La influencia de la Eurasia Cenozoica

Sep 23, 2023

Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 4387 (2023) Citar este artículo

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La sucesión cenozoica del anticlinal de Jabal Hafeet produce la expresión superficial más completa de la deformación que afectó a la cuenca del antepaís de Arabia Sudoriental (SEAFB). Las rocas carbonatadas de la Formación Rus del Eoceno comprenden el núcleo del anticlinal Jabal Hafeet y albergan una red de fracturas y vetas carbonatadas asociadas con eventos dinámicos de apertura y sellado de fracturas. Estas redes de fracturas se desarrollaron durante la propagación de las tensiones de compresión desde los cinturones plegados y corridos de Makran y Zagros hacia su sistema de cuenca de antepaís (el SEAFB) y están asociadas con la convergencia Arabia-Eurasia. Las vetas de calcita cinemáticas asociadas con los eventos de plegamiento del Cenozoico en el SEAFB se fecharon mediante geocronología de carbonato U-Pb LA-ICP-MS y se caracterizaron aún más mediante la geoquímica de inclusión de fluidos Raman. Los datos de U-Pb muestran que la compresión cenozoica vinculada a la propagación del cinturón plegado y corrido de Makran en el SEAFB tuvo lugar desde c. 20 Ma (Mioceno temprano) a c. 2 Ma (Pleistoceno medio). Los datos de inclusión de fluidos Raman revelan la presencia de hidrocarburos complejos dentro de los fluidos que contienen carbonatos, lo que refleja una vía de transporte de fluidos entre las rocas del Cenozoico superior y las secuencias mesozoicas más profundas que contienen hidrocarburos. Los conjuntos de datos isotópicos y geoquímicos combinados muestran que la historia deformacional del SEAFB probablemente esté relacionada con la reactivación de estructuras profundas heredadas en la secuencia estratigráfica del Cenozoico superior debido a la propagación del estrés de campo lejano desde el cinturón de Makran hacia la península arábiga, en lugar de la propagación de una arquitectura de deformación de piel delgada.

El análisis de reconstrucción de paleoestrés es cada vez más importante, ya que se puede aplicar a un conjunto diverso de campos, incluida la exploración y explotación sostenible de recursos y estudios sobre el potencial de depósitos y sitios de almacenamiento (por ejemplo, almacenamiento de CO2 y depósitos de desechos nucleares). Una buena comprensión de la geología del subsuelo, el historial de tensiones y las redes de fallas y fracturas asociadas es clave para el análisis de paleotensión. Además, comprender el momento y la naturaleza de la historia de la deformación dentro de las cuencas de antepaís es de vital importancia para las reconstrucciones geodinámicas de los orógenos convergentes1. Las vetas de carbonato sin- y post-tectónicas que se forman en los cinturones de antepaís representan un indicador robusto para obtener tales datos, con la edad U-Pb de los cementos de carbonato y la composición geoquímica de las inclusiones fluidas que brindan información sobre el momento de la deformación-mineralización. evento, así como la composición de los fluidos originales.

La convergencia de las placas arábiga y euroasiática condujo al cierre del océano Neotethys a fines del Eoceno2 y resultó en la propagación de tensiones desde los cinturones plegados y corridos de Zagros y Makran hacia su sistema de cuencas de antepaís: la cuenca de antepaís de Arabia del sureste (o SEAFB, Fig. 1). Estos dos cinturones de plegado y corrimiento se desarrollaron uno al lado del otro en el continente euroasiático y están separados por la zona de falla transcurrente de Zendan, al este de la Península Arábiga (Fig. 1a).

(a) Modelo de elevación digital (basado en imágenes satelitales SRTM, creadas en ArcMAP 10.6.1, ESRI Spatial Analyst) del área entre Irán, Omán y Emiratos Árabes Unidos con una representación esquemática de los principales lineamientos tectónicos (adaptado de 2,3) y dominios geológicos (adaptado de 2,16) en la región. Las estrellas amarillas indican la ubicación de las edades U–Pb del carbonato de 6,7. (b) Mapa geológico esquemático de las unidades cenozoicas que afloran en el anticlinal de Jabal Hafeet cerca de la ciudad de Al Ain, que muestra la ubicación de las estaciones de medición estructural y los sitios de recolección de muestras. El mapa base consiste en una foto satelital Landsat 8 del área usando el datum geodésico WGS84.

La convergencia de las placas arábiga y euroasiática condujo al desarrollo de dos dominios tectónicos principales en el sureste de la península arábiga: el dominio del margen pasivo arábigo del Permo-Mesozoico en las montañas del norte de Omán y un dominio estructuralmente superior representado por el talud continental/sedimentos de la cuenca y Ofiolitas de Semail de las montañas de Omán Central hacia el sur (Fig. 1a). Estos dos dominios tectónicos están separados por la zona de cizallamiento de Dibba, de dirección NE-SW, que se encuentra paralela a la sintaxis del estrecho de Ormuz4, y parece haberse desarrollado como una continuación de una zona de falla transformante continente-océano. La zona de cizalla de Dibba se ha relacionado con una serie de fallas en el Golfo de Omán que separan los cinturones de colisión de Zagros de los de Makran (p. ej., la zona de cizalla de Zandan en la Fig. 1a) 4. Autores anteriores4,5 han postulado que la zona de cizalla de Dibba acomodaba progresión tectónica de la sintaxis entre los cinturones plegados y corridos de Zagros y Makran; sin embargo, aún no se ha encontrado evidencia directa.

La reciente datación U-Pb de vetas de calcita syn-cinemáticas6 ha demostrado que los carbonatos del Mesozoico tardío de las montañas del norte de Omán al NW de la zona de cizallamiento de Dibba han sufrido una evolución tectónica polifásica, que involucró un empuje de arriba hacia el oeste en c. 70 y 60 Ma y reactivación de cabalgamientos en el Mioceno (c. 13 Ma). En contraste, las edades U-Pb de las vetas de carbonato de las montañas centrales de Omán al SE de la zona de cizalla de Dibba indican una deformación relacionada con el acortamiento en c. 64, 40, 33, 22, 16, 7 y 2 Ma7. Este aparente diacronismo entre la historia de deformación de las montañas del norte y del centro de Omán probablemente se deba a los diferentes regímenes de tensión de los frentes de Zagros y del sur de Makran que se propagan hacia la península arábiga y, en consecuencia, hacia el SEAFB, y plantea interrogantes sobre el momento y el origen de la fuerzas motrices que provocaron la deformación del SEAFB8,9.

Nuestros conjuntos de datos combinados LA-ICP-MS y Raman de las vetas carbonatadas del anticlinal Jabal Hafeet (adyacente a la ciudad de Al Ain en el Emirato de Abu Dhabi, Fig. 1b) brindan restricciones sobre el origen de los fluidos que condujeron a la mineralización carbonatada. en el Eoceno temprano (c. 56 a 48 Ma8) Formación Rus, y en el momento de la deformación dentro del SEAFB en el Cenozoico. Más allá de eso, este estudio de caso sobre las vetas de carbonato del Cenozoico del SE de la Península Arábiga destaca el potencial de este enfoque conceptual y metodológico para desentrañar las historias tectónicas de múltiples fases de los promontorios orogénicos (dominados por carbonato).

Se han propuesto varios mecanismos tectónicos para explicar las fuerzas impulsoras que conducen a la formación de cuencas de antepaís, ya sea por la carga superficial frente a los prismas de acreción (es decir, topográficos) o por la carga subsuperficial (es decir, enterrada) (por ejemplo, obducción de ofiolita10). Estudios previos11,12,13,14 han sugerido que el SEAFB se desarrolló debido a la carga de flexión del margen continental fracturado subyacente por la obducción de la corteza oceánica Neo-Tethyan a finales del Cretácico15. La secuencia estratigráfica SEAFB es c. 4 km de espesor13,16 y formado en el borde de ataque de las unidades alóctonas obducidas sobre el margen pasivo árabe (Fig. 1a). La secuencia estratigráfica SEAFB comenzó con la deposición de lutitas carbonatadas del Cretácico tardío a rudstones de las formaciones Fiqa, Juwaiza y Simsima después del emplazamiento de ofiolita de Semail en c. 95,5 ± 0,5 Ma17, y finalizó con el depósito de las formaciones cenozoicas Rus, Dammam, Asmari y Fars12,18,19.

El anticlinal de Jabal Hafeet (Fig. 1b) se desarrolló dentro del SEAFB más oriental y es un pliegue periclinal de doble inmersión con vergencia este, con un eje de pliegue que se hunde c. 40°/250°, tendencia NNW–SSE durante más de c. 20 kilómetros Está dispuesto en un arreglo escalonado de pasos a la derecha junto con el anticlinal menor de Al-Ain (Fig. 1b)8. El campo de esfuerzos de compresión condujo al plegamiento y levantamiento de la estructura de Jabal Hafeet y dio como resultado la exhumación de una secuencia compleja de unidades de carbonato desde la Formación Rus del Eoceno más antigua en el núcleo hasta la Formación Fars del Mioceno más joven en el limbo oriental fallado20. La secuencia sedimentaria cenozoica expuesta que constituye la estructura de Jabal Hafeet se encuentra en la parte superior de las formaciones Umm Er Radhuma y Muthaymima del paleógeno temprano, que se desarrollaron sobre la superficie erosiva Aruma del Maastrichtiano21. Esta superficie erosiva del Cretácico tardío se desarrolló debido a la progresión hacia el oeste (orientación actual) de la protuberancia flexural durante las etapas iniciales de la obducción de la ofiolita de Semail11, y cubre los carbonatos subyacentes de la plataforma continental del Pérmico al Cretácico (Supergrupo Hajar).

Se ha discutido el momento de la deformación en la estructura de Jabal Hafeet, con las primeras etapas de compresión vistas como sincrónicas con la sedimentación de la Formación Rus a mediados del Eoceno22, o la deformación temprana interpretada como resultado de la compresión posterior al Mioceno13,20.

A escala regional, la historia estructural de las rocas del Eoceno temprano al Mioceno tardío dentro del SEAFB se ha dividido en hasta cuatro etapas principales de paleoestrés23,24. Estas historias de estrés se caracterizan por el establecimiento de regímenes tempranos de estrés de compresión con SHMAX migrando gradualmente desde una orientación E-W temprana a una orientación N-S tardía seguida de una etapa final de extensión orientada NE-SW23,24. Estos eventos tectónicos se asociaron con el desarrollo de zonas de cizalla cuyas orientaciones son consistentes con las zonas de fallas conjugadas sistemáticas N75W y N45E que controlan el flujo de fluido dentro del sótano SEAFB25. Estas zonas de cizallamiento heredadas probablemente estén vinculadas al sistema de fallas de Ediacaran Najd que se desarrolló como un conjunto de fallas transformantes continentales en respuesta a un episodio importante de extensión del Precámbrico tardío y formación de corteza continental en el extremo norte de Afro-Arabia26.

La génesis y el momento de la mineralización de carbonato observada en toda la ofiolita de las montañas centrales de Omán se han estudiado intensamente en las últimas décadas27. Sin embargo, el origen de los fluidos que llevaron a la cristalización de las vetas de carbonato dentro del SEAFB no ha atraído la misma atención. Los estudios recientes de isótopos de Sr sobre la mineralización de carbonato sincinemático del Cenozoico dentro del SEAFB han arrojado valores de 87Sr/86Sr de c. 0.7076–0.708324, que son ligeramente más radiogénicos que la firma 87Sr/86Sr del agua de mar del Cenozoico y Cretácico (c. 0.7072–0.707428). Las mismas vetas de carbonato arrojan valores de isótopos de oxígeno y carbono consistentes con una historia geodinámica de entierro-levantamiento24, lo que implica la posible participación de fluidos continentales que afectan al SEAFB durante el entierro en el Eoceno. Sin embargo, el origen de los fluidos, así como el tiempo y la evolución geodinámica del SEAFB siguen siendo un tema de debate.

El análisis estructural en este estudio del anticlinal Jabal Hafeet emplea c. 500 mediciones realizadas en fracturas y planos de corte (Fig. 2) a lo largo de la Formación Rus del Eoceno (Fig. 1b). Estas mediciones se realizaron para restringir la orientación general de los principales ejes de paleoestrés y, por lo tanto, resolver la posible historia de paleoestrés que afectó a las unidades cenozoicas SEAFB. Se recolectaron tres cementos de calcita y dolomita representativos que rellenan planos de corte compresivos (muestra JH-1), transtensivos (muestra JH-2) y extensos (muestra JH-3), respectivamente, para estudios Raman de inclusión de fluidos y datación U-Pb (Fig. 1b ; coordenadas en material complementario).

(a) Proyección stereonet de áreas iguales del hemisferio inferior de planos de corte con más de 1 mm de relleno de cemento de carbonato (N = 166, líneas negras). Los grandes círculos discontinuos rojos representan un modelo esquemático de tipo Riedel construido utilizando las principales tendencias estructurales identificadas por proyección estereográfica de estos planos de corte. Las flechas negras y verdes indican la posible orientación de las tensiones horizontales paleo-máximas (σ1) y mínimas (σ3). El gran círculo amarillo indica la orientación probable de los principales planos de corte de deslizamiento de rumbo en función de la orientación de los principales lineamientos de drenaje del anticlinal de Jabal Hafeer, los grandes círculos verdes representan la orientación de las vetas donde se han recolectado muestras. (b) Imágenes de sombreado de Jabal Hafeet basadas en el modelo de elevación digital SRTM del área que muestra la orientación del patrón de drenaje (lineamientos amarillos). ( c ) Diagrama de rosa de la orientación de los patrones de drenaje que muestra la orientación probable de las principales estructuras de deslizamiento dentro del anticlinal de Jabal Hafeet.

La muestra JH-1 se recolectó de una veta de carbonato de un centímetro de espesor dentro de un plano de corte con una orientación de 85°/252° (dirección de buzamiento/buzamiento) rellena con cemento de dolomita en silla de montar dentro de la dolomía huésped (Fig. 3), que se observó en el campo para representar uno de los primeros eventos estructurales. El plano de corte de compresión relleno por los cementos de dolomita de silla de montar en la muestra JH-1 es posterior a varios eventos de relleno de vetas, que incluyen cementos de calcita en bloque, calcita fibrosa, calcita de diente de perro y calcita drusa. La muestra JH-2 se recolectó de una veta abierta transtensiva orientada 78°/138°, y se caracteriza por la presencia de cementos de calcita en bloques prismáticos/calcita de dientes de perro centimétricos. La muestra JH-3 se recolectó de uno de los últimos eventos de corte extensivo que se desarrolló durante el levantamiento de la estructura8. Está orientado 62°/177° y está compuesto por una capa milimétrica de calcita fibrosa de res (Fig. 3).

Microfotografías de sección delgada transmitida (luz polarizada plana) de las muestras JH-1, JH2 y JH-3. CAL calcita, DOLOST roca huésped dolomía, DOL dolomita, resina RES, FIBR. CAL DE VACUNO Calcita fibrosa de vacuno.

Los conjuntos de fracturas regionales se identificaron en función de las tendencias de orientación compartidas de c. 500 fracturas medidas en cinco localidades separadas dentro de la Formación Rus (Fig. 1b, coordenadas en material complementario), y en c. 100 fallas con indicadores cinemáticos relativos medidos a lo largo de la Formación Rus (proyección de corte en material complementario). Una gran cantidad de vetas de más de 1 mm de espesor (Fig. 2) se identificaron como planos de corte29,30, y la proyección de estos planos de corte pareció converger en la misma tendencia regional después de aislar los datos por orientación y eliminar el buzamiento del lecho por estereografía. rotación alrededor del eje anticlinal de Jabal Hafeet. El evento de deformación compresiva se compone de cuatro conjuntos de características de cizalla transpresionales y compresivas orientadas c. 80°/160°, 85°/280°, 85°/250°, 80°/220°. Estos primeros conjuntos de planos de cizallamiento fueron seguidos por un enjambre generalizado más joven de c. EW golpeando cizallas extensionales conjugadas8 (proyección de fallas en material suplementario).

Se realizaron análisis Raman en inclusiones fluidas (Fig. 4a) dentro de los cristales de dolomita equant compresivos tempranos (muestra JH-1) y los cristales de calcita de diente de perro transparentes transtensivos tardíos (muestra JH-2). La adquisición de la dispersión inelástica de las inclusiones fluidas reveló una fuerte señal en la región de la banda Raman de 2800–2950 cm−1, que se correlacionan con los modos de estiramiento C–H dentro de los fluidos activos Raman en esas frecuencias (Fig. 4b).

( a ) Imagen de inclusiones fluidas de una fase (gas) y dos (gas + líquido) en la muestra JH-2. (b) Espectros Raman que muestran evidencia de la presencia de hidrocarburos dentro de las muestras JH-1 y JH-2.

Tres muestras de vetas de carbonato de la Formación Rus en el núcleo del anticlinal de Jabal Hafeet arrojan suficiente U y Pb radiogénico para determinar las fechas U-Pb. La muestra JH-1 es una veta de dolomita recolectada de la zona de daño dentro de la pared inferior de uno de los primeros planos de corte transpresivo de buzamiento pronunciado. La muestra JH-1 arroja una fecha U-Pb de 21,4 ± 2,3/2,4 Ma (MSWD = 1,20), mientras que un análisis repetido en un área más grande de la misma veta arroja una fecha de 20,6 ± 1,2/1,3 Ma (MSWD = 1,18) (Figura 5). La muestra JH-2 es una veta llena de cristales de calcita 'dientes de perro' recolectados de la zona dañada de un plano de corte de deslizamiento de rumbo con buzamiento pronunciado reactivado como una unión de fractura abierta. El cemento de calcita arroja una fecha de 8,88 ± 0,44/0,51 Ma (MSWD = 1,19) con un análisis repetido que arroja una fecha de 8,45 ± 0,61/0,65 Ma (MSWD = 1,6) (Fig. 5). La muestra JH-3 se recolectó de una veta en la zona dañada de un plano de corte normal que ha registrado múltiples eventos de corte/apertura. El segundo episodio de reactivación de cizallamiento registrado dentro de la falla normal comprende una capa de cristales de calcita de res fibrosa de color marrón. El análisis de esta capa de calcita arroja una fecha U-Pb de 1,912 ± 0,075/0,095 Ma (MSWD = 1,21) con un análisis repetido de 1,961 ± 0,086/0,11 Ma (MSWD = 1,6) (Fig. 5).

Gráficos de edad de 208Pb/206Pb frente a 238U/206Pb (espacio 86-TW) de las muestras JH-1, JH-2 y JH-3. Los mapas de concentración elemental (estroncio y uranio ppm) se superponen a las imágenes de cemento de vetas y denotan las áreas fechadas por LA-ICP-MS.

El enfoque de datación LA-ICP-MS U-Pb en este estudio emplea una técnica de mapeo que permite la adquisición simultánea de datos de elementos principales y traza. También se adquirieron elementos principales y trazas clave que son sensibles a la composición original del fluido, componentes detríticos (p. ej., Rb, Ga, V, Zn), ingreso de fluidos posformativos, cambios mineralógicos o sobreimpresión diagenética (Drost et al., 2018). . El cemento de dolomita JH-1 produce una baja concentración distintiva de bario (< c. 0,5 ppm), zinc (< c. 1 ppm) y vanadio (< c. 3 ppm) (Fig. 6). En contraste, los cementos de vetas de calcita en las muestras JH-2 y JH-3 se caracterizan por grandes secciones de los cristales que producen concentraciones muy variables de estos metales con bario hasta > 100 ppm en JH-3, y zinc hasta 1000 ppm y vanadio hasta 10 ppm en JH-2 (Fig. 6; material suplementario).

Imágenes que muestran la concentración elemental (ppm) de bario, zinc y vanadio en las muestras JH-1, JH-2 y JH-3. La ubicación de los mapas de concentración elemental se indica mediante los cuadros negros discontinuos en la Fig. 5.

Estudios recientes de modelos numéricos indican que las estilolitas son una de las principales fuentes de fluidos y vías de migración de fluidos en los carbonatos31. La Formación Rus del Eoceno presenta poca o ninguna evidencia de estilolitas8 tectónicas o de entierro, lo que plantea la pregunta sobre el origen de los fluidos carbonatados que impulsan la sobrepresión dentro de las zonas de cizallamiento en la Formación Rus. Investigaciones petrográficas e isotópicas previas sobre los cementos sincinemáticos de carbonato en todo el anticlinal de Jabal Hafeet24 han revelado una posible historia paragenética de mineralización de carbonato que comenzó con la cristalización de cementos dolomíticos en una fase de alteración diagenética de entierro, que luego fue seguida por cristalización tardía de calcitas fibrosas y en dientes de perro24. Esta secuencia diagenética implica un origen de enterramiento para los cementos dolomíticos del Mioceno temprano (cristales de dolomita en silla de montar como en la muestra JH-1) (δ18OVPDB −12‰, δ13CVPDB −1‰ ), y un origen meteórico para los cementos del Mioceno tardío y Pleistoceno (cristales prismáticos cristales de calcita fibrosa y diente de perro como en las muestras JH-2 y JH-3) (δ13CVPDB −12‰).

Las composiciones de 87Sr/86Sr de las rocas carbonatadas y los cementos a lo largo de las unidades cenozoicas del anticlinal de Jabal Hafeet exhiben valores de 0,70766 a 0,7083224, y las vetas de dolomita más tempranas arrojan los valores de δ13C más positivos y los valores de Sr menos radiogénicos de c. 0.70775. La composición media de 87Sr/86Sr de los cementos de carbonato del Cenozoico de las vetas que cortan la estructura de Jabal Hafeet es ligeramente más radiogénica (c. 0,708) que el agua de mar del Cretácico y el Cenozoico (iec 0,7072–0,707428), y es mucho más radiogénica que los fluidos derivados de un fuente máfica como la ofiolita de Semail (c. 0.70332). Sin embargo, el origen de los fluidos que condujeron a la mineralización carbonatada del Mioceno temprano dentro de la Formación Rus sigue siendo un tema de debate.

Los parámetros mecánicos (p. ej., forma molecular, velocidad de flujo y concentración de metales) y fisicoquímicos (p. ej., fuerza iónica, Eh y pH) son los principales factores que controlan la solubilidad y el transporte de iones de metales pesados33. El cemento de calcita de diente de perro en la muestra JH-2 se caracteriza por concentraciones de elementos sensibles a redox como V y Zn de hasta c. 10 y 1000 ppm respectivamente, mientras que los cementos de dolomita y calcita de res fibrosa en las muestras JH-1 y JH-3 producen concentraciones inferiores a c. 1 ppm para ambos metales pesados ​​(Fig. 6). Estas diferencias de concentración son evidencia de diferentes condiciones de Eh-pH en el momento de la cristalización o de diferentes composiciones químicas en los fluidos originales que llevaron a la cristalización de las diferentes generaciones de vetas de carbonato. Sin embargo, la muestra JH-3 también se caracteriza por concentraciones de Ba > c. 100 ppm, mientras que Ba es < c. 0,1 ppm en la muestra de dolomita JH-1. Estudios previos han observado que la solubilidad del Ba contrasta con la de los metales de transición como el V y el Zn, y aumenta en ambientes reducidos34. Estos datos no resuelven las condiciones redox durante la cristalización de la dolomita JH-1, pero implican que probablemente hubo condiciones bajas de Eh durante la cristalización de la calcita de res fibrosa JH-3. Dado que la meteorización de silicatos y sulfatos es probablemente el principal control/fuente de las concentraciones de iones de metales pesados ​​en soluciones fluidas35, es probable que la dolomita JH-1 haya cristalizado a partir de fluidos que ni se originaron ni experimentaron intercambio iónico con rocas que contienen silicatos o sulfatos.

Además de los principales picos de calcita y dolomita alrededor del c. Bandas Raman de 1080 y 1100 cm−1, el espectro Raman de inclusiones fluidas del c. Las fases de cemento de 20 y 8 Ma en la Formación Rus se caracterizan por picos menores en un estrecho intervalo espectral entre las bandas Raman de 2800–2950 cm−1. Esto indica la presencia de metano e hidrocarburos complejos en el fluido original que llevó a la cristalización de al menos los cementos tectónicos del Mioceno temprano y tardío en la Formación Rus36. Estudios previos37 han demostrado que las bandas espectrales Raman se ven afectadas por la estructura molecular de los hidrocarburos y los grupos básicos en lugar de por la concentración de carbono, y los espectros Raman de las inclusiones fluidas dentro de los primeros sistemas de vetas carbonatadas son similares a la señal de los hidrocarburos saturados CnH2n+2. Por lo tanto, los espectros Raman de las inclusiones confirman la presencia de hidrocarburos complejos además del metano durante el episodio de flujo de fluidos del Mioceno temprano.

La ausencia de transferencia de masa por difusión (es decir, vetas de estilolita) dentro de la Formación Rus del Eoceno, la presencia de hidrocarburos complejos dentro de las inclusiones fluidas y las composiciones elementales e isotópicas de Sr de las primeras vetas de carbonato (p. ej., JH-1) corroboran una fuente de fluido original. de las unidades de carbonato del Cretácico subyacentes. Las observaciones petrográficas y los datos del elemento LA-ICP-MS de la muestra JH-1 revelaron la presencia de dolomita primaria casi estequiométrica en el conjunto de vetas del Mioceno temprano (Fig. 7). Estos cristales de dolomita se caracterizan por una relación Mg/Ca constante de c. 0,45, lo que confirma modelos anteriores de Mg provenientes de fluidos de cuenca calientes (> 4500 m y c. 120°C24). En combinación, la presencia de hidrocarburos y la composición radiogénica 87Sr/86Sr de los cementos de carbonato sincinemático descartan una vía fluida entre el SEAFB y la ofiolita obducida en las montañas centrales de Omán a través de un desprendimiento de ángulo bajo2 (Fig. 8).

( a - c ) Imágenes de sección delgada de luz transmitida (polarizada en el plano) de la muestra JH-1 teñida con alizarina roja. ( d ) Relación de calcio frente a magnesio de la muestra de dolomita JH-1.

(a) Transecto sísmico orientado SW-NE a través de la estructura de Jabal Hafeet (modificado de 13, posición de la línea sísmica dada en la Fig. 1b). Líneas rojas sólidas y discontinuas que muestran la posición de las zonas de cizalla transpresivas (interpretación de 13). Las líneas verdes denotan horizontes estratigráficos entre la plataforma Mesozoica subyacente (Formación Fiqa del Cretácico Superior) y las unidades Cenozoicas suprayacentes (interpretación de 13). (b) modelo esquemático de la deformación del Cenozoico dentro del anticlinal de Jabal Hafeet causada por un plegamiento poco profundo que se une a fallas inversas profundas de alto ángulo que cortan desde el Cretácico hasta las unidades del Cenozoico. F. FM. Formación Fars, A. Fm. Formación Asmari, D. Fm. Formación Dammam, R. Fm. Formación Rus. Planos rojos sombreados que muestran la posible ubicación de las fallas transpresivas que actúan como vías para los fluidos ricos en carbonato (flechas negras discontinuas) que rellenan los planos de corte dentro de la Formación Rus. Las flechas rojas muestran la cinemática interpretada de las fallas transpresivas.

Los valores negativos de δ13C de los cementos que rellenan los últimos planos de corte24, las concentraciones bajas de V, Zn y Ba en la muestra JH-3, y las altas concentraciones de metales pesados ​​en la muestra JH-2 respaldan un escenario, al menos desde finales del Mioceno. , de condiciones redox variables y la influencia de fluidos meteóricos que transportaban iones metálicos. Es posible que los fluidos fuente hayan sufrido un intercambio iónico con material de silicato y sulfato erosionado de las ofiolitas obducidas vecinas, que se elevaron en c. 30 Ma38 y probablemente ya se estaban erosionando por encima del SEAFB39 antes de la cristalización de la calcita de la veta JH-2 en c. 8 Ma (Fig. 8).

La secuencia de carbonatos del Cenozoico de la estructura de Jabal Hafeet efectivamente no se ha metamorfoseado y se deformó dentro de los 5 km de la superficie8 y, por lo tanto, una tensión principal debe ser vertical40. Nuestro análisis de las placas de corte que deformaron la Formación Rus satisface estos criterios. También están de acuerdo con interpretaciones estructurales recientes8, que atribuyeron las características estructurales dentro de la Formación Rus a la deformación de plegamiento sintético bajo un prolongado c. Campo de tensiones compresivas ENE-WSW (Fig. 2), a diferencia de interpretaciones previas que favorecían una secuencia de diferentes paleo-tensiones que deformaban las unidades del Eoceno23,24,41. Nuestra interpretación también es consistente con el acortamiento horizontal continuo en el SEAFB que surge de la propagación de la compresión ENE-WSW desde las montañas vecinas del centro de Omán (Fig. 1a). Los modelos recientes para la evolución tectónica de las montañas centrales de Omán han empleado la termocronología de baja temperatura para limitar el momento del levantamiento. Se han detectado cuatro fases principales de levantamiento desde c. 70 a 20 Ma38, con la etapa principal de plegado y cúpula / levantamiento en las montañas centrales de Omán restringida a entre c. 40 y 20 Ma.

Sin embargo, la falta de restricciones de tiempo absolutas en el historial de deformación del SEAFB no ha permitido alcanzar un consenso general sobre el momento y el origen de la deformación en el antepaís de Arabia SE. Los primeros modelos propusieron que el plegamiento en el anticlinal de Jabal Hafeet se inició a mediados del Eoceno y terminó a principios del Mioceno22,23,42,43, mientras que las reconstrucciones tectónicas más recientes de la estructura de Jabal-Hafeet han propuesto un momento de deformación de mediados a finales del Mioceno. en el SEAFB8. Sin embargo, la evidencia más temprana de deformación dentro de la secuencia estratigráfica del Cenozoico consiste en una discordancia angular (una discordancia menor en el buzamiento del lecho de c. 10°) entre la Formación Asmari del Oligoceno y la Formación Fars del Mioceno suprayacente discordantemente, lo que implica que el plegamiento del SEAFB estuvo activo al menos por c. 20 Ma44. Esta disconformidad angular del Mioceno temprano entre las formaciones subyacentes de Asmari y Fars superpuestas se superpone en edad con la fecha U-Pb más antigua recolectada de la muestra JH-1 en un evento de cizallamiento compresivo syn-cinemático observado dentro de la Formación Rus a 20,6 ± 1,2/1,3 Ma ( muestra JH-1, Fig. 5).

Se ha interpretado que la compleja evolución del pliegue del cinturón de Zagros se desarrolló en su arco sur de Fars durante el Mioceno45, que se vio aún más restringida por la datación con circón U-Pb del vulcanismo posterior a la colisión de Arabia-Irán que comenzó en c. 15-13,5 Ma46. Por lo tanto, la falta de restricciones estratigráficas del Eoceno al Mioceno en las montañas centrales de Omán38 junto con el inicio concomitante de la colisión del Mioceno en el sur de Zagros45,47 ha llevado a que la deformación SEAFB se atribuya a la propagación del acortamiento horizontal desde Zagros2,4,13, 18,47,48.

Sin embargo, dataciones U–Pb del Mioceno medio (c. 13 Ma) obtenidas recientemente de vetas de calcita syn-cinemáticas (desplazamiento de golpe) en las montañas del norte de Omán6 y que probablemente estén asociadas con la compresión Zagros orientada N–S6,47,48,49 , aún no se han documentado ni en los dominios tectónicos del sur de las montañas del centro de Omán7 ni en el SEAFB. Por el contrario, la deformación en el cinturón de Makran comenzó en c. 23 Ma50, que es similar en edad a las edades de carbonato U-Pb de 22 ± 4 y 21,5 ± 0,5 Ma de los planos de corte de deslizamiento orientados NE-SW que se desarrollaron durante la fase de plegamiento principal en las montañas centrales de Omán7. Estas edades están dentro de la incertidumbre de la fecha de 20,6 ± 1,2/1,3 Ma U-Pb del cemento de la veta de calcita transpresional JH-1 en la Formación Rus, y esta deformación coetánea permite la correlación del acortamiento dentro del SEAFB con la propagación de c. Tensión horizontal NE-SW del cinturón de Makran.

Las dos muestras más jóvenes fechan las estructuras de corte generadas por eventos de deslizamiento de rumbo y extensión de domo en el Mioceno tardío (muestra JH-2; 8.88 ± 0.44/0.51 Ma y 8.45 ± 0.61/0.65 Ma) y Pleistoceno (muestra JH-3; 1.912 ± 0,075/0,095 Ma y 1,961 ± 0,086/0,11 Ma). Estos eventos de cizallamiento indican que el SEAFB pasó por una historia episódica de plegamiento inducido por compresión desde c. 20 Ma, que posteriormente estuvo dominado por fallas transpresivas empinadas reactivadas durante las fases posteriores de deformación extensional impulsada por la gravedad debido a la progresión del plegamiento y el domo de la estructura de Jabal Hafeet. Esta historia de deformación en el SEAFB es similar a la evolución tectónica del cinturón exterior de Makran y las montañas centrales de Omán, con todos estos dominios tectónicos que han experimentado compresión y levantamiento orientados NE-SW en 7–8 Ma y 1,5–2 Ma (7,52 , este estudio). Por lo tanto, nuestras nuevas fechas U-Pb respaldan un posible escenario geodinámico en el que el SEAFB acomodó la tensión residual de la convergencia Eurasia-Arabia dirigida N-S a lo largo del frente oriental de Makran a través de las montañas centrales de Omán (Fig. 9).

Modelo esquemático de la evolución geodinámica de la colisión Arabia-Eurasia desde principios hasta finales del Mioceno. La posición de los márgenes continentales, las zonas de subducción y las estructuras tectónicas en los cinturones de Zagros y Makran y en Irán son de 3,51. Las estructuras tectónicas en los Emiratos Árabes Unidos y Omán son de6,52,53,62. La extensión de la ofiolita de Semail en alta mar no tiene restricciones. NOM montañas del norte de Omán, COM montañas del centro de Omán, DSZ zona de cizallamiento de Dibba, NT Neotethys; la estrella roja muestra la ubicación del área de estudio.

La integración de la historia estructural anterior con las firmas isotópicas y de elementos traza de los cementos de vetas que cortan la Formación Rus nos permite imaginar un marco estructural SEAFB con planos de corte transpresivos de raíces profundas que actúan como vías preferenciales de flujo de fluidos desde el Mioceno temprano entre el Eoceno superior Formación Rus y las unidades del Cretácico que contienen petróleo debajo (Fig. 8). Los nuevos datos geoquímicos y U-Pb indican que la deformación SEAFB probablemente fue inducida por la transmisión de campo lejano de la tensión de compresión desde el cinturón de Makran a través de los dominios del interior vecinos de las montañas centrales de Omán. Por lo tanto, es posible que la falta de evidencia de estructuras inducidas por la compresión de Zagros dentro de las unidades cenozoicas del SEAFB se deba a la reactivación del deslizamiento de rumbo de la zona de cizalla de Dibba, que puede haber acomodado el campo de tensión de Zagros orientado N-S actuando como zona de escape lateral6 (Fig. 9).

Los fluidos originales de la mineralización de dolomita sin-cinemática más temprana dentro de la estructura de Jabal Hafeet se caracterizan por la presencia de hidrocarburos complejos que probablemente se originaron en planos de corte profundos que dieron origen a unidades petrolíferas del Cretácico más profundas y se reactivaron durante la deformación del Cenozoico. MAR FB.

La mineralización temprana de dolomita sin-cinemática está fechada por el método U-Pb en 20,6 ± 1,2/1,3 Ma. Esta fecha para el inicio de la deformación en el SEAFB se superpone en edad con la disconformidad desarrollada entre las formaciones Oligoceno Amman y Mioceno Fars.

La deformación posterior (mineralización de calcita sincinemática) dentro de la Formación Rus del Eoceno está fechada en c. 8,5 Ma y 1,9 Ma.

Nuestros datos de carbonato U-Pb restringen la actividad tectónica en el SEAFB desde c. 21 a c. 2 Ma y se correlacionan estrechamente con la historia tectónica similar de las montañas centrales de Omán, lo que respalda un escenario geodinámico en el que el SEAFB acomodó la tensión residual que surge de la convergencia N-S de Eurasia-Arabia a lo largo del frente oriental de Makran.

La integración de los datos geocronológicos, isotópicos y geoquímicos implica que la arquitectura de deformación del SEAFB se debió a la transmisión de campo lejano de la tensión de compresión y no implicó la propagación de la tensión a lo largo de los desprendimientos de ángulo bajo entre el SEAFB y las montañas centrales de Omán.

La falta de evidencia de estructuras inducidas por la compresión de Zagros dentro de las unidades del Cenozoico del SEAFB puede implicar que el campo de tensiones compresivo de Zagros con orientación N-S del Cenozoico tardío fue acomodado por la reactivación del deslizamiento de rumbo del Mioceno medio-tardío sinistral a lo largo de la zona de cizalla de Dibba en el , que actuaba como zona de escape lateral.

Este estudio demuestra la efectividad de la geocronología integrada y el análisis geoquímico de los cementos de carbonato sin-cinemáticos basados ​​en el mapeo de proporciones isotópicas y elementales por LA-ICP-MS que ayuda a determinar tanto la naturaleza de la composición de los fluidos originales como la edad de la mineralización de carbonato asociada con específicos. eventos de deformación.

La espectrometría Micro-Raman se llevó a cabo en la Universidad de Khalifa con un sistema WITEC ALPHA 300 RAS equipado con una fuente de láser He-Ne. El análisis se llevó a cabo utilizando luz verde de 532 nm en inclusiones fluidas monofásicas bifásicas (líquido + vapor) dentro de la muestra JH-1 y JH-2. El espectrómetro emplea dos redes conmutables manualmente (1800 y 600 R/mm) y un detector CCD (256 × 1024 píxeles) con refrigeración por circulación de aire Peltier. Se utilizó un objetivo aéreo de 100 × y el punto láser fue c. 1 micra de diámetro. La potencia del láser se controló cuidadosamente para evitar cualquier efecto de calentamiento en los cambios Raman y se utilizó una rejilla de 1800 ranuras/mm, que proporcionó una resolución espectral de c. 0,7 cm−1. Los cambios de Raman se calibraron utilizando un pico centrado en 520,7 cm−1 del sustrato de Si del estándar.

Se analizaron losas de roca pulida en montajes de epoxi de 25 mm de diámetro en busca de elementos traza y principales característicos y de isótopos de U y Pb utilizando una estrategia de formación de imágenes. Los análisis se realizaron en el Departamento de Geología, Trinity College Dublin, utilizando un sistema de ablación láser excimer ArF de 193 nm Analyte Excite de Photon Machines acoplado a un ICP-MS de cuadrupolo Agilent 7900.

La rutina general de análisis y procesamiento de datos se describe en Drost et al. (2018), mientras que los detalles específicos sobre la ablación láser y los sistemas ICP-MS se proporcionan en la Tabla complementaria 1. El procesamiento de datos se realizó en Iolite 3.654, incluido el complemento Monocle (Petrus et al., 2017). NIST614 se utilizó como material de referencia principal para normalizar tanto las composiciones elementales como los datos de U-Pb. Luego, los datos de U-Pb se combinaron en matriz utilizando el material de referencia de calcita WC-155. Una de nuestras muestras (JH1) es una veta de dolomita sparry, pero debido a la falta de un material de referencia de dolomita adecuado, el emparejamiento de matriz empleó el material de referencia de calcita WC-1. Las diferencias en el rendimiento de la ablación de la dolomita y la calcita pueden comprometer la precisión del cálculo de la edad56. Sin embargo, la aplicación de rásteres lineales (en lugar de ablaciones puntuales estáticas) minimiza el fraccionamiento en el fondo del pozo y, por lo tanto, cualquier compensación de edad relacionada. Por lo tanto, asumimos que la fecha U-Pb calculada para la veta de dolomita es precisa dentro de la incertidumbre informada.

El muestreo con láser empleó la ablación de rásteres lineales sucesivos que se compilaron en mapas de elementos, proporciones elementales y proporciones isotópicas. Para reducir el impacto del ruido de parpadeo y del muestreo secuencial de diferentes sitios de ablación durante un ciclo de integración (o barrido de masa), promediamos la señal original en cuatro (la mayoría de los experimentos; a cinco: ejecución principal FA2; Tabla complementaria 1) ciclos de integración. Esto significa que un píxel del mapa (= un segmento de tiempo) está representado por cuatro (o cinco) ciclos de integración originales. Esto da como resultado un ancho de píxel de 60 µm (integración de 4 × 500 ms = 2 s por segmento de tiempo) (ejecución principal de FA2: 45 µm; 5 × 300 ms = 1,5 s por segmento de tiempo), mientras que la altura del píxel se determina por el tamaño del punto láser de 95 µm.

Se midieron los elementos principales, secundarios y traza característicos junto con los isótopos de U y Pb. El filtrado de los datos asociados con los píxeles en los mapas se llevó a cabo mediante la aplicación de criterios geoquímicos específicos para separar los píxeles de dominios química y texturalmente diferentes. Sin embargo, la datación U-Pb de muestras de carbonato muy jóvenes (aquí JH-2 y JH-3) con µ relativamente alto (238U/204Pb) por LA-Q-ICP-MS es un desafío debido a las bajas concentraciones de Pb radiogénico en tales muestras. muestras, y debido a la sensibilidad algo limitada de los sistemas Q-ICP-MS. Por lo tanto, la no detección de isótopos de Pb, en particular 207Pb y 208Pb, requirió el uso de criterios de selección adicionales para filtrar las señales de isótopos de Pb por encima del nivel de fondo. Los detalles sobre los criterios de selección y sobre los píxeles seleccionados (que se muestran en verde) se proporcionan con las tablas de datos.

Luego, los píxeles seleccionados se agruparon en "pseudoanálisis" mediante el uso de una función de distribución acumulativa empírica (ECDF) de un canal que es adecuado para recuperar la máxima dispersión posible de los datos en diagramas de isócronas. En este estudio se utilizó la relación 207Pb/235U para la agrupación. Por lo tanto, los datos de Tera-Wasserburg pueden incluir artefactos del agrupamiento (debido a las bajas tasas de conteo en 207Pb) ya que no se aplica corrección de valores atípicos en Monocle57 y, por lo tanto, se prefieren las fechas recuperadas de las regresiones de 86-TW.

La propagación de la incertidumbre sigue las recomendaciones de 58 con las modificaciones sugeridas por 59 y se citan en 2 s (nivel de confianza del 95 %). exceso de dispersión. La segunda incertidumbre incluye además incertidumbres sistemáticas, como la incertidumbre sobre la edad de referencia de WC-1, la incertidumbre sobre la constante de desintegración de 238U y una reproducibilidad a largo plazo específica del laboratorio basada en los resultados de los materiales de control de calidad.

Los protocolos analíticos y de procesamiento de datos generales se describen en60, mientras que los detalles específicos sobre el método analítico y las condiciones operativas se brindan en la Tabla 1 complementaria. modificación (208Pbcomún/206Pbtotal versus 238U/206Pbtotal) de la concordia Tera-Wasserburg.

Las ubicaciones de adquisición de muestras y datos, las tablas de datos geoquímicos y U-Pb y la técnica analítica se proporcionan en el Material complementario.

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Esta publicación ha surgido de una investigación apoyada por: beca de investigación de Science Foundation Ireland (SFI), la Agencia de Protección Ambiental (EPA) y Geological Survey Ireland (GSI) bajo la Beca del Programa de Investigadores Número 15/IA/3024; por la Universidad Khalifa, proyecto KU RCII-2019-007 (A. Ceriani y A. Decarlis), proyecto KU CIRA-2019-203 (T. Steuber, A. Ceriani), proyecto KU CIRA-2021-048 (A. Ceriani y A. Decarlis).

Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad Khalifa de Ciencia y Tecnología, Abu Dhabi, Emiratos Árabes Unidos

Francesco Arboit, Alessandro Decarlis, Dominik Hennhoefer y Andrea Ceriani

Centro de Investigación e Innovación sobre CO2 y H2 (RICH), Universidad de Ciencia y Tecnología Khalifa, Abu Dhabi, Emiratos Árabes Unidos

Francesco Arboit, Alessandro Decarlis y Andrea Ceriani

Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Naturales, Trinity College Dublin, Dublin 2, Irlanda

Kerstin drost y david masticar

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Conceptualización manuscrita por FA y AD; recopilación de datos de muestra y de campo por parte de FA, AD y AC; análisis de datos estructurales por FA; adquisición de datos analíticos por KD y FA; investigación y redacción de datos por FA y KD; edición del manuscrito, revisión y rediseño del trabajo por parte de todos los autores.

Correspondencia a Francesco Arboit.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Reimpresiones y permisos

Arboit, F., Drost, K., Decarlis, A. et al. La influencia de la convergencia cenozoica de Eurasia-Arabia en la cuenca del antepaís del sudeste de Arabia: nuevas restricciones geocronológicas y geoquímicas de la mineralización de carbonato sin-cinemática. Informe científico 13, 4387 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31611-x

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Recibido: 17 enero 2023

Aceptado: 14 de marzo de 2023

Publicado: 16 de marzo de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-31611-x

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