WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 37 |

По мере удаления от берегов и наиболее активной гидродинамической области, а также в придельтовых участках с глубин 10–15 м широкое распространение получают пески различной размерности. Причем, с нарастанием глубин уменьшается их зернистость и увеличивается доля алевритового материала.

Песчаные отложения распространены до глубин 100–150 м, хотя могут встречаться и значительно глубже (например, до 1200 м у м. Ижимей).

Окраска песков определяется минералогическим составом и может быть серой, темно-серой, коричневой и желто-серой, изредка светло-серой и белой. Чаще всего состав песков полимиктовый (состоит из множества породообразующих минералов). Велика примесь более мелкого алевритового и пелитового материала, а также растительного детрита – обломков древесины, остатков травяной растительности.

В авандельте Селенги пески располагаются обычно до глубин 15–20 м, редко до 30–40 м. Наиболее широко представлены мелко- и среднезернистые разности. В устье р. В. Ангара ширина зоны песков достигает 4,5 км. В Малом Море преимущественно распространены мелкозернистые пески, где они занимают полосу дна от берега вплоть до середины пролива, при этом отличаются хорошей сортированностью, особенно со стороны о. Ольхон. В Баргузинском заливе ширина зоны песков увеличивается до 15–18 км, Н. С. Беркин, А. А. Макаров, О. Т. Русинек занимая почти половину залива. Песками покрыто дно Курбуликского залива и почти половина залива Провал.

Глубоководные склоны и днище Байкальской котловины покрыты илами, которые занимают до 90 % всей площади днища озера. Здесь встречаются преимущественно крупноалевритовые, мелкоалевритовые и пелитовые илы.

Крупноалевритовые илы распространены преимущественно на склонах котловины в виде узкой полосы шириной от 300 м до 1,5 км, примыкающей к зоне песков. Они обычно занимают интервал глубин от 50 до 400 м, хотя могут встречаться и глубже (например, зал. Лиственничный). В зависимости от крутизны склонов и скорости смещения материала, илы сочетаются с отложениями более крупной размерности вплоть до крупнозернистых песков, что определяет неоднородность, «пятнистость» зоны. В наибольшей степени это касается западного крутого борта котловин озера.

Окраска илов серая, темно-серая, с различными оттенками, чаще бурыми, реже зеленоватыми. По консистенции чаще вязкие, реже полужидкие, иногда уплотненные. Обычно содержат примесь песчаного, мелкоалевритового или пелитового материала, растительных остатков и панцирей диатомей.

Мелкоалевритовые илы занимают большую часть дна озера, и наиболее широко представлены в Северной и Южной котловинах Байкала, где распространены на глубинах от 25 до 1550 м. По внешнему виду это тонкие илы, светло-серые до темно-серых, часто с коричневатым оттенком, иногда почти черные, мягкие, вязкие, реже полужидкие. Обычна и значительна примесь более мелкого пелитового материала и панцирей диатомовых водорослей.

Пелитовые (глинистые) илы занимают центральные наиболее глубокие участки дна озера и широко распространены в Центральной котловине озера. Имеют различную по интенсивности окраску, иногда с зеленоватым, голубоватым и буроватым оттенком. Обычно слабо пластичны, содержат незначительную примесь алеврита и песка. Часто велика доля остатков диатомей, иногда доходящая до 60 %, что переводит такие илы в разряд диатомовых.

К диатомовым отложениям относят осадки, содержащие от 10 % и более панцирей диатомовых водорослей и спикул губок.

Преимущественно это мелкоалевритовые и пелитовые илы. Граница распространения диатомовых илов составляет около 300–500 м БАЙКАЛОВЕДЕНИЕ у восточного берега и 700–1400 м – у западного. Илы с содержанием диатомей до 40–50 % обычно мягкие, часто полужидкие, коричневато-серого цвета со специфическим белесым оттенком.

В сухом состоянии очень пористы и легки.

В верхней части глубоководные илы чаще всего имеют полужидкую консистенцию, что позволяет живым организмам, обитающим здесь, глубоко проникать в глубь толщи. Так, с подводных спускаемых аппаратов (ПОА) «Пайсис» и «Мир» наблюдали, как голомянки погружались в ил вниз головой почти на всю длину тела. Наблюдатели отмечали (Бухаров, Фиалков, 1996), что в результате такой «деятельности» донных организмов отложения глубоководных илов часто имеют мелкобугристую поверхность.

В глубоководных отложениях озера довольно хорошо выражена ритмичность в строении толщи осадков. В пределах разреза наблюдается чередование нескольких ритмов, каждый из которых начинается наиболее крупным материалом – мелкозернистым песком или крупным алевритом, который постепенно сменяется все более мелким материалом вплоть до пелитового ила. При этом нижняя часть ритма, наименьшая по мощности, имеет тонкую слойчатость, обусловленную дифференциацией минерального состава. Мощность каждого ритма может быть от 1 до 60 см, они могут следовать один за другим или прерываться обычными пелитовыми или диатомовыми илами (Голдырев, 1982). Подобная ритмичность осадков широко распространена в пределах дна всех котловин Байкала, но наибольшее их развитие характерно для северного Байкала.

Описываемая особенность разреза байкальских отложений не является уникальной для подводного осадконакопления, но уникальной для пресноводного водоема. Подобные ритмы отмечены для донных осадков морских бассейнов зоны континентальных окраин. Обусловлены они развитием мутьевых (суспензионных) потоков и отложения, формируемые ими, называются турбидитами. Широкому развитию турбидитов способствует целый набор факторов: наличие источников осадочного материала, высокая сейсмичность, активные экзогенные процессы (сели, оползни), котловинный тип озера и его глубоководность, крутые подводные склоны и относительно ровное дно. Принимая во внимание высокую энергию мутьевых потоков, крутые борта подводных бортов Н. С. Беркин, А. А. Макаров, О. Т. Русинек котловин Байкала, можно предполагать, что отложения этих потоков могут полностью перекрывать дно впадин.

Таким образом, для формирования донных осадков Байкала характерны как процессы спокойного озерного осадкообразования, так и лавинной седиментации (Лисицин, 1991).

Проведенные работы по проекту «Байкал-бурение» позволили выяснить условия осадконакопления в различных частях озера на протяжении сотен тысяч лет, при этом были выявлены значительные отличия в процессах и скорости накопления осадков (рис. 2.13). Доказано существование Байкала как глубоководного озера на протяжении не менее 6–7 млн лет. Возраст вскрытых осадков в оз. Байкал составляет около 10 млн лет (Глубоководное бурение …, 2001).

Скважины, пробуренные в пределах Академического хребта, показали, что при формировании осадочной толщи основное значение имело глубоководное озерное осадконакопление, для которого свойственно поступление осадочного материала только из водной толщи, без участия вещества приносимого с берегов.

В результате накапливается толща осадков, представленная плотными тонкозернистыми алеврито-пелитовыми илами. Характерным является отсутствие перерывов и несогласий в залегании осадков, а также ритмичность разреза, связанная с чередованием прослоев терригенных глинистых осадков и диатомовых илов.

Скорость накопления осадочной толщи в пределах Академического хребта составляет около 4 см/1000 лет в верхней 277-метровой толще, увеличиваясь на глубине 480 м почти до 14 см/1000 лет.

Разрез донных отложений, полученный в результате бурения на Бугульдейской перемычке и дне центральной части Южной котловины озера, характеризуется ярко выраженными процессами лавинного накопления осадков. Так, в скважинах, наряду с глубоководными озерными осадками, в разрезах широко представлены (до 60–80 %) турбидитовые прослои, сложенные гравийнопесчаным материалом. В них четко выражена смена грубозернистого материала в основании прослоя (до 95 % песчаной фракции) к все более мелкому в его верхней части (около 3 %), постепенно переходящему в глубоководные озерные отложения (песок – алевропелитовый ил – пелитовый ил). На Бугульдейской перемычке скорость седиментации составляет около 15 см/1000 лет.

БАЙКАЛОВЕДЕНИЕ Рис. 2.13. Места бурения скважин и разрезы осадочной толщи. Кружками показаны места бурения скважин (Глубоководное бурение …, 2001).

В колонках показаны разрезы осадочной толщи, пройденные при бурении. 1 – мелкий песок или алеврит; 2 – материал глинистой размерности; 3 – остатки диатомовых водорослей, отдельные крестики на фоне косой штриховки – единичные остатки диатомей; 4 – нижняя граница турбидитных прослоев; 5 – грубозернистый материал турбидитных прослоев; 6 – пелитовый ил с редкими диатомеями глубоководных котловин; 7 – глинистые прослои в глубоководных котловинах; 8 – остатки растительности; 9 – шлам; 10 – пропуск в разрезе Н. С. Беркин, А. А. Макаров, О. Т. Русинек Несколько иной разрез отложений был получен на Посольской банке Байкала (Высокоразрешающая …, 2004). Было выделено три толщи. Верхняя, от 0 до 120 м, представлена биогеннотерригенными илами. Следующая, от 120 до 230 м, выполнена алевритистыми глинами с довольно однородным составом. Нижняя, от 230 до 325 м, сложена алевритистыми глинами со значительной примесью песчаного материала. В некоторых прослоях выражена градационная слоистость. Плотность осадков значительно выше, чем в других районах озера, где проводилось бурение. В данном разрезе впервые была установлена потеря осадков за интервал около 200 тыс. лет, вероятно, обусловленная тектоническими движениями Посольского блока. Этими чертами разрез отличается от других, полученных при бурении. Скорость осадконакопления составляет около 16 см/1000 лет в верхней 126-метровой толще, однако ниже выявлены рекордные для Байкала скорости осадконакопления – до 1,7 м/1000 лет. Скорее всего, это определялось прямым поступлением осадочного материала из р. Селенги в период времени от 0,82 млн лет до 1,3 млн лет.

В дальнейшем произошло поднятие восточного крыла Посольской банки, совпадающее по времени с приморской фазой необайкальского этапа развития впадины озера. Рассчитанная скорость поднятия блока составляла около 4,5 мм/год.

2.5. История формирования Байкальской котловины Длительное изучение Байкальской котловины и прилегающих районов методами геологии, геофизики, палеогеографии позволило накопить большой объем материалов для составления единой схемы развития региона (Мац и др., 2001; Мац, Щербаков, 2008).

Выделено два основных этапа (мегаэтапа) развития территории – дорифтовый и рифтовый.

Дорифтовый мегаэтап охватывает гигантский промежуток времени с начала протерозоя до конца мезозоя, когда происходило формирование и преобразование литосферы региона. Неоднородности земной коры, созданные на этом этапе, в дальнейшем значительно повлияли на заложение и развитие всей Байкальской рифтовой системы. На этом этапе происходило становление БАЙКАЛОВЕДЕНИЕ структур древней Сибирской платформы, которые в настоящее время наиболее полно представлены в пределах западного борта Байкальской котловины и фанерозойской Саяно-Байкальской области, слагающих восточный борт впадины.

Рифтовый мегаэтап. Его начало относят к концу мела, т. е.

продолжительность составляет около 70 млн лет. Мегаэтап разделяют на два этапа: крипторифтовый (около 43 млн лет) и рифтовый (около 27 млн лет).

Крипторифтовый этап охватывает промежуток времени от позднего мела до раннего олигоцена (70–27 млн лет назад). Это время характеризуется спокойным тектоническим режимом, проявившимся на всей территории Центральной Азии. Прибайкалье представляло собой денудационное плато с очень незначительным вертикальным расчленением. Преимущественное развитие получил равнинный и равнинно-холмистый рельеф (мелпалеогеновый пенеплен). В условиях жаркого (среднегодовые температуры около плюс 15–20 С, а к середине эоцена – до плюс 20–23 С) и влажного (до 1200–1300 мм в год) субтропического и тропического климата происходило накопление мощной латериткаолинитовой коры выветривания, в которую были неглубоко врезаны долины рек. Широкое развитие получили хвойношироколиственные леса субтропического и тропического облика.

На этом этапе, в зоне контакта Сибирской и Амурской литосферных плит, в условиях растяжения, начинается заложение Байкальской рифтовой системы. Это выразилось в формировании широких прогибов, в пределах которых располагались озера, обладающие глубиной в первые десятки метров, но, вероятно, были большими по площади и представляли собой аллювиальноозерно-болотные системы, в которых погружение дна в значительной мере компенсировалось накоплением осадков – глинистых каолинитовых илов, гравия и мелких галечников.

Эти озера имеют большое значение в формировании уникальной фауны Байкала. В них сохранились и получили дальнейшее развитие организмы из многочисленных мел-палеогеновых озер Монголии и Западного Китая, где они погибли в результате похолодания конца олигоцена (Мартинсон, 1998).

Н. С. Беркин, А. А. Макаров, О. Т. Русинек В обрамлении прогибов формировались слабо возвышенные плато с останцовыми горами.

Рифтовый этап. Начало этого этапа отмечено усилением активности тектонических движений (тункинская фаза тектоногенеза позднего олигоцена). Произошло погружение рифтовых впадин и некоторое поднятие их обрамления, усилился эрозионный врез и изменился характер формирующихся отложений.

В пределах рифтового этапа выделяют две стадии: протобайкальскую и необайкальскую.

Протобайкальская стадия (поздний олигоцен – ранний плиоцен) (27–3,5 млн лет назад) характеризуется усилением процессов погружения байкальских впадин, контролируемых мощными зонами разломов земной коры, с формированием глубоководных озер. Сводовые поднятия обрамления котловины были весьма незначительны. Это привело, с одной стороны, к понижению базиса эрозии, интенсивному расчленению краевых частей бортов впадины и накоплению грубообломочного материала. С другой стороны, продолжали сохраняться слабо расчлененные поверхности мел-палеогенового пенеплена. На протяжении всей стадии ведущим процессом являлось погружение рифтовых впадин с подчиненной ролью поднятий.

Протобайкальскую стадию, в свою очередь, разделяют на две подстадии: раннюю (27–10 млн лет назад) и позднюю (10–3,5 млн лет назад). Разделение проведено по деформациям миоценовых отложений дна Малого Моря и Академического хребта, что связывают с маломорской фазой активизации тектонических движений.

На ранней подстадии был сформирован обширный (от побережья Хамар-Дабана до Святого Носа) и глубокий (до 400 м) водный бассейн в Южной и Центральной впадинах Байкала. На крайнем северо-востоке Северной впадины, вероятно, имелось глубоководное озеро, не связанное с южным и отделенное от него перемычкой на месте современных Ольхонского блока и Академического хребта.

Около 17 млн лет назад начинается развитие Маломорского рифта.

Pages:     | 1 |   ...   | 6 | 7 || 9 | 10 |   ...   | 37 |



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.