Mecanisme de formare a bazinelor sedimentare - mecanismele de formare a bazinelor sedimentare

Ceea ce este important în formarea mecanismelor bazine sedimentare? Pentru a forma condițiile necesare pentru cele mai importante două bazinul sedimentar: 1) să se formeze un spațiu care poate fi umplut cu sedimente de orice tip; 2) să fie o sursă de orice tip de nămol. Există mai multe tipuri diferite de precipitații, dar este dominată de două - sedimente clastic și produse de distrugere a acestora (gresii, argile, conglomerate) și sedimente biogene (calcare, cherts).

sedimente clastic în majoritatea cazurilor, sunt formate prin eroziune peste tot în lume, și în special în zonele cele mai ridicate - zonele montane. Acestea sunt transportate în bazinele sedimentare din principalele sisteme de râu. precipitații biogenă datorită faptului că carbonați sau schelete de silice formate din fauna micro și macro și floră (nanoplankton, organisme zooplanctonice clădire recif, bivalvele, amoniți). Organisme cu schelete calcaroase sau silicioase formeaza un sediment la fundul mării. Luați în considerare numai prima condiție pentru formarea bazinului sedimentar: cum de a crea un spațiu care poate fi umplut cu sedimente, în prezent doar cazurile cele mai tipice, care au fost bine studiate.

Majoritatea bazinelor sedimentare sunt asociate cu depresiuni în relief, adică pe suprafața crustei care formează sau separa o scădere (depresie), care sunt umplute cu sedimente (de exemplu, în depresiune mare râuri a curs și a adus materialul detritică, un mare număr de organisme, și a format a fost într-un gol la Sea calcar biogenă).

După cum poate fi depresia în scoarța terestră? (Desigur, oceanele în ansamblu pot fi numite bazine sedimentare, dar în mod tradițional, acestea sunt împărțite în marginile continentale ale diferitelor tipuri de bazine de adâncime, ocean ridicat platou și intervalele mediane.) Există trei opțiuni principale: bazine 1) dantelat pe, 2) bazine reziduale, 3) Bazinele nou formate - deformărilor datorate surpare crustei. Clasificarea noastră este un fel de idealizare a fenomenelor reale, dar ajută să înțelegem modul în care principalele bazine sedimentare sunt formate pe Pământ.

bazin sedimentar poate fi format la nit-otshnu (ridicarea compartiment) mic bazin de mare. De exemplu, de multe ori crește datorită ridicării substanței pilă zona subductie (zona de imersie lithosphere în manta) între tip vulcanic parașuta Kurile arc și Ocean. Această așa-numita avulkanicheskaya arc creat de complex acreție (increment complex) care seamănă cu mecanismul de formare a nămolurilor gramada buldozer în fața zonei de mișcare a plăcilor litosferice încălecare-subducție. Această ridicare în curs de dezvoltare ca un baraj separă partea mării. Și această parte otshnurovannaya a mării a devenit o capcană pentru sedimente, demolat un arc vulcanic. Există mai multe exemple. Și cele mai tipice așa-numitele jgheaburi pre-arc electric, care sunt răspândite printre arce vulcanice (astfel, Kamceatka, Indonezia, Kurile japoneze) caneluri adânci și adiacente (Fig. 1).

bazine sedimentare reziduale se formează atunci când o piscină mare cu surse îndepărtate de precipitații de demolare a redus drastic în dimensiune în cursul subducție (scufundare în astenosferă) litosferă și se transformă într-o piscină relativ mică, înconjurată de zone montane. În acest caz, piscina devine un loc pentru sedimentare rapidă. Un exemplu tipic - depresiunea din estul Mediteranei, în care grosimea stratului sedimentar atinge 10-15 km. Este restul vast ocean de pre-existente de lățime Tethys a sute sau mii de kilometri, care, în Mezozoic divizat Europa și Africa cu Arabia (fig. 2).

Nou-formate piscine, bazine, precum și mecanismele de formare a acestora

Bazinele nou formate, jgheaburile - cel mai frecvent tip de bazine sedimentare. Printre jgheaburile nou formate sunt de patru tipuri fundamental diferite în funcție de mecanismul de includere: 1) deformare datorată deformării la întindere lithosphere 2) datorită indentare unității litosferă inferior în timpul comprimării sale, 3) flexura litosferei din cauza ponderii sale, 4) progibanie lithosphere datorită curburii sale. Toate aceste patru tipuri de depresiuni (inclusiv combinații ale acestora) sunt larg distribuite.

Rezultatele elongație în formarea fisurii litosferei - Graben sau mare sistem lat lithosphere grabene (figura 3). Exemple rifts - un lacuri depresie moderne Baikal și Tanganyika, recif Nels Valea Etiopia și Kenya, Rift Valley de-a lungul râului Rin. Să vedem cum formarea de rupturilor.

Învelișul exterior dur al Pământului se numește litosfera. În litosfera, în general, mai profund, roca mai plastic, deoarece crește odată cu adâncimea

Temperatura (dar, datorită faptului că compoziția chimică adâncimea menyaetsyai a litosferei, acest model este mai complicat). Lithosphere sub tensiune se poate comporta în două moduri diferite (vezi. Fig. 3). Opțiunea I - litosfera întins în plastic gâtului (ca și cum ai fi întins lutul moale), și o scădere liniară (sau Rift) este formată pe suprafața sa. Opțiunea II - lithosphere rupe evacuarea blând (dec), și Rift format prin blocul lithosphere avântate compensate pe aceasta descărcare. În natură, nici primul, nici al doilea exemplu de realizare nu apare în formă pură, dar acestea sunt puse în aplicare împreună cu un rol mai mare de unul sau un alt mecanism. Deci, vai de rift format lățimea de 20--150 km, care sunt distribuite pe scară largă în lume. Grosimea tipică a capacului sedimentară în rupturile de 4--10 km. Dacă se produce se întinde și în continuare litosferei continental este rupt și începe formarea bazinului oceanic cu crusta bazaltic. Lățimea piscinei poate fi de la câteva sute de kilometri (de exemplu, Marea Roșie) la mii de kilometri (de exemplu, Oceanul Indian). Și oceanele ca o cavitate gigant în lume pot fi considerate ca bazine sedimentare.

litosfera Pământul este adesea supus la compresiune, pentru a forma un bazine sedimentare indentare litosfera regionale, cum ar fi în zonele muntoase vaste, cum ar fi sistemul de munții Tien-Shan la Altai. La comprimarea litosferei formate depresiuni intramontane sau adâncituri crusta litosfera în jos depresiuni de tip ale lacului Ferghana Valley și Issyk-Kul, cu o capacitate de acoperire sedimentar 5-8 km. Această depresiune a crustei jos ar putea fi realizată în două moduri. First Variantei - litosfera depresiuni intramontane este presat în jos ca o cutelor obschelitosfernaya sinclinale, a doua opțiune - litosfera cavitati intramontane delimitate de falii inverse, îndesată, prins între două blocuri litosferice, extrude în sus (figura 4). Se poate spune, de asemenea, că natura ambele aceste mecanisme sunt puse în aplicare, dar în diferite cazuri este dominat de prima, a doua opțiune.

Deformare din cauza înrăutățirii litosferei (sau imersiune termică) este cea mai comună pentru formarea de bazine sedimentare largi tip Marea Nordului și Siberia de Vest. Adesea, această deformare are loc după etapa de rifting, este numit scufundare postrift. Luați în considerare, ceea ce este esența ei (fig. 5). Când rifting (adică rifting) apare gâturi koobraznoe-subțierea litosferei. Sub curse litosferice se bazează parțial astenosphere manta substanță topită. Sheykoobraznogo zona sub gâtuirea lithosphere (crăpătură) scade presiunea asupra substanței astenosphere (așa numita decompresie are loc). Este cunoscut faptul că, atunci când temperatura de topire rasa presiune scade, apoi sub astenosphere ruptură crește gradul de punctul său de topire și devine mai ușoară. Cea mai mare parte a zonei manta a topirii în continuare amplificat poate curge peste materialul fierbinte. Sub ruptură „hot spot“ este format ca rezultat. Când rifting se oprește și se termină de decompresie, ea începe să se răcească hot spot pe partea de sus. Sale fosta substanță asthenospheric litosfera grosime crește de mai jos. Ca rezultat, litosfera se ingroasa si devine mai dens decât astenosferă de bază și trupa ei de fosta zonă Rift se prăbușește. Amploarea acestei scufundare poate fi 3--10 km. Deoarece amploarea spotului fierbinte sub ruptura este de obicei mult mai largă decât cea mai mare parte fisura, zona de imersie banda postrift este de obicei 300--800 km.

Unul dintre cele mai mari bazine sedimentare sunt marginile continentale pasive, cum ar fi Atlantic cu rafturi lor. Ei grosime de sedimente poate ajunge la 10-20 km. Faza principală a marginilor pasive se arunca cu capul postrift. Este cunoscut faptul că mai devreme în loc marjele pasive au fost falii continentale. Rifting Apoi au crescut în continente razdvizheniya și răspândirea crustei oceanice (de exemplu, formarea de noi crustei în plăcile de zona razdvizheniya lito-sferă), iar axa împrăștierii sub forma de creasta mijlocul oceanului este mutat în mod constant departe de marja de pasiv. Ca urmare, litosfera marja pasivă răcită, îngroșată și sa scufundat încet pentru mulți kilometri.

Există o ipoteză că imersarea litosferei, datorită ponderii sale poate avea loc fără rifting. Este cunoscut faptul că rocile care formează litosfera, constau din minerale. La presiuni diferite, temperaturi, prezența sau absența fluidului în mineralele care compun se pot produce cu o schimbare a densității modificărilor de fază rocă. Există variante ipotetice ale tranzițiile de fază sunt de scară semnificative [1], precum și temperatura actuală în litosferă poate varia de la sute de grade (și alți parametri), este mecanismul destul de probabil de imersiune litosferei în legătură cu tranziții de fază în ea și să formeze Deformarea la suprafață.

lithosphere Pământului sub influența forțelor aplicate pe acesta poate fi îndoit, și în cazul în care se îndoaie în jos, așa-numitul bazin flexura sedimentar (din flexura English -. Bend). Există trei cazuri principale pentru a forma litosferei îndoire bazine sedimentare: 1) Zona subducție a litosferei continental, 2) litosfera zonă sub instalațiile miniere litosferice greutate în exces de îndoire, și 3) în zona de îndoire a litosferei masei trase peste ea (Figura 6) .. Toate acestea sunt limitate la bazinele sedimentare piemontane variind între emergente centura minieră și împerechere regiune mai stabilă. Prin urmare, ele sunt numite bazinul marginală cu o grosime tipică de sedimente în aceste 5-8 km. Primul caz - subducts litosferice continentale (subducting) sub litosfera continental. Acest lucru se întâmplă, de exemplu, între subcontinentul indian și munții Himalaya și în întreaga subcontinentul arab și Zagros. În zona de subductie litosferei continentale subducting curbe și chiuvete în jos. In regiunea de îndoire și scufundare pe o depresiune suprafața sa are loc, și este umplut cu sedimente. Deci, înainte de fata Himalaya originat de margine deformare Predgi malay (sau Gangetic), și înainte de față Zagros - deformarea marginii Predzagrossky (sau din Golf).

Al doilea caz - Zona flexura litosferei sub greutatea excesivă a structurii litosferei munte. În formarea de lanțuri muntoase, cum ar fi Caucazul Mare, Alpi, Pirinei este închis, de asemenea bazin adânc datorită convergenței dintre laturile sale. De exemplu, în loc de Caucaz mai mare în urmă cu 35 de milioane de ani, a existat un tip de bazin adânc al Mării Negre moderne cu scoarța terestră la aproximativ 15 km litosfera grosime este de aproximativ 100 km grosime și aproximativ 200 km lățime. Odată cu închiderea treptată partea sa apropiat pentru a finaliza o coliziune în urmă cu aproximativ 11 milioane de ani. La comprimarea materialului fostul bazin adânc și litosfera sale scoarță de copac ar putea să dispară - sa format o centură de munte crusta 45--50 km grosime și grosime litosferic până la 250 de km (zona îngroșată cu un litosferei asa-numita litosferic rădăcină). Acest litosfera îngroșat se face cu structura de înaltă densitate litosfera de munte mai grele decât cele legate de zonele litosfera. Sub greutatea litosferei Orogenului excesului de greutate asociate cu ei domeniu a început să se scufunde și să formeze o bazine sedimentare piemontane. Mecanismul va deveni mai clar dacă vă imaginați litosfera pământului sub forma unei plăci elastice. Dacă această placă elastică pune liniar halteră alungit ( „zona de munte“), apoi sub greutatea încovoierii plăcii în greutate și aproape greutate liniară va scădea datorită îndoire - margine (munceilor) deturnări. Probabil astfel format fordeeps la nord și la sud de Marea Caucaz, care curge de-a lungul râului Kuban, Terek, Kura. La capetele acestui tip de structuri miniere (greutate finaluri liniar alungite) vor merge, de asemenea imersiune. Probabil au format bazine sedimentare atât de adânc în terminațiile din Caucazul Mare - O zonă-sheronskogo Peninsula in apropiere de zonă de la Baku și Peninsula Taman aproape de Taman - Kerch. Îngroșarea litosferei în formarea centurilor de munte în timpul comprimării nu poate continua la nesfârșit. Această rădăcină crește în jos datorită comprimării și aplatizarea acestuia. Mai jos lito-rădăcină al sferei este astenosphere mai puțin densă. Heavy rădăcină litosferic poate rupe departe și se înece în astenosphere (cum ar fi sloi de mare off). Separarea rădăcinii grele conduce la o creștere rapidă a structurii de munte izostatică prin același mecanism ca și în cazul în care barca au fost aruncate în apă o sarcină grea (în acest caz, nava este ridicată imediat). Poate ceva similar sa întâmplat sub partea centrală a Caucazului Mare acum 5-10 milioane de ani. După acest eveniment, Caucazul Mare a început să crească rapid, iar pe axa sa de orice Elbrus, Kazbek și altele. Formarea acestor vulcani în axa centurii de munte, datorită faptului că, după separarea rădăcinilor litosferice astenosferă chestii fierbinte a fost aproape de baza crustei, cauzând topirea și, ulterior, vulcanismul.

Al treilea caz - zona de îndoire litosfera tras în jos datorită greutății sale. În formarea multor zone pliate montane tip și Alpi Carpați are loc împingându pliat mase montane zonă conjugat pe o regiune stabilă. De multe ori grosimea centurilor de împingere ajunge la 5--15 km. Aceasta înseamnă că pe litosfera regiune stabilă anterior este suprapus pe partea superioară a masei suplimentare. Sub greutatea părții suplimentare piemontan în masă ar trebui să fie scufundat cu formarea de piscină regionale. Acest aranjament cu adevărat pe scară largă (piysky-Predeal, Carpați, fordeeps Preduralsky), dar, de obicei, în combinație cu prima și a doua cazuri descrise mai sus.

Există inerflant bazine asociate nu cu deformarea, și cu ascensoarele. Acest lucru, de exemplu, subacvatic tip Platoul Kerguelen în oceane. În oceane, în partea de jos a ratei de sedimentare scăzută, dar adâncimea de platou poate fi de sute de metri. In partea de jos a platoului stabilește un număr foarte mare de organisme, și trăiește în coloana de apă și masa nanoplankton planctonului cu schelete de carbonat. In aceste platouri adesea se produce o scară largă datorită sedimentării calcaros microorganismelor sau, pentru organismele exemplu de construire recif. Variante ale acestor platouri oceanice sunt numeroase atoli și guyots cu structurile lor recif gigantice.

Am discutat despre mecanismele de bază de formare a bazinelor sedimentare. Dar fiecare bazin sedimentar specific format în detrimentul multor mecanisme care variază în timp secvențial sau acționate simultan. Luați în considerare câteva exemple clasice. În domeniul cel mai mare bazin petrolifer sedimentară Pământului - bazinul marginal Golful Persic în urmă cu aproximativ 270--260,000,000 de ani au format ruptura. Apoi, divizat Rift și a început razdvizheniya bazinul oceanic. zona scobiturile din Golful Persic a devenit marjele pasive de tip Oceanul Atlantic. Pe această muchie a platoului în mezozoic în climat cald o sedimentare rapidă pentru a forma rocă ulei-sursă inițial bogată în material organic. În urmă cu aproximativ 35--40000000 de ani pe marginea pasivă a început să stea în jurul valorii de Zagros Orogenului (centura modernă de munte) și între Arabia și subducția Zagros a început să se contureze cu un subcontinent-arab în mișcare sub Zagros. Pool fostul marjă de pasiv suprapus pe partea de sus îndoitură zona piscinei continental subduk-TION. Impingandu masele de munte Zagros în direcția de Arabia dus la bazinul suplimentare marginale se arunca cu capul din cauza greutății tirant. Prin urmare, un bazin de înot modern, Gulf a intrat sub influența mai multor mecanisme litosferei imersiune.

Bazinul sedimentar modern al Marii Caspice de Sud, continuând pe teren în Azerbaidjan și Turkmenistan, este considerat, de asemenea cele mai mari bazine de petrol și gaze ale lumii. Povestea lui nu este stabilită încă, dar planificat următoarea secvență de evenimente. Aproximativ 160--155000000 de ani în urmă a început rifting care acum 155--145 milioane de ani au dus la formarea de moderne bazin tip mikrookeanicheskogo de la Marea Tireniană la crusta, structura similara cu ocean. în urmă Apoi 145--35,000,000 ani, bazin termal se scufunda lent, din cauza răcirii litosferei și umplut cu sedimente. în urmă cu aproximativ 35 de milioane de ani pe site-ul Caucazului, Elbrus și Dagh Kopet a început să se formeze structuri pliate, care sunt de aproximativ ultimii 11 milioane de ani, se confruntă cu inalta si de transformat într-un munte. Sud bazinul Caspic a devenit foredeeps doar trei sisteme de munte: Caucazul Mare, Elbrus și Dagh Kopet. Dive Sud Caspian accelerat o dată ca urmare a două mecanisme principale: litosfera sale este împins în jos datorită comprimării regionale și chiuvete litosfera datorită greutății excesive a litosferei Orogens mai mare Caucaz și Elbrus. Este sigur să spunem că un bazin sedimentar imens al Marii Caspice de Sud a apărut din cauza mai multor mecanisme de scufundare. Cele mai multe dintre bazinele de astăzi de petrol și gaze majore au o istorie complexă și a format în cursul acțiunii unor mecanisme diferite.