е Малинверно А. и Райан В. (1986). «Расширение в Тирренском море и сокращение на Апеннинах в результате миграции дуги, вызванной опусканием литосферы». Тектоника. 5 (2): 227–245. Bibcode:1986Tecto ... 5..227M. Дои:10.1029 / tc005i002p00227.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  4. ^ Делла Ведова, Б., Пеллис, Г., Фуше, Дж., И Рехо, Дж. (1984). «Геотермальная структура Тирренского моря». Морская геология. 55 (3–4): 271–289. Bibcode:1984MGeol..55..271D. Дои:10.1016/0025-3227(84)90072-0.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  5. ^ а б c Сартори, Р., Каррара, Г., Торелли, Л., и Зителлини, Н. (2001). «Неогеновая эволюция юго-западной части Тирренского моря (бассейн Сардинии и западная Батиальская равнина)». Морская геология. 175 (1–4): 47–66. Bibcode:2001MGeol.175 ... 47S. Дои:10.1016 / S0025-3227 (01) 00116-5.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  6. ^ а б c d е ж грамм час я j k л м п о п q р s т ты v ш Кастенс К. и Маскл Дж. (1988). «Участок 107 ODP в Тирренском море: взгляд на пассивную окраину и эволюцию задугового бассейна». Бюллетень Геологического общества Америки. 100 (7): 1140–1156. Bibcode:1988ГСАБ..100.1140К. Дои:10.1130 / 0016-7606 (1988) 100 <1140: olitts> 2.3.co; 2.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  7. ^ Барбери, Ф., Бизуар, Х., Капальди, Дж., Феррара, Дж., Гаспарини, П., Инноченти, Ф., Джордон, Дж., Ламберт, Б., Трей, М., и Аллегре, К. (1978). «Возраст и природа базальтов Тирренской абиссальной равнины». Первоначальные отчеты по проекту глубоководного бурения. 42 (1): 509–514.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  8. ^ а б Дьюи, Дж. (1980). «Эпизодичность, последовательность и стиль сходящихся границ плит». Специальная статья Геологического общества Канады. 20: 555–573. Получено 27 февраля 2015.
  9. ^ Баркер П. и Хилл И. (1981). «Расширение задней дуги в море Скотия». Философские труды Лондонского королевского общества. Серия A, Математические и физические науки. 300 (1454): 249–261. Bibcode:1981RSPTA.300..249B. Дои:10.1098 / рста.1981.0063.CS1 maint: несколько имен: список авторов (связь)
  10. ^ Тейлор, Б. (1979). «Море Бисмарка: эволюция задугового бассейна». Геология. 7 (4): 171–174. Bibcode:1979Гео ..... 7..171Т. Дои:10.1130 / 0091-7613 (1979) 7 <171: bseoab> 2.0.co; 2.
  11. ^ Маккензи, Д. (1978). «Некоторые замечания по развитию осадочных бассейнов» (PDF). Письма по науке о Земле и планетах. 40 (1): 25–32. Bibcode:1978E & PSL..40 ... 25M. CiteSeerX  10.1.1.459.4779. Дои:10.1016 / 0012-821x (78) 90071-7. Получено 1 марта 2015.
  12. ^ а б c d е Касеро, П. (2004). «Структурное оформление нефтеразведочных работ в Италии» (PDF). Специальный выпуск Итальянского геологического общества. 32: 189–204. Получено 23 февраля 2015.

Координаты: 39 ° 56′N 12 ° 14'E / 39,933 ° с. Ш. 12,233 ° в. / 39.933; 12.233