Войти
Персидский залив - форланд-бассейн, образованный орогенными образованиями Загроса. пояс A форланд-впадина представляет собой структурный бассейн, который развивается рядом и параллельно горному поясу. Форлендские бассейны образуются из-за того, что огромная масса, образованная утолщением коры, связанным с эволюцией горного пояса, вызывает изгиб литосферы в результате процесса, известного как изгиб литосферы. Ширина и глубина прогиба форланда определяется жесткостью на изгиб подстилающей литосферы и характеристиками горного пояса. В бассейн форланда поступают отложения, которые размываются от прилегающего горного пояса и заполняются толстыми отложениями, которые истончаются вдали от горного пояса. Форленговые бассейны представляют собой бассейновый тип концевых частей, другой - рифтовые бассейны. Пространство для отложений (пространство для размещения) обеспечивается за счет нагрузки и прогиба вниз с образованием выступов, в отличие от рифтовых бассейнов, где пространство для размещения создается за счет расширения литосферы.
Классы форлендских бассейнов: периферийные и ретроарктические Форландские бассейны могут можно разделить на две категории:
Система форлендских бассейнов ДеСеллес и Джайлс (1996) дают подробное определение системы форлендских бассейнов. Системы форландских бассейнов обладают тремя характерными свойствами:
Вершина клина находится поверх движущихся надвигов s Он покрывает и содержит все отложения, заряжающиеся от активного тектонического клина. Здесь образуются контрейлерные бассейны.
Преддверие является самой толстой осадочной зоной и увеличивается по направлению к орогену. Осадки формируются через дистальные речные, озерные, дельтовые и морские системы осадконакопления.
Передняя выпуклость и задняя выпуклость - самые тонкие и дистальные зоны, и они не всегда присутствуют. Когда они присутствуют, они определяются региональными несогласиями, а также эоловыми и мелководно-морскими отложениями.
Осаждение происходит наиболее быстро вблизи движущегося листа тяги. Перенос наносов внутри прогиба обычно происходит параллельно простиранию надвигового разлома и оси бассейна.
Движение соседних плит форландского бассейна можно определить путем изучения активной зоны деформации, с которой он связан. Сегодня измерения GPS показывают скорость, с которой одна пластина движется относительно другой. Также важно учитывать, что сегодняшняя кинематика вряд ли будет такой же, как в момент начала деформации. Таким образом, крайне важно рассмотреть модели, не относящиеся к GPS, для определения долгосрочной эволюции столкновений континентов и того, как они помогли в развитии 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 то, какая модель является более точной с геологической точки зрения в конкретном регионе.
Сейсмичность определяет, где возникают активные зоны сейсмической активности, а также измеряет общие смещения разломов и время начала деформации (Allen et al. 2004).
Обобщенная эволюция системы форландских бассейнов Форлендские бассейны образуются потому, что по мере роста горного пояса он оказывает значительную массу на земную кору, что приводит к ее изгибу или сгибанию вниз. Это происходит для того, чтобы вес горного пояса можно было компенсировать за счет изостазии при сгибании передней части выступа вверх.
тектоника плит эволюция периферийного форландского бассейна включает три основных этапа. Во-первых, стадия пассивной окраины с орогенным нагружением ранее растянутой континентальной окраины на ранних стадиях конвергенции. Во-вторых, «стадия ранней конвергенции, определяемая глубоководными условиями», и, наконец, «более поздняя стадия конвергенции, во время которой субаэральный клин примыкает к земным или мелководным морским прибрежным бассейнам» (Allen Allen 2005).
Температура под орогеном намного выше и ослабляет литосферу. Таким образом, упорный пояс подвижен, и система форланд-бассейна со временем деформируется. Синтектонические несогласия демонстрируют одновременное проседание и тектоническую активность.
Форландские бассейны заполнены отложениями, которые выветрились из прилегающего горного пояса. Говорят, что на ранних стадиях прогиб прогалина не заполнен. На этом этапе откладываются глубоководные и обычно морские отложения, известные как флиш. В конце концов таз полностью наполняется. В этот момент впадина переходит в стадию переполнения, и происходит отложение земных обломочных отложений. Они известны как моласса. Отложения заполнения в прогибе выступает в качестве дополнительной нагрузки на континентальной литосферы
Перемещение нагрузки системы -. Флексура с течением времени Несмотря на то, степень, в которой литосферные релаксирует за время остается спорным, большинство исследователей (Allen Allen 2005, Flemings Jordan 1989) принимают упругую или вязкоупругую реологию для описания литосферной деформации форландского бассейна. Аллен и Аллен (2005) описывают систему движущихся нагрузок, в которой отклонение движется как волна через пластину носовой части перед системой нагрузки. Форма отклонения обычно описывается как асимметричный минимум, близкий к нагрузке вдоль носовой части, и более широкий приподнятый прогиб вдоль передней части. Скорость переноса или поток эрозии, а также седиментация является функцией топографического рельефа.
Для модели нагружения литосфера изначально жесткая, а бассейн широкий и неглубокий. Релаксация литосферы допускает проседание около надвига, сужение впадины, прогиб к надвигу. Во время толчков литосфера становится жесткой, а передняя выпуклость расширяется. Время надвиговой деформации противоположно релаксации литосферы. Изгиб литосферы под действием орогенной нагрузки определяет структуру дренажа форландского бассейна. Наклон бассейна при изгибе и поступление наносов из орогена.
Границы прочности указывают на то, что реологическая структура литосферы под форландом и орогеном сильно различается. Впадина форланд обычно показывает термическую и реологическую структуру, аналогичную рифленой континентальной окраине с тремя хрупкими слоями над тремя пластичными слоями. Температура под орогеном намного выше, что сильно ослабляет литосферу. По данным Zhou et al. (2003), «под действием напряжения 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 частично вызвать региональный изгиб литосферы.
Форлендские бассейны считаются гипотермическими бассейнами (более холодными, чем обычно) с низким геотермическим градиентом и тепловым потоком. Значения теплового потока в среднем составляют от 1 до 2 HFU (40–90 мВт · м (Allen Allen 2005). Эти низкие значения могут быть вызваны быстрым проседанием.
Со временем осадочные слои погружаются в землю и теряют пористость. из-за осадка уплотнения или физических или химических изменений, таких как давление или цементация. Термическое созревание отложений зависит от температуры и времени и происходит на меньших глубинах из-за перераспределения тепла в прошлом
Коэффициент отражения витринита, который обычно демонстрирует экспоненциальную эволюцию органического вещества как функцию времени, является лучшим органическим индикатором термического созревания. Исследования показали, что современные термические измерения теплового потока и геотермальной энергии градиенты близко соответствуют тектоническому происхождению и развитию режима, а также механике литосферы (Allen Allen 2005).
Мигрирующие флюиды происходят из отложений форландского бассейна и мигрируют в ответ на деформацию. В результате рассол может перемещаться на большие расстояния. Свидетельства миграции на большие расстояния включают: 1) корреляцию нефти с удаленными нефтематеринскими породами 2) рудные тела, отложенные из металлосодержащих рассолов, 3) аномальные термические истории для мелководных отложений, 4) региональный калиевый метасоматоз, 5) Эпигенетические доломитовые цементы в рудных телах и глубоких водоносных горизонтах (Bethke Marshak 1990).
Флюиды, переносящие тепло, минералы и нефть, имеют огромное влияние на тектонический режим в пределах форландского бассейна. До деформации слои осадка являются пористыми и заполнены жидкостями, такими как вода и гидратированные минералы. Как только эти отложения захоронены и уплотнены, поры становятся меньше, и некоторые жидкости, около 1/3, покидают поры. Эта жидкость должна куда-то уйти. В пределах форландского бассейна эти флюиды потенциально могут нагревать и минерализовать материалы, а также смешиваться с местным гидростатическим напором.
Топография орогенов является главной движущей силой миграции жидкости. Тепло от нижней коры перемещается через проводимость и адвекцию грунтовых вод . Локальные гидротермальные зоны возникают при очень быстром движении глубинного потока флюидов. Этим также можно объяснить очень высокие температуры на небольшой глубине.
Другие незначительные ограничения включают тектоническое сжатие, надвиги и уплотнение наносов. Они считаются незначительными, поскольку они ограничены медленными темпами тектонической деформации, литологией и скоростью осаждения, порядка 0–10 см в год, но более вероятно, что они ближе к 1 или менее 1 см в год. Зоны избыточного давления могут способствовать более быстрой миграции, когда 1 километр или более сланцевых отложений накапливается за 1 миллион лет (Bethke Marshak 1990).
Бетке и Маршак (1990) утверждают, что «подземные воды, которые восстанавливаются на большой высоте, мигрируют через недра в ответ на свою высокую потенциальную энергию в области, где уровень грунтовых вод ниже».
Бетке и Маршак (1990) объясняют, что нефть мигрирует не только в ответ на гидродинамические силы, управляющие потоком подземных вод, но и на плавучесть и капиллярные эффекты нефти, движущейся через микроскопические поры. Образцы миграции текут из орогенного пояса в глубь кратона. Часто природный газ находится ближе к орогену, а нефть - дальше (Oliver 1986).
