Der Einfluss des känozoischen Eurasiens

Sep 23, 2023

Scientific Reports Band 13, Artikelnummer: 4387 (2023) Diesen Artikel zitieren

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Die känozoische Abfolge der Antiklinale des Jabal Hafeet liefert den vollständigsten Oberflächenausdruck der Verformung, die das Südostarabische Vorlandbecken (SEAFB) beeinflusste. Die Karbonatgesteine ​​der eozänen Rus-Formation bilden den Kern der Antiklinale von Jabal Hafeet und beherbergen ein Netzwerk von Brüchen und Karbonatadern, die mit dynamischen Bruchöffnungs- und -versiegelungsereignissen verbunden sind. Diese Bruchnetzwerke entstanden während der Ausbreitung von Druckspannungen aus den Falten- und Überschiebungsgürteln von Makran und Zagros in ihr Vorlandbeckensystem (das SEAFB) und sind mit der Konvergenz zwischen Arabien und Eurasien verbunden. Synkinematische Calcitadern, die mit den Faltungsereignissen des Känozoikums im SEAFB in Zusammenhang stehen, wurden durch U-Pb-LA-ICP-MS-Karbonat-Geochronologie datiert und durch Raman-Flüssigkeitseinschluss-Geochemie weiter charakterisiert. Die U-Pb-Daten zeigen, dass die mit der Ausbreitung des Makran-Falten- und Überschiebungsgürtels in den SEAFB verbundene känozoische Kompression ab ca. 300 v. Chr. stattgefunden hat. 20 Ma (frühes Miozän) bis ca. 2 Ma (mittleres Pleistozän). Raman-Flüssigkeitseinschlussdaten zeigen das Vorhandensein komplexer Kohlenwasserstoffe in den karbonathaltigen Ausgangsflüssigkeiten, was einen Flüssigkeitstransportweg zwischen den Gesteinen des oberen Känozoikums und tieferen kohlenwasserstoffhaltigen mesozoischen Sequenzen widerspiegelt. Kombinierte isotopische und geochemische Datensätze zeigen, dass die Deformationsgeschichte des SEAFB wahrscheinlich eher mit der Reaktivierung vererbter tiefsitzender Strukturen in der stratigraphischen Sequenz des oberen Känozoikums aufgrund der Fernfeldspannungsausbreitung vom Makran-Gürtel in die Arabische Halbinsel zusammenhängt die Ausbreitung einer dünnhäutigen Deformationsarchitektur.

Die Paläostress-Rekonstruktionsanalyse gewinnt zunehmend an Bedeutung, da sie auf eine Vielzahl von Bereichen angewendet werden kann, darunter die nachhaltige Erkundung und Nutzung von Ressourcen sowie Studien zum Potenzial von Reservoirs und Lagerstätten (z. B. CO2-Lagerung und Endlager für Atommüll). Ein gutes Verständnis der Untergrundgeologie, der Spannungsgeschichte und der damit verbundenen Bruch- und Verwerfungsnetzwerke ist für die Paläostressanalyse von entscheidender Bedeutung. Darüber hinaus ist das Verständnis des Zeitpunkts und der Art der Verformungsgeschichte in Vorlandbecken von entscheidender Bedeutung für geodynamische Rekonstruktionen konvergenter Orogene1. Syn- und posttektonische Karbonatadern, die sich in Vorlandgürteln bilden, stellen einen robusten Indikator für die Gewinnung solcher Daten dar, wobei das U-Pb-Alter der Karbonatzemente und die geochemische Zusammensetzung der Flüssigkeitseinschlüsse Informationen über den Zeitpunkt der Deformationsmineralisierung liefern Ereignis sowie die Zusammensetzung der Mutterflüssigkeiten.

Die Konvergenz der Arabischen und Eurasischen Platte führte zur Schließung des Neotethys-Ozeans im späten Eozän2 und führte zur Ausbreitung von Spannungen aus den Falten- und Überschiebungsgürteln Zagros und Makran in ihr Vorlandbeckensystem – das südostarabische Vorlandbecken (oder SEAFB, Abb. 1). Diese beiden Faltungs- und Überschiebungsgürtel entwickelten sich nebeneinander auf dem eurasischen Kontinent und werden durch die transstromige Verwerfungszone Zendan östlich der Arabischen Halbinsel getrennt (Abb. 1a).

(a) Digitales Höhenmodell (basierend auf SRTM-Satellitenbildern, erstellt in ArcMAP 10.6.1, ESRI Spatial Analyst) des Gebiets zwischen Iran, Oman und den Vereinigten Arabischen Emiraten mit einer schematischen Darstellung der wichtigsten tektonischen Linien (angepasst aus 2,3) und geologische Domänen (angepasst aus 2,16) in der Region. Gelbe Sterne zeigen den Standort des Karbonats U–Pb an, das zwischen 6 und 7 Jahren alt ist. (b) Schematische geologische Karte der känozoischen Einheiten, die in der Antiklinale des Jabal Hafeet in der Nähe der Stadt Al Ain zutage treten, mit der Lage der strukturellen Messstationen und der Probenentnahmestellen. Die Basiskarte besteht aus einem Landsat 8-Satellitenfoto des Gebiets unter Verwendung des geodätischen Datums WGS84.

Die Konvergenz der arabischen und eurasischen Platte führte zur Entwicklung von zwei tektonischen Hauptdomänen auf der südöstlichen arabischen Halbinsel: dem permo-mesozoischen arabischen passiven Randbereich in den nördlichen Oman-Bergen und einem strukturell höheren Bereich, der durch die Kontinentalhang-/Basinalsedimente repräsentiert wird Semail-Ophiolithe der zentralen Oman-Berge im Süden (Abb. 1a). Diese beiden tektonischen Domänen werden durch die von Nordosten nach Südwesten verlaufende Dibba-Scherzone getrennt, die parallel zur Syntaxis der Hormus-Straße liegt4 und sich offenbar als Fortsetzung einer Kontinent-Ozean-Transformationsstörungszone entwickelt hat. Die Dibba-Scherzone ist mit einer Reihe von Verwerfungen im gesamten Golf von Oman verbunden, die die Zagros von den Makran-Kollisionsgürteln trennen (z. B. die Zandan-Scherzone in Abb. 1a) 4. Frühere Autoren4,5 haben postuliert, dass die Dibba-Scherzone akkommodiert ist tektonischer Verlauf der Syntaxis zwischen den Falten- und Überschiebungsgürteln Zagros und Makran; Direkte Beweise müssen jedoch noch gefunden werden.

Jüngste U-Pb-Datierungen von syn-kinematischen Calcit-Adern6 haben gezeigt, dass spätmesozoische Karbonate der nördlichen Oman-Berge nordwestlich der Dibba-Scherzone eine mehrphasige tektonische Entwicklung durchlaufen haben, die eine Überschiebung von oben nach Westen bei ca. 70 und 60 Ma und Reaktivierung von Überschiebungen im Miozän (ca. 13 Ma). Im Gegensatz dazu deuten U-Pb-Alter von Karbonatadern des zentralen Oman-Gebirges bis südöstlich der Dibba-Scherzone auf eine verkürzungsbedingte Verformung bei ca. 64, 40, 33, 22, 16, 7 und 2 Ma7. Dieser offensichtliche Diachronismus zwischen der Verformungsgeschichte der nördlichen und zentralen Oman-Berge ist wahrscheinlich auf die unterschiedlichen Spannungsregime der Zagros- und südlichen Makran-Fronten zurückzuführen, die sich auf die Arabische Halbinsel und folglich in den SEAFB ausbreiten, und wirft Fragen zum Zeitpunkt und Ursprung der auf treibende Kräfte, die zur Verformung des SEAFB führten8,9.

Unsere kombinierten LA-ICP-MS- und Raman-Datensätze aus Karbonatgängen der Antiklinale Jabal Hafeet (angrenzend an die Stadt Al Ain im Emirat Abu Dhabi, Abb. 1b) liefern Einschränkungen hinsichtlich der Herkunft der Flüssigkeiten, die zur Karbonatmineralisierung führten im frühen Eozän (ca. 56 bis 48 Ma8) der Rus-Formation und zum Zeitpunkt der Verformung innerhalb des SEAFB im Känozoikum. Darüber hinaus unterstreicht diese Fallstudie zu den känozoischen Karbonatadern der südöstlichen Arabischen Halbinsel das Potenzial dieses konzeptionellen und methodischen Ansatzes zur Aufklärung der mehrphasigen tektonischen Geschichte orogener (karbonatdominierter) Vorländer.

Mehrere tektonische Mechanismen wurden vorgeschlagen, um die treibenden Kräfte zu erklären, die zur Bildung von Vorlandbecken führen, entweder durch die Oberflächenlast vor Akkretionsprismen (dh topographisch) oder durch unterirdische (dh vergrabene) Belastung (z. B. Ophiolith-Obduktion10). Frühere Studien11,12,13,14 deuten darauf hin, dass sich der SEAFB aufgrund der Biegebelastung des darunter liegenden gespaltenen Kontinentalrandes durch die Obduktion neo-tethysischer ozeanischer Kruste in der späten Kreidezeit entwickelt hat15. Die stratigraphische SEAFB-Sequenz ist ca. 4 km dick13,16 und bildete sich an der Vorderkante der obduzierten allochthonen Einheiten über dem arabischen Passivrand (Abb. 1a). Die stratigraphische SEAFB-Sequenz begann mit der Ablagerung von Karbonatschlammsteinen aus der späten Kreidezeit auf den Rudsteinen der Fiqa-, Juwaiza- und Simsima-Formationen nach der Semail-Ophiolith-Einlagerung bei ca. 95,5 ± 0,5 Ma17 und endete mit der Ablagerung der känozoischen Rus-, Dammam-, Asmari- und Fars-Formationen12,18,19.

Die Jabal-Hafeet-Antiklinale (Abb. 1b) entwickelte sich innerhalb des östlichsten SEAFB und ist eine nach Osten verlaufende, doppelt einfallende periklinale Falte mit einer Faltachse, die um ca. 40°/250°, Trendrichtung NNW–SSO seit über ca. 20 km. Es ist zusammen mit der kleinen Al-Ain-Antiklinale in einer nach rechts verlaufenden En-Echelon-Anordnung angeordnet (Abb. 1b)8. Das Druckspannungsfeld führte zur Faltung und Anhebung der Jabal-Hafeet-Struktur und führte zur Exhumierung einer komplexen Abfolge von Karbonateinheiten von der ältesten eozänen Rus-Formation im Kern bis zur jüngsten miozänen Fars-Formation am verwerften östlichen Rand20. Die freigelegte känozoische Sedimentabfolge, die die Jabal Hafeet-Struktur ausmacht, liegt auf den frühpaläogenen Umm Er Radhuma- und Muthaymima-Formationen, die sich über der maastrichtischen Aruma-Erosionsoberfläche entwickelten21. Diese Erosionsoberfläche aus der späten Kreidezeit entwickelte sich aufgrund der Weiterentwicklung des Biegevorwölbes nach Westen (heutige Ausrichtung) während der Anfangsstadien der Obduktion des Semail-Ophioliths11 und bedeckt die darunter liegenden Karbonate des Kontinentalschelfs aus der Perm- bis Kreidezeit (Hajar-Supergruppe).

Der Zeitpunkt der Verformung in der Jabal-Hafeet-Struktur ist umstritten, wobei die frühen Stadien der Kompression als synchron mit der Sedimentation der Rus-Formation im mittleren Eozän angesehen werden22 oder die frühe Verformung als Ergebnis der Kompression nach dem Miozän interpretiert wird13,20.

Auf regionaler Ebene wurde die Strukturgeschichte der Gesteine ​​des frühen Eozäns bis zum späten Miozän innerhalb des SEAFB in bis zu vier Hauptstadien der Paläobelastung unterteilt23,24,. Diese Spannungsverläufe sind durch das Einsetzen früher Druckspannungsregime gekennzeichnet, wobei SHMAX allmählich von einer frühen E-W-Ausrichtung zu einer späten N-S-Ausrichtung wandert, gefolgt von einem abschließenden NE-SW-orientierten Dehnungsstadium23,24. Diese tektonischen Ereignisse waren mit der Entwicklung von Scherzonen verbunden, deren Ausrichtung mit den systematischen konjugierten Verwerfungszonen N75W und N45E übereinstimmt, die den Flüssigkeitsfluss im SEAFB-Keller kontrollieren25. Diese vererbten Scherzonen stehen wahrscheinlich im Zusammenhang mit dem Ediacaran-Najd-Verwerfungssystem, das sich als eine Reihe kontinentaler Transformationsstörungen als Reaktion auf eine große Episode der späten präkambrischen Ausdehnung und kontinentalen Krustenbildung im nördlichsten Afro-Arabien entwickelte26.

Die Entstehung und der Zeitpunkt der Karbonatmineralisierung im gesamten Ophiolith des zentralen Oman-Gebirges wurden in den letzten Jahrzehnten intensiv untersucht27. Der Ursprung der Flüssigkeiten, die zur Kristallisation der Karbonatadern innerhalb des SEAFB führten, hat jedoch nicht die gleiche Aufmerksamkeit erregt. Jüngste Sr-Isotopenstudien an der synkinematischen Karbonatmineralisierung des Känozoikums innerhalb des SEAFB haben 87Sr/86Sr-Werte von ca. 0,7076–0,708324, die etwas radiogener sind als die 87Sr/86Sr-Signatur des känozoischen und kreidezeitlichen Meerwassers (ca. 0,7072–0,707428). Dieselben Karbonatadern liefern Sauerstoff- und Kohlenstoffisotopenwerte, die mit einer geodynamischen Geschichte der Verschüttung und Hebung übereinstimmen24, was auf die mögliche Beteiligung kontinentaler Flüssigkeiten schließen lässt, die den SEAFB während der Vergrabung im Eozän beeinflussen. Der Ursprung der Flüssigkeiten sowie der Zeitpunkt und die geodynamische Entwicklung des SEAFB sind jedoch immer noch umstritten.

Die Strukturanalyse in dieser Studie der Antiklinale von Jabal Hafeet verwendet c. 500 Messungen an Brüchen und Scherflächen (Abb. 2) in der gesamten eozänen Rus-Formation (Abb. 1b). Diese Messungen wurden durchgeführt, um die allgemeine Ausrichtung der wichtigsten Paläostress-Achsen einzuschränken und so die mögliche Paläostress-Geschichte aufzuklären, die sich auf die känozoischen SEAFB-Einheiten auswirkte. Drei repräsentative Calcit- und Dolomitzemente, die kompressive (Probe JH-1), transtensive (Probe JH-2) bzw. ausgedehnte (Probe JH-3) Scherebenen füllen, wurden für Raman-Studien mit Flüssigkeitseinschlüssen und U-Pb-Datierungen gesammelt (Abb. 1b). ; Koordinaten im Zusatzmaterial).

(a) Flächengleiche Stereonetzprojektion von Scherebenen in der unteren Hemisphäre mit mehr als 1 mm Karbonatzementfüllung (N = 166, schwarze Linien). Die rot gestrichelten Großkreise stellen ein schematisches Riedel-Modell dar, das unter Verwendung der wichtigsten Strukturtrends erstellt wurde, die durch stereografische Projektion dieser Scherebenen identifiziert wurden. Schwarze und grüne Pfeile zeigen die mögliche Ausrichtung der paläomaximalen (σ1) und minimalen (σ3) horizontalen Spannungen an. Der gelbe Großkreis zeigt die wahrscheinliche Ausrichtung der Hauptscherungsebenen basierend auf der Ausrichtung der Hauptentwässerungslinien der Antiklinale von Jabal Hafeer an. Grüne Großkreise stellen die Ausrichtung der Adern dar, in denen Proben entnommen wurden. (b) Hügelschattenbild von Jabal Hafeet basierend auf dem digitalen SRTM-Höhenmodell des Gebiets, das die Ausrichtung des Entwässerungsmusters zeigt (gelbe Linien). (c) Rosendiagramm der Ausrichtung der Entwässerungsmuster, das die wahrscheinliche Ausrichtung der wichtigsten Strike-Slip-Strukturen innerhalb der Antiklinale von Jabal Hafeet zeigt.

Die Probe JH-1 wurde aus einem zentimeterdicken Karbonatgang innerhalb einer Scherebene mit einer Ausrichtung von 85°/252° (Neigung/Neigungsrichtung) entnommen, die mit Satteldolomitzement im Wirtsdolostein gefüllt war (Abb. 3), was beobachtet wurde Das Feld soll eines der frühesten strukturellen Ereignisse darstellen. Die durch die Sattel-Dolomitzemente in Probe JH-1 ausgefüllte Druckscherebene ist durch mehrere Erzgangfüllungsereignisse nachdatiert, zu denen blockiger Calcit, faseriger Calcit, Dog-Tooth-Calcit und Drusy-Calcit-Zemente gehören. Die Probe JH-2 wurde aus einem transtensiven offenen Erzgang mit einer Ausrichtung von 78°/138° entnommen und zeichnet sich durch das Vorhandensein von prismatischem blockigem Calcit/Zentimeter-Hundezahn-Calcitzementen aus. Die Probe JH-3 wurde bei einem der jüngsten Dehnungsscherereignisse entnommen, die während der Hebung der Struktur auftraten8. Es hat eine Ausrichtung von 62°/177° und besteht aus einer millimetergroßen Schicht faserigen Rinderkalzits (Abb. 3).

Durchlicht-Mikrofotografien (planpolarisiertes Licht) der Proben JH-1, JH2 und JH-3. CAL-Kalzit, DOLOST-Wirtsgestein Dolomitstein, DOL-Dolomit, RES-Harz, FIBR. BEEF CAL faseriger Rindercalcit.

Regionale Fraktursätze wurden auf der Grundlage gemeinsamer Orientierungstrends aus dem Jahr ca. identifiziert. 500 Brüche, gemessen an fünf verschiedenen Orten innerhalb der Rus-Formation (Abb. 1b, Koordinaten im Zusatzmaterial) und auf c. 100 Verwerfungen mit relativen kinematischen Indikatoren, gemessen in der gesamten Rus-Formation (Scherprojektion im Zusatzmaterial). Eine große Anzahl von Adern mit einer Dicke von mehr als 1 mm (Abb. 2) wurde als Scherebenen identifiziert29,30, und die Projektion dieser Scherebenen schien nach der Isolierung der Daten anhand der Ausrichtung und der Entfernung der Neigung der Schichtung mittels Stereographie auf den gleichen regionalen Trend zu konvergieren Rotation um die Antiklinalachse von Jabal Hafeet. Das Kompressionsverformungsereignis besteht aus vier Sätzen von transpressionalen und kompressiven Schermerkmalen, die c ausgerichtet sind. 80°/160°, 85°/280°, 85°/250°, 80°/220°. Diesen frühesten Gruppen von Scherflächen folgte ein jüngerer, allgegenwärtiger Schwarm von ca. EW auffällige konjugierte Dehnungsscheren8 (Fehlerprojektion im Ergänzungsmaterial).

Eine Raman-Analyse wurde an Flüssigkeitseinschlüssen (Abb. 4a) in den frühen kompressiven gleichwertigen Dolomitkristallen (Probe JH-1) und den späten transtensiven klaren Dog-tooth-Calcitkristallen (Probe JH-2) durchgeführt. Die Erfassung der inelastischen Streuung der Flüssigkeitseinschlüsse ergab ein starkes Signal im Raman-Bandbereich von 2800–2950 cm−1, das mit CH-Streckschwingungsmoden in Raman-aktiven Flüssigkeiten bei diesen Frequenzen korreliert (Abb. 4b).

(a) Bild von Flüssigkeitseinschlüssen in einer (Gas) und zwei Phasen (Gas + Flüssigkeit) in der Probe JH-2. (b) Raman-Spektren, die Hinweise auf das Vorhandensein von Kohlenwasserstoffen in den Proben JH-1 und JH-2 zeigen.

Drei Karbonatgangproben aus der Rus-Formation im Kern der Antiklinale von Jabal Hafeet liefern ausreichend U und radiogenes Pb für die Bestimmung von U-Pb-Daten. Bei der Probe JH-1 handelt es sich um einen Dolomitgang, der aus der Schadenszone im Liegenden einer der frühesten steil einfallenden transpressiven Scherflächen entnommen wurde. Probe JH-1 ergibt ein U-Pb-Datum von 21,4 ± 2,3/2,4 Ma (MSWD = 1,20), während eine wiederholte Analyse auf einem größeren Gebiet desselben Erzgangs ein Datum von 20,6 ± 1,2/1,3 Ma (MSWD = 1,18) ergibt. (Abb. 5). Bei der Probe JH-2 handelt es sich um einen Gang, der mit „Hundezahn“-Kalzitkristallen gefüllt ist, die aus der Schadenszone einer steil abfallenden Streich-Gleit-Scherebene stammen, die als offene Bruchfuge reaktiviert wurde. Der Calcitzement ergibt ein Datum von 8,88 ± 0,44/0,51 Ma (MSWD = 1,19), wobei eine wiederholte Analyse ein Datum von 8,45 ± 0,61/0,65 Ma (MSWD = 1,6) ergibt (Abb. 5). Die Probe JH-3 wurde aus einem Erzgang in der Schadenszone einer normalen Scherungsebene entnommen, die mehrere Scherungs-/Öffnungsereignisse verzeichnete. Die zweite Episode der Scherreaktivierung, die innerhalb der normalen Verwerfung aufgezeichnet wurde, umfasst eine Schicht brauner faseriger Kalzitkristalle. Die Analyse dieser Calcitschicht ergibt ein U-Pb-Datum von 1,912 ± 0,075/0,095 Ma (MSWD = 1,21) mit einer Wiederholungsanalyse von 1,961 ± 0,086/0,11 Ma (MSWD = 1,6) (Abb. 5).

208Pb/206Pb vs. 238U/206Pb-Altersdiagramme (86-TW-Raum) der Proben JH-1, JH-2 und JH-3. Die Elementkonzentrationskarten (Strontium und Uran ppm) werden den Aderzementbildern überlagert und geben die durch LA-ICP-MS datierten Gebiete an.

Der LA-ICP-MS-U-Pb-Datierungsansatz in dieser Studie verwendet eine Kartierungstechnik, die die gleichzeitige Erfassung von Haupt- und Spurenelementdaten ermöglicht. Es wurden auch wichtige Haupt- und Spurenelemente erfasst, die empfindlich auf die ursprüngliche Flüssigkeitszusammensetzung, Detritalkomponenten (z. B. Rb, Ga, V, Zn), postformationelle Flüssigkeitseinbrüche, mineralogische Veränderungen oder diagenetische Überprägung reagieren (Drost et al., 2018). . Dolomitzement JH-1 weist eine auffallend niedrige Konzentration an Barium (< ca. 0,5 ppm), Zink (< ca. 1 ppm) und Vanadium (< ca. 3 ppm) auf (Abb. 6). Im Gegensatz dazu zeichnen sich die Calcitgangzemente in den Proben JH-2 und JH-3 dadurch aus, dass große Abschnitte der Kristalle sehr variable Konzentrationen dieser Metalle ergeben, wobei Barium bis zu > 100 ppm in JH-3 und Zink bis zu 1000 ppm beträgt Vanadium bis zu 10 ppm in JH-2 (Abb. 6; Ergänzungsmaterial).

Bilder, die die Elementkonzentration (ppm) von Barium, Zink und Vanadium in den Proben JH-1, JH-2 und JH-3 zeigen. Die Lage der Elementkonzentrationskarten ist in Abb. 5 durch die schwarzen gestrichelten Kästchen gekennzeichnet.

Jüngste numerische Modellierungsstudien zeigen, dass Stylolithe eine der Hauptflüssigkeitsquellen und Flüssigkeitsmigrationswege in Karbonaten sind31. Die eozäne Rus-Formation weist kaum oder gar keine Hinweise auf Verschüttungen oder tektonische Stylolithe8 auf, was die Frage nach dem Ursprung der Karbonatflüssigkeiten aufwirft, die den Überdruck innerhalb der Scherzonen in der Rus-Formation auslösen. Frühere petrographische und isotopische Untersuchungen der synkinematischen Karbonatzemente im gesamten Jabal Hafeet-Antiklinal24 haben eine mögliche paragenetische Geschichte der Karbonatmineralisierung aufgedeckt, die mit der Kristallisation dolomitischer Zemente in einer Phase der diagenetischen Vergrabungsveränderung begann, auf die dann eine späte Kristallisation folgte Faser- und Eselszahnkalzite24. Diese diagenetische Abfolge impliziert einen vergrabenen Ursprung für die frühmiozänen dolomitischen Zemente (Satteldolomitkristalle wie in Probe JH-1) (δ18OVPDB −12‰, δ13CVPDB −1‰) und einen meteorischen Ursprung für die spätmiozänen und pleistozänen Zemente (prismatisch). Eselszahn- und faserige Calcitkristalle wie in den Proben JH-2 und JH-3) (δ13CVPDB −12‰).

Die 87Sr/86Sr-Zusammensetzungen der Karbonatgesteine ​​und Zemente in den känozoischen Einheiten der Antiklinale von Jabal Hafeet weisen Werte von 0,70766 bis 0,7083224 auf, wobei die frühesten Dolomitadern die positivsten δ13C-Werte und die am wenigsten radiogenen Sr-Werte von ca. 0,70775. Die mittlere 87Sr/86Sr-Zusammensetzung der känozoischen Karbonatzemente aus den Adern, die die Jabal-Hafeet-Struktur durchschneiden, ist etwas radiogener (ca. 0,708) als Meerwasser aus der Kreidezeit und dem Känozoikum (IEC 0,7072–0,707428) und viel radiogener als Flüssigkeiten, die aus a stammen mafische Quelle wie der Semail-Ophiolith (ca. 0,70332). Der Ursprung der Flüssigkeiten, die zur Karbonatmineralisierung im frühen Miozän in der Rus-Formation führten, ist jedoch immer noch umstritten.

Mechanische (z. B. Molekülform, Fließgeschwindigkeit und Metallkonzentration) und physikochemische (z. B. Ionenstärke, Eh und pH) Parameter sind die Hauptfaktoren, die die Löslichkeit und den Transport von Schwermetallionen steuern33. Der Hundezahn-Calcitzement in Probe JH-2 zeichnet sich durch Konzentrationen redoxempfindlicher Elemente wie V und Zn von bis zu c aus. 10 bzw. 1000 ppm, wohingegen die Dolomit- und faserigen Rindercalcitzemente in den Proben JH-1 und JH-3 Konzentrationen von weniger als ca. 1 ppm für beide Schwermetalle (Abb. 6). Diese Konzentrationsunterschiede sind entweder ein Beweis für unterschiedliche Eh-pH-Bedingungen zum Zeitpunkt der Kristallisation oder für unterschiedliche chemische Zusammensetzungen in den Ausgangsflüssigkeiten, die zur Kristallisation der verschiedenen Generationen von Carbonatadern führten. Probe JH-3 zeichnet sich jedoch auch durch Ba-Konzentrationen > c aus. 100 ppm, während Ba < c ist. 0,1 ppm in der JH-1-Dolomitprobe. Frühere Studien haben beobachtet, dass die Löslichkeit von Ba im Gegensatz zu der von Übergangsmetallen wie V und Zn steht und in reduzierten Umgebungen zunimmt34. Diese Daten klären die Redoxbedingungen während der Kristallisation des JH-1-Dolomits nicht auf, deuten jedoch darauf hin, dass während der Kristallisation des faserigen Rinderkalzits JH-3 wahrscheinlich niedrige Eh-Bedingungen herrschten. Da Silikat- und Sulfatverwitterung wahrscheinlich die primäre Kontrolle/Quelle für die Konzentrationen von Schwermetallionen in flüssigen Lösungen sind35, ist es wahrscheinlich, dass der JH-1-Dolomit aus Flüssigkeiten kristallisierte, die weder entstanden sind noch einen Ionenaustausch mit silikat- oder sulfathaltigen Gesteinen erfahren haben.

Zusätzlich zu den großen Calcit- und Dolomitgipfeln rund um das Jahr c. 1080 und 1100 cm−1 Raman-Banden, das Raman-Spektrum von Flüssigkeitseinschlüssen aus dem ca. 20 und 8 Ma lange Zementphasen in der Rus-Formation sind durch kleinere Peaks in einem schmalen Spektralintervall zwischen den Raman-Banden von 2800–2950 cm−1 gekennzeichnet. Dies weist auf das Vorhandensein von Methan und komplexen Kohlenwasserstoffen in der ursprünglichen Flüssigkeit hin, die zur Kristallisation zumindest der tektonischen Zemente des frühen und späten Miozäns in der Rus-Formation führten36. Frühere Studien37 haben gezeigt, dass Raman-Spektralbänder eher von der Molekülstruktur und den Basengruppen der Kohlenwasserstoffe als von der Kohlenstoffkonzentration beeinflusst werden, und die Raman-Spektren von Flüssigkeitseinschlüssen in den frühen Carbonatadersystemen ähneln dem Signal von CnH2n+2-gesättigten Kohlenwasserstoffen. Somit bestätigen die Raman-Spektren der Einschlüsse das Vorhandensein komplexer Kohlenwasserstoffe zusätzlich zu Methan während der Fluidströmungsepisode im frühen Miozän.

Das Fehlen eines diffusiven Massentransfers (z. B. Stylolithnähte) innerhalb der eozänen Rus-Formation, das Vorhandensein komplexer Kohlenwasserstoffe in den Flüssigkeitseinschlüssen und die Element- und Sr-Isotopenzusammensetzung der frühesten Karbonatadern (z. B. JH-1) bestätigen eine Mutterflüssigkeitsquelle aus den zugrunde liegenden kreidezeitlichen Karbonateinheiten. Petrographische Beobachtungen und LA-ICP-MS-Elementdaten der Probe JH-1 zeigten das Vorhandensein von nahezu stöchiometrischem Primärdolomit in der Adergruppe des frühen Miozäns (Abb. 7). Diese Dolomitkristalle zeichnen sich durch ein konstantes Mg/Ca-Verhältnis von ca. 0,45, was frühere Modelle der Mg-Quelle aus heißen Beckenflüssigkeiten (> 4500 m und ca. 120 °C24) bestätigt. Zusammengenommen schließen das Vorhandensein von Kohlenwasserstoffen und die radiogene 87Sr/86Sr-Zusammensetzung der synkinematischen Carbonatzemente einen Flüssigkeitsweg zwischen dem SEAFB und dem obduzierten Ophiolith im zentralen Oman-Gebirge über eine Ablösung mit geringem Winkel aus2 (Abb. 8).

(a–c) Durchlicht-Dünnschnittbilder (ebenenpolarisiertes Licht) der mit rotem Alizarin gefärbten Probe JH-1. (d) Calcium-zu-Magnesium-Verhältnis der Dolomitprobe JH-1.

(a) SW-NE-orientierter seismischer Transekt über die Jabal Hafeet-Struktur (modifiziert nach 13, Position der seismischen Linie in Abb. 1b angegeben). Durchgezogene und gestrichelte rote Linien zeigen die Position transpressiver Scherzonen (Interpretation aus 13). Grüne Linien kennzeichnen stratigraphische Horizonte zwischen der darunter liegenden mesozoischen Plattform (Oberkreide-Fiqa-Formation) und den darüber liegenden känozoischen Einheiten (Interpretation aus 13). (b) schematisches Modell der känozoischen Verformung innerhalb der Antiklinale von Jabal Hafeet, die durch flache Faltungen verursacht wird, die mit tiefen umgekehrten Verwerfungen mit hohem Winkel verbunden sind, die von der Kreidezeit in die känozoischen Einheiten schneiden. F. Fm. Fars Formation, A. Fm. Asmari-Formation, D. Fm. Dammam-Formation, R. Fm. Rus-Formation. Schattierte rote Ebenen zeigen die mögliche Lage der transpressiven Verwerfungen, die als Wege für die karbonatreichen Flüssigkeiten (gestrichelte schwarze Pfeile) dienen, die die Scherebenen innerhalb der Rus-Formation füllen. Rote Pfeile zeigen die interpretierte Kinematik der transpressiven Störungen.

Die negativen δ13C-Werte der Zemente, die die späteren Scherebenen füllen24, die niedrigen V-, Zn- und hohen Ba-Konzentrationen in Probe JH-3 und die hohen Schwermetallkonzentrationen in Probe JH-2 stützen ein Szenario, das zumindest seit dem späten Miozän existiert , von variablen Redoxbedingungen und dem Einfluss meteorischer Flüssigkeiten, die Metallionen transportierten. Es ist möglich, dass die Quellflüssigkeiten einen Ionenaustausch mit verwittertem Silikat- und Sulfatmaterial aus den benachbarten obduzierten Ophiolithen durchliefen, die bei ca. 300 v. Chr. angehoben wurden. 30 Ma38 und waren wahrscheinlich bereits oberhalb des SEAFB39 erodiert, bevor der Calcit der Ader JH-2 bei ca. 30 Ma38 kristallisierte. 8 Ma (Abb. 8).

Die känozoische Karbonatsequenz der Jabal-Hafeet-Struktur ist praktisch unverwandt und wurde innerhalb von 5 km von der Oberfläche verformt8, und daher muss eine Hauptspannung vertikal sein40. Unsere Analyse der Scherplatten, die die Rus-Formation deformiert haben, erfüllt diese Kriterien. Sie stimmen auch mit neueren Strukturinterpretationen8 überein, die die Strukturmerkmale innerhalb der Rus-Formation auf eine syn-Faltungsverformung unter einem langwierigen c zurückführen. ENE-WSW-Druckspannungsfeld (Abb. 2), im Gegensatz zu früheren Interpretationen, die eine Abfolge verschiedener Paläospannungen befürworteten, die die Eozän-Einheiten verformten23,24,41. Unsere Interpretation stimmt auch mit der kontinuierlichen horizontalen Verkürzung des SEAFB überein, die sich aus der Ausbreitung der ENE-WSW-Kompression aus den benachbarten Bergen im zentralen Oman ergibt (Abb. 1a). Neuere Modelle zur tektonischen Entwicklung der zentralen Oman-Berge nutzen die Tieftemperatur-Thermochronologie, um den Zeitpunkt der Hebung einzuschränken. Vier Hauptauftriebsphasen wurden ab c. 70 bis 20 Ma38, wobei die Hauptfaltungs- und Wölbungs-/Hebungsphase in den zentralen Oman-Bergen auf ca. 70 bis 20 Ma38 beschränkt ist. 40 und 20 Ma.

Das Fehlen absoluter Zeitbeschränkungen für die SEAFB-Verformungsgeschichte hat es jedoch nicht ermöglicht, einen allgemeinen Konsens über den Zeitpunkt und den Ursprung der Verformung im südöstlichen arabischen Vorland zu erzielen. Frühe Modelle legten nahe, dass die Faltung in der Jabal-Hafeet-Antiklinale im mittleren Eozän begann und im frühen Miozän endete22,23,42,43, während neuere tektonische Rekonstruktionen der Jabal-Hafeet-Struktur auf einen Zeitpunkt der Verformung im mittleren bis späten Miozän schließen lassen im SEAFB8. Der früheste Hinweis auf eine Deformation innerhalb der stratigraphischen Abfolge des Känozoikums besteht jedoch in einer Winkeldiskordanz (eine geringfügige Diskordanz der Bettungsneigung von ca. 10°) zwischen der oligozänen Asmari-Formation und der darüber liegenden, diskordant miozänen Fars-Formation, was auf eine Faltung des SEAFB schließen lässt war mindestens um ca. 20 Ma44. Diese frühe miozäne Winkeldiskordanz zwischen der darunter liegenden Asmari- und der darüber liegenden Fars-Formation überschneidet sich altersmäßig mit dem ältesten U-Pb-Datum, das aus der Probe JH-1 bei einem synkinematischen kompressiven Scherereignis gewonnen wurde, das innerhalb der Rus-Formation vor 20,6 ± 1,2/1,3 Ma beobachtet wurde ( Probe JH-1, Abb. 5).

Es wurde interpretiert, dass sich die komplexe Faltenentwicklung des Zagros-Gürtels in seinem südlichen Fars-Bogen während des Miozäns entwickelt hat45, was durch die U-Pb-Zirkon-Datierung des Arabien-Iran-Postkollisionsvulkanismus, der um ca. 1800 begann, weiter eingeschränkt wurde. 15–13,5 Ma46. Das Fehlen stratigraphischer Einschränkungen zwischen Eozän und Miozän im zentralen Oman-Gebirge38 zusammen mit dem damit einhergehenden miozänen Beginn der Kollision im südlichen Zagros45,47 hat dazu geführt, dass die SEAFB-Verformung auf die Ausbreitung einer horizontalen Verkürzung vom Zagros2,4,13 zurückgeführt wird. 18,47,48.

Kürzlich wurden jedoch U-Pb-Daten aus dem mittleren Miozän (ca. 13 Ma) aus syn-kinematischen (Strike-Slip) Calcit-Adern im nördlichen Oman-Gebirge gewonnen6, die wahrscheinlich mit der N-S-orientierten Zagros-Kompression in Zusammenhang stehen6,47,48,49 , müssen bisher weder in den südlichen tektonischen Domänen der zentralen Oman-Berge7 noch im SEAFB dokumentiert werden. Im Gegensatz dazu begann die Verformung im Makran-Gürtel um c. 23 Ma50, was im Alter den 22 ± 4 und 21,5 ± 0,5 Ma U-Pb-Karbonataltern aus NE-SW-orientierten Streich-Gleit-Scherebenen ähnelt, die sich während der Hauptfaltungsphase im zentralen Oman-Gebirge entwickelten7. Dieses Alter liegt innerhalb der Unsicherheit des 20,6 ± 1,2/1,3 Ma U-Pb-Datums aus dem JH-1 transpressionalen Calcitgangzement in der Rus-Formation, und diese gleichzeitige Verformung ermöglicht eine Korrelation der Verkürzung innerhalb des SEAFB mit der Ausbreitung von ca. NE-SW-Horizontalspannung vom Makran-Gürtel.

Die beiden jüngsten Proben datieren Scherstrukturen, die durch Strike-Slip- und Doming-Extension-Ereignisse im späten Miozän (Probe JH-2; 8,88 ± 0,44/0,51 Ma und 8,45 ± 0,61/0,65 Ma) und im Pleistozän (Probe JH-3; 1,912) erzeugt wurden ± 0,075/0,095 Ma und 1,961 ± 0,086/0,11 Ma). Diese Scherereignisse deuten darauf hin, dass der SEAFB seit ca. 20 Ma, das anschließend von steilen transpressiven Verwerfungen dominiert wurde, die in nachfolgenden Phasen schwerkraftbedingter Dehnungsverformung aufgrund des Fortschreitens der Faltung und Wölbung der Jabal-Hafeet-Struktur reaktiviert wurden. Diese Verformungsgeschichte im SEAFB ähnelt der tektonischen Entwicklung des äußeren Makran-Gürtels und des zentralen Oman-Gebirges, wobei alle diese tektonischen Bereiche bei 7–8 Ma und 1,5–2 Ma eine nordost-südwestliche Kompression und Hebung erfahren haben (7,52). , diese Studie). Somit unterstützen unsere neuen U-Pb-Daten ein mögliches geodynamisches Szenario, bei dem der SEAFB Restspannungen aus der N-S-gerichteten Eurasien-Arabien-Konvergenz entlang der östlichen Makran-Front durch die zentralen omanischen Berge aufnahm (Abb. 9).

Schematisches Modell der geodynamischen Entwicklung der Arabien-Eurasien-Kollision vom frühen bis zum späten Miozän. Die Lage der Kontinentalränder, Subduktionszonen und der tektonischen Strukturen im Zagros- und Makran-Gürtel sowie im Iran stammen aus3,51. Tektonische Strukturen in den Vereinigten Arabischen Emiraten und im Oman stammen aus 6,52,53,62. Die Ausdehnung des Offshore-Semail-Ophioliths ist unbegrenzt. NOM nördliches Oman-Gebirge, COM zentrales Oman-Gebirge, DSZ Dibba-Scherzone, NT Neotethys; Der rote Stern zeigt den Standort des Untersuchungsgebiets an.

Durch die Integration der obigen Strukturgeschichte mit den Isotopen- und Spurenelementsignaturen der Adernzemente, die die Rus-Formation durchschneiden, können wir uns ein SEAFB-Strukturgerüst mit tief verwurzelten transpressiven Scherebenen vorstellen, die seit dem frühen Miozän zwischen dem oberen Eozän als bevorzugte Fluidströmungswege fungieren Rus-Formation und die ölführenden Kreideeinheiten darunter (Abb. 8). Die neuen U-Pb- und geochemischen Daten deuten darauf hin, dass die SEAFB-Verformung wahrscheinlich durch die Fernfeldübertragung von Druckspannungen vom Makran-Gürtel über die benachbarten Hinterlandgebiete der zentralen omanischen Berge induziert wurde. Es ist daher möglich, dass der Mangel an Beweisen für Strukturen, die durch die Zagros-Kompression in den känozoischen Einheiten des SEAFB hervorgerufen werden, auf die Streik-Rutsch-Reaktivierung der Dibba-Scherzone zurückzuführen ist, die das N-S-orientierte Zagros-Spannungsfeld durch Einwirkung aufgenommen haben könnte als seitliche Fluchtzone6 (Abb. 9).

Die Ausgangsflüssigkeiten der frühesten synkinematischen Dolomitmineralisierung innerhalb der Jabal-Hafeet-Struktur zeichnen sich durch das Vorhandensein komplexer Kohlenwasserstoffe aus, die wahrscheinlich aus tiefliegenden Scherebenen stammen, die tiefere ölhaltige Einheiten aus der Kreidezeit hervorbrachten, und während der känozoischen Deformation reaktiviert wurden SEAFB.

Die frühe synkinematische Dolomitmineralisierung wird mit der U-Pb-Methode auf 20,6 ± 1,2/1,3 Ma datiert. Dieses Datum für den Beginn der Verformung im SEAFB überschneidet sich altersmäßig mit der Diskordanz, die sich zwischen den oligozänen Amman- und miozänen Fars-Formationen entwickelt hat.

Nachfolgende Verformungen (synkinematische Calcitmineralisierung) innerhalb der eozänen Rus-Formation werden auf ca. 8,5 Ma und 1,9 Ma.

Unsere U-Pb-Carbonat-Daten begrenzen die tektonische Aktivität im SEAFB von ca. 21 bis c. 2 Ma und korrelieren eng mit der ähnlichen tektonischen Geschichte der zentralen Oman-Berge, was ein geodynamisches Szenario stützt, bei dem die SEAFB Restspannungen aufnahm, die aus der Nord-Süd-Eurasien-Arabien-Konvergenz entlang der östlichen Makran-Front resultierten.

Die Integration der geochronologischen, isotopischen und geochemischen Daten lässt darauf schließen, dass die Deformationsarchitektur des SEAFB auf der Fernfeldübertragung von Druckspannungen beruhte und keine Spannungsausbreitung entlang von Ablösungen mit geringem Winkel zwischen dem SEAFB und den zentralen Oman-Bergen beinhaltete.

Das Fehlen von Beweisen für Strukturen, die durch Zagros-Kompression in den känozoischen Einheiten des SEAFB hervorgerufen wurden, könnte darauf hindeuten, dass das spätkänozoische N-S-orientierte kompressive Zagros-Spannungsfeld durch eine sinistrale Strike-Slip-Reaktivierung im mittleren bis späten Miozän entlang der Dibba-Scherzone in ausgeglichen wurde , die als seitliche Fluchtzone fungierte.

Diese Studie demonstriert die Wirksamkeit der integrierten Geochronologie und geochemischen Analyse von syn-kinematischen Karbonatzementen auf der Grundlage der Kartierung von Element- und Isotopenverhältnissen durch LA-ICP-MS und hilft dabei, sowohl die Art der Zusammensetzung der Ausgangsflüssigkeiten als auch das Alter der mit bestimmten Karbonatmineralisierungen verbundenen Karbonatmineralisierung zu bestimmen Verformungsereignisse.

Mikro-Raman-Spektrometrie wurde an der Khalifa University mit einem WITEC ALPHA 300 RAS-System durchgeführt, das mit einer He-Ne-Laserquelle ausgestattet war. Die Analyse wurde unter Verwendung von grünem 532-nm-Licht an einphasigen, zweiphasigen (Flüssigkeit + Dampf) Flüssigkeitseinschlüssen in den Proben JH-1 und JH-2 durchgeführt. Das Spektrometer verfügt über zwei manuell umschaltbare Gitter (1.800 und 600 R/mm) und einen CCD-Detektor (256 × 1024 Pixel) mit Peltier-Luftzirkulationskühlung. Es wurde ein 100-fach-Luftobjektiv verwendet und der Laserpunkt war ca. 1 µm Durchmesser. Die Laserleistung wurde sorgfältig kontrolliert, um jegliche Erwärmungswirkung auf Raman-Verschiebungen zu vermeiden, und es wurde ein Gitter mit 1800 Rillen/mm verwendet, das eine spektrale Auflösung von ca. 0,7 cm−1. Die Raman-Verschiebungen wurden mithilfe eines Peaks kalibriert, der bei 520,7 cm−1 vom Si-Substrat des Standards zentriert war.

Polierte Gesteinsplatten in Epoxidharzfassungen mit 25 mm Durchmesser wurden mithilfe einer Bildgebungsstrategie auf charakteristische Haupt- und Spurenelemente sowie auf U- und Pb-Isotope analysiert. Die Analysen wurden am Department of Geology des Trinity College Dublin mit einem Photon Machines Analyte Excite 193 nm ArF-Excimer-Laser-Ablationssystem, gekoppelt an ein Agilent 7900 Quadrupol ICP-MS, durchgeführt.

Die allgemeine Analyse- und Datenverarbeitungsroutine ist in Drost et al. beschrieben. (2018), während spezifische Details zu den Laserablations- und ICP-MS-Systemen in der Ergänzungstabelle 1 aufgeführt sind. Die Datenverarbeitung erfolgte in Iolite 3.654 einschließlich des Add-ons Monocle (Petrus et al., 2017). NIST614 wurde als primäres Referenzmaterial verwendet, um sowohl die Elementzusammensetzung als auch die U-Pb-Daten zu normalisieren. Die U-Pb-Daten wurden dann mithilfe des Calcit-Referenzmaterials WC-155 mit der Matrix abgeglichen. Eine unserer Proben (JH1) ist ein spärlicher Dolomitgang, aber aufgrund des Fehlens eines geeigneten Dolomit-Referenzmaterials wurde für den Matrixabgleich das Calcit-Referenzmaterial WC-1 verwendet. Unterschiede in der Ablationsausbeute für Dolomit und Calcit können die Genauigkeit der Altersberechnung beeinträchtigen56. Die Anwendung linearer Raster (anstelle statischer Punktablationen) minimiert jedoch die Fraktionierung im Bohrloch und damit alle damit verbundenen Altersversätze. Wir gehen daher davon aus, dass das berechnete U-Pb-Datum für den Dolomitgang innerhalb der angegebenen Unsicherheit genau ist.

Bei der Laserprobenahme wurden aufeinanderfolgende lineare Raster abgetragen, die zu Element-, Elementverhältnis- und Isotopenverhältniskarten zusammengefasst wurden. Um die Auswirkungen von Flimmerrauschen und der sequentiellen Abtastung verschiedener Ablationsstellen während eines Integrationszyklus (oder Massendurchlaufs) zu reduzieren, mitteln wir das ursprüngliche Signal über vier (die meisten Experimente; bis fünf – FA2-Hauptlauf; Ergänzungstabelle 1) Integrationszyklen. Das bedeutet, dass ein Pixel der Karte (= eine Zeitscheibe) durch vier (bis fünf) ursprüngliche Integrationszyklen repräsentiert wird. Daraus ergibt sich eine Pixelbreite von 60 µm (4 × 500 ms Integration = 2 s pro Zeitscheibe) (FA2-Hauptlauf: 45 µm; 5 × 300 ms = 1,5 s pro Zeitscheibe), während die Pixelhöhe bestimmt wird durch die Laserspotgröße von 95 µm.

Charakteristische Haupt-, Neben- und Spurenelemente wurden zusammen mit U- und Pb-Isotopen gemessen. Die Filterung der mit den Pixeln in den Karten verknüpften Daten erfolgte durch die Anwendung spezifischer geochemischer Kriterien, um Pixel aus chemisch und texturell unterschiedlichen Domänen zu trennen. Allerdings ist die U-Pb-Datierung sehr junger Carbonatproben (hier JH-2 und JH-3) mit relativ hohem µ (238U/204Pb) mittels LA-Q-ICP-MS aufgrund der geringen Konzentrationen an radiogenem Pb in solchen Proben eine Herausforderung Proben und aufgrund der etwas eingeschränkten Empfindlichkeit von Q-ICP-MS-Systemen. Daher erforderte die Nichterkennung von Pb-Isotopen, insbesondere 207Pb und 208Pb, die Verwendung weiterer Auswahlkriterien, um nach Pb-Isotopensignalen oberhalb des Hintergrundniveaus zu filtern. Einzelheiten zu den Auswahlkriterien und zu den ausgewählten Pixeln (grün dargestellt) finden Sie in den Datentabellen.

Die ausgewählten Pixel wurden dann in „Pseudoanalysen“ zusammengefasst, indem eine empirische kumulative Verteilungsfunktion (ECDF) eines Kanals verwendet wurde, der geeignet ist, die maximal mögliche Streuung der Daten in Isochronendiagrammen abzurufen. In dieser Studie wurde das Verhältnis 207Pb/235U zum Pooling verwendet. Daher können die Tera-Wasserburg-Daten Artefakte aus dem Pooling enthalten (aufgrund der niedrigen Zählraten bei 207Pb), da in Monocle57 keine Ausreißerkorrektur angewendet wird und daher die aus 86-TW-Regressionen abgerufenen Daten bevorzugt werden.

Die Unsicherheitsausbreitung folgt den Empfehlungen von58 mit den von59 vorgeschlagenen Modifikationen und wird mit 2 s (95 % Konfidenzniveau) angegeben. Die erste angegebene Unsicherheit ist eine sitzungsweite Schätzung, einschließlich der Datenpunktunsicherheit, der Unsicherheit über gewichtete Mittelwerte der primären Referenzmaterialverhältnisse und deren überschüssige Streuung. Die zweite Unsicherheit umfasst zusätzlich systematische Unsicherheiten wie die Unsicherheit über das Referenzalter von WC-1, die Unsicherheit über die 238U-Zerfallskonstante und eine laborspezifische Langzeitreproduzierbarkeit basierend auf den Ergebnissen der QC-Materialien.

Die allgemeinen Analyse- und Datenverarbeitungsprotokolle werden in beschrieben60, während spezifische Details zur Analysemethode und den Betriebsbedingungen in der ergänzenden Tabelle 1 angegeben sind. Alle U-Pb-Daten werden aus unverankerten Modell-1-Regressionen im 86-TW-Raum61 abgeleitet, was a ist Modifikation (208Pbcommon/206Pbtotal gegenüber 238U/206Pbtotal) der Tera-Wasserburg-Concordia.

Proben- und Datenerfassungsorte, U-Pb- und geochemische Datentabellen sowie Analysetechniken werden im Zusatzmaterial bereitgestellt.

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Diese Veröffentlichung ist aus Forschungsarbeiten hervorgegangen, die unterstützt wurden durch: Forschungsstipendium der Science Foundation Ireland (SFI), der Environmental Protection Agency (EPA) und des Geological Survey Ireland (GSI) im Rahmen des Investigators Program Grant Number 15/IA/3024; von Khalifa University, KU-Projekt RCII-2019-007 (A. Ceriani und A. Decarlis), KU-Projekt CIRA-2019-203 (T. Steuber, A. Ceriani), KU-Projekt CIRA-2021-048 (A. Ceriani und A. Decarlis).

Abteilung für Geowissenschaften, Khalifa University of Science and Technology, Abu Dhabi, Vereinigte Arabische Emirate

Francesco Arboit, Alessandro Decarlis, Dominik Hennhöfer und Andrea Ceriani

Forschungs- und Innovationszentrum für CO2 und H2 (RICH), Khalifa University of Science and Technology, Abu Dhabi, Vereinigte Arabische Emirate

Francesco Arboit, Alessandro Decarlis und Andrea Ceriani

Abteilung für Geologie, School of Natural Sciences, Trinity College Dublin, Dublin 2, Irland

Kerstin Drost & David Chew

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Manuskriptkonzeptualisierung durch FA und AD; Proben- und Felddatenerfassung durch FA, AD und AC; Strukturdatenanalyse durch FA; analytische Datenerfassung durch KD und FA; Datenrecherche und Erstellung durch FA und KD; Bearbeitung, Überarbeitung und Neugestaltung des Manuskripts durch alle Autoren.

Korrespondenz mit Francesco Arboit.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

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Open Access Dieser Artikel ist unter einer Creative Commons Attribution 4.0 International License lizenziert, die die Nutzung, Weitergabe, Anpassung, Verbreitung und Reproduktion in jedem Medium oder Format erlaubt, sofern Sie den/die Originalautor(en) und die Quelle angemessen angeben. Geben Sie einen Link zur Creative Commons-Lizenz an und geben Sie an, ob Änderungen vorgenommen wurden. Die Bilder oder anderes Material Dritter in diesem Artikel sind in der Creative Commons-Lizenz des Artikels enthalten, sofern in der Quellenangabe für das Material nichts anderes angegeben ist. Wenn Material nicht in der Creative-Commons-Lizenz des Artikels enthalten ist und Ihre beabsichtigte Nutzung nicht gesetzlich zulässig ist oder über die zulässige Nutzung hinausgeht, müssen Sie die Genehmigung direkt vom Urheberrechtsinhaber einholen. Um eine Kopie dieser Lizenz anzuzeigen, besuchen Sie http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Nachdrucke und Genehmigungen

Arboit, F., Drost, K., Decarlis, A. et al. Der Einfluss der känozoischen Eurasien-Arabien-Konvergenz auf das südostarabische Vorlandbecken: neue geochronologische und geochemische Einschränkungen durch synkinematische Karbonatmineralisierung. Sci Rep 13, 4387 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-31611-x

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Eingegangen: 17. Januar 2023

Angenommen: 14. März 2023

Veröffentlicht: 16. März 2023

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

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