第勒尼安盆地
第勒尼安盆地（Tyrrhenian Basin）为一海底盆地，位于地中海西部的第勒尼安海。盆地的面积约231,000平方公里，西至萨丁尼亚岛，北科西嘉岛，南至西西里岛，东至义大利半岛。第勒尼安盆地由瓦维洛夫盆地（Vavilov basin）和马尔西利盆地（Marsili basin）等两个主要的次盆地构成。底部地形并不平坦，有数座海底山。第勒尼安盆地的最深处位于瓦维洛夫深海平原中，约3785公尺深[1]。此盆地大致为东南-西北走向。
区域地质环境
第勒尼安盆地位于地中海中地质较复杂的部分。盆地部分被几条造山带环绕，其中包括东北部的亚平宁山脉 、北部的阿尔卑斯山脉以及西南部的阿特拉斯山脉。东南部则以一个聚合板块边缘和其沟槽为界。海沟附近的深层地震反射线清楚地显示，来自卡拉布里亚大区下的非洲板块的岩石圈，会隐没到第勒尼安盆地500公里下的发震板[1][2]。在沟槽的上部斜坡和卡拉布里亚大区之间有一些小的前弧盆地，这些小的前弧盆地是在中新世的托尔顿期因板块张裂形成的[1]。这些盆地后来在上新世晚期和第四纪间陷落， 目前则堆积著混合物[1]。
板块挤压造成的火山弧形成了卡拉布里亚大区北部的埃奥利群岛和西西里岛。与这些岛屿相关的火山作用发生在下行板块的东北闭合处，时间大约是在上新世晚期至更新世初期（150-170万年）[1]。
第勒尼安盆地位于埃奥利群岛的西北部，是由欧亚大陆板块下方非洲板块西北侧隐没的张力所形成的弧后盆地。类似于其他的弧后盆地，第勒尼安盆地显示出莫氏不连续面正向盆地中央抬升，且班尼奥夫带的热传递异常偏高（有些地区甚至超过每平方公尺200毫瓦）， 以及弧后盆地边缘的活火山带[3][4]。
基底构造
第勒尼安的基底是由古生代末期海西造山运动形成的花岗岩所组成[5] 在阿尔卑斯造山运动期间，盆地东南部的基底岩被重新激活，而西北部的基岩则未受干扰。[5]
地层
上萨丁岛线
上萨丁岛线是位于瓦维洛夫盆地西北方以断层为界的被动板块边缘。上撒丁岛线的地震反射调查显示断层前、断层时和断层后沉积物在地层中的组合顺序。[6]。根据断层沉积物底部的钻芯可以确定第勒尼安盆地在张裂开始时的海进层序与大陆地壳的下沉有关。[6] 在断层顺序的底部有厚达60公尺是由变质的碳酸盐岩和石英岩基岩组成的托尔顿砾岩。[6] 依据推测，这层砾岩是在有高能量的陆上环境中所形成的，例如冲积扇。覆盖在砾岩层上的则是在接近岸边环境中沉积的含有牡蛎的海绿石砂岩。[6] 托尔顿晚期到墨西拿初期间，沙岩层被石灰软泥和含有底栖有孔虫的泥岩覆盖，而这代表了水深的增加[6] 有可能是因为断层末期的下沉造成的。 而一般所认定的断层时期的结束，则是以在墨西拿晚期所堆积的厚50公尺、覆盖了石灰软泥和泥岩的这层石膏为界线。在地层最上层是243公尺厚的上新世到更新世裂谷后所堆积的沉积物，富含夹杂著陆源碎屑和火山灰的石灰泥浆。[6]
下萨丁岛线
下萨丁岛线的过渡带靠近下撒丁岛马尔金赭石和海洋地壳之间，是可以清楚看见断层前、断层时和断层后沉积物的地震反射剖面图上最东边的地点。[6] 根据沉积物底部的钻芯显示，厚达533公尺的薄层、石灰、粉砂岩和砂岩具有分散的碎石膏和硬石膏结核，当与相邻地层相比的情况下序列是反向磁化的，表示它是在吉尔伯特时代（4.79～5.41百万年间）的反极性事件期间沉积的。[6] 这部分的沉积环境是不确定的，但由于地层薄而分布良好且缺乏海洋化石，因此推断地层很可能沉积在封闭的三角洲中。覆盖在裂缝沉积物上的是厚达200公尺的上新世至更新世半远洋性沉积物和断断续续的火山玻璃。根据其水下地震反射剖面图，该沉积层被认为是在裂谷结束后沉积的。[6]
瓦维洛夫次级盆地
瓦维洛夫盆地的基底岩由含有大量蛇纹石且同时经历过高温与低温变形时期的橄榄岩组成。[6]橄榄岩由厚120公尺的含碳酸盐岩脉拉班玄武岩覆盖。[6] 由碳酸盐岩脉内的超微化石和浮游有孔虫可以得知岩脉是在3.1-3.6百万年之间生成。[6]在玄武岩之上则是一个厚100公尺的更新世沉积层，主要由富含化石的泥浆夹杂著再沉积的火山碎屑所组成。[6]
马尔西利次级盆地
马尔西利盆地的基岩是多孔状玄武岩；[6] 从孔洞的大小（高达3、4厘米）以及其所占的比例（岩石体积的10%～30%）推断，玄武岩很可能是流体而不是岩床。覆盖在基岩上的是石灰软泥和火山碎屑互相交叠成250公尺厚的地层；从这层地层底部的底栖有孔虫和磁性异常资料可以得知断层的界限是在1.67～1.87百万年间。[6] 地层顶部覆盖的则是350公尺厚的火山碎屑浊流岩[6]
盆地的构造与演化
张裂开始的时间
大众普遍认为在第勒尼安盆地的张裂是始于中新世晚期，如在第勒尼安西部墨西拿晚期沉积物的地震反射剖面识别，和根据总体岩石圈厚度的年龄估计所示。[1][3][5][6]由瓦维洛夫平原东南边缘钻出的海洋玄武岩，根据钾－氩年代测定法估计推断其开始张裂的时间约为7.3±1.3百万年。[7] 在瓦维洛夫平原中央的扩张中心附近发现了玄武岩，其年龄约为3.4～3.6百万年[6]，这代表著弧后盆地的扩张是发生在托尔顿晚期至上新世中期之间，而在马尔西利平原发现最古老的玄武质地壳则为2.1百万年。 [3][6] 借由地壳年龄加上瓦维洛夫和马尔西利平原之间的包含大陆地壳的鞍部构造（伊赛尔桥），可以得知前后分别有两个不同的弧后扩张事件。
演化机制
在托尔顿期到上新世中期之间，盆地东西向的张裂，开辟了西北部的瓦维洛夫平原和萨丁岛线。 直到上新世末期，张裂方位迅速转向东南-西北向，且只限于东南部的马尔西利平原。上述这种延伸方位和空间位置上的快速变化，可能是由板块相互作用下的相对速度随时间变化所造成。举例来说：如果主欧亚板块的水平移动速度超过非洲板块的板块和隐没带回退速度，扩张则不应该发生在弧后区域。[8] 相反的，要是板块和隐没带回退速度超过主板块的速度，便会发生弧后扩张。[8]
第勒尼安弧后区域在上新世至更新世之间的扩张变化，也可能受到邻近的亚德里亚海和西西里滨海地带的影响。这些区域并没有因扩张作用而变薄，而是维持著正常大陆岩石圈的特征。[1] 在它向东南方移动的过程中，被迫退后的海洋板块不得不随著巨大且会漂浮的大陆地区调整和变形。[1] 上新世后期的移动最后穿越了现在为爱奥尼亚海的狭窄海洋通道（250公里），从而分隔了亚得里亚海和西西里岛地区。[1] 岩石圈组成的变化也可能导致俯冲几何的差异，例如： 在第一次的俯冲过程中，受到俯冲的是亚平宁山脉边缘下方欧亚板块下的薄大陆岩石圈层[1][3][6] ；然而在第二次的俯冲过程中，受到俯冲的却是爱奥尼亚海洋岩石圈。[1][3][6] 从大陆到海洋岩石圈俯冲的转变，可以解释弧后火山作用的晚发（2～1.5百万年）以及中央第勒尼安盆地弧火山的缺乏。[1]
扩张和下沉的速度
根据运动学重建和磁性地层学，估计第勒尼安盆地的全部扩张速率为每年3～5公分。[1][6] 与东斯科舍盆地（每年5～7公分）[9] 和马努斯盆地（每年13公分）等其他的弧后盆地相比，第勒尼安盆地的扩张速率是相对较慢的。[10] 第勒尼安盆地初始与最终地壳厚度之间的比值（又称贝塔系数）估计为3.3。[6][11]
石油资源
虽然义大利半岛和北爱奥尼亚海拥有大量的石油资源，[12] 但第勒尼安盆地在大部份地区的油气聚集可能性非常低。主要原因是盆地的高地温梯度将由窗推到非常浅，且结构不常见的地层。然而，在西西里海峡附近的盆地南缘则探勘到了油气的活动。在该地，纳西索（Narciso）和尼尔德（Nilde）小油田生产含硫量高的轻质至中等石油（API比重介于21至39之间）。[12] 这些油田的主要储集层是被上新式黏土密封的中新世喀斯特石灰岩。[12] 虽然油气的来源未知，但推断为中生代石灰岩。[12] 储集层本质上是具结构性的，而且主要是与突尼斯的阿特拉斯逆冲带有关的逆断层。[12]
参考文献
- ^ 1.00 1.01 1.02 1.03 1.04 1.05 1.06 1.07 1.08 1.09 1.10 1.11 1.12 Sartori, R. The Tyrrhenian back-arc basin and subduction of the Ionian lithosphere (PDF). Episodes. 2003, 26 (3): 217–221 [15 February 2015].
- ^ Anderson, H. and Jackson, J. The deep seismicity of the Tyrrhenian Sea (PDF). Geophysical Journal International. 1987, 91: 613–637 [17 February 2015]. doi:10.1111/j.1365-246x.1987.tb01661.x.
- ^ 3.0 3.1 3.2 3.3 3.4 Malinverno, A., and Ryan, W. Extension in the Tyrrhenian Sea and shortening in the Apennines as result of arc migration driven by sinking of the lithosphere. Tectonics. 1986, 5 (2): 227–245 [18 February 2015]. doi:10.1029/tc005i002p00227. （原始内容存档于2018-01-27）.
- ^ Della Vedova, B., Pellis, G., Foucher, J., and Rehault, J. Geothermal structure of the Tyrrhenian Sea. Marine Geology. 1984, 55: 271–289 [18 February 2015]. doi:10.1016/0025-3227(84)90072-0. （原始内容存档于2015-09-24）.
- ^ 5.0 5.1 5.2 Sartori, R., Carrara, G., Torelli, L., and Zitellini, N. Neogene evolution of the southwestern Tyrrhenian Sea (Sardinia Basin and western Bathyal plain). Marine Geology. 2001, 175: 47–66. doi:10.1016/S0025-3227(01)00116-5.
- ^ 6.00 6.01 6.02 6.03 6.04 6.05 6.06 6.07 6.08 6.09 6.10 6.11 6.12 6.13 6.14 6.15 6.16 6.17 6.18 6.19 6.20 6.21 6.22 Kastens, K. and Mascle, J. ODP Leg 107 in the Tyrrhenian Sea: Insights into passive margin and back-arc basin evolution. Geological Society of America Bulletin. 1988, 100 (7): 1140–1156 [16 February 2015]. doi:10.1130/0016-7606(1988)100<1140:olitts>2.3.co;2.
- ^ Barberi, F., Bizouard, H., Capaldi, G., Ferrara, G., Gasparini, P., Innocenti, F., Jordon, J., Lambert, B., Treuil, M., and Allegre, C. Age and nature of basalts from the Tyrrhenian abyssal plain. Deep Sea Drilling Project Initial Reports. 1978, 42 (1): 509–514.
- ^ 8.0 8.1 Dewey, J. Episodicity, sequence, and style at convergent plate boundaries. Geological Society of Canada Special Paper. 1980, 20: 555–573 [27 February 2015]. （原始内容存档于2015-04-02）.
- ^ Barker, P. and Hill, I. Back-arc extension in the Scotia Sea (PDF). Royal Society of London Philosophical Transactions. 1981, 300: 249–261 [1 March 2015]. doi:10.1098/rsta.1981.0063.
- ^ Taylor, B. Bismark Sea: Evolution of a back-arc basin (PDF). Geology. 1979, 7: 171–174 [1 March 2015]. doi:10.1130/0091-7613(1979)7<171:bseoab>2.0.co;2.
- ^ McKenzie, D. Some remarks on the development of sedimentary basins (PDF). Earth and Planetary Science Letters. 1978, 40: 25–32 [1 March 2015]. doi:10.1016/0012-821x(78)90071-7. （原始内容 (PDF)存档于2019-12-28）.
- ^ 12.0 12.1 12.2 12.3 12.4 Casero, P. Structural setting of petroleum exploration plays in Italy (PDF). Special Volume of the Italian Geological Society. 2004, 32: 189–204 [23 February 2015]. （原始内容 (PDF)存档于2021-01-22）.