Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа)
Скорости шельфового осадконакопления в условиях термального погружения использованы для определения режимов погружения, величин коэфициента остывания и коэффициента утонения современного Каркинитского (СЗ шельф Черного моря) и фрагментов двух древних осадочных бассейнов – Карпатского и палеозойского...
Saved in:
| Published in: | Геология и полезные ископаемые Мирового океана |
|---|---|
| Date: | 2011 |
| Main Author: | |
| Format: | Article |
| Language: | Russian |
| Published: |
Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України
2011
|
| Subjects: | |
| Online Access: | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/44730 |
| Tags: |
Add Tag
No Tags, Be the first to tag this record!
|
| Journal Title: | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| Cite this: | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) / В.В. Гончар // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2011. — № 4. — С. 5-16. — Бібліогр.: 20 назв. — рос. |
Institution
Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine| _version_ | 1859733418726653952 |
|---|---|
| author | Гончар, В.В. |
| author_facet | Гончар, В.В. |
| citation_txt | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) / В.В. Гончар // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2011. — № 4. — С. 5-16. — Бібліогр.: 20 назв. — рос. |
| collection | DSpace DC |
| container_title | Геология и полезные ископаемые Мирового океана |
| description | Скорости шельфового осадконакопления в условиях термального погружения использованы для определения режимов погружения, величин коэфициента остывания и коэффициента утонения современного Каркинитского (СЗ шельф Черного моря) и фрагментов двух древних осадочных бассейнов – Карпатского и палеозойского Преддобруджинского. В истории бассейнов на основе стратиграфической записи выделены периоды термального шельфового погружения. Величины коэффициента остывания использованы для установления природы фундамента и выяснения палеотектонической позиции древних осадочных комплексов.
Швидкості шельфового осадонагромадження використано для визначення режимів
занурення, величин коефіцієнта остигання і коефіцієнта утонення сучасного Каркінітського (ПнЗх шельф Чорного моря) і фрагментів давніх осадових басейнів – Карпатського та палеозойського Переддобруджинського. В історії басейнів на основі стратиграфічного запису виділено періоди термального шельфового занурення. Величини
коефіцієнта остигання використано для встановлення природи фундаменту та визначення тектонічної позиції давніх осадових комплексів.
Velocities of shelf sedimentation are used for estimation of subsidence regimes, values of
cool coefficient and thin faktor for new Karkinit basin (NW shelf of the Black Sea) and
fragments of two old – Carpathian and Paleozoic Dobrogean – basins. Periods of thermal
shelf subsidence were segregated in the basins history. Values of cool coefficient are used to
establish the nature of fundament and to reconstruct paleotectonic positions of old
sedimentary basins.
|
| first_indexed | 2025-12-01T14:08:12Z |
| format | Article |
| fulltext |
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СКОРОСТЕЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ...
ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4 5
ПАЛЕОРЕКОНСТРУКЦИИ
УДК 551.465: 551.243
© В. В. Гончар, 2011
Институт геофизики им. С.И. Субботина, НАН Украины, Киев
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СКОРОСТЕЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
В ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКОМ АНАЛИЗЕ ОСАДОЧНЫХ
БАССЕЙНОВ (идентификация «термального» шельфа)
Скорости шельфового осадконакопления в условиях термального по�
гружения использованы для определения режимов погружения, величин ко�
эфициента остывания и коэффициента утонения современного Каркинит�
ского (СЗ шельф Черного моря) и фрагментов двух древних осадочных бас�
сейнов – Карпатского и палеозойского Преддобруджинского. В истории бас�
сейнов на основе стратиграфической записи выделены периоды термаль�
ного шельфового погружения. Величины коэффициента остывания исполь�
зованы для установления природы фундамента и выяснения палеотекто�
нической позиции древних осадочных комплексов.
Введение. В контексте проблематики развития осадочных бассейнов в
разных отношениях внимания заслуживает скорость осадконакопления.
При изостатической компенсации нагрузка осадочного чехла в глубоковод#
ных условиях определяет тектонику погружения [6]. В шельфовых услови#
ях ситуация обратная – свойственное шельфу соответствие темпов накопле#
ния осадка и погружения [1, 15] делает шельфовую часть стратиграфичес#
кой колонки информативной в отношении параметров погружения. В опи#
сании термального погружения ключевым является коэффициент остыва#
ния k, который связывает мощность новообразованной литосферной ман#
тии с временем остывания и ранее использовался в основном для определе#
ния мощности океанической литосферы [11, 14, 18]. Сфера применимости
данного коэффициента расширяется, если использовать его косвенную кон#
тролирующую роль в накоплении осадка. Это позволяет в рамках термаль#
ной модели обосновывать геодинамическую ситуацию, получать палеотек#
тоническую привязку осадочного разреза, наконец, предположив исходную
мощность литосферы, восстановить элементы глубинного разреза в области
шельфа: положение подошвы континентальной литосферы и подошвы но#
вообразованной литосферной мантии.
Связь скорости осадконакопления на шельфе с параметрами термаль7
ного погружения. Отличием шельфового осадконакопления является выра#
ботка постоянного профиля равновесия морского дна под действием волн
(фиксация поверхности осадочной колонны). Это обеспечивает соответствие
между величиной тектонического (в нашем случае – термального) погруже#
ния фундамента и мощностью накапливающегося осадочного чехла [1, 15].
На основании выражения для скорости изменения глубины морского дна в
рамках изостатической термальной модели погружения (см. [6]), получим
уравнение скорости осадконакопления на шельфе
ГОНЧАР В.В.
6 ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4
( )
( )sa
am
s
t
k
v
ρρ
ρρ
−
−
=
2
' , (1)
где ρs, ρm, ρa – средние плотности осадочного чехла, новообразованной ли#
тосферной мантии и астеносферы соответственно, t – время остывания, k –
коэффициент остывания с размерностью км/млн. лет1/2, связанный с отно#
сительной температурой в кровле остывающей мантии и пространственным
параметром остывания (см. [7, 14]). Первоначально коэффициент остыва#
ния k был задействован в определении мощности океанической литосферы
[11, 18]; в работе [7] он был обобщен на случай пассивной континентальной
окраины (рифта) и использовался для установления мощности подстилаю#
щей термальной литосферы. С помощью k, как будет показано ниже, мож#
но также определить коэффициент утонения β. Более широкие возможнос#
ти палеотектонического анализа возникают из сопоставления теоретичес#
кого поля скоростей термального шельфового осадконакопления (уравне#
ние (1)) с данными по таким скоростям в осадочных бассейнах.
Кривые изменения скорости шельфового осадконакопления во време#
ни для различных k вынесены на диаграммы, с помощью которых анализи#
руются природные данные (рис. 1, А, рис. 2, А и Б). Скорость последователь#
но снижается от первоначальных весьма высоких величин (выше 0.3 мм/год),
до минимальных (<< 0.1 мм/год); темпы снижения замедляются со време#
нем. При расчетах плотность астеносферы бралась исходя из температуры
1500°С (ρa= 3200 кг/м3), ρm рассчитывалась при температуре в подошве но#
вообразованной литосферной мантии 1300°; ρs принята равной 2600 кг/м3.
Следует заметить, что плотность новообразованной литосферной мантии ρm
в вертикальном сечении обусловлена k, так как рассчитывается в функции
разности температур в кровле и подошве новомантийного слоя.
Термальному погружению предшествует этап рифтогенеза, в ходе ко#
торого исходная литосфера утоняется как в результате растяжения, так,
вероятно, и продвижения фронта плавления [17]. Контакт астеносферы с
«холодной» литосферой в используемой модели [7] предусматривает уста#
новление термального погранслоя, в котором верхняя граничная темпера#
тура определяется линейным градиентом температуры в исходной литосфе#
ре. Отсюда – зависимость коэффициента утонения литосферы β от k в выра#
жении, описывающем профильное изменение последнего [7],
( )
sml
sl
m yH
yH
kk
−
−−
=
β/11
,
где Hl – уровень компенсации (исходная мощность литосферы), km и ysm –
референтные значения коэффициента остывания и глубины подошвы чех#
ла океанической литосферы, ys – глубина подошвы чехла изучаемого разре#
за. Температуре аномальной мантии 1500°С при температуре солидуса ба#
зальта 1300°С соответствует km = 8.51 [7]. Величины ysm и ys малы по срав#
нению с Hl, ими можно пренебречь. Тогда результат не зависит от Hl, и мы
получаем более универсальную зависимость
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СКОРОСТЕЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ...
ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4 7
,
kk
k
m
m
−
=β (2)
которая позволяет легко, не прибегая к многовариантным вычислениям,
определять приближенные значения коэффициента утонения на основе ко#
эффициента остывания, полученного, в свою очередь, из анализа скоростей
шельфового осадконакопления. Последние детерминированы минимальным
набором априорных данных (длительность остывания и основные плотнос#
ти в (1)).
Определение стадии термального шельфа и коэффициента k для со7
временных и древних осадочных бассейнов. Тектонические приложения.
Решить обратную задачу обнаружения шельфовой стадии в стратиграфи#
ческой записи осадочного бассейна и определить на ее основе k можно, вы#
нося скорости осадконакопления на диаграмму теоретических скоростей
термального шельфа. Ниже рассмотрены три примера такой реконструкции:
современного морского бассейна (Каркинитский прогиб на СЗ шельфе Чер#
ного моря) и двух фрагментов древних прогибов (Преддобруджинского па#
лейозойского и Карпатского). Современный прогиб интересен тем, что по#
зволяет проконтролировать результат определения коэффициента остыва#
ния на основе скоростей осадконакопления доступным в его случае числен#
ным методом [7]. Фрагменты древних осадочных прогибов анализируются с
целью установления их палеотектонической позиции.
Рассматривались региональные стратиграфические колонки, на осно#
вании указанных в них мощностей и соответствующих временных интерва#
лов определялась кажущаяся (или эффективная) скорость осадконакопле#
ния. Если в колонке указывался диапазон изменений мощности для стра#
тиграфического интервала, бралось его среднее значение. Предполагалось,
что осадочные образования не уплотняются при погружении, поэтому при
определении скорости не проводилось предварительное разуплотнение. Пра#
вильность такой постановки подтверждена полученными результатами.
Каркинитский прогиб СЗ шельфа Черного моря. На диаграмме (см.
рис. 1, А) отрезками для каждого стратиграфического интервала показаны
скорости осадконакопления, определенные для Гамбурцевской и Голицын#
ской площадей по данным [4], и скорости, полученные из сводного стратиг#
рафического разреза Северного Причерноморья и северо#западного шельфа
Черного моря [3]. Начало термального погружения соотнесено с началом се#
номана (97 млн. лет). Из распределения скоростей по данным первого ис#
точника с очевидностью вытекает, что в истории погружения депоцентра
существовал интервал времени от кампана до позднего эоцена, в течение ко#
торого скорости устойчиво следовали теоретической кривой k 6, последова#
тельно снижаясь от 0.05 до 0.03 мм/год. Этот отрезок эволюции можно трак#
товать как стадию шельфового термального погружения. Данные сводного
стратиграфического разреза [3] дают «отскок» скоростей в средней части
этого интервала в сторону увеличения, тогда как в начальный (кампан) и
конечный (эоцен) периоды они вполне сопоставимы со скоростями по дан#
ным [4] и также приближены к кривой теоретической скорости осадкона#
копления k 6.
ГОНЧАР В.В.
8 ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4
Вариации скорости в пределах выделенного интервала шельфового
термального осадконакопления могут быть объяснены совмещением в свод#
ном разрезе участков с разными параметрами погружения. Колебания глу#
бины моря также могут искажать связь скорости осадконакопления и по#
гружения фундамента: в случае трансгрессии скорость осадконакопления
может превышать теоретическую шельфовую, в случае регрессии и размы#
ва – наоборот.
Предшествующую шельфовому этапу начальную стадию термального
погружения (сеноман#коньяк) следует рассматривать как стадию морского
бассейна с глубиной, превышающей критические 200 м, темпы осадкона#
копления в течение которой менялись независимо от скорости погружения
фундамента. С позднего эоцена скорость осадконакопления, по#видимому,
вновь выходит из#под контроля термального погружения, однако это не зна#
чит, что шельфовые условия осадконакопления прекратились. Причиной
может быть начавшаяся тектоническая активизации в регионе, продолжив#
шаяся в олигоцене – квартере в связи с аравийской коллизией. То есть, мож#
но заключить на основании рассматриваемой диаграммы, что погружение
Каркинитского прогиба с позднего эоцена происходило под влиянием тек#
тонических сил. Этот вывод совпадает с данными работы [16].
Коэффициент утонения литосферы в, соответствующий k = 6, соста#
вит, согласно (2), 3.4. Такое, более чем 3#кратное утонение означает, что при
нормальной мощности литосферы 130 км, в конце рифтогенеза кровля ано#
мальной мантии поднялась до уровня 40 км. В первом приближении такой
подъем вполне соответствует дифференцированному типу синрифтового вул#
канизма в пределах Скифской плиты [9], развитие которого требует, чтобы
кровля аномальной мантии достигала уровня континентальной коры, обес#
печивая плавление последней [8, 17].
Коэффициенты k и β для современного морского бассейна с известным
положением кровли и подошвы чехла могут быть получены итерационным
методом [7], если предположить ряд ключевых параметров, включая мощ#
ность и среднюю плотность исходной литосферы. Воспользуемся этой воз#
можностью для проверки полученных значений. Расчет выполнен для ме#
ридионального сейсмического разреза Каркинитского прогиба (рис. 1, Б),
взятого из работы [20]. При итерационном подборе необходим дополнитель#
ный независимый критерий, ограничивающий многовариантность. В его
качестве было выбрано условие первоначального мелководноморского (ме#
нее 100 м) рифтового бассейна. Результат при Hl = 145 км, средней плотно#
сти литосферы 3197 кг/м3, мощности коры 35 км показан на рис. 1, В. Зна#
чения k в центральной части впадины заключены в интервале 5.5 – 6.2, что
хорошо согласуется с определением на основе скоростей осадконакопления.
Комбинируя результаты двухмерного моделирования и анализа скоростей
осадконакопления, поместим на разрез Каркинитского прогиба модельные
стратиграфические колонки «термальной» шельфовой серии, отвечающие
разным профильным значениям k (рис. 1, Б, В). Получаемый в результате
теоретический осадочный разрез (как часть полного разреза) может служить
дополнительным аргументом при решении проблем стратиграфической
корреляции данных сейсморазведки МОГТ.
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СКОРОСТЕЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ...
ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4 9
Бориславско�Покутская и Скибовая зоны Карпат. Представлены дан#
ные по палеогену Бориславско#Покутской зоны (рис. 2, А), основанные на
сводной стратиграфической шкале [2] и стратиграфическом разрезе юго#
восточной части Карпат [19]. Начало термального погружения соотносится
с ранним неокомом (141 млн. лет). Полученное распределение интерваль#
ных скоростей осадконакопления показывает, что шельфовое осадконакоп#
ление может быть выделено в эоцене и олигоцене на базе совокупного трен#
да в интервале теоретических кривых k 7 – k 8. Существенным отклонением
в сторону более высоких значений скорости осадконакопления по данным
сводной стратиграфической шкалы является интервал в среднем палеоцене
Рис. 1. Скорости осадконакопления и реконструкция шельфовой серии Каркинитского
прогиба (СЗ шельф Черного моря).
А – диаграмма изменения скоростей осадконакопления во времени. 1 – теоретические
кривые скоростей шельфового осадконакопления, для которых указано соответствующее
значение коэффициента k, 2, 3 – скорости осадконакопления Каркинитского прогиба, полу#
ченные на основании стратиграфических разрезов из [2] и [3]. Пунктирная кривая – макси#
мально возможные скорости осадконакопления на шельфе, отвечающие значению km = 8.51.
Б – сейсмический разрез осадочного чехла Каркинитского прогиба (по [20] с добавления#
ми). Показаны теоретические стратиграфические колонки в объеме реконструированного
термального шельфа для различных профильных значений k.
В – величины коэффициента остывания и коэффициента утонения, полученные итера#
ционным способом
ГОНЧАР В.В.
10 ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4
(106–112 млн. лет). Отклонение скоростей к меньшим величинам, до уров#
ня теоретических кривых k 5 и k 6, получено на временном интервале сред#
него и позднего эоцена по обоим используемым источникам. Верхний вре#
менной предел термальной шельфовой серии Бориславско#Покутской зоны
должен совпадать с началом общей орогенической инверсии флишевого бас#
сейна в раннем миоцене [12].
Данные по Скибовой зоне (рис. 2, А) «продлевают» шельфовый тренд
скоростей осадконакопления Бориславско#Покутской зоны назад во време#
ни до кампана, однако располагается соответствующая средняя траектория
несколько выше кривой k 8 – на уровне k = 8.2, что выше среднего уровня
для Бориславско#Покутской зоны, составляющего примерно 7.8. Шельфо#
вое осадконакопление в условиях термального погружения в пределах Ски#
бовой зоны, по#видимому, прекратилось в среднем эоцене, так как в это вре#
мя произошло резкое отклонение скорости от установленного тренда в сто#
рону понижения; в олигоцене она «подскочила» до 0.1 мм/год. Подобная
неустойчивость может говорить о приведении в действие тектонических
факторов погружения фундамента, например, изгиба плиты вследствие
приближения ее к зоне субдукции.
Полученным высоким значениям коэффициента остывания для Бо#
риславско#Покутской зоны (k = 7 – 8) соответствуют величины коэффици#
ента утонения от 6 и выше. Это дает приблизительную палеотектоничес#
кую привязку обстановки накопления соответствующих ей осадков как
нижней части и подножия континентального склона в области максималь#
ного утонения континентальной литосферы, фактически на границе с оке#
анической литосферой. Шельфовая серия Скибовой зоны по уровню k еще
более приближается к km, то есть, – максимально приближена к океани#
ческой обстановке.
Полученное приближение экспериментальных скоростей осадконакоп#
ления к их максимальным теоретическим значениям, определяемым вели#
чиной km = 8.51, означает, в частности, правильность принятого в этой ра#
боте предположения о неуплотняемости осадков с глубиной (по крайней
мере, для шельфа). В противном случае, выполнив процедуру предваритель#
ного разуплотнения осадочной колонны, мы бы получили скорости, суще#
ственно выше теоретически допустимого уровня осадконакопления в пре#
делах термального шельфа.
Средний палеозой Преддобруджинского прогиба. Преддобруджинский
«прогиб» является, пожалуй, наиболее противоречивым элементом юго#за#
падного плитного обрамления Восточноевропейского кратона. За длитель#
ную венд – фанерозойскую историю развития на его пространстве соедини#
лись фрагменты перикратона (окраины геосинклинали), краевого и передо#
вого прогибов, вулканического пояса, рифта и платформы [3, 10, 12, 13].
Трактовка природы сульфатно#карбонатного комплекса среднего девона –
визе, с которым связаны месторождения нефти, также неоднозначна. В ра#
боте [13] на основе формационных признаков поддерживается версия сред#
непалеозойского краевого прогиба, синхронного с герцинскими фазами оро#
генеза в соседней Добрудже. Квазиплатформенный режим в условиях пе#
рикратонного прогибания – такой видится обстановка формирования ком#
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СКОРОСТЕЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ...
ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4 11
плекса авторам сводки [12]. Е.И. Паталаха, проанализировавший генети#
ческие признаки развития Преддобруджинского прогиба, отметил необыч#
ную для краевого прогиба степень деформированности и магматизации па#
леозойских образований, а также несвойственную платформенно#лагунным
условиям осадконакопления значительную (порядка 2.5 км) мощность суль#
фатно#карбонатных отложений [10]. Как одну из возможных альтернатив
он предложил «батиальную» модель формирования комплекса на стыке пе#
рикратона с субокеанической впадиной (аналог Прикаспия).
Диаграмма скоростей осадконакопления Преддобруджинского проги#
ба в интервале от силура по ранний карбон (рис. 2, Б) составлена по данным
сводного стратиграфического разреза Западного Причерноморья [3] и стра#
тиграфических разрезов палеозоя из [4]. Начало погружения отнесено к ран#
нему силуру (438 млн. лет), с которым связывается начальная стадия раз#
вития герцинской геосинклинали [3]. В начале (силур) и в конце (ранний
Рис. 2. Скорости осадконакопления и реконструкция шельфовых серий Бориславско#
Покутской и Скибовой зон Карпат (А) и Преддобруджинского прогиба (Б).
1, 2 – скорости осадконакопления Бориславско#Покутской зоны, полученные по стра#
тиграфическим разрезам из [19] и [2]; 3 – то же для Скибовой зоны по данным [2]; 4, 5 – то же
для Преддобруджинского прогиба по данным [3] и [4]
ГОНЧАР В.В.
12 ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4
карбон) погружения скорости осадконакопления близки по обоим источни#
кам и составляют от 0.01 до 0.04 мм/год. Результаты расходятся для девон#
ского периода. Отчетливыми признаками термального шельфового погру#
жения в девоне обладает тренд скоростей сводного разреза; разброс значе#
ний по данным второго источника не опровергает эту ситуацию в принципе,
хотя дает основание для их дальнейшего уточнения. Пока же есть основа#
ния заключить, что значения k для сульфатно#карбонатного комплекса де#
вона изменяются в интервале 6 – 8. Эти высокие величины не совместимы с
гипотезой квазиплатформенного прогиба. Девонский комплекс Преддобруд#
жинского прогиба по установленным величинам коэффициента остывания
является аналогом флишоидных образований Бориславско#Покутской и
Скибовой зон Карпат, сходной должна быть и его палеотектоническая пози#
ция – шельфовая карбонатная надстройка на терригенном осадочном осно#
вании континентального склона, в зоне перехода от континентальной к оке#
анической литосфере. Таким образом, получает подтверждение гипотеза о
периокеанической природе сульфатно#карбонатного комплекса [10]. Тогда
в современной позиции на краю Восточноевропейской платформы его сле#
дует рассматривать как аллохтон фронтальной части аккреционного ороге#
на Северной Добруджи. В этом контексте понятны и высокая степень де#
формации, и значительная мощность этого комплекса.
Модель шельфового комплекса пассивной континентальной окраины.
Палеотектоническая позиция шельфовых образований Преддобруджинско#
го прогиба и Карпат демонстрируется на основе простой численной модели
пассивной континентальной окраины. Построения осуществлялись на ос#
нове уравнений локального изостатического равновесия морского осадоч#
ного бассейна в условиях термального погружения [7]. Был задан профиль
утоненной континентальной и переходной литосферы в типичном масшта#
бе современной пассивной окраины, характеризуемый коэффициентом уто#
нения β (рис. 3, А и Б). Коэффициент k определялся с помощью соотноше#
ния (2). Осадконакопление на шельфе регулировалось условием равновесия
осадочной колонны:
( ) ( )( ) ( )amallsa tkHh ρρρρβρρ −−−−=− /11 ,
где h – мощность чехла, ρl – средняя плотность литосферы. Вне шельфа ско#
рость осадконакопления задана постоянной, равной средней скорости для
субокеанических впадин – 0.14 мм/год [6].
На рис. 3, А показан результирующий (после 70 млн. лет эволюции)
глубинный разрез, на рис. 3, В – осадочный чехол. Пассивная окраина это#
го возраста приблизительно соответствует стадии завершения термального
шельфового осадконакопления в случае Преддобруджинского прогиба (се#
редина позднего девона), в отношении же Карпатского флишевого бассейна
модель демонстрирует этап начального формирования шельфовой серии
Скибовой зоны, вступившей в этот процесс, надо полагать, вслед за Борис#
лавско#Покутской зоной. Отложения термального шельфа образуют полу#
веер, раскрывающийся в сторону океанического бассейна. Максимальная
мощность шельфовых отложений (до 2.5 км) достигается в центральной ча#
сти шельфа и приблизительно соответствует мощности среднепалеозойско#
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СКОРОСТЕЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ...
ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4 13
го сульфатно#карбонатного комплекса Преддобруджинского прогиба [3, 12].
На графике k отмечены диапазоны величин коэффициента остывания, оп#
ределенные на основании скоростей осадконакопления (рис. 3, Б). С их по#
мощью можно оценить позицию и получить примерную протяженность со#
ответствующих им зон в пределах модельной осадочной призмы, что и по#
казано на рис. 3, В. Отложения среднепалеозойского комплекса и Борис#
лавско#Покутской зоны накапливались над основной частью склона и кон#
тинентальным подножием пассивной окраины. Фундаментом им служила
Рис. 3. Численная модель погружения пассивной окраины
А – глубинный разрез на момент 70 млн. лет после начала термального погружения. Точ#
ками показан осадочный чехол, вертикальной штриховкой – шельфовые осадки. Жирной
линией обведен начальный контур утоненной континентальной литосферы, включающий
участок переходного типа. Мощность новообразованной литосферной мантии рассчитывает#
ся в модели.
Б – профили коэффициента остывания k и коэффициента утонения литосферы в. Показа#
ны установленные диапазоны коэффициента остывания для палеозойского комплекса Пред#
добруджинского прогиба (ПП), Бориславско#Покутской (БП) и Скибовой (Ск) зон.
В – строение осадочного чехла. Стратиграфические интервалы проведены через 10 млн.
лет. Вертикальной штриховкой обозначен объем осадков термального шельфа. Обозначены
границы изучаемых комплексов на основе установленных диапазонов k
ГОНЧАР В.В.
14 ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4
утоненная (до 40 км и менее) рифтогенная литосфера переходного типа, ин#
тенсивно деформированная и насыщенная базит#гипербазитовыми интру#
зиями (иллюстрацией может быть глубинный разрез северного склона За#
падночерноморской впадины [5). Отложения Скибовой зоны залегают на
остаточном клине рифтогенной литосферы (мощностью 10 км и менее), да#
лее – на фундаменте, представленном (суб)океанической корой. Восприни#
мать протяженность этих зон в модели можно сугубо условно, предполагая,
что полученные для них вариации k отражают совмещение в стратиграфи#
ческих разрезах пространственно разобщенных участков с разными термаль#
ными параметрами. Тем не менее, протяженность среднепалеозойского ком#
плекса Преддобруджинского прогиба получается равной 50 км, фактичес#
кая на местности – порядка 60 км [10]. Для Бориславско#Покутской зоны
такая оценка дает 40 км длины в пределах шельфа. Шельфовая протяжен#
ность Скибовой зоны ограничена 25 – 30 км в его краевой части, далее, веро#
ятно, она простирается в область батиали. Масштаб перемещения слагаю#
щих их отложений при покровообразовании должен превышать как мини#
мум поперечный размер континентального склона, то есть 100 – 150 км.
Модель иллюстрирует недостаточность формационных принципов па#
леотектонического анализа. Парадоксальность ситуации заключается в том,
что мелководноморские фации надстраивают, по сути, геосинклинальный
осадочный комплекс, залегающий на рифтогенном, магматически и текто#
нически переработанном фундаменте переходной литосферы и собственно
на океанической литосфере. Причиной является проградация шельфа в на#
правлении океанической впадины. В результате субдукции литосферы и
аккреции осадочного чехла периокеанические шельфовые отложения будут
перемещены в область нормальной континентальной литосферы, где по фор#
мальным признакам они вполне могут быть приняты за (квази)платформен#
ный чехол.
Заключение. Проделанный на примере трех осадочных бассейнов раз#
ного возраста и генезиса анализ скоростей осадконакопления в контексте
механизма термального погружения показал, что данный метод может быть
эффективным в установлении режимов погружения. В истории бассейнов
на основе стратиграфической записи удается выделить периоды, когда ско#
рость осадконакопления достаточно точно следовала теоретическим кривым
скорости термального шельфового осадконакопления. Основным практичес#
ким результатом является независимое, опирающееся на ограниченное чис#
ло априорных данных, определение коэффициента остывания k, за которым
стоит фактически модель глубинного строения и развития бассейна. Дан#
ный коэффициент можно использовать как количественный аргумент в спо#
рах о тектонической принадлежности того или иного осадочного комплек#
са, что было показано на примере Преддобруджинского прогиба. Так, коэф#
фициент k позволяет сначала определить природу основания осадочного
комплекса – близость его к платформенному либо океаническому фундамен#
ту; затем с учетом современного положения может быть сделан вывод об ав#
тохтонном или аллохтонном залегании; с помощью моделирования можно
уточнить исходную позицию осадочного комплекса, определив положение
относительно элементов континентального склона и депоцентра. Оценивая
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ СКОРОСТЕЙ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ...
ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4 15
перспективы применения метода скоростей шельфового осадконакопления,
следует иметь также в виду возможность использования в сомнительных
случаях построения и корреляции разрезов осадочного чехла теоретичес#
ких стратиграфических колонок, следующих из модели термального шель#
фового погружения.
1. Белоусов В.В. Геотектоника. – Москва: Изд#во Московского ун#та, 1976. – 331 с.
2. Геологическое строение и горючие ископаемые Украинских Карпат. – Москва:
Недра, 1971. – 390 с.
3. Геология шельфа УССР. Нефтегазоносность. – Киев: Наук. думка, 1986. – 152 с.
4. Геология шельфа УССР. Стратиграфия. – Киев: Наук. думка, 1984. – 184 с.
5. Гончар В.В., Козленко Ю.В. Литосфера Западно#Черноморской впадины вдоль
профиля ГСЗ#25 по данным изостатического и гравитационного моделирования
// Геология и полезные ископаемые Мирового океана. – 2008. – № 2. – С. 5–21.
6. Гончар В.В. Пострифтовое погружение и возраст субокеанической впадины //
Геология и полезные ископаемые Мирового океана. – 2009. – № 2. – С. 38–53.
7. Гончар В.В. Опыт реконструкции термального погружения Западно#Черномор#
ской впадины // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. – 2010. –
№ 1. – С. 48–60.
8. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. – Ленинград: Недра, 1977. – 247 с.
9. Ляшкевич З.М., Яцожинский О.М. Мезозойский магматизм и геодинамика При#
черноморско#Крымской нефтегазоносной провинции // Геофиз. журнал. – 2007.
– № 2. – С. 109–119.
10. Паталаха Е.И., Трофименко Г.Л., Трегубенко В.И., Лебедь Н.И. Проблема кра#
евых прогибов и прогноз УВ. – Киев, 2002. – 251 с.
11. Сорохтин О.Г. Зависимость топографии срединно#океанических хребтов от ско#
рости раздвижения литосферных плит // Докл. АН СССР. – 1973. – Т. 208. – №
6. – С. 1338–1341.
12. Тектоника Украины. – Москва: Недра, 1988. – 254 с.
13. Тектоника Северного Причерноморья. – Киев: Наук. думка, 1988. – 163 с.
14. Теркот Д., Шуберт Дж. Геодинамика. Ч. 1. – Москва: Мир, 1985. – 370 с.
15. Хаин В.Е. Общая геотектоника. – Москва: Недра, 1964. – 477 с.
16. Хрящевская О.И., Стовба С.Н., Стефенсон Р.А. Одномерное моделирование ис#
тории тектонического погружения Черного (северо#западный шельф) и Азовс#
кого морей в мелу – неогене // Геофиз. журнал. – 2007. – 29, № 5. – С. 28–49.
17. Mareschal J.�C., Gliko A. Lithospheric thinning, uplift and heat flow preceding
rifting // Tectonophysics. – 1991. – 197 –P. 117–126.
18. Parker R.L., Oldenburg D.W. Thermal model of ocean ridges // Nature Phys. Sci. –
1973. – 242, № 122. – P. 137–139.
19. Ващенко В.А. и др. Групповая геологическая съемка м#ба 1: 50 000 водораз#
дельной части Юго#Восточных Карпат. Львов, 1985 (фондовые материалы).
20. Михайлов Ю.А. и др. Региональный сейсмостратиграфический прогноз зон неф#
тегазонакопления в палеоценовых отложениях СЗ шельфа Черного моря. Сим#
ферополь, 1992 (фондовые материалы).
Швидкості шельфового осадонагромадження використано для визначення режимів
занурення, величин коефіцієнта остигання і коефіцієнта утонення сучасного Каркі�
нітського (ПнЗх шельф Чорного моря) і фрагментів давніх осадових басейнів – Кар�
патського та палеозойського Переддобруджинського. В історії басейнів на основі стра�
тиграфічного запису виділено періоди термального шельфового занурення. Величини
коефіцієнта остигання використано для встановлення природи фундаменту та виз�
начення тектонічної позиції давніх осадових комплексів.
ГОНЧАР В.В.
16 ISSN 1999�7566. Геология и полезные ископаемые Мирового океана, 2011, №4
Velocities of shelf sedimentation are used for estimation of subsidence regimes, values of
cool coefficient and thin faktor for new Karkinit basin (NW shelf of the Black Sea) and
fragments of two old – Carpathian and Paleozoic Dobrogean – basins. Periods of thermal
shelf subsidence were segregated in the basins history. Values of cool coefficient are used to
establish the nature of fundament and to reconstruct paleotectonic positions of old
sedimentary basins.
Поступила 03.08.2011 г.
|
| id | nasplib_isofts_kiev_ua-123456789-44730 |
| institution | Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine |
| issn | 1999-7566 |
| language | Russian |
| last_indexed | 2025-12-01T14:08:12Z |
| publishDate | 2011 |
| publisher | Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України |
| record_format | dspace |
| spelling | Гончар, В.В. 2013-06-03T17:56:30Z 2013-06-03T17:56:30Z 2011 Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) / В.В. Гончар // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. — 2011. — № 4. — С. 5-16. — Бібліогр.: 20 назв. — рос. 1999-7566 https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/44730 551.465: 551.243 Скорости шельфового осадконакопления в условиях термального погружения использованы для определения режимов погружения, величин коэфициента остывания и коэффициента утонения современного Каркинитского (СЗ шельф Черного моря) и фрагментов двух древних осадочных бассейнов – Карпатского и палеозойского Преддобруджинского. В истории бассейнов на основе стратиграфической записи выделены периоды термального шельфового погружения. Величины коэффициента остывания использованы для установления природы фундамента и выяснения палеотектонической позиции древних осадочных комплексов. Швидкості шельфового осадонагромадження використано для визначення режимів занурення, величин коефіцієнта остигання і коефіцієнта утонення сучасного Каркінітського (ПнЗх шельф Чорного моря) і фрагментів давніх осадових басейнів – Карпатського та палеозойського Переддобруджинського. В історії басейнів на основі стратиграфічного запису виділено періоди термального шельфового занурення. Величини коефіцієнта остигання використано для встановлення природи фундаменту та визначення тектонічної позиції давніх осадових комплексів. Velocities of shelf sedimentation are used for estimation of subsidence regimes, values of cool coefficient and thin faktor for new Karkinit basin (NW shelf of the Black Sea) and fragments of two old – Carpathian and Paleozoic Dobrogean – basins. Periods of thermal shelf subsidence were segregated in the basins history. Values of cool coefficient are used to establish the nature of fundament and to reconstruct paleotectonic positions of old sedimentary basins. ru Відділення морської геології та осадочного рудоутворення НАН України Геология и полезные ископаемые Мирового океана Палеореконструкции Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) Використання швидкостей осадконагромадження в палеотектонічному аналізі осадових басейнів (ідентифікація термального шельфу) Using of sedimentary accumulation rates in a paleotectonic analysis of sedimentary basins (identification of a thermal shelf) Article published earlier |
| spellingShingle | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) Гончар, В.В. Палеореконструкции |
| title | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) |
| title_alt | Використання швидкостей осадконагромадження в палеотектонічному аналізі осадових басейнів (ідентифікація термального шельфу) Using of sedimentary accumulation rates in a paleotectonic analysis of sedimentary basins (identification of a thermal shelf) |
| title_full | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) |
| title_fullStr | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) |
| title_full_unstemmed | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) |
| title_short | Использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) |
| title_sort | использование скоростей осадконакопления в палеотектоническом анализе осадочных бассейнов (идентификация термального шельфа) |
| topic | Палеореконструкции |
| topic_facet | Палеореконструкции |
| url | https://nasplib.isofts.kiev.ua/handle/123456789/44730 |
| work_keys_str_mv | AT gončarvv ispolʹzovanieskorosteiosadkonakopleniâvpaleotektoničeskomanalizeosadočnyhbasseinovidentifikaciâtermalʹnogošelʹfa AT gončarvv vikoristannâšvidkosteiosadkonagromadžennâvpaleotektoníčnomuanalízíosadovihbaseinívídentifíkacíâtermalʹnogošelʹfu AT gončarvv usingofsedimentaryaccumulationratesinapaleotectonicanalysisofsedimentarybasinsidentificationofathermalshelf |