АНАЛИЗ МОЩНОСТЕЙ

Aнализ мощностей позволяет дать количественную оценку вертикальных движений. Он проводится на основе составления карт линий равных мощностей; такие карты совмещаются с картами фаций. В мелководных морях и на шельфах мощность осадков соответствует размеру тектонического погружения дна бассейнов.

В мелководных морях и на шельфах 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 мощных сугубо мелководных отложений( 5-15 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 континентальному подножию. Здесь наблюдается компенсированное осадконакопление и любое увеличение поступления обломочного материала приводит к наращиванию и продвижению шельфа в глубь бассейна. Это явление выражено на сейсмостратиграфических профилях в виде клиноформ.

В центральных частях глубоководных бассейнов и в открытом океане погружение опережает поступление с суши терригенного материала - это некомпенсированное погружение. Его признаком в разрезах древних бассейнов служит смена вверх по разрезу мелководных отложений все более глубоководными.

Обратное явление наблюдается в замкнутых или полузамкнутых эпиконтинентальных бассейнах, где нет активной деятельности волн. Здесь, особенно в заключительные фазы их развития, темп поступления обломочного материала превосходит скорость тектонического погружения и он накапливается 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 бассейнов межгорных прогибов.

В условиях компенсированного погружения мощность осадков хорошо соответствует размеру тектонического опускания. Условия компенсированного осадконакопления характерны для шельфов и платформенных областей (где глубины моря не более 50 м).Свидетельством точной компенсации погружения осадконакоплением служит однопородный состав разреза или монотонное переслаивание близких по глубине отложений(такое переслаивание связано с колебаниями уровня водоема). Косвенным доказательством соблюдения равновесия между погружением и осадконакоплением служит также сходство распределения мощностей разновозрастных осадков одного и того же прогиба, например палеозоя и мезозоя в Московской синеклизе с максимумом в центре впадины.

При благоприятных условиях можно оценить и размер отставания накопления осадков от погружения, истинный размер этого отставания и глубину бассейна. Показателен пример сакмарско-артинских 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.

Таким образом, величина тектонического погружения в осевой, глубоководной части бассейна всегда должна была превосходить мощность мелководных осадков на его периферии. Если бы можно было во всех случаях точно определить начальную и конечную глубину бассейна по характеру осадков, истинный размер погружения было бы легко вычислить по формуле x=h+(p2—p1), где h — мощность, p1 — начальная и p2 — конечная глубина бассейна. Аналогичная формула в случае избыточной компенсации x=h—(p1—p2). К сожалению, точное определение палеоглубин бассейнов остается нерешенной задачей, особенно для больших глубин. Косвенными показателями являются: 1) состав и текстура осадочных пород; 2) состав минеральных новообразований (доломиты, фосфориты, глауконит и др.); 3) органические остатки. Минимальная оценка глубины бассейна возможна с учетом расстояния, на которое оказались перемещены олистолиты, принимая минимальный уклон, необходимый для этого, в 1—1.5о.

В бассейнах ограниченных размеров и особенно полузамкнутых недокомпенсация погружения накоплением нередко оказывается кратковременной.

Особый случай представляют крупные впадины, на какое-то время вследствие интенсивных поднятий по их периферии изолированные от Мирового океана и расположенные в зоне аридного климата. Хорошо изученными (бурением и сейсмостратиграфией) примерами являются Средиземноморский бассейн в позднем миоцене — мессинии, Прикаспийская впадина в конце ранней перми — в кунгуре и Южный Каспий в раннем плиоцене. В этих бассейнах в условиях изоляции и интенсивного испарения происходило резкое понижение уровня воды, соли достигали высокой концентрации, начиналась садка эвапоритов, накапливались их мощные толщи и могло наступить полное осушение, пока морские воды не прорвались снова в эти бассейны. Свидетельством значительного понижения уровня воды в этих бассейнах служит переуглубление долин впадавших в них рек Нила, Роны и др. д 1,5 км, в Каспии — Волги, Амударьи и др. до 500 м. Эти реки создали крупные дельты (плиоценовая дельта Волги в районе Апшеронского полуострова, с ней связана «продуктивная толща» нефти).

Влияние последующего размыва отложений на правильность выводов из анализа мощностей зависит от того, когда наступил размыв: вскоре после отложения осадков, при сохранении того же структурного плана, или намного позже, когда этот план существенно изменился и на месте прогибов возникло поднятие.

Ранневторичный размыв не вносит больших искажений в картину распределения мощностей осадков. Поздневторичный размыв приводит к существенному искажению первичного структурного плана, вплоть до уничтожения отложений на участках их первоначального максимального накопления вследствие инверсии знака вертикальных движений. Чтобы решить, обязана ли данная зона современного отсутствия отложений того или иного возраста тому, что эта зона была в это время областью размыва, или тому, что эти отложения были размыты в более позднее время, следует привлечь распределение фаций. В первом случае должно наблюдаться концентрическое окаймление рассматриваемой зоны сначала более грубыми, затем более тонкими осадками, во втором случае может иметь место несогласное наложение зоны нулевых мощностей на фациальную зональность и полное отсутствие признаков сноса обломочного материала со стороны этой зоны. Точно так же комплексный анализ фаций и мощностей необходим для решения и другого вопроса: отвечает ли данный минимум мощностей на карте изопах участку относительного поднятия или максимального погружения, некомпенсированного осадконакоплением. В первом случае к этому участку должны быть приурочены более мелководные отложения, во втором — более глубоководные по сравнению co смежными участками.

Производными от карт мощностей (изопахит) являются карты равных скоростей погружения, или изотах, а «вторую производную» составляют карты градиентов этих скоростей. Скорости погружения и их градиенты служат важным диагностическим признаком, важной характеристикой тектонического режима крупных структурных элементов земной коры.

Скорости осадконакопления являются важными показателями тектонического режима, в частности характерного для платформ, подвижных поясов, орогенов, океанов.

Isopach map