Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
311
Океаническая криолитозона имеет стационарный характер. Ее мощность контролируется температурами поверхности дна #д, теплопроводностью пород Ят и величинами тепловых потоков из недр Земли Последние изменяются в широких пределах в зависимости от возраста и степени активизации геологических структур. Так, в осевых зонах срединных хребтов qB3 достигает 155 мВт/м2 и снижается до 50—65 мВт/м2 в глыбовом хр. Ломоносова. На обширных пространствах поднятий и котловин пелагической области преобладают значения qB3 от 40 до 80 мВт/м2 (Любимова, Никитина, Томара, 1976). Мощность океанической криолитозоны изменяется от нескольких метров до 50—75 м (табл. VIII.2).
Таблица VIII.2
Мощность океанической криолитозоны, м
Хт, Вт/м-К Тепловой поток qB3, мВт/м2
40 60 80 40 60 80 40 60 80
при *д~ — 0,40C при *д = --0,8оС при /Д = -~1,2°С 1,25 2,00 2,50 12,5 8,3 6,25 20,0 13,3 10,0 25,0 16,6 12,5 25 16,6 12,5 40,0 26,6 20,0 50,0 33,3 25,0 37,5 25,0 18,75 60,0 40,0 30,0 75,0 50,0 37,5 Начиная с глубины моря 220—230 м и более, в донных осадках существуют термобарические условия, благоприятные для накопления природных газов метанового ряда. Гидраты CO2 могут накапливаться с глубины около 130 м, a H2S практически с нулевых глубин, т. е. на всей площади Арктического бассейна. Это определяет газонасыщеиность морских осадков и глубинную поясность состава газов, фиксируемых в осадках в виде гидратов. Накопление гидратов газов возможно как в виде акцессорного минерала при гидратосодержании менее 1%, так и в виде одного из главных породообразующих минералов и гидратоминеральной породы (Соловьев, Гинсбург, 1989). Две последние формы скоплений тяготеют, видимо, к осадкам — коллекторам, преимущественно к пескам. Накопление гидрата за счет подтока газа снизу, из толщи осадков, содержащих органическое вещество, может вызвать уменьшение засоленности отложений в ЗГО за счет связывания молекул воды и газа, образования в перовом пространстве остаточного рассола повышенной плотности, постепенно опускающегося вниз за счет плотностной конвекции (см. V.6). Гидратонасыщенные осадки обладают пониженной плотностью (1,1—1,3 г/см3) и повышенными сейсмоакустическими свойствами по сравнению с водона-сыщенной породой. Скорости упругих волн в первых в два раза больше. Сходные физические свойства имеют льдоиасы-щеиные горизонты и подземные льды, обогащенные минеральны-
312
ми включениями. Гидратонасыщенные тела обнаруживаются морской сейсморазведкой в виде эффекта отражения «от ложного дна» (BSR) на глубинах, где нет условий для формирования льдонасыщениых мерзлых пород.
Отличительной особенностью ЗГО на внешней части арктического шельфа является изменение термобаричеоких условий при регрессиях и трансгрессиях моря, а также неотектонических и, возможно, глядиоизостатических поднятиях. Существенно, что диапазон изменений температур дна в термохроны и криохроны невелик (—0,5...—1,8°С), а давлений может быть значителен (около 1 МПа в позднем плейстоцене-голоцене). Геологическим эффектом таких изменений при регрессии моря может быть трансформация гидратов природных газов в газ и воду, которая в условиях океанической криолитозоны может переходить в лед (см. V.6). Таким образом, неустойчивость ЗГО в осадках внешней части арктического шельфа в силу изменения термобарических условий при трансгрессиях и регрессиях моря является отличительной особенностью океанического криолитогенеза в этом глубинном поясе.
Многолетняя динамика океанической криолитозоны практически не изучена. На основании анализа изменений условий накоплений осадков в Арктическом бассейне и палеогеографических реконструкций плейстоцена можно полагать, что в периоды оледенений и регрессий моря поступление вод из Атлантического и Тихого океанов ослабевало или прекращалось совсем. Так, образование в позднем плейстоцене «бериигийского моста», — суши, соединявшей Азию и Северную Америку, несомненно привело к исчезновению глубинного пояса с положительно температурными водами и, как следствие, расширению площади океанической криолитозоны в этой части Северного Ледовитого океана. Следует утверждать общее понижение температур дна в связи с усилением теплоотдачи в атмосферу, деловитости океана и, главное, сокращением поступления тепла с течениями. Максимальная депрессия tA могла быть до —2° С. Это увеличивало мощность океанической криолитозоны в 2—4 раза по сравнению с современной. Трансгрессия в позднем плейстоцене-голоцене привела к возрастанию притока теплых океанических вод из Атлантики, восстановлению течений из Тихого океана и, как следствие, сокращению площади океанической криолитозоны и ее мощности до современного состояния.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Настоящая работа является первым учебным пособием, в котором сделана попытка систематически изложить современные представления о криогенезе верхней части литосферы: зональных, секториальных, высотно-поясных и региональных закономерностях проявления этого сложного природного процесса, о его геотемпературных, геологических и географических результатах, нашедших многообразное проявление в умеренных и высоких широтах континентов, а также в высоких горах низких широт, на шельфах полярных морей, континентальном склоне и в пелагической области Северного Ледовитого океана, а возможно, и морей, омывающих Антарктиду. Это только первый шаг в создании целостной научной концепции криогенеза литосферы. В ряде случаев аспекты проблемы изложены в виде альтернативных представлений разных ученых. Автор старался быть объективным в их изложении, равно рассматривая их слабые и сильные стороны, вместе с тем имея свою собственную точку зрения и личные научные пристрастия.
