До питання про механізм утворення неокомских кліноформ Західного Сибіру
В.А. Волков (АУ «Науково-аналітичний центр раціонального надрокористування ім. В.І. Шпільмана»)
У неокомских розрізі центральній частині Західного Сибіру виділяється 14-15 клино-формних тел, що перекриваються витриманими глинистими пачками, з якими зазвичай асоціюються косо нахилені в західному напрямку і прилеглі до опорного відбиває горизонту Б сейсмічні відображають горизонти (рис. 1). Кліноформние тіла черепицеподібно налягають один на одного, поступово зміщуючись в західному напрямку. На захід від осі неокомських басейну на розрізах з'являються кліноформние тіла зустрічного східного падіння, що свідчить про наявність не тільки східно-південно-східного, але також західного (Уральського) джерела зносу теригенно матеріалу в неокомских басейн. Геол Огі НАЦ РН ім. В.І. Шпільмана [9] виділяють на території широтного Пріобья наступні кліноформние резервуари (в дужках наводиться назва перекриває глинистої пачки): БВ15-18 (Новомолодежная), БВ11-14 (Бахіловская), БВ10 (Тагрінская), БВ8-9 (Самотлорского), БВ6- 7 (Урьевская), БВ4-5 (Асомкінская), БС11-13 - БВ0-2 (Савуйская-Покачевская), БС10 (Чеускінская), БС8-9 (Сармановская), БС6-7 (Правдинська), БС1-5 (Пімская) , АС10-12 (Приобське), АС7-9 (Бистрінского). Іноді додатково виділяються БВ12-14 (Приозерна) і БС12-13 (Джерельна).
Мал. 1. Фрагмент тимчасового палеоразреза з регіонального профілю 11
Кожне кліноформное тіло (мова йде далі про кліноформах західного падіння) являє собою клиновидное (Лінзовідно) осадове тіло північно-північно-східного простягання. Протяжність кліноформи досягає 600-800 км, ширина коливається від 100-120 км (БВ6-7. БВ8-9) до 250 км (АС10-12), збільшуючись в середньому від східних кліноформ до західних. У розрізі хрестом простягання клино-форма нагадує криволинейную трапецію, бічні сторони якої нахилені на захід і кілька виполажіваются при наближенні до підстав, причому верхнє підставу витягнуто на схід від точки виполажіванія правого боку трапеції. Вертикальна товщина кліноформи становить 300-400 м. Східний кордон кліноформи проводиться по розкриттю покришки - опесчаніванію перекриває глинистої пачки.
Розглянемо модельний приклад формування кліноформного тіла при відсутності континентального схилу. Припустимо, що в мілководній басейні дно слабо нахилений від берега до центру (всього 1 м на 1 км) на відстань, скажімо, 150-200 км від берега, а потім виполажівается. Припустимо також, що в басейн надходить теригенний матеріал в певній кількості. Якщо в басейні середній базис штормових хвиль (глибина хвильової ерозії донних відкладень) становить 80-110 м, то на відстані 80-110 км від берега (тобто до глибини 80-110 м) накопичення опадів буде визначатися впливом хвиль, в тому числі штормових.
Якщо привнось теригенно матеріалу здійснюється річками, то згідно Т. Елліотту [6], грубозернисті опади у районі фронту дельти прагнуть відкластися поблизу гирла дельтовой протоки, а більш тонкі опади переносяться на більш віддалені від берега ділянки. Для фронту дельти з переважанням хвильових процесів характерні правильна пляжевих берегова лінія і субпараллельно изобат берегової лінії. Профіль відкладень ближче до берега представлений добре Сортувати піском з паралельної і слабонаклонной слоистостью, мористее відкладення представлені чергуванням шарів мулу, алевриту і піску зі слідами хвильової ерозії і косою шаруватість, ще мористее розташовуються біотурбірованние фосилізованій мули.
На узбережжях мілководних морів з терригенной седиментацією в перехідній зоні (що розташовується між середніми глибинами впливу слабких і штормових хвиль) чергуються утворилися в спокійних умовах тонкослоістие глинисто-алевритові шари і відкладаються під час штормів тонкослоістие алевритово-піщані або піщані шари. У далекій зоні нижче рівня впливу штормових хвиль відкладаються переважно тонкозернисті опади. Фації нижній частині предфронтальной зони, представлені переслаиванием алевритів і пісків, в напрямку берега замінюються переважно піщаними, добре Сортувати фациями нижнього пляжу [7]. Ця тенденція збільшення тонкозернистого опадів від берегової лінії в напрямку басейну порушується в штормових умовах: пляжевих і частково далека зона інтенсивно еродують, опади перевідкладався в легенях і виносяться в сторону моря, утворюючи штормові шари.
Обидві моделі седиментації можуть розглядатися в якості механізмів, які забезпечили формування західносибірських неокомских кліноформ. Незалежно від джерела осадового матеріалу - абразія узбережжя або транспортування річками - істотними є два моменти: мелководность басейну і провідна роль басейнових процесів (в першу чергу, хвильових) в перерозподілі надходить теригенно матеріалу. Чистий дельтова модель представляється малоймовірною з урахуванням великої протяжності, субпараллельно і слабкою порізаності кордонів кліноформ. Також малоймовірно висунення узбережжя на сотні кілометрів вглиб басейну без участі потужних річкових систем. Швидше за все, слід припускати комбінацію механізмів - привнось опадів річками і їх перерозподіл басейновим процесами.
Велика частина твердого стоку рівнинних річок представлена глинами (наприклад, в стоці р. Міссісіпі 70% глин, 28% алевролітів і 2% піску [6]). Цей тонкозернистий осад під час штормів в першу чергу піддається взмучіванія і перевідкладенню. Звісно ж, що ці глинисті різниці в кінцевому підсумку повинні концентруватися на ділянках дна, розташованих нижче базису штормових хвиль, тобто в нашому прикладі, нижче 80-110 м глибини моря. Це означає, що на цій глибині і нижче опади утворюють більш пологу порівняно з ухилом дна поверхню (в межі, субгоризонтально), яка в напрямку моря змінюється більш крутим ухилом, природний кут якого обумовлений співвідношенням обсягу опадів, його розмірності, інтенсивності взмучивания, наявністю і швидкостями течій і іншими факторами.
У неокомских відкладеннях Західного Сибіру цей ухил становить зазвичай 20 м на 1 км. У зоні, схильній до дії штормових хвиль, швидкість накопичення опадів відповідає швидкості занурення дна, а мористее обсяг акомодації збільшується внаслідок ухилу дна. При відсутності течій приріст обсягу акомодації відповідає різниці між базисом штормових хвиль і глубінойдна басейну. В результаті опади формують первинне кліноформное тіло (рис. 2). Його товщина на відстані 80-110 км від берега недуже велика внаслідок постійної штормовий ерозії і становить умовно перші метри або десятки метрів, потім збільшується на 100 м (оскільки в прикладі глибина басейну обмежена 200 м), а ще мористее знижується до 0 м. Кути збільшення і зменшення товщини кліноформи, крім перерахованих вище факторів, визначаються співвідношенням швидкості занурення дна і інтенсивності привноса теригенно матеріалу. Опади, які в нашому прикладі будуть відкладені в наступному циклі, в якості підстави матимуть в морістой частини більш круто нахилену поверхню, що дозволить сформувати ще більш чітко виражене кліноформное тіло. У наступних циклах крутизна схилу підстави буде зберігати природну для зазначених вище умов величину.
Мал. 2. Схема формування кліноформних відкладень в мілководній басейні УМ - середній рівень моря, БСВ - базис спокійних хвиль, БШВ - базис штормових хвиль
Припустимо тепер, що в нашому прикладі відбувається загальне занурення дна басейну зі швидкістю 10 см за 1000 років. Тоді, якщо занурення тривало один мільйон років, товщина кліноформного тіла на відстані 100 км від берега складе близько 100 м, далі збільшиться до 200 м і ще мористее знизиться до 0 м. При цьому або повинен збільшитися уголпрімиканія кліноформи до поверхні дна басейну, або збільшитися її ширина.
Якщо привнось теригенно матеріалу перевищує можливості його переробки хвильової діяльністю, а приріст обсягу акомодації за рахунок занурення дна басейну не компенсує обсяги привноса, то на додаток до розглянутих процесів почнеться висунення берегової лінії в сторону моря. При стабільному рівні моря профіль дна збережеться, але зміститься від берега. При цьому грубозернисті (піщані) опади, що накопичуються в прибережній зоні, утворюють лінзи, нахилені в сторону моря під кутом схилу. Акреція лінз, які формуються при настанні узбережжя, утворює щітоотбразние піщані тіла ундаформи. У неокомских кліноформах Західного Сибіру ця частина розрізу зазвичай називається шельфовій, в запропонованій схемі «шельфові» відкладення утворюються фациями ближнього шельфу (пляжу, предфронтальной і перехідної зон) і барами далекої зони. Від співвідношення швидкості занурення дна басейну і зміни рівня моря залежить кут нахилу шарів ундаформи.
Таким чином, сконструйований модельний приклад показує, що формування кліноформних тел може відбуватися в мілководних басейнах. Роль, яку в глибоководних морях грає брівка шельфу, в таких басейнах розподіляється між ізобатою, відповідної базису штормових хвиль, і кромкою схилу накопичуються опадів. Нижче рівня впливу штормових хвиль накопичуються опади переважно пелітовими розмірності, їх потужність на цьому рівні починає збільшуватися, досягаючи максимуму поблизу кромки схилу, яка часто розташовується в районі морістой кордону попереднього шару.
Прийняті в модельному прикладі припущення не виходять за рамки реальності. Якби море затопило сучасну Західно-Сибірської низовина, то ухили дна були б менше, ніж в розглянутому прикладі: від Новосибірська до Салехарда р. Об падаетвсего на 150 м. Згідно Г.Д. Джонсону і К.Т.Болдуіну [2], в епіконтінентальних мілководній (до 25 м) затоці Нортон голоценових шельфових-продельтовий розріз сформований за допомогою штормового перерозподілу опадів дельти р. Юкон і має товщину до 30 см, що означає швидкість накопичення опадів приблизно 3 см за 1000 років, яку можна порівняти із середньою швидкістю седиментації в неокомских басейні Західного Сибіру. Зауважимо, що швидкість занурення дна в Нідерландах в голоцені досягає 250 см за 1000 років!
У випадках, коли розглянуті процеси протікають тривалий час (неокомских кліноформи Західного Сибіру формувалися близько 20 мільйонів років), на них накладаються евстатіческіе коливання рівня моря. При зниженнях рівня частина накопичених опадів, розташована вище нового базису штормових хвиль, повинна розмиватися і переотлагаться нижче базису, формуючи опади тракту низького стояння. При підвищеннях рівня моря накопичилися відкладення повинні перекриватися мулових опадами далекої зони і відкритого моря. У неокомских кліноформах Західного Сибіру таких періодів відповідають трансгресивні глинисті пачки, що перекривають кліноформние резервуари. Ці глинисті пачки можуть передувати в розрізі покривними піщаними пластами - базальними пластами відповідних трансгрессий.
Вітрове вплив на морський басейн здійснюється постійно, сильні шторми також трапляються регулярно і багаторазово протягом одного року. У масштабі геологічного часу їх вплив можна вважати практично постійним.
Тому перенесення опадів геострофічних течіями в область басейну, розташовану нижче базису штормових хвиль, добре пояснює формування ачимовских відкладень Західного Сибіру, в тому числі й усе розмаїття їх текстур від масивних до флюидальностью.
На рис. 3 показано кілька перетинів кліноформ БВ8. БВ6. БВ4. БС12 (зі сходу на захід) в північній частині Юганска мегавпадіни. Реальні кути нахилу кордонів неокомских кліноформних резервуарів так малі (як правило, менше одного градуса), що відобразити будову цієї частини розрізу в неспотвореному масштабі не представляється можливим. Співвідношення вертикального і горизонтального масштабів (рис. 3) 1 до 10: вертикальний масштаб 1:70 000, горизонтальний - 1: 700 000. Східні кордони кліноформ на малюнку не показані. Розрізи добре ілюструють запропоновану модель бічного заповнення мілководного басейну. Навіть при перекручених масштабах на розрізах видно, що кордони кліноформних резервуарів опускаються в напрямку центру басейну під практично постійним кутом, який збільшується не на «кромці шельфу», а на ділянці наростання дефіциту осадового матеріалу. Особливо добре це видно на верхньому і нижньому розрізах, на двох інших розрізах помітні два зміни кута кожної кліноформи: один тяжіє до її дистальної частини, другий - до початку схилу попередньої кліноформи. Розрізи такого типу сформовані, мабуть, в умовах привноса осадового матеріалу в обсягах, що не достатніх для повного зарівнювання рельєфу, утвореного попередньої кліноформой. На закінчення наведемо оцінку глибини неокомських басейну. Максимальні загальні товщини кліноформ складають приблизно 350 м, з них не менше 100 м забезпечені зануренням дна, отже, глибина басейну нижче базису штормових хвиль близько 250 м. До цього необхідно додати глибину впливу штормових хвиль. У розглянутому в статті прикладі використовувалася максимальна, за літературними даними, глибина впливу - до 100 м. Якщо використовувати менш ураганну оцінку базису штормових хвиль - 50 м, то середня глибина неокомських басейну становила не більше 300 м.
Рис 3. Розрізи через кліноформние резервуари (зі сходу на захід) БВ 8. БВ 6. БВ4. БС11 по вказаних лініях свердловин. МаштабиЖ горизонтальний 1: 700000, вертикальний 1: 70000
8. Вейл П.Р. Мітчем Р.М. мл. Тодд Р.Г. та ін. Сейсмостратіграфія і глобальні зміни рівня моря. В кн. Сейсмічна стратиграфія: У 2-х т. Т. 1: Пер. з англ. / Под ред. Ч.Пейтона. -М. Світ, 1982. - 376 с.
Для вашої компанії новобудови від забудовника старт продажів mk.ekbstroy.net на вигідних для вас умовах.