WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 11 | 12 || 14 | 15 |   ...   | 17 |

Морские голоценовые осадки (древнечерноморский-новоэвксинский комплекс) на поверхности (20—50 см) представлены ракушечниками и детритовыми алевритами. Глубже по разрезу они сменяются алеврито-пелитовыми илами с мелкой ракушей пелиципод и насыщены сероводородом. Мощность осадков меняется от 20—40 до см. В основании голоцена в зоне прибрежного мелководья (25 м) залегают плотные илы (супеси) полностью лишенные органики. Это лессовидные континентальные отложения среднего плейстоцена (карангатский комплекс). В разрезе осадков погруженных участков шельфа (45—50 м) количество ракуши в голоценовых осадках сокращается. Они подстилаются комплексом верхне- и среднеплейстоценовых морских пелитовых илов (новоэвксинский и карангатский комплекс). Сложный характер изменения вещественногенетического состава с глубиной находит отражение в значительной дифференцированности физических параметров. Вне зависимости от возраста с ростом глубины шельфа закономерно повышается однородность гранулометрического состава, его пелитизация, возрастают влажность и пористость, уменьшаются скорость и плотность. Аналогичная картина дифференцированности всех петрофизических параметров наблюдается в зоне прибрежного мелководья Горно-Крымского и Кавказского шельфов. Случайный характер их изменения с глубиной по разрезу также уменьшается за пределами глубин шельфа 40—50 м (Орленок, 1984). Характерные средние значения некоторых параметров приведены в таблице (V.4).

Таблица V.Глубина Тип и возраст осадков с, z, R Wок n,, моря, м км/с,% % г/см3 кмг/см3с 0–20 Детритовый алеври- 1,43 2,20 2,80 0,30 25 товый ил, песок, Q4, Q20–40 Алеврито-пелитовый 1,40 1,50 2,05 0,16 45 ил, Q4, Q лесс (супесь) Q2 1,40 1,70 2,38 0,21 28 40 алеврито-пелитовый 1,45 1,43 2,04 0,15 46 ил, Q4, QПримечание. Q4 — древнечерноморский; Q3 — новоэвксинский;

Q2 — карангатский комплекс.

Определенная батиметрическая зональность в изменении физических парамтеров донных осадков Черноморских шельфов обусловлена прибрежно-волновым воздействием на условия седиментации в ходе позднеплейстоценовой и раннеголоценовой эвстатических трансгрессий и регрессий, вызванных становлением и деградацией валдайских ледниковых покровов. Действенность этого фактора наиболее заметна для шельфовых осадков, лежащих на глубинах не более 50—60 м. Видимо, до этих отметок падал уровень моря в максимуме последнего валдайского оледенения (Бологовская стадия).

Соответствующие этой фазе карангатские и отчасти новоэвксинские отложения более грубые на шельфе тектонически активных Горного Крыма и Кавказа и более тонкие на подводном продолжении тектонически стабильных Русской и Скифской платформ. В период регрессий размыв низменных платформенных областей происходил менее интенсивно, чем высокогорных систем.

Распространяя этот вывод на шельф открытого океана, где уровень падал до отметок – 138 м (Орленок, 1985), можно с учетом возрастания мощности морского голоцена на внешней части шельфа ожидать увеличения дифференцированности петрофизических характеристик донных осадков, начиная с глубин 50—60 м, что находит подтверждение в исследовании их литологии и гранулометрии.

Регрессионный анализ вскрывает большой разброс между всеми параметрами при низких коэффициентах корреляции. Это обусловлено сильным разбавлением осадков ракушечным детритом, их сероводородной насыщенностью, плохой сортировкой. Тем не менее, отмечается устойчивая корреляционная связь (R=0,94) между импедансом и коэффициентом отражения: z = 4,9R + 1,39 (рис. 35). По своей структуре это уравнение аналогично уравнениям, полученным для бореальных шельфов.

Петрофизика донных осадков Фареро-Шетландского желоба Грунты желоба до настоящего времени были сравнительно мало изучены. Наши работы явились первыми детальными исследованиями петрофизики дна этого района. По данным проведенного нами в желобе сейсмопрофилирования его дно покрыто мелкослоистой толщей мощностью 40—60 м, которая с резким несогласием налегает на неровную со следами эрозии поверхность коренных пород.

Толща представляет собой отложения плейстоцена, накопление ее происходило в условиях близких к современным. Выдержанные мощности плиоценовых слоев, опущенных по бортам желоба без флексурного перегиба, указывает, что накопление их происходило на горизонтальной поверхности морского бассейна. Следовательно, образование Фареро-Шетландского желоба началось сравнительно недавно — где-то в конце плиоцена, начале плейстоцена. С этого времени видимо началось поступление теплых вод Гольфстрима в Норвежско-Гренландский бассейн. Здесь видимо заключена одна из разгадок причин начавшихся вслед за этим циклов плейстоценовых оледенений и межледниковий. Определенные нами по динамическим характеристикам отраженных волн акустические характеристики плейстоценовой толщи приведены в таблице V.5.

Таблица V.Район исследований с1, км/с с2, км/с R(f) (f), (Q) (Q+N2) м-110-Фареро-Шетландский желоб 3,0–4,5 1,51 1,62 0,2–0,Шельф Шетландский о-вов 3,5–4,0 1,64 3,2 0,6–0,Шельф Фарерских о-вов 3,0–4,0 1,78 1,96 0,3–0,Мощность отложений голоцена равна 25—40 см и увеличивается с ростом глубин. На дне желоба они представлены пелитовыми глинистыми илами, на склонах — терригенными алевритами и мелкозернистыми песками. В основании голоцена залегают серые алеврито-пелитовые илы с примесью гальки. Эта граница маркирует эпоху поздневюрмского похолодания и более низкого стояния уровня моря, когда береговая линия подступила ближе к бортам желоба, куда выносился грубый материал. Плейстоценовые осадки характеризуются частым чередованием прослоев алевритов и мелких песков. Все это находит отражение в дифференцированном по глубине и по площади желоба изменении всех параметров. Осадки голоцена и плейстоцена шельфа и склона Фарерских островов характеризуется повышенными значениями магнитной восприимчивости (100— 100010-6 СГС). В желобе и на шетландском склоне — уменьшается до 8—3010-6 СГС, при этом наибольшее содержание магнитных минералов отмечается в алевритовой фракции, наименьшее — в пелитовой. Наблюдается пилообразное изменение всех параметров по колонкам, обусловленное неоднородной гранулометрической структурой осадков. В целом скорость звука, плотность, поглощение, импеданс увеличиваются с возрастанием процентного содержания алевритовой фракции и, наоборот, вне зависимости от возраста. Отсюда четкая зональность в пространственном изменении всех физических параметров. В таблице V.6 приведены характерные физические параметры голоценовых и плейстоценовых осадков ФарероШетландского желоба.

Таблица V.Средние значения характеристик доголоценовых и голоценовых осадков Фареро-Шетландского желоба Типы осадков, количество с, z, L,, м-К _, 10-6 Гранулометрический состав, %, образцов км/с СГС г/см3 кмг/ссм3 см3с/кмг <0,01 0,01-0,1 0,1- >1,мм мм 1,0 мм мм Доголоценовые осадки Пелитовые илы (34) 1,48 1,47 2,16 0,46 6,54 0,17 110 41,1 52 5,8 1,Алеврито-пелитовые илы (39) 1,51 1,57 2,44 0,41 6,09 0,22 122 38,3 44,8 9,1 7,Алевритовые илы (21) 1,60 1,76 2,83 0,35 5,68 0,30 232 23,9 44,3 24,4 6,Голоценовые осадки Пелитовые илы (15) 1,46 1,44 2,11 0,48 9,85 0,16 96 - - - Алеврито-пелитовые илы (9) 1,54 1,54 2,37 0,42 7,98 0,221 156 - - - Алевритовые илы (12) 1,66 1,69 2,82 0,34 7,29 0,29 243 - - - Примечание. В скобках — количество образцов.

Петрофизика донных осадков Фареро-Исландского и ИсландскоГренландского порогов По преобладающим глубинам (порядка 600 м) пороги занимают промежуточное положение между глубоководными и шельфовыми областями океана и в этом отношении являются типичными для многих подводных возвышенностей. Первые петрофизические исследования осадков этого района океана были проведены нами в 1975 г. Было выполнено 162 геологических станции по всей площади порогов и поднято 165 образцов скальных пород, характеризующих акустический фундамент. В составе осадков большую роль играют пирокластические материалы, особенно в областях, примыкающих к Исландии. До конца плиоцена порог перекрывал доступ атлантических вод в Норвежско-Гренландский бассейн. Еще в начале плейстоцена, как следует из расчета динамики уровня моря (Орленок, 1980, 1982), обширные участки порога должны были оставаться сушей. Это объясняет многие особенности литологии и петрофизики четвертичных отложений Северной Атлантики. Мощность голоценовых отложений на поверхности порогов равна 30—35 см, верхнего плейстоцена — 60—70 см. По данным скважины “Гломар Челенджер”общая мощность морского плейстоцена достигает 18 м В нем присутствуют типичные моренные отложения с галькой, щебнем, песками. Фареро-Исландский порог отрисовывается своеобразной гранулометрической аномалией — это область преимущественного распространения крупно-алевритовой и песчанистой фракции (70–80%), представленной терригенными, вулканогенными и ракушечными отложениями (таблица V.7).

Таблица V. Петрофизические свойства голоценовых осадков Фареро-Исландского порога К _, Гранулометрический состав, Тип осадков Коли- c0, в c, км/с z, L, Wок, n,,, чество при- % % % г/см3 (г/см2 см3с м-1 -образ- донном с)105 /гкм цов слое, км/c <0,01 0,01- 0,1- >1,мм 0,1 1,0 мм мм мм Ракушечные 15 1,48 1,65 1,85 3,05 0,33 27 66 12 0,34 190 3,3 14,2 53 пески Вулканические 10 1,49 1,74 1,90 - - 30 66 - 0,37 190 0,2 20 65 10,пески Терригенные и 33 1,48 1,55 1,83 2,83 0,35 33 69 13 0,31 260 9,0 37,0 37 терригенновулканические пески Терригеннве 25 1,47 1,55 1,58 2,44 0,41 45 75 12 0,25 210 20,5 48 20 илы Вулканические 8 1,47 1,67 1,83 3,06 0,33 35 70 15 0,33 370 14 83 4 илы Позднеплейстоценовые осадки имеют сходный механический состав, но резко отличаются от голоценовых полным отсутствием фораминифер. Склона порога покрыты алеврито-пелитовыми и пелитовыми терригенными илами. Поверхность порогов характеризуется повышенными значениями плотности (1,9 г/см3), скорости звука (1,м/с) и производных от них величин импеданса (3,0—4,0 кмг/см3с) и коэффициентами отражения (0,35—0,40). Коэффициент поглощения равен 5—10 м-1, против 15—20 м-1 в прилегающих котловинах. Магнитная восприимчивость осадков порога в целом выше, чем в окружающих областях, он оконтуривается изолинией 20010-6 СГС. Наибольшие значения наблюдаются в песчаных, алевритовых и грубообломочных фракциях. Регрессионный анализ обнаруживает линейную зависимость физических характеристик от гранулометрического состава и в меньшей степени от литологии (рис. 36). Регрессионное уравнение для импеданса имеет вид:

z = 1,9 + 2,513 K + 1,792 K2, т.е. по своей структуре сходно с выражением, полученным для осадков Балтийского моря.

Петрофизика донных осадков Гренландской котловины Верхний слой осадков представлен алеврито-пелитовыми илами светло-коричневого и палевого цвета с включением большого количества фораминифер. В пределах подводных гор и склонов хребтов Мона и Книповича увеличивается содержание песчаной и грубообломочной фракций. На глубине 45—50 см отмечается четкая смена в литологии осадков. Фораминиферовый слой замещается бескарбонатными терригенными алевритами зеленовато-серого цвета.

Это, по всей вероятности, литологическая граница голоцена и плейстоцена, т.к. в период оледенений доступ атлантической микрофауны в этот бассейн был затруднен осушением Фареро-Исландского порога (Орленок, 1990). Голоценовые осадки обогащены алевритовыми фракциями, позднеплейстоценовые — песчаной. В связи с этим отмечается небольшой рост скорости звука и плотности сверху вниз по колонке с 1,39 до 1,48 км/с и с 1,48 до 1,62г/см3 соответственно, что сопровождается уменьшением влажности и пористости (табл. V.7).

Таблица V.Тип и возраст с, км/с z, Wок, % n,% R, г/смосадков кмг/см3с Алевритовые, 1,39 1,48 1,97 44 78 0,фораминиферовые илы, QТерригенные 1,48 1,62 2,40 35 72 0,алевритовые илы, QВвиду недостаточного количества статистического материала (станций), регрессионный анализ не проводился. Исследованная область Гренландского моря является своеобразным реликтом океанской периферии материковых оледенений. Морской голоцен здесь отличается от морского плейстоцена лишь присутствием атлантических формаинифер. Но он также засорен материалами ледовоайсбергового разноса. Отмечаемое изменение физических свойств нельзя объяснить небольшим погрублением осадков плейстоцена (5%), т.к. измеренные значения этих параметров перекрывают средние. Причина заключается в изменении генетического типа осадков карбонатного на терригенный. Иными словами, в условиях океанических глубин (более 3000 м) при примерном равенстве механического состава, роль генетического фактора в изменениии физических свойств становится более заметной, чем это наблюдается для осадков шельфовых морей.

§3. Петрофизика дна глубоководных котловин Атлантического океана Структура донных осадков ложа океана изучалась многоими советскими и зарубежными исследователями. Однако физическим свойствам осадков посвящено несравнимо меньше работ и значительная часть из них принадлежит зарубежным океанологам (Sutton, Berkchemer, Vafe, 1957; Vafe, Drake, 1957; Hamilton, 1971; Horn, 1968;

Акустика морских осадков, 1977; Лебедев и др., 1971; Орленок, 1984; Ильин, Орленок, Шурко, 1992 и др.).

Pages:     | 1 |   ...   | 11 | 12 || 14 | 15 |   ...   | 17 |



© 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.