Мощность - осадки
Cтраница 3
Явление быстрого накопления осадочных отложений и их локализация в отдельных местах дна устанавливалось давно, но истинные масштабы этого процесса удалось выяснить только в недавнее время с применением наиболее современной методики геофизических исследований, естественно, включая и данные глубоководного бурения. Еще недавно на картах распределения мощностей рыхлых отложений на дне океанов и морей даже в устьях крупнейших рек - Ганга и Брахмапутры, Инда и Амазонки мощность осадков определялась немногим более 3 км. Новые исследования показали, что она достигает здесь 12 - 15 км. Такое расхождение в определениях связано с тем, что технический уровень сейсмических методов того времени не позволял просветить всю осадочную толщу, определить ее настоящие масштабы и строение. Например, возник разрыв в значениях мощности, которые имелись для геологических разрезов прошлого на континентах ( мощности до 15 км и больше) и в океанах и морях, где мощности осадочных отложений чаше всего составляют сотни метров. Для объяснения этого высказывалось предположение, что под базальтами ложа океана, возможно, существуют более древние осадочные отложения, т.е. что данные о малых мощностях толщи отвечают только части разреза. Однако в свое время глубоководное бурение подтвердило незначительную - нередко менее 100 м - мощность океанской осадочной толщи в пелагиали ( рис. 1 2), дало доказательства того, что под слоем базальтов никаких существенных осадочных толщ не имеется. Это утверждение подкрепляется и данными геофизики. [31]
В геосинклинальных областях в начале девона формировались грубообломочные красноцветные континентальные толщи. Но в конце нижнего девона и особенно в среднем и верхнем девоне здесь явно преобладали морские условия, шло накопление песчано-глинистых отложений с прослоями известняков. Мощность осадков измеряется многими километрами, что указывает на длительное и интенсивное погружение. Во многих местах в девоне неоднократно проявлялась напряженная вулканическая деятельность. Поэтому наряду с пе-счано-глинистыми осадками отлагалась толща лав, туфов и других вулканогенных пород. [32]
Все четыре глубоководные впадины окраинных и внутренних морей, считающиеся остаточными от ранних этапов эволюции Мирового океана, имеют много общего в геологическом строении. Мощность осадков достигает здесь 10 км, иногда возрастает до 15 км. [33]
В недостаточно изученных районах выявление устьев палеорек целесообразно начинать с анализа общего геоструктурного плана рассматриваемой площади. Влияние структуры выражается прежде всего в распределении мощностей осадков, поэтому направление палеодолин может отображаться картами равных мощностей отдельных терригенных комплексов пород. [34]
 |
Схема региональной тектоники Северо-Американских Кордильер. [35] |
На очереди разбуривание поднадвиговых зон Загросских гор, к которым примыкает богатейший нефтегазоносный регион Персидского залива. По геофизическим данным, ширина надвига здесь измеряется 120 км, а мощность осадков, перекрытых горами - более 10 км. В недрах Загросских гор находятся, вероятно, не менее богатые залежи по сравнению с уже открытыми в этом регионе месторождениями. [36]
Мощность осадков не отражает величины движений. Более того, мощность осадков находится в обратной зависимости от величины амплитуды и глубины бассейна. На рис. 1 видно увеличение амплитуды вибрационных колебаний вверх и вниз от средней линии при уменьшении мощности осадков. [37]
Барьерные рифовые сооружения характеризуются большой протяженностью, достигающей нередко более сотни километров, местами линзовидным ( клиноформным) строением слагающих его литолого-стратиграфических комплексов и ассиметричностью формы сложения. Подстилающие их подрифовые горизонты нередко имеют моноклинальное залегание. Мощность карбонатных образований барьерных рифов заметно ( в среднем - почти на 30 %) превышает мощность мелководношельфовых отложений районов Южно-Татарского и Башкирского палеосводов и в 2 - 5 раз увеличена по сравнению с мощностью депрессионных осадков палеопрогибов. [38]
Мощности нижнего палеозоя в геосинклинальных областях резко изменяются даже на незначительном расстоянии, чего не наблюдается на платформах. Следовательно, в геосинклинальных областях колебательные движения характеризуются резкими градиентами размаха, что приводит к возникновению различных структурных зон - геосинклиналей и геоантиклиналей. В пределах геосинклиналей преобладают нисходящие движения земной коры и формируются структуры с большой мощностью осадков, в пределах геоантиклиналей имеют место как нисходящие, так и восходящие движения земной коры и образуются структуры со сравнительно малой мощностью осадков. [39]
Этими работами было установлено, что продуктивные осадки верхнего олигоцена слагают основание разрезов высоких цокольных террас или выполняют эрозионные врезы в породах рифейского структурного этажа. Представлены они преимущественно гравийно-галечным материалом с переменным количеством песка, глины и валунов. Состав обломков преимущественно кварцевый и кварцитовидный. Мощность осадков существенно варьирует в зависимости от выработанности речной долины: в ее нижней наиболее широкой части ( ширина более 2 0 км) мощность рыхлых отложений достигает 20 - 30 метров, тогда как в верховьях, где долина резко сужается ( до 0 3 - 0 4 км) толщина аллювиальных образований уменьшается до 1 - 3 метров. В составе тонкой фракции олиго-ценовых отложений типоморфными минералами являются ильменит, рутил и циркон, почти всегда в небольших количествах присутствуют монацит, магнетит, хромит, брукит, т.е. в составе питающей провинции несомненно участвовали продукты разрушения базит-ультрабазитового и кислого материала. [40]
Вначале, когда гипотеза литосферных плит только завоевывала умы геологов, специалисты не задавались вопросом: а что происходит в зоне поддвига. Позднее противники этой концепции подметили: если бы происходил процесс поддвига, то в глубоководном желобе должна была образовываться целая куча осадков мощностью около 20 км. Лишь в некоторых желобах мощность осадков измерялась 1 - 4 км, а у большинства она не превышала 1 км. [41]
Так, из сделанного нами анализа карты мощностей осадков, изобат и структурной схемы по кровле кристаллического основания западной и северной частей Индийского океана следует, что граница материков совпадает с уменьшением мощности гранитного слоя, т.е. с его резким выклиниванием. Эта граница приурочена к изобате - 1 5 - 2 км - и характеризуется их резким сгущением. Она контролируется изопахитой ( мощность осадочных пород плюс высота столба воды), значение которой близко к 4 - 5 км. Далее от Индийского материка ( в сторону океана) мощность осадков сначала резко увеличивается до 6 - 7 км, а затем уменьшается до нуля к подножию срединно-океанического хребта, при этом поверхность дна океана на большей части располагается на глубине 5 км. Если мысленно допустить полное заполнение осадками Аравийского моря ( без прогибания его дна) и надвигание Индии на это море в юго-западном направлении, то мы получим структурную модель Месопотамского прогиба: северо-восточный борт модели в результате надвигания и сдавливания разрезов приобретет черты складчатого борта этого прогиба. [42]
Доде-вонские глубокозалегающие части разреза ие изучены. Впадина имеет чашеобразную форму с относительно более крутыми сев. Сложность и неоднородность глубинного строения впадины связаны с господством блоковой тектоники, сопутствовавшей формированию авла-когенов - Пачелмского, Новоалексеевского, Южиоэмбинского, раздробившим регион на более и менее опущенные блоки по фундаменту и вышележащим породам, а также с окаймляющей впадину с юга и востока Астраханско-Актюбинской полосой поднятий фундамента. В связи с этим в осадочном чехле возникли так называемые структуры второго порядка, относительно приподнятые и опущенные крупные валообразные или сводовые поднятия и разделяющие их прогибы, размерами ( 100 - 150) X ( 200 - 250) км, зафиксированные в мощностях осадков подсоле-вого и надсолевого комплексов. В подсолевых отложениях картина усложняется еще влиянием Камско-Кинельской системы прогибов в при-бортовых зонах на западе, севере и востоке впадины с характерной сменой полос развития терригенных и карбонатных пород в плане. Типы локальных структур исключительно разнообразны: в подсолевых палеозойских отложениях установлены сводовые ( блоковые) поднятия, структуры облекания, цепочки брахи-антиклиналей и валообразных поднятий в прибортовых зонах, ориентированных параллельно обрамлению; их размеры от 10 - 15 до 30 - 40 км, площадь до 2500 км2, амплитуды от 40 - 50 до 1000 м и больше. [43]
Доде-вонские глубокозалегающие части разреза не изучены. Впадина имеет чашеобразную форму с относительно более крутыми сев. Сложность и неоднородность глубинного строения впадины связаны с господством блоковой тектоники, сопутствовавшей формированию авла-когенов - Пачелмского, Новоалексеевского, Южноэмбинского, раздробившим регион на более и менее опущенные блоки по фундаменту и вышележащим породам, а также с окаймляющей впадину с юга и востока Астраханско-Актюбинской полосой поднятий фундамента. В связи с этим в осадочном чехле возникли так называемые структуры второго порядка, относительно приподнятые и опущенные крупные валообразные или сводовые поднятия и разделяющие их прогибы, размерами ( 100 - 150) X ( 200 - 250) км, зафиксированные в мощностях осадков подсоле-вого и надсолевого комплексов. В подсолевых отложениях картина усложняется еще влиянием Камско-Кинельской системы прогибов в при-бортовых зонах на западе, севере и востоке впадины с характерной сменой полос развития терригенных и карбонатных пород в плане. Типы локальных структур исключительно разнообразны: в подсолевых палеозойских отложениях установлены сводовые ( блоковые) поднятия, структуры облекания, цепочки брахи-антиклиналей и валообразных поднятий в прибортовых зонах, ориентированных параллельно обрамлению; их размеры от 10 - 15 до 30 - 40 км, площадь до 2500 км2, амплитуды от 40 - 50 до 1000 м и больше. [44]
Поэтому развитию геологопоисковых работ на море должны предшествовать исследования по изучению подводного рельефа, донных осадков и гидрометеорологического режима отдельных участков моря. Формирование рельефа происходит в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных сил. Есть все основания полагать, что ведущим фактором рельефооб-разования морского дна являются тектонические движения. Анализ мощностей осадков показывает, что в течение всего плиоцена и постплиоцена основные структурные элементы развиваются унаследованно, определяя мощное накопление осадков в отрицательных тектонических структурах. Таким образом, на тектонически погружающихся участках увеличиваются глубины моря, вызывающие ослабление воздействия гидродинамических процессов на дно моря, а следовательно, и аккумуляцию осадков. На поднимающихся участках, наоборот, усиливается работа волн и течений, предопределяющих снос материала и формирование абразионного рельефа. [45]
Страницы: 1 2 3 4