ルシタニア盆地

ルシタニア盆地
ルシタニア盆地の地域的背景
座標	北緯39°26′10″ 西経8°56′14″ / 北緯39.43611° 西経8.93722° / 39.43611; -8.93722
語源	ルシタニア号
地域	イベリア半島
国	ポルトガル
都市	リスボン、アベイロ、レイリア、フィゲイラ・ダ・フォス
特徴
陸上/海上	両方
の一部	イベリア中生代堆積盆地
エリア	22,000 km 2 (8,500 平方マイル)
水文学
海	北大西洋
湖	オビドス湖
地質学
流域タイプ	リフト
皿	ユーラシア
造山運動	北大西洋の開通
年	三畳紀後期-白亜紀後期
地層学	地層学
欠点	ナザレ断層

ルシタニア盆地は、ポルトガルの西中央海岸沖の本土と大陸棚の両方に位置する地溝 盆地の残存物である。面積は20,000平方キロメートル（7,700平方マイル）^[1]で、ポルトからリスボンまで南北に広がっている。^{[2]盆地の幅は約130キロメートル（81マイル）から340キロメートル（210マイル）の間で変化し、}ジャンヌダルク盆地などの大西洋周辺盆地のファミリーに属している。ルシタニア盆地の東にはイベリア半島の中央台地がある。西には限界ホルスト系がある。アレンテージョ盆地とアルガルヴェ盆地はルシタニア盆地の南端につながっている。北部では海底の尾根を介してポルト盆地とガリシア盆地につながっています。^[3]

ルシタニア盆地は、中生代の伸張により北大西洋が開いた結果生じたものである。盆地の形成過程全体を通じて、三畳紀後期から白亜紀にかけて、5つの異なる段階が定義され、4つのリフト活動段階がある。^[1]

• 最初の活動期、三畳紀後期からジュラ紀前期にかけて、ニューファンドランド島とイベリア半島の間で地溝帯の形成が始まりました。地溝帯は対称的な地溝帯と半地溝帯を特徴とし、盆地の中央部に集中しています。
• ジュラ紀前期の第二の活動期は、ほとんどの大きな断層に沿った小規模な塩分移動が特徴で、中央に位置する大きなナザレ断層の南側で発生します。
• 3 番目の活動期は、ジュラ紀後期の初めに始まりました。この期は、断層の活動に関連して形成された塩枕の上にオックスフォード期の堆積物が重なったことで定義されます。
• その後、地殻変動の大きな休止期間が続きました。これはおそらく、中央大西洋の拡大によるものと考えられます。この時期、ジュラ紀後期には、断層による地盤沈下が広範囲にわたって発生しました。
• 4 番目で最後の活動期は、ジュラ紀後期末期から白亜紀前期最初期にかけて始まり、塩の移動と塩構造の発達を引き起こしました。伸張テクトニクスは白亜紀前期に終了しました。

ルシタニア盆地全体の最も重要な断層と岩塩構造は、海岸線の延長と平行して北北東方向に伸びています。北東から東北東方向に伸びる断層の数は少ないですが、ナザレ断層のようにかなり大きなものです。北向きの断層は主にルシタニア盆地の中央部に集中しています。これらの断層は、盆地内のオックスフォード期の延長を強調するエストレマドゥーラ・トラフ内の重要な構造傾向の一部です。西北西方向に伸びる断層は、盆地全体に散在しています。^[4]逆断層と正断層の両方が観測されています。観測される逆断層は、中新世の間に既存の正断層の基盤付着反転運動の結果です。盆地内の断層のほとんどはかなり高角度で、深さとともに浅くなるものがいくつか観測されています。岩塩構造物の下には常に断層があり、岩塩構造物の動きは基盤岩の影響を受けた断層によって引き起こされるのではないかと推測されている。^[1]

ダイアピル作用によって塩枕が形成され、ルシタニア盆地は 7 つの異なる盆地に分けられます。

• 南ルシタニア盆地 (SLB)
• 中央ルシタニア盆地 (CLB)
• 北ルシタニア盆地 (NLB)
• アルーダ流域（ASB）
• トゥルシファル流域 (TSB)
• ボンバラル亜流域 (BSB)
• モンテレアル亜流域 (MRSB) ^[5]

ルシタニア盆地の三畳紀から白亜紀の岩石からは、植物、微化石、無脊椎動物、脊椎動物など、数千もの化石が発見された。最も化石が豊富な地層は、後期ジュラ紀のロウリニャ層、アルコバサ層、モンテジュント層、白亜紀のパポセコ層である。この層には、ジュラ紀の哺乳類、恐竜の化石や足跡が驚くほど豊富に含まれている。^{[6] [7]}

ルシタニア盆地は三畳紀後期のリフト盆地で、リフト同期の珪質砕屑岩で満たされ、リフト後の蒸発岩で覆われています。^{[2]三畳紀後期には、}河川の砂と粘土が堆積し、最終的にはジュラ紀前期から中期に浅海性のドロマイトの堆積に進化しました。これらの堆積物は、シルベス層、ダゴルダ層、コインブラ層として知られています。ブレンハ層とカンディエロス層の炭酸塩の堆積は、棚、ランプ、海底扇状地環境にあり、ジュラ紀前期から中期に盆地を満たしました。炭酸塩層は一般に頁岩と互層しており、局所的にタービダイト層も存在します。^{[1] [3]}ダゴルダ層を構成する岩塩を含む蒸発岩の下には、シルベス層のリフト同期の大陸性珪質砕屑岩があります。ダゴルダ層の上には、リフト後の炭酸塩棚環境、コインブラドロマイト、ブレニャ石灰岩、カルディエロス炭酸塩粒岩がある。この層の上部は、大きな地殻変動活動に関連する大きな不整合が特徴である。炭酸塩棚環境は上部ジュラ紀にも残っており、モンテジュント粒岩と礁相、カバコス有機質石灰岩（無水石膏で覆われている）によって特徴付けられる。この層の上部では、堆積物はメセタ高地の珪質砕屑岩が優勢である。アバディア層は頁岩、泥灰岩、シルト岩、および最小限の砂岩で構成されている。上部ジュラ紀と白亜紀の残りの部分は、西方に進む大陸砕屑岩が優勢である。^[2]

この盆地では、ジュラ紀の根源岩はすべて炭化水素生成ウィンドウ内にある可能性があります。ただし、盆地全体でそうであるわけではありません。これは、盆地の沈下、特に後期ジュラ紀の沈下が非常に不均一な性質であるためです。この盆地では約 100 の探査井が掘削されています。三畳紀、ジュラ紀、白亜紀の地層からのこれらの井戸の 80% で掘削中に石油とガスの兆候があり、27% で地表で石油またはガスが回収されました。この盆地だけでもかなりの炭化水素の可能性がありますが、ポルトガルは化石燃料の 100% を輸入しています。盆地では、サブソルトとスプラソルトの 2 つの主要な石油システムが稼働しています。塩下石油システムには、古生代の根源岩と、ダゴルダ蒸発岩によって封印された三畳紀同期砂岩貯留層がある。塩上システムでは、最古の根源岩は下部ブレニャ層である。最も優れた貯留層としては、コインブラドロマイトと上部ダゴルダ炭酸塩岩、カンディエイロス卵形岩と生物砕屑岩、ブレニャ層の破砕炭酸塩岩などが挙げられる。封印層は、ブレニャのタイトまたは泥灰岩質炭酸塩岩と、その上にある上部ジュラ紀基底層である。^[2]

N. Pimentel1 および R. Pena dos Reis (2016) - 西イベリア沿岸の石油システム: ルシタニア盆地と沖合深部のペニシェ盆地のレビュー。石油地質学ジャーナル、第39巻(3)号、2016年7月、pp 305-326。^[8]