Осадочный бассейн Кутай простирается от центрального нагорья Борнео через восточное побережье острова до Макассарского пролива . Кутай с площадью 60 000 км 2 и глубиной до 15 км является крупнейшим и самым глубоким бассейном третичного возраста в Индонезии . [1] Тектоническая эволюция плит в индонезийском регионе Юго-Восточной Азии привела к образованию разнообразных 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 рифтогенеза., термический прогиб и изостатическое проседание. В раннем миоцене началась быстрая седиментация большого объема, связанная с поднятием и инверсией. [1] Различные этапы развития бассейна Кутай можно приблизительно соотнести с региональными и местными тектоническими событиями. [2] Также вероятно, что региональный климат, а именно наступление экваториальных вечно влажных муссонов в раннем миоцене , повлиял на геологическую эволюцию Борнео и бассейна Кутая до сих пор. [3] Заполнение бассейна продолжается в нижней части бассейна Кутая, поскольку современная дельта реки Махакам продвигается на восток через континентальный шельф Борнео.
Тектоническая обстановка плит [ править ]
Кайнозойская тектоника плит индонезийского региона сформировала сложный комплекс микроконтинентальных блоков и окраинных океанических бассейнов, окруженных экстенсиональными окраинами, зонами субдукции и крупными транстекционными разломами. [4] Остров Борнео и бассейн Кутай расположены на микроплите Сунда , которая ограничена на севере и западе Евразийской плитой , на юге - Индо-Австралийской плитой, а на западе - Филиппинскими и Тихоокеанские плиты . В кайнозое Индо-Австралийская плита двигалась на север и погружалась под Евразию. [2] СтолкновениеИндийский континент с Евразией остановил субдукцию и поднял Гималаи . Между континентами Индии и Австралии океаническая кора все еще погружается под плиту Сунда , образуя желоб Сунда и дугу Сунда . Австралийские и австралийские микроплиты столкнулись с Зондской и Тихоокеанской плитами в плиоцене , создав комплекс зон субдукции и островных дуг . Филиппинская плита наклонно погружала плиту Сунда на протяжении большей части кайнозоя.
Сложное взаимодействие Зондской, Евразийской, Индо-Австралийской, Филиппинской и Тихоокеанской плит в кайнозое контролировало эволюцию примерно 60 третичных осадочных бассейнов в индонезийском регионе. Многие из этих бассейнов, включая Кутай, сформировались в условиях растяжения задней дуги , вызванной пассивным или активным откатом субдукции. Эпизод инверсии в Кутае в середине миоцена может быть связан с столкновением континентальных фрагментов из Южно-Китайского моря с северо-западным Борнео. Эпизод плиоценовой инверсии совпал со столкновением Австралии с дугой Банда, со структурными связями, обеспечиваемыми системами сдвиговых разломов через Сулавеси . [2]
Геология Борнео [ править ]
Фундамент Борнео представляет собой сложную мозаику геологических ландшафтов, обычно интерпретируемых как продукт преимущественно мезозойской аккреции микроконтинентальных фрагментов, материала островной дуги, материала океанической коры и заполнения краевого бассейна на палеозойском ядре гор Шванер на юго-западе. острова. [5] Горный район Шванер состоит из гранитных батолитов раннего-среднего мелового периода, внедрившихся в метаморфические образования силурийского и пермского возраста. [6] Северо-запад от гор Шванер - это небольшая территория более древнего континентального фундамента, состоящего из пермо-триасовых гранитов и метаморфических пород. К юго-востоку от гор Шванер, вулканическая островная дуга и офилитические скалы, заложенные в позднем меловом периоде, составляют горы Мератус. Территория фундамента восточного и северного Борнео интерпретируется как меланж субдукции мелового периода, в основном покрытый третичными отложениями. [5] Фундамент Западного Борнео представляет собой сросшийся меланж от верхнего мела до палеоцена, который сформировал центральные Калимантанские хребты в результате субдукции, направленной на юго-запад под континентальным ядром Борнео. [5] [6]
Кайнозойская эволюция Борнео в основном контролируется активной региональной и местной тектоникой и климатом. В палеоцене Борнео был мысом Юго-Восточной Азии, частично отделенным океанической корой прото-Южно-Китайского моря. [3] Есть геологические свидетельства того, что Борнео повернулся против часовой стрелки примерно на 45 ° от своего начала в конце олигоцена, оставаясь при этом по обе стороны экватора. Это указывает на то, что большая часть палеогеновых отложений на Северном Борнео поступила из Индокитая. [3] В середине эоцена формация моря Целебс и пролива Макассар прорезала восточную окраину Борнео, в то время как субдукция океанической коры происходила на западной окраине, создавая глубокие бассейны с обеих сторон. В конце олигоцена - раннем миоцене центральные горные цепи Борнео начали подниматься. [3] Экваториальный пергумидный климат обеспечил интенсивное химическое выветривание и эрозию недавно поднявшейся породы и заполнил окраинные бассейны Борнео осадками. Мощность неогеновых отложений в разрезах отдельных бассейнов достигает 9 км. [6] Реконструкция объема отложений показывает, что не менее 6 км коры было удалено из недр Борнео в неогене. [3] Период прерывистых компрессионных событий, начавшийся в середине миоцена, повлиял на продолжающуюся эволюцию этих бассейнов, деформируя и инвертируя их. Магматическая активность продолжалась на протяжении всего кайнозоя, но была особенно активна в северном районе Борнео в неогене.
Поля бассейна [ править ]
Бассейн Кутай пересекает восточный склон острова Борнео вниз от центрального нагорья через современную береговую линию до дна бассейна Макассарского пролива. Он ограничен на севере возвышенностью Мангкалихат и хребтами Центрального Калимантана, на юге - платформой Патерностер, зоной разлома Аданг и горами Шванер и Мератус . Горы Мюллера образуют западную окраину бассейна. В нынешней конфигурации бассейн можно разделить на две части. Западный, или верхний Кутай, который был перевернут на 1500-300 футов над уровнем моря, и восточный, или нижний Кутай, который все еще покрывается отложениями.
Формирование и эволюция бассейнов [ править ]
Формирование бассейна было начато в среднем эоцене, когда расширение связано с открытием Макассарского пролива, и море Целебес разрушило кору Восточного Борнео. [1] Этот рифтинг создал широкую систему полуграбенов , полярность которых меняется на противоположную вдоль северо-северо-восточного-юго-западного и северного направлений нормальных разломов . Термическое погружение в позднем эоцене и раннем олигоцене вызвало незначительную реактивацию вдоль существующих разломов. В течение позднего олигоцена произошло кратковременное возобновление растяжения и рифтинга вдоль северной окраины бассейна, в то время как другие окраины бассейна испытали подъем. [6] Инверсия бассейна началась в позднем олигоцене. Тектоническое поднятие Борнео в раннем миоцене перевернуло бассейн Верхнего Кутая над уровнем моря. Прерывистая инверсия продолжалась в миоцене и плиоцене. Для более поздних инверсионных событий подразумевается режим сжатия с напряжениями, передаваемыми от региональных столкновений плит. [4] Высокоугловые нормальные разломы были реактивированы как надвиговые разломы , инвертировавшие полуграбены. Локус инверсии смещался на восток с каждым событием.
Наполнитель бассейна [ править ]
Отложения в бассейне Кутая были относительно постоянными на протяжении третичного периода. Отложения синрифтовых отложений в эоцене были сосредоточены в небольших локальных депоцентрах в пределах отдельных полуграбенов. [7] Литология начального заполнения грабена сильно варьируется из-за широкой зоны рифтинга и варьируется от полностью наземных в западном бассейне до полностью морских в восточном бассейне. Типичная начальная насыпь грабенов в бассейне Кутая состоит из грубого и плохо отсортированного материала, полученного из фундамента. Седиментация синрифта после начального заполнения грабена неоднородна по всему бассейну, но есть несколько различных фаций.трактов не выявлено. В бассейне встречаются неморские, дельтовые, мелководно-морские, глубоководные и карбонатные платформенные синрифтовые отложения. [7]
Отложение фазы прогиба начинается в верхнем эоцене - олигоцене. [7] Более региональный депоцентр развился в ответ на затопление моря. Восточный бассейн, уже находящийся под влиянием морских условий, быстро перешел в глубоководную среду осадконакопления, в то время как западный бассейн переходил медленнее. Густые морские сланцы откладывались на большей части бассейна, в то время как карбонатное осаждение продолжалось на изолированных возвышенностях и на окраинах бассейна. [7] Морские сланцы в фазе прогиба залегают непосредственно на фундаменте и представляют собой региональное «одеяло» над литологическими структурами синрифта . [7] Большие карбонатные платформысформировались вдоль окраин бассейна в результате обмеления морской среды на ранних этапах тектонического подъема позднего олигоцена и морской регрессии. [7] Поскольку тектоническое поднятие центрального Борнео продолжалось в нижнем миоцене, самая западная часть бассейна Кутай была перевернута над уровнем моря, образуя бассейн Верхнего Кутая.
В раннем миоцене произошло существенное изменение характера осадконакопления в Кутайской котловине. [3] Большое количество обломочных отложений возникло из поднимающихся центральных гор, и теперь перевернутый палеоген вылился в нижнюю часть бассейна Кутая. Река прото-Махакам начала течь на восток. Последующие события тектонической инверсии в среднем миоцене и плиоцене продолжали смещать дельтовый депоцентр реки Махакам на восток в пролив Макассар. Компрессия в среднем миоцене породила прибрежный параллельный антиклинорум.в которую врезалась река Махакам, когда складки были перевернуты. Этот разрез предотвратил любую боковую миграцию в нижнем течении реки Махакам, создавая точечный источник дельтового депоцентра , который был активен с середины миоцена. Неогеновые отложения в окрестностях современной дельты Махакама имеют толщину до 9 километров (30 000 футов). Общая глубина бассейна Кутая в этом месте может достигать 15 километров (49 000 футов). [8]
Структура [ править ]
Наиболее заметной геологической структурой в бассейне Кутая является Самариндинский антиклинорий - складчатый пояс Махакам, серия складок и разломов с простиранием северо-северо-восток-юго-запад в миоценовых слоях дельты, которые параллельны современной береговой линии. [9] Плотно складчатые, асимметричные антиклинали, ограничивающие надвиговые разломы, имеют ширину 2–5 км и длину 20–50 км и разделены широкими открытыми синклиналями. [4] На суше гребни антиклинали обычно размыты и прорваны, а степень эрозии и структурная сложность возрастают к западу. Обособленный складчатый пояс в самой западной области антиклинория переходит в надвиговые складки в центральной области и простые симметричные / асимметричные структуры в самой восточной морской области. Тектоническое происхождение складчатого пояса связывают с рядом геодинамических процессов. [4] Одно из объяснений складчатости отслоения напрямую связано с инверсией фундамента вдоль нормальных разломов стадии разлома, приводящей к складчатости над поверхностью отслоения в нижележащих сланцах с избыточным давлением. [8] Другой - инверсия системы граббена вершины дельты. Эти син-осадочные разломы образуются в сочетании с надвигами треугольного носка из-за дифференциальной нагрузки. Когда сжатие происходит при активном проградации дельты, повторная активация вдоль этих разломов приводит к появлению отдельных приподнятых антиклиналей [4].
Третичная вулканическая деятельность [ править ]
Три свиты интрузивных и вулканических пород обнаружены в бассейне Кутай и использовались для ограничения третичной стратиграфии. Фельзитовые вулканиты Ньяана, датируемые 48-50 млн лет назад, могут быть связаны с тектоникой растяжения, положившей начало формированию бассейна. В некоторых местах вулканиты Ньяана и их эквиваленты лежат в основе третичной осадочной последовательности, в то время как в других местах слоистые туфы, агломераты и переработанная пирокластика являются частью последовательности позднего эоцена. [6] Свиты Sintang Intrusive имеют характер от основного до кислого и имеют мелкокристаллическую природу, что указывает на размещение на высоком уровне. K-Ar датировки 41-8 млн лет получены из пород синтангской свиты. Вулканические образования, интерпретируемые как суб-воздушные продукты интрузии Синтанг, прослоены с отложениями от позднего олигоцена до среднего миоцена, что позволяет предположить, что вулканизм произошел до и после события инверсии раннего миоцена. [6] Свита Метуланг представляет собой известково-щелочные базальты и андезиты с K-Ar возрастом от среднего до высокого содержания K в интервале 2,4–1,7 млн лет. Они образуют интрузии высокого уровня и потоки лавы.
См. Также [ править ]
- Бассейн Ниас
Ссылки [ править ]
- ^ a b c Клок, ИК; Мосс, SJ; Крейг, Дж. (1 февраля 1999 г.). «Структурные меры по развитию бассейна Кутай, Восточный Калимантан». Журнал азиатских наук о Земле . 17 (1): 137–156. Bibcode : 1999JAESc..17..137C . DOI : 10.1016 / S0743-9547 (98) 00036-1 .
- ^ а б в г Дейли, MC; Купер, Массачусетс; Wilson, I .; Смит, Д.Г.; Хупер, BGD (февраль 1991 г.). «Кайнозойская тектоника плит и эволюция бассейнов Индонезии». Морская и нефтяная геология . 8 : 2–20. CiteSeerX 10.1.1.491.9017 . DOI : 10.1016 / 0264-8172 (91) 90041-X .
- ^ a b c d e f Холл, Р.; Николс, Г. (2002). в Jones, SJ; Frostick, L. (ред.). «Кайнозойская седиментация и тектоника Борнео: климатические влияния на орогенез» (PDF) . Геологическое общество, Лондон, специальные публикации . 191 (1): 5–22. Bibcode : 2002GSLSP.191 .... 5H . DOI : 10,1144 / gsl.sp.2002.191.01.02 . Архивировано из оригинального (PDF) 2 октября 2008 года . Проверено 4 марта 2015 года .
- ^ a b c d e Макклей, Кен; Дули, Тим; Фергюсон, Ангус; Поблет, Жозеп (июнь 2000 г.). «Тектоническая эволюция блока Санга Санга, дельта Махакама, Калимантан, Индонезия» . Бюллетень AAPG . 84 (6): 765–786. DOI : 10.1306 / a96733ec-1738-11d7-8645000102c1865d . Проверено 23 февраля 2015 года .
- ^ a b c Гамильтон, Уоррен (1979). Тектоника Индонезийского региона . Профессиональный документ геологической службы США 1078.
- ^ Б с д е е Мосс, SJ; Chambers, J .; Cloke, I .; Satria, D .; Али, младший; Baker, S .; Milsom, J .; Картер, А. 1997; . (1997). В: Frasier, AJ; Мэтьюз, SJ; Мерфи, RW (ред.). «Новые наблюдения за осадочной и тектонической эволюцией третичного бассейна Кутая, Восточный Калимантан» . Нефтяная геология Юго-Восточной Азии . Специальная публикация Геологического общества № 126 (1): 395–416. Bibcode : 1997GSLSP.126..395M . DOI : 10.1144 / GSL.SP.1997.126.01.24 . Проверено 25 февраля 2015 года .CS1 maint: числовые имена: список авторов ( ссылка )
- ^ Б с д е е Мосс, SJ; Chambers, JLC (1 февраля 1999 г.). «Третичная фациальная архитектура в бассейне Кутай, Калимантан, Индонезия». Журнал азиатских наук о Земле . 17 (1): 157–181. Bibcode : 1999JAESc..17..157M . DOI : 10.1016 / S0743-9547 (98) 00035-X .
- ^ a b Chambers, JLC; Картер, я; Клок, ИК; Крейг, Дж; Мосс, SJ; Патерсон, DW (2004). «Тонкокожая и толстокожая инверсионная надвигающая система - структурная модель для бассейна Кутай, Калимантан, Индонезия» (PDF) . Мемуары AAPG . 82 : 614–634 . Проверено 16 ноября 2015 года .
- ^ Сатьяна, HS; Nugroho, D .; Сурантоко И. (1 февраля 1999 г.). «Тектонический контроль мест обитания углеводородов в бассейнах Барито, Кутей и Таракан, Восточный Калимантан, Индонезия: основные различия в прилегающих бассейнах». Журнал азиатских наук о Земле . 17 (1): 99–122. Bibcode : 1999JAESc..17 ... 99S . DOI : 10.1016 / S0743-9547 (98) 00059-2 .
