Морской бассейн Инда - Offshore Indus Basin

В морской бассейн Инда является одним из двух бассейнов на шельфе Пакистан, второй - морской бассейн Макран. Хребет Мюррей разделяет два бассейна. Прибрежный бассейн Инда имеет ширину примерно от 120 до 140 километров и площадь около 20 000 квадратных километров.[1][2]

Карта расположения морского бассейна Инда, Пакистан

Тектоническая обстановка

Формирование бассейна

Морской бассейн Инда представляет собой рифтовый бассейн с пассивной окраиной, который образовался после разделения Индийская тарелка из Африки в конце Юрский.[3][4][5] Вовремя Поздний мел произошло отделение Мадагаскара от Индии, за которым последовало быстрое движение Индийской плиты на север. Рано Палеоцен Индийская плита прошла над Точка Реюньона. Это событие также привело к экструзии крупных вулканических пород, известных как Деканские ловушки.[2] Вовремя эоцен Индийская плита столкнулась с Евразийской плитой, подняв Гималаи. Присутствие песчаников среднего эоцена в дистальном конусе конуса Инда, содержащих зерна полевого шпата, происходящие из шовной зоны Инда или к северу от нее, свидетельствует о возникновении этого события.[6] Индийская плита продолжает сталкиваться с Евразийской плитой, о чем свидетельствуют землетрясения в Гималаях и вокруг них.[7]

Сейсмические данные в прибрежном бассейне Инда свидетельствуют о ранней рифтовой геометрии под вулканитами Декана. Построение изображений затруднено наличием вулканических пород, которые частично заполняют рифты, а также мощным расположением вышележащей части Фана Инда Олигоцен к недавнему возрасту. Точный возраст трещин неизвестен, но, скорее всего, он оценивается как средний возраст.Меловой до палеоцена и связано с распадом Мадагаскара / Сейшельских островов / Индо-Пакистанской плиты.[2]

Во время ранней пострифтовой фазы прикрепленные карбонатные платформы палеоцена и раннего эоцена сформировались вдоль окраины континента и отколовшиеся платформы на вулканических подводных горах в пределах бассейна. Между карбонатными отмелями отложились одновозрастные пелагические отложения в промежуточных структурных понижениях.[2] По мере того как Индийская плита перемещалась на север от горячей точки мантии Реюньона, бассейн быстро опускался. Это сопровождалось крупным притоком обломков из реки Инд и привело к отложению до 9 км от олигоцена до современных отложений.[2]

Строение земной коры и тектонические элементы

Сейсмические и гравиметрические данные свидетельствуют о том, что нижележащая кора в прибрежном бассейне Инда бывает трех типов: континентальная, переходная и океаническая. Континентальная кора интерпретируется для области ниже шельфа и верхнего склона на основе присутствия геометрии глубоких рифтов на сейсмических профилях. Переходная кора встречается на склоне на глубинах 1500–3000 м и характеризуется заметным понижением силы тяжести и цепочкой подводных гор позднемелово-палеоценового возраста, простирающейся с северо-востока на юго-запад. Корка в этом регионе интерпретируется как представление утонченной континентальной коры, которая впоследствии была утолщена за счет внедрения мощных вулканических пород в процессе образования вулканического основания. Далее по бассейну переходная кора заменяется океанической корой, характеризующейся выраженным гравитационным максимумом и хорошо отображаемым отражением Мохо на сейсмических профилях.[2]

Северо-запад от хребта Мюррей является крупным трансформным разломом на границе плит, который образовался в позднем олигоцене / раннем миоцене в ответ на реорганизацию плит после раскрытия разлома. Аденский залив.[4] Совмещение миоценовой и более молодой стратиграфии на юго-восточной стороне хребта подтверждает возраст хребта и, как следствие, поднятие висячей стены. Движение вдоль ограничивающего разлома хребта Мюррей привело к развитию разломов северо-западного-юго-восточного простирания, складок и сланцевых диапиров в висячей стене. Аккреционный клин Макрана к северу от хребта Мюррей образовался в результате субдукции Оманский залив океаническая кора под Евразией примерно с 14 млн лет назад.[8] Южная граница прибрежного бассейна Инда отмечена Саураштра Arch. Это вулканический холм, который простирается на восток в береговую часть Индии и совпадает с большим выходом вулканических пород Декана. На шельфе арка прорезана крутыми вертикальными разломами, интерпретируемыми как разломы растяжения, связанные со сдвигом вдоль трансформного разлома восточно-западного направления, отмечающего северный край океанической коры Аравийского моря.[2] Две другие особенности были обнаружены к юго-востоку от арки Саураштра, хребет Лакшми и бассейн Лакшми. Хребет Лакшми интерпретируется как континентальный фрагмент, а бассейн Лакшми считается зоной протяженной континентальной коры соответственно.[9][10][11] Гравиметрические и сейсмические данные предполагают, что хребет Лакшми может представлять собой область утоненной континентальной коры, которая впоследствии была утолщена из-за вулканического основания и проникновения мощных вулканитов, аналогичных переходной области в прибрежном бассейне Инда.[2]

Стратиграфия и седиментация

Стратиграфия бассейна

Стратиграфия морского побережья Инда

Скважины, пробуренные на континентальном шельфе морского бассейна Инда, пробурены до меловых пород. Самая старая из вскрытых формаций - формация Сембар раннего мела. Он состоит из сланцы. Береговая формация Сембар - основная материнская порода, ответственная за зарядку песков формации Гору. Сембар перекрыт формацией Гору. Гору делится на Нижнее и Верхнее Гору. Нижняя часть Гору - это песчаный берег и доказанный резервуар. А вот оффшоры - сланцы. Верхний Гору представляет собой массивный сланец, отложившийся в позднем меловом периоде. Он перекрывается известняками Парх, Мугалкот (известняк с прослоями сланца) и песчаниками Паб, отложенными в позднем меловом периоде.[1]Деканские вулканиты палеоцена перекрывают меловые песчаники Паб. Они перекрыты формацией Раникот (преимущественно песчаником), также имеющей палеоценовый возраст. эоцен карбонаты, Газидж /Киртхар лежат на вершине палеоценовой свиты Раникот. Нари (Олигоцен по возрасту), Гадж (миоцен) и современные осадки, были принесены рекой Инд после Гималайский поднятие и отложение карбонатов эоцена.[1][2]

Вентилятор Инда и его системы русло-дамб

Вентилятор Инда

Одна из наиболее значительных особенностей осадконакопления морского бассейна Инда - это Indus Fan. Это вторая по величине система вентиляторов в мире после бенгальских вентиляторов между Индией, Бангладеш и Андаманские острова.[12] Вентилятор Инда залегал в безграничной обстановке на континентальном склоне, возвышении и дне бассейна, покрывая большую часть арабское море. Весь веер простирается на площади 110 000 квадратных километров, при этом у основания склона накапливается более 9 км наносов.[6][13]

Предполагается, что веерная седиментация началась в конце олигоцена или начале Миоцен, в период более быстрой гималайской эксгумации, возможно, связанной с Муссон интенсификация.[6][13][14]

Мультяшный эскиз глубоководной веерной системы канал-дамба (CLS)

Верхний вентилятор Инда, как древний, так и недавний, является одним из крупнейших русло-дамбовые системы (CLS).[12] Эти системы русло-дамб действуют как каналы для переноса и отложения отложений в более глубокие части бассейна. Более крупнозернистые отложения откладываются в русловых поясах, а более мелкозернистые илы и глины отлагаются вдоль дамб. Такое расположение отложений идеально подходит для стратиграфический месторождения, и именно поэтому эти системы канал-дамба имеют первостепенное значение для нефтяной промышленности.[12]

Углеводородный потенциал

Морской бассейн Инда существенно недостаточно изучен. На сегодняшний день в морском бассейне Инда пробурено всего 12 скважин, из которых только 3 были пробурены в глубоком море.[2] Все это были безуспешные попытки. Некоторые из этих скважин обнаружили высокие давления в миоценовом разрезе. Газопроявления и некоммерческие объемы газа также были зарегистрированы в миоценовых пластах большинства скважин.[15]

Что касается нефть система обеспокоена, наличие и эффективность резервуара и ловушки имеют низкий риск. Русловые и пластовые песчаники миоцена и Плио-плейстоцен являются хорошими потенциальными резервуарами. Обломочные породы олигоцена также могут выступать в роли пластовые породы в дистальных веерных фациях. В прибрежных водах Инда были идентифицированы четыре типа ловушек: протяженная антиклинальная тенденция опрокидывания на верхнем склоне, драпированные структуры над карбонатными банками и подводными горами эоцена, стратиграфические ловушки, образованные песками, выходящими на хребет Мюррей, и складки, связанные со сдвигом на хребте Мюррей. разломы и сланцевые диапиры.[2]

В некоторых областях наличие уплотнения может быть проблемой из-за эрозионных каналов. Материнская порода сомнительна, поскольку формация Сембар, которая является доказанным источником на суше, находится слишком глубоко в море и, скорее всего, слишком зрелая, чтобы заряжать резервуары. Палеоцен-эоценовые карбонаты могут быть потенциальными материнскими породами в прибрежном бассейне Инда. Однако это необходимо доказать как с точки зрения качества, так и количества.[2]

Рекомендации

  1. ^ а б c с. м. Шуайб (2) (1982). «Геология и углеводородный потенциал морского бассейна Инда, Пакистан: ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ЗАМЕЧАНИЯ». Бюллетень AAPG. 66. Дои:10.1306 / 03b5a363-16d1-11d7-8645000102c1865d.
  2. ^ а б c d е ж грамм час я j k л Кармайкл, S.M .; Ахтер, С .; Bennett, J.K .; Fatimi, M.A .; Hosein, K .; Jones, R.W .; Longacre, MB; Осборн, M.J .; Тозер, Р.С.Дж. (2009). «Геология и углеводородный потенциал морского бассейна Инда, Пакистан». Нефтяная геонаука. 15 (2): 107–116. Дои:10.1144/1354-079309-826.
  3. ^ Gombos, A.M .; Powell, W.G .; Нортон, И.О (1995). «Тектоническая эволюция западной Индии и ее влияние на залежи углеводородов: обзор». Осадочная геология. 96 (1–2): 119–129. Bibcode:1995SedG ... 96..119G. Дои:10.1016 / 0037-0738 (94) 00129-я.
  4. ^ а б Эдвардс, Р.А.; Minshull, T.A .; Белый, Р. (2000). «Расширение границы Индо-Аравийской плиты: хребет Мюррей». Международный геофизический журнал. 142 (2): 461–477. Bibcode:2000GeoJI.142..461E. Дои:10.1046 / j.1365-246x.2000.00163.x.
  5. ^ Gaedicke, C .; Schlüter, U.H .; Roeser, H.A. (2002). «Происхождение северной части фана Инда и хребта Мюррей в северной части Аравийского моря: интерпретация сейсмических и магнитных изображений». Тектонофизика. 355 (1–4): 127–143. Bibcode:2002Tectp.355..127G. Дои:10.1016 / с0040-1951 (02) 00137-3.
  6. ^ а б c Клифт, П.Д .; Shimizu, N .; Layne, G .; Gaedicke, C .; Schlüter, H.U .; Clark, M .; Амджад, С. (2001). «Развитие конуса Инда и его значение для истории эрозии западных Гималаев и Каракорума». Бюллетень Геологического общества Америки. 113 (8): 1039–1051. Bibcode:2001GSAB..113.1039C. Дои:10.1130 / 0016-7606 (2001) 113 <1039: dotifa> 2.0.co; 2.
  7. ^ Джексон, Дж .; McKenzie, D .; Priestley, K .; Эммерсон, Б. (2008). «Новые взгляды на строение и реологию литосферы». Журнал Геологического общества, Лондон. 165 (2): 453–465. Bibcode:2008JGSoc.165..453J. Дои:10.1144/0016-76492007-109.
  8. ^ Harms, J.C .; Cappel, H.N .; Фрэнсис, округ Колумбия (1982). «Геология и нефтяной потенциал побережья Макрана, Пакистан». Offshore South East Asia 82 Conference, Сингапур: 1–9.
  9. ^ Naini, B.R .; Талвани, М. (1983). «Структурная основа и эволюционная история континентальной окраины западной Индии». Исследования в области геологии континентальной окраины. Мемуары Американской ассоциации геологов-нефтяников. 34: 167–191.
  10. ^ Miles, P.R .; Munschy, M .; Сегуфен Дж. (1998). «Структура и ранняя эволюция Аравийского моря и Восточного Сомалийского бассейна». Международный геофизический журнал. 134 (3): 876–888. Bibcode:1998GeoJI.134..876M. Дои:10.1046 / j.1365-246x.1998.00625.x.
  11. ^ Кришна, К.С.; Gopala Rao, D .; Сар, Д. (2006). «Природа земной коры в бассейне Лакшми (14–20 ° с.ш.), западная континентальная окраина Индии». Тектоника. 25 (1): н / д. Bibcode:2006Tecto..25.1006K. Дои:10.1029 / 2004tc001747.
  12. ^ а б c Дептак, M.E .; Steffens, G.S .; Barton, M .; Пирмез, К. (2003). «Архитектура и эволюция верхних канальных поясов вееров на склоне дельты реки Нигер и в Аравийском море». Морская и нефтяная геология. 20 (6–8): 649–676. Дои:10.1016 / j.marpetgeo.2003.01.004.
  13. ^ а б Колла, В .; Coumes, F. (1987). «Морфология, внутреннее строение, сейсмическая стратиграфия и осадконакопление Фана Инда». Бюллетень AAPG. 71: 650–677. Дои:10.1306 / 94887889-1704-11d7-8645000102c1865d.
  14. ^ МакХарг, Т. (1991). Сейсмические фации, процессы и эволюция каналов внутреннего конуса конуса миоцена, подводного конуса конуса Инда. in Weimer, P. and Link, M.H. (ред.), Сейсмические фации и осадочные процессы подводных конусов веера и турбидитовых систем. Нью-Йорк, штат Нью-Йорк: Springer-Verlag. С. 403–413.
  15. ^ "ППИСОНЛАЙН" (PDF).