Геотектоника с основами геодинамики - Хаин В.Е.
Скачать (прямая ссылка):
Анализ мощностей. Анализ распределения мощностей осадочных и вулканогенных толщ - один из важнейших методов палеотектонического анализа. Он проводится на основе составления карт линий равных мощностей, или изопах (изопахит); такие карты обычно совмещаются с картами фаций, исходным материалом служат разрезы в естественных обнажениях или скважинах. В нашей стране первые карты изопах были составлены В.В. Белоусовым, который и дал теоретическое обоснование данного метода. Позднее В.Е. Хаин, а также А.Л. Яншин и Р.Г. Гарецкий пересмотрели некоторые выводы В.В. Белоусова.
В отличие от метода анализа фаций анализ мощностей позволяет дать в определенных условиях не только качественную, но и количественную оценку вертикальных движений. В мелководных, эпиконтинентальных морях и на шельфах подводных окраин континентов мощность осадков соответствует размеру тектонического погружения дна бассейнов. Объясняется это деятельностью волн, которая препятствует накоплению осадков выше определенного уровня - профиля равновесия. По достижении поверхностью осадков профиля равновесия их дальнейшее накопление невозможно без опускания дна бассейна, создающего дополнительное пространство возможного осадконакопления. Благодаря этому тектоническое погружение становится регулятором и мерой мощности осадков. Именно такое погружение создает возможность накопления столь мощных сугубо мелководных отложений, как угленосная толща карбона Донецкого бассейна (около 12 км) или нефтеносная продуктивная толща плиоцена Апшеронского полуострова (до 5 км).
Под действием описанного механизма в мелководных морях максимальная мощность отложений приурочена к их центральным частям, а в глубоководных, так называемых котловинных морях типа Черного или Японского, а также в океанах - к их периферии, точнее к континентальному подножию (рис. 9.6). Увеличение поступления обломочного материала приводит к наращиванию шельфа и его продвижению - проградации - в глубь бассейна. Это явление прекрасно выражено на сейсмостратиграфических профилях в виде клиноформ, в частности в неокоме Западной Сибири и олигоцен-миоцене Восточного Предкавказья. В центральных частях глубоководных бассейнов и особенно в открытом океане погружение опережает поступление с суши обломочного материала, это некомпенсированное погружение. Его признаком в разрезах древних бассейнов служит смена вверх по разрезу мелководных отложений все более глубоководными.
Рис. 9.6. Схема распределения мошностей A - в шельфовых морях; Б - в котловинных морях; В - в узких трогах с продольными течениями (течение направлено перпендикулярно рисунку)
Обратное явление наблюдается в замкнутых или полузамкнутых эпиконтинентальных бассейнах. Здесь, особенно в заключительные фазы их развития, темп поступления обломочного материала превосходит скорость тектонического погружения и он накапливается уже выше профиля равновесия; наступает избыточная компенсация, или перекомпенсация погружения накоплением. Ее признаком является смена вверх по разрезу более глубоководных отложений все более мелководными и, наконец, континентальными, что типично, в частности, для предгорных и межгорных прогибов.
Свидетельством точной компенсации погружения осадконакоплением служит однопородный состав разреза, например мощные толщи песчаников или известняков либо переслаивание по всему разрезу нескольких близких по глубине отложения типов осадков (такое переслаивание связано с колебаниями уровня водоема). Косвенным доказательством соблюдения равновесия между погружением и осадконакоплением служит также сходство и даже тождество распределения мощностей разновозрастных осадков одного и того же прогиба, например палеозоя и мезозоя в Московской синеклизе с максимумом в центре впадины.
В условиях компенсированного погружения мощность осадков достаточно хорошо, нередко в пределах нескольких метров, соответствует размеру тектонического опускания. Такие условия характерны для платформенных областей, где глубины моря редко превышают 50 м, для внешних зон геосинклиналей (миогеосинклиналей), отвечавших шельфу континентальных окраин, срединных массивов (микроконтинентов) и для определенных, обычно средних, стадий развития передовых и межгорных прогибов орогенов. Таким образом, диапазон применимости метода анализа мощностей без каких-либо поправок достаточно велик, но считать универсальным его нельзя. Если на платформах лишь временами и местами, например в позднем девоне Волго-Уральской области (доманик) или в поздней юре Западной Сибири (баженовская свита), наблюдалось некомпенсированное погружение, то в передовых прогибах оно было более частым явлением (ранняя пермь Предуральского прогиба, олигоцен - ранний миоцен Предкавказья и др.).
При благоприятных условиях можно оценить и размер отставания накопления осадков от погружения, истинный размер последнего и глубину бассейна. Показателен пример сакмарско-артинских (P1) отложений Предуральского прогиба. На западном его борту в это время развивались крупные рифовые массивы - звенья барьерного рифа мощностью до 1000 м и более, на восточном - мелководные обломочные образования близкой мощности, а в осевой полосе - глубоководные глинистые известняки и глины с прослоями спонголитов мощностью всего 200 м. Очевидно, в зоне рифов глубина оставалась неизменной и, следовательно, погружение было компенсированным и составило 1000 м. В осевой зоне, прогиба оно не могло быть меньше, а должно было быть больше, т.е. более 1000м; из них только 200м было компенсировано осадконакоплением, т.е. глубина бассейна была не менее 800 м. Аналогичные возможности вычисления палеоглубины бассейна представляет изучение клиноформных образований. Достаточно очевидно, что их верхняя поверхность должна соответствовать поверхности шельфа, а нижняя, т.е. подошва, - поверхности дна бассейна. В таком случае мощность комплекса клиноформных осадков, измеренная по вертикали, примерно равна глубине бассейна. Для Западно-Сибирского бассейна в конце юры - начале мела она должна была составлять около 300 м.
