Vorlandbecken - Foreland basin

Nicht zu verwechseln mit Forearc-Becken .
Der Persische Golf – das vom Orogengürtel von Zagros produzierte Vorlandbecken basin

Ein Vorlandbecken ist ein strukturelles Becken , das sich neben und parallel zu einem Gebirgsgürtel entwickelt . Vorlandbecken bilden sich, weil die immense Masse, die durch die Krustenverdickung im Zusammenhang mit der Entwicklung eines Gebirgsgürtels entsteht, eine Biegung der Lithosphäre durch einen als Lithosphärenbiegung bekannten Prozess verursacht . Die Breite und Tiefe des Vorlandbeckens wird durch die Biegesteifigkeit der darunter liegenden Lithosphäre und die Eigenschaften des Gebirgsgürtels bestimmt. Das Vorlandbecken nimmt Sedimente auf , die vom angrenzenden Berggürtel erodiert werden und sich mit dicken Sedimentabfolgen füllen, die sich vom Berggürtel weg verdünnen. Vorlandbecken stellen einen Endelementbeckentyp dar, der andere sind Riftbecken . Raum für Sedimente (Unterkunftsraum) wird durch Beladung und Abwärtsbiegung zur Bildung von Vorlandbecken geschaffen, im Gegensatz zu Riftbecken, wo Akkommodationsraum durch die Lithosphärenerweiterung erzeugt wird.

Arten von Vorlandbecken

Vorlandbeckenklassen: Periphere vs. Retroarc

Vorlandbecken lassen sich in zwei Kategorien einteilen:

  • Periphere (Pro) Vorlandbecken , die auf der Platte auftreten, die während der Plattenkollision subduziert oder untergeschoben wird (dh der äußere Bogen des Orogens)
  • Retroarc (Retro) Vorlandbecken , die auf der Platte auftreten, die während der Plattenkonvergenz oder Kollision überlagert ( dh hinter dem magmatischen Bogen gelegen, der mit der Subduktion der ozeanischen Lithosphäre verbunden ist)
    • Beispiele hierfür sind die Andenbecken oder die Rocky Mountain Basins des späten Mesozoikums bis zum Känozoikum Nordamerikas

Vorlandbeckensystem

Das Vorlandbeckensystem

DeCelles & Giles (1996) liefern eine gründliche Definition des Vorlandbeckensystems. Vorlandbeckensysteme umfassen drei charakteristische Eigenschaften:

  1. Eine langgestreckte Region potenzieller Sedimentaufnahme, die sich auf einer kontinentalen Kruste zwischen einem kontrahierenden orogenen Gürtel und dem angrenzenden Kraton bildet, hauptsächlich als Reaktion auf geodynamische Prozesse im Zusammenhang mit der Subduktion und dem resultierenden peripheren oder retroarc Faltenschubgürtel;
  2. Es besteht aus vier diskreten Depozonen, die als Wedge-Top- , Foredeep- , Forebulge- und Back-Bulge- Depozone (Ablagerungszonen) bezeichnet werden – welche dieser Depozonen ein Sedimentpartikel einnimmt, hängt von seiner Position zum Zeitpunkt der Ablagerung und nicht von seinem endgültigen ab geometrische Beziehung zum Schubband;
  3. Die Längsdimension des Vorlandbeckensystems entspricht ungefähr der Länge des Faltenschubgürtels und beinhaltet keine Sedimente, die in verbleibende Ozeanbecken oder Kontinentalspalten (Impactogene) verschüttet werden.

Vorlandbeckensysteme: Depozone

Die Keilspitze sitzt auf den beweglichen Überschiebungsplatten und enthält alle Sedimente, die aus dem aktiven tektonischen Überschiebungskeil aufladen. Hier bilden sich Huckepackbecken .

Die Vortiefe ist die dickste Sedimentzone und verdickt sich zum Orogen hin. Sedimente werden über distale fluviale, lakustrine, deltaische und marine Ablagerungssysteme abgelagert.

Die forebulge und backbulge sind die dünnsten und distalen Zonen und sind nicht immer vorhanden. Wenn vorhanden, werden sie durch regionale Diskordanzen sowie äolische und flachmarine Ablagerungen definiert.

Die Sedimentation ist in der Nähe des sich bewegenden Schubblechs am schnellsten. Der Sedimenttransport innerhalb der Vortiefe erfolgt im Allgemeinen parallel zum Streichen der Überschiebungsstörung und der Beckenachse.

Plattenbewegung und Seismizität

Die Bewegung der angrenzenden Platten des Vorlandbeckens kann durch Untersuchung der aktiven Deformationszone, mit der es verbunden ist, bestimmt werden. Heute liefern GPS-Messungen die Geschwindigkeit, mit der sich eine Platte relativ zu einer anderen bewegt. Es ist auch wichtig zu bedenken, dass die heutige Kinematik wahrscheinlich nicht die gleiche ist wie zu Beginn der Verformung. Daher ist es von entscheidender Bedeutung, Nicht-GPS-Modelle zu berücksichtigen, um die langfristige Entwicklung von Kontinentalkollisionen zu bestimmen und wie sie zur Entwicklung der angrenzenden Vorlandbecken beigetragen haben.

Der Vergleich sowohl moderner GPS-Modelle (Sella et al. 2002) als auch Nicht-GPS-Modellen ermöglicht die Berechnung von Verformungsraten. Der Vergleich dieser Zahlen mit dem geologischen Regime trägt dazu bei, die Anzahl der wahrscheinlichen Modelle einzuschränken und zu bestimmen, welches Modell innerhalb einer bestimmten Region geologisch genauer ist.

Die Seismizität bestimmt, wo aktive Zonen seismischer Aktivität auftreten, und misst die gesamten Verwerfungsverschiebungen und den Zeitpunkt des Einsetzens der Verformung (Allen et al. 2004).

Bildung von Becken

Generalisierte Entwicklung des Vorlandbeckensystems

Vorlandbecken bilden sich, weil der Gebirgsgürtel beim Wachsen eine erhebliche Masse auf die Erdkruste ausübt, die dazu führt, dass sie sich nach unten biegt oder biegt. Dies geschieht, damit das Gewicht des Berggürtels durch Isostasie an der Aufbiegung der Vorwölbung ausgeglichen werden kann.

Die plattentektonische Entwicklung eines peripheren Vorlandbeckens umfasst drei allgemeine Stadien. Erstens das passive Randstadium mit orogener Belastung des zuvor gestreckten Kontinentalrands während der frühen Konvergenzstadien. Zweitens die „frühe Konvergenzphase definiert durch Tiefwasserbedingungen“ und schließlich eine „spätere Konvergenzphase, während der ein subaerialer Keil von terrestrischen oder flachen marinen Vorlandbecken flankiert wird“ (Allen & Allen 2005).

Die Temperatur unter dem Orogen ist viel höher und schwächt die Lithosphäre. Dadurch ist der Schubgürtel beweglich und das Vorlandbeckensystem verformt sich mit der Zeit. Syntektonische Diskordanzen zeigen gleichzeitige Senkung und tektonische Aktivität.

Vorlandbecken sind mit Sedimenten gefüllt, die aus dem angrenzenden Gebirgsgürtel erodieren. Im Anfangsstadium soll das Vorlandbecken unterfüllt sein . Während dieser Phase werden Tiefenwasser und üblicherweise Meeressedimente, bekannt als Flysch , abgelagert. Schließlich wird das Becken vollständig gefüllt. An diesem Punkt tritt das Becken in das überfüllte Stadium ein und es kommt zur Ablagerung von terrestrischen klastischen Sedimenten. Diese werden als Melasse bezeichnet . Die Sedimentfüllung innerhalb der Vortiefe wirkt als zusätzliche Belastung der kontinentalen Lithosphäre.

Lithosphärisches Verhalten

Moving Load System – Lithosphärische Biegung im Laufe der Zeit

Obwohl der Grad der Relaxation der Lithosphäre im Laufe der Zeit immer noch umstritten ist, akzeptieren die meisten Forscher (Allen & Allen 2005, Flemings & Jordan 1989) eine elastische oder viskoelastische Rheologie , um die lithosphärische Verformung des Vorlandbeckens zu beschreiben. Allen & Allen (2005) beschreiben ein bewegtes Lastsystem, bei dem sich die Umlenkung als Welle durch die Vorlandplatte vor dem Lastsystem bewegt. Die Durchbiegungsform wird allgemein als asymmetrisches Tief in der Nähe der Last entlang des Vorlandes und als breitere nach oben gerichtete Durchbiegung entlang der Vorwölbung beschrieben. Die Transportgeschwindigkeit oder der Erosionsfluss sowie die Sedimentation sind eine Funktion des topografischen Reliefs.

Für das Belastungsmodell ist die Lithosphäre zunächst steif, das Becken breit und flach. Die Entspannung der Lithosphäre ermöglicht ein Absinken in der Nähe des Stoßes, eine Verengung des Beckens, eine Vorwölbung in Richtung des Stoßes. Während des Stoßens ist die Lithosphäre steif und die Vorwölbung verbreitert sich. Das Timing der Schubverformung ist dem der Relaxation der Lithosphäre entgegengesetzt. Die Biegung der Lithosphäre unter der orogenen Belastung steuert das Entwässerungsmuster des Vorlandbeckens. Die Biegekippung des Beckens und die Sedimentzufuhr aus dem Orogen.

Lithosphärische Stärkehüllen

Stärkehüllen weisen darauf hin, dass die rheologische Struktur der Lithosphäre unterhalb des Vorlandes und des Orogens sehr unterschiedlich sind. Das Vorlandbecken weist typischerweise eine thermische und rheologische Struktur auf, die einem gespaltenen Kontinentalrand ähnelt, mit drei spröden Schichten über drei duktilen Schichten. Die Temperatur unter dem Orogen ist viel höher und schwächt somit die Lithosphäre stark. Gemäß Zhou et al. (2003), „wird die Lithosphäre unter der Bergkette unter Druckbelastung fast vollständig duktil, mit Ausnahme einer dünnen (ca. 6 km in der Mitte) spröden Schicht nahe der Oberfläche und vielleicht einer dünnen spröden Schicht im obersten Mantel.“ Diese lithosphärische Schwächung unter dem orogenen Gürtel kann teilweise das regionale lithosphärische Biegeverhalten verursachen.

Thermische Geschichte

Vorlandbecken gelten als hypothermische Becken (kühler als normal) mit geringem geothermischen Gradienten und geringem Wärmefluss . Die Wärmestromwerte liegen im Mittel zwischen 1 und 2 HFU (40–90 mWm −2 (Allen & Allen 2005). Für diese niedrigen Werte kann eine schnelle Senkung verantwortlich sein.

Im Laufe der Zeit werden Sedimentschichten verschüttet und verlieren an Porosität. Dies kann aufgrund von Sediment seiner Verdichtung oder den physikalischen oder chemische Veränderungen, wie Druck oder Zementierung . Die thermische Reifung von Sedimenten ist ein Faktor von Temperatur und Zeit und tritt in geringeren Tiefen aufgrund der Wärmeumverteilung der wandernden Sole in der Vergangenheit auf.

Das Reflexionsvermögen von Vitrinit, das typischerweise eine exponentielle Entwicklung von organischem Material als Funktion der Zeit zeigt, ist der beste organische Indikator für die thermische Reifung. Studien haben gezeigt, dass heutige thermische Messungen des Wärmeflusses und der geothermischen Gradienten eng mit dem tektonischen Ursprung und der Entwicklung eines Regimes sowie der Lithosphärenmechanik übereinstimmen (Allen & Allen 2005).

Flüssigkeitsmigration

Migrierende Flüssigkeiten stammen aus den Sedimenten des Vorlandbeckens und wandern als Reaktion auf Deformationen. Dadurch kann Sole über große Distanzen wandern. Hinweise auf eine weiträumige Migration umfassen: 1) Korrelation von Erdöl mit entfernten Quellgesteinen 2) Erzkörper, die aus metallhaltigen Solen abgelagert wurden, 3) anomale thermische Vorgeschichte für flache Sedimente, 4) Regionaler Kaliummetasomatismus, 5) Epigenetische Dolomitzemente in Erzen und tiefe Grundwasserleiter (Bethke & Marshak 1990).

Flüssigkeitsquelle

Flüssigkeiten, die Wärme, Mineralien und Erdöl transportieren, haben einen großen Einfluss auf das tektonische Regime im Vorlandbecken. Vor der Verformung sind Sedimentschichten porös und voller Flüssigkeiten wie Wasser und hydratisierten Mineralien. Sobald diese Sedimente vergraben und verdichtet sind, werden die Poren kleiner und ein Teil der Flüssigkeiten, etwa 1/3, verlässt die Poren. Diese Flüssigkeit muss irgendwo hin. Innerhalb des Vorlandbeckens können diese Flüssigkeiten potenziell Materialien erhitzen und mineralisieren sowie sich mit der lokalen Wassersäule vermischen.

Hauptantriebskraft für Flüssigkeitsmigration

Die orogene Topographie ist die Hauptantriebskraft der Flüssigkeitsmigration. Die Wärme aus der unteren Kruste bewegt sich durch Leitung und Grundwasser Advektion . Lokale hydrothermale Bereiche treten auf, wenn sich tiefe Flüssigkeitsströmungen sehr schnell bewegen. Dies kann auch sehr hohe Temperaturen in geringer Tiefe erklären.

Andere kleinere Einschränkungen umfassen tektonische Kompression, Überschiebungen und Sedimentverdichtung. Diese werden als gering angesehen, da sie durch die langsamen Geschwindigkeiten der tektonischen Deformation, Lithologie und Ablagerungsraten in der Größenordnung von 0–10 cm yr −1 begrenzt sind , aber eher näher an 1 oder weniger als 1 cm yr –1 . Überdruckzonen könnten eine schnellere Migration ermöglichen, wenn sich 1 km oder mehr an schieferhaltigen Sedimenten pro 1 Million Jahre ansammeln (Bethke & Marshak 1990).

Bethke & Marshak (1990) stellen fest, dass „Grundwasser, das sich in großen Höhen wieder auflädt, als Reaktion auf seine hohe potenzielle Energie durch den Untergrund in Richtung Gebiete mit niedrigerem Grundwasserspiegel wandert“.

Kohlenwasserstoffmigration

Bethke & Marshak (1990) erklären, dass Erdöl nicht nur als Reaktion auf die hydrodynamischen Kräfte, die den Grundwasserfluss antreiben, sondern auch auf den Auftrieb und die Kapillarwirkung des Erdöls wandert, das sich durch mikroskopisch kleine Poren bewegt. Migrationsmuster fließen vom orogenen Gürtel weg und in das kratonische Innere. Häufig findet man Erdgas näher am Orogen und Öl weiter entfernt (Oliver 1986).

Moderne (känozoische) Vorlandbeckensysteme

Europa

Asien

  • Ganges-Becken
    • Pro-Vorland südlich des Himalaya , in Nordindien und Pakistan
    • Begann sich vor 65 Millionen Jahren während der Kollision von Indien und Eurasien zu bilden
    • Gefüllt mit einer mehr als 12 km dicken Sedimentabfolge
  • Nördliches Tarim-Becken
    • Pro-Vorland südlich des Tien Shan
    • Ursprünglich während des späten Paläozoikums , während des Karbons und des Devon gebildet
    • Verjüngt während des Känozoikums als Folge von Fernfeldstress im Zusammenhang mit der Kollision zwischen Indien und Eurasien und der erneuten Hebung des Tien Shan
    • Der dickste Sedimentabschnitt befindet sich unterhalb von Kashgar , wo das känozoische Sediment mehr als 10.000 Meter dick ist
  • Südliches Junggar-Becken

Naher Osten

  • Persischer Golf
    • Vorland westlich des Zagros-Gebirges
    • Unterfüllte Bühne
    • Der terrestrische Teil des Beckens umfasst Teile des Irak und Kuwait

Nordamerika

Südamerika

Alte Vorlandbeckensysteme

Europa

Asien

  • Longmen Shan-Becken
    • Vorland östlich des Longmen Shan Gebirges
    • Spitzenentwicklung während der Trias bis Jura
  • Uralvorland

Nordamerika

Südamerika

    • Vorland im Osten des orogenen Gürtels der Zentralanden - Das südliche Chaco-Vorlandbecken im Norden Argentiniens

Siehe auch

Verweise

  • Allen, Philip A. und Allen, John R. (2005) Basin Analysis: Principles and Applications, 2. Aufl., Blackwell Publishing, 549 pp.
  • Allen, M., Jackson, J. und Walker, R. (2004)Spätkänozoische Reorganisation der Arabien-Eurasien-Kollision und der Vergleich von kurz- und langfristigen Deformationsraten. Tektonik, 23, TC2008, 16 S.
  • Bethke, Craig M. und Marshak, Stephen. (1990)Solewanderungen durch Nordamerika – die Plattentektonik des Grundwassers. Annu. Rev. Erde Planet. Wissenschaft, 18, p. 287–315.
  • Catuneanu, Octavian. (2004)Retroarc-Vorlandsysteme – Evolution im Laufe der Zeit. J. African Earth Sci., 38, p. 225–242.
  • DeCelles, Peter G.; Giles, Katherine A. (Juni 1996). "Vorlandbeckensysteme". Beckenforschung . 8 (2): 105–123. doi : 10.1046/j.1365-2117.1996.01491.x .
  • Flemings, Peter B. und Jordan, Teresa E. (1989) Ein synthetisches stratigraphisches Modell der Vorlandbeckenentwicklung. J. Geophys. Res., 94, B4, p. 3853–3866.
  • Garcia-Castellanos, D., J. Vergés, JM Gaspar-Escribano & S. Cloetingh, 2003. Wechselwirkung zwischen Tektonik, Klima und fluvialem Transport während der känozoischen Evolution des Ebro-Beckens (NE Iberia). J. Geophys. Res. 108 (B7), 2347. doi:10.1029/2002JB002073 [1]
  • Oliver, Jack. (1986)Tektonisch aus orogenen Gürteln ausgestoßene Flüssigkeiten: ihre Rolle bei der Kohlenwasserstoffmigration und anderen geologischen Phänomenen. Geologie, 14, p. 99–102.
  • Sella, Giovanni F., Dixon, Timothy H., Mao, Ailin. (2002) REVEL: ein Modell für aktuelle Plattengeschwindigkeiten aus der Weltraumgeodäsie. J. Geophys. Res., 107, B4, 2081, 30 S.
  • Zhou, Di, Yu, Ho-Shing, Xu, He-Hua, Shi, Xiao-Bin, Chou, Ying-Wei. (2003)Modellierung der thermorheologischen Struktur der Lithosphäre unter dem Vorlandbecken und Berggürtel von Taiwan. Tektonophysik, 374, p. 115–134.

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