Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску

Тирренский бассейн представляет собой осадочный бассейн , расположенный в западной части Средиземного моря под Тирренским морем . Он занимает территорию площадью 231 000 км 2, которая ограничена Сардинией на западе, Корсикой на северо-западе, Сицилией на юго-востоке и полуостровной Италией на северо-востоке. Тирренский бассейн имеет неправильную форму дна, отмеченную несколькими подводными горами и двумя отдельными суб-бассейнами - бассейнами Вавилова и Марсили. На Вавиловской глубокой равнине находится самая глубокая точка Тирренского бассейна на глубине около 3785 метров. [1] Бассейн простирается примерно с северо-запада на юго-восток с осью распространения с северо-востока на юго-запад.

Региональные геологические условия [ править ]

Эолийские острова

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 сходящейся границей и связанным с ней желобом на юго-востоке. Сейсмические линии глубокого отражения около желоба ясно 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 впадин преддуговой дуги, которые образовались в результате растяжения листрических разломов во время тортона . [1] Эти бассейны впоследствии опустились между поздним плиоценом и четвертичным периодом и теперь заполнены меланжем . [1]

Липарские острова к северу от Калабрии и Сицилии представляют собой вулканическую дугу системы сходящихся. 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 назад). [1]

Тирренский бассейн расположен к северо-западу от Эолийских островов и представляет собой задуговый бассейн, образованный силами растяжения, связанными с северо-западной субдукцией Африканской плиты под Евразийскую плиту . Подобно другим задуговым бассейнам, Тирренский бассейн демонстрирует обмеление границы Мохо в сторону центральной части бассейна, зону Вадати-Бениофф , аномально высокий тепловой поток (превышающий 200 мВт / м 2 в некоторых местах) и активный вулканический пояс на дуговой кромке впадины. [3] [4]

Конструкция подвала [ править ]

Породы тирренского фундамента состоят из позднепалеозойских гранитов, образованных герцинским орогенезом . [5] Породы фундамента в юго-восточной части бассейна были реактивированы во время альпийского горообразования, в то время как те, что к северо-западу, остались нетронутыми. [5]

Стратиграфия [ править ]

Маржа Верхней Сардинии [ править ]

Верхняя окраина Сардинии представляет собой разломную пассивную окраину, расположенную к северо-западу от Вавиловской впадины. Сейсмическая съемка на окраине Верхней Сардинии демонстрирует стратиграфическую геометрию, позволяющую предположить, что последовательности до-рифтовых, син-рифтовых и пост-рифтовых. [6] керны проникающих к основанию сина-рифтовых отложений определили трансгрессивную последовательность , связанную с оседанием в континентальной коре во время рифтогенез стадии открытия Тирренского бассейна. [6] В основании син-рифтовой толщи находятся 60 метров тортонского конгломерата с субокатанными обломками, образованными из метаморфизованного карбонатного и кварцитового фундамента. [6]Предполагается, что это образование конгломерата было отложено в высокоэнергетической субаэральной среде, подобной аллювиальному вееру. Над формацией конгломерата находятся устричные глауконитовые песчаники, отложенные в прибрежной среде. [6] Известковые илы и аргиллиты с бентосными образованиями залегают на песчаниках в позднем тортонском и раннем мессинском периоде ; это указывает на то, что глубина воды увеличилась [6], возможно, из-за проседания в конце периода синрифта. Считается, что граница между синрифтовым и пострифтовым периодами проходит в 50-метровом разрезе позднемессинских гипсов. который покрывает известняковые илы и образования аргиллитов. В верхней части геологического разреза 243 метров плиоцена до плейстоцена после рифтовой осадки , содержащих известковую грязь с редким терригенными обломочными и вулканическим пеплом . [6]

Нижняя окраина Сардинии [ править ]

Нижняя окраина Сардинии расположена недалеко от перехода между континентальной и океанической корой . Это самая восточная точка на окраине, где на профилях сейсмических отражений можно четко различить дорифтовые, синрифтовые и пострифтовые отложения. [6] Бурение керна в основании син-рифтовых отложений выявило 533 метра тонкослоистых известняков, алевролитов и песчаников с диспергированными обломочными зернами гипса и ангидритовыми конкрециями. 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 закрытой озерной среде. На син-рифтовых отложениях залегают 200- метровые гемипелагические морские отложения плиоцена-плейстоцена с прерывистым вулканическим стеклом. Считается, что этот слой отложений образовался после окончания рифтогенеза из-за его субгоризонтального сейсмического профиля отражения. [6]

Вавиловский суббассейн [ править ]

Породы фундамента Вавиловской впадины представлены сильно серпентинизированными перидотитами, имеющими как высокотемпературные, так и низкотемпературные фазы деформации. [6] Перидотит перекрыт 120- метровым слоем толеитового подушечного базальта, содержащего карбонатные жилы. [6] Наннофоссилии и планктонные фораминиферы в карбонатных жилах ограничивают возраст внедрения от 3,1 до 3,6 млн лет. [6] Непосредственно над базальтом находится секция плейстоценового осадочного чехла мощностью 100 метров, состоящая в основном из богатой наннофоссилиями ила с редкими переработанными вулканогенными обломками. [6]

Суббассейн Марсили [ править ]

Фундамент впадины Марсили - везикулярный базальт. [6] Из-за обилия (10–30% объема породы) и размера (до 3 или 4 мм) пузырьков, вероятно, что базальт был заложен в виде потока, а не порога . 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 турбидитов . [6]

Тектоника и эволюция бассейнов [ править ]

Временное начало рифтинга [ править ]

Широко признано, что расширение Тирренского бассейна началось в позднем миоцене , о чем свидетельствует распознавание профилей сейсмических отражений доэвапоритовых (т.е. домессинских) отложений в западном Тиррене и оценки возраста, основанные на общей толщине литосферы , рельеф фундамента и тепловой поток. [1] [3] [5] [6] K-Ar датирование периферийных океанических базальтов, пробуренных на юго-восточном краю Вавиловской равнины, оценивает начало расширения 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 было два различных эпизода расширения задней дуги.

Механизм развития [ править ]

Между тортоном и средним плиоценом расширение, направленное на запад, открыло Вавиловскую равнину и окраину Сардинии в северо-западной части современного бассейна. К концу плиоцена расширение быстро повернуло 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 тектонических плит меняются во времени. Например, если горизонтальная скорость преобладающей евразийской плиты превышает скорость отката плиты и отступления траншеи в надвигающейся Африканской плите, то растяжение не должно происходить в области задней 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 задней дуги Тирренского периода, 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 отступающая океаническая плита должна была приспособиться 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, субдуцировалась 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 может объяснить позднее начало дугового вулканизма (2-1,5 млн лет), а также отсутствие дугового вулканизма в центральном Тирренском бассейне. [1]

Скорость расширения и проседания [ править ]

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 между начальной и конечной толщиной земной коры, также известное как бета-фактор, [11] оценивается в 3,3 для Тирренского бассейна. [6]

Нефтяные ресурсы [ править ]

Хотя существует многочисленные нефтяные играет в материковой Италии и северном Ионическое море , [12] потенциал углеводородного накопления в большинстве Тирренского бассейна очень беден. Это в первую очередь связано с высоким геотермическим градиентом бассейна, который толкает нефтяное окно на очень малые глубины, где структурные и стратиграфические ловушки встречаются редко. Однако на южной окраине бассейна возле Сицилийского канала ведется активная разведка углеводородов . Здесь небольшие месторождения Нарцисо и Нильде производят богатую серой нефть от легкой до средней ( плотность в градусах API составляет от 21 до 39). [12]Основными резервуарами на этих месторождениях являются миоценовые карстовые известняки , перекрытые плиоценовыми глинами . [12] Источник углеводородов неизвестен, но предполагается, что это мезозойский известняк. [12] Ловушки имеют структурный характер и в основном представляют собой надвиговые разломы, связанные с надвиговым поясом Тунисского Атласа. [12]

Ссылки [ править ]

  1. ^ Б с д е е г ч я J к л м Сартори, Р. (2003). «Тирренский задуговый бассейн и субдукция ионической литосферы» (PDF) . Эпизоды . 26 (3): 217–221. DOI : 10.18814 / epiiugs / 2003 / v26i3 / 011 . Проверено 15 февраля 2015 года .
  2. ^ Андерсон, Х. и Джексон, Дж. (1987). «Глубокая сейсмичность Тирренского моря» . Международный геофизический журнал . 91 (3): 613–637. Bibcode : 1987GeoJ ... 91..613A . DOI : 10.1111 / j.1365-246x.1987.tb01661.x . Проверено 17 февраля 2015 года .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  3. ^ a b c d e Малинверно А. и Райан В. (1986). «Расширение в Тирренском море и сокращение в Апеннинах в результате миграции дуги, вызванной опусканием литосферы». Тектоника . 5 (2): 227–245. Bibcode : 1986Tecto ... 5..227M . DOI : 10.1029 / tc005i002p00227 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  4. ^ Della Ведова, Б., Пеллис Г., Фуш, J., и Rehault, J. (1984). «Геотермальная структура Тирренского моря». Морская геология . 55 (3–4): 271–289. Bibcode : 1984MGeol..55..271D . DOI : 10.1016 / 0025-3227 (84) 90072-0 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  5. ^ a b c Сартори Р., Каррара Г., Торелли Л. и Зителлини Н. (2001). «Неогеновая эволюция юго-западной части Тирренского моря (бассейн Сардинии и западная Батьяльная равнина)». Морская геология . 175 (1–4): 47–66. Bibcode : 2001MGeol.175 ... 47S . DOI : 10.1016 / S0025-3227 (01) 00116-5 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  6. ^ a b c d e f g h i j k l m n o p q r s t u v w Kastens, K. and Mascle, J. (1988). «Участок 107 ODP в Тирренском море: взгляд на пассивную окраину и эволюцию задугового бассейна». Бюллетень Геологического общества Америки . 100 (7): 1140–1156. Bibcode : 1988GSAB..100.1140K . DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1988) 100 <1140: olitts> 2.3.co; 2 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  7. ^ Барбери, Ф., Бизуа, Х., Capaldi Г., Ferrara, Г., Gasparini, П., Инноченти, Ф., Джордон J., Ламберт, Б., TREUIL, М. и Аллегре, С . (1978). «Возраст и природа базальтов Тирренской абиссальной равнины». Первоначальные отчеты по проекту глубоководного бурения . 42 (1): 509–514.CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  8. ^ a b Дьюи, Дж. (1980). «Эпизодичность, последовательность и стиль сходящихся границ плит» . Специальная статья Геологического общества Канады . 20 : 555–573 . Проверено 27 февраля 2015 года .
  9. Перейти ↑ Barker, P. and Hill, I. (1981). «Расширение задней дуги в море Скотия». Философские труды Лондонского королевского общества. Серия А, Математические и физические науки . 300 (1454): 249–261. Bibcode : 1981RSPTA.300..249B . DOI : 10,1098 / rsta.1981.0063 .CS1 maint: несколько имен: список авторов ( ссылка )
  10. Перейти ↑ Taylor, B. (1979). «Море Бисмарка: эволюция задугового бассейна». Геология . 7 (4): 171–174. Bibcode : 1979Geo ..... 7..171T . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1979) 7 <171: bseoab> 2.0.co; 2 .
  11. Перейти ↑ McKenzie, D. (1978). «Некоторые замечания по развитию осадочных бассейнов» (PDF) . Письма о Земле и планетах . 40 (1): 25–32. Bibcode : 1978E & PSL..40 ... 25M . CiteSeerX 10.1.1.459.4779 . DOI : 10.1016 / 0012-821x (78) 90071-7 . Проверено 1 марта 2015 года .  
  12. ^ а б в г д Касеро, П. (2004). «Структурная установка месторождений разведки нефти в Италии» (PDF) . Специальный том Итальянского геологического общества . 32 : 189–204 . Проверено 23 февраля 2015 года .

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