Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

му в геологическом прошлом, вводя при этом поправку на уплотнение породы с глубиной. Таким образом, возможно найти максимальную глу­ бину залегания слоя в течение геологической истории (это не обязатель­ но современная глубина ввиду возможности эрозии), и на основании этого определять ее приведенную мощность. После этого можем вычис­ лить пористость и соответственно мощность слоя на любой глубине и воспроизвести историю погружения, «откладывая» слой за слоем и «уп­ лотняя» их в соответствии с законом уплотнения.

Пронумеруем слои снизу вверх, причем самый нижний слой будет иметь номер 1. Каждому слою поставим в соответствие границу — его подошву. Подошва самого нижнего слоя будет иметь номер 1, совре­ менная поверхность — N. Обозначим через Z j( t ) положение границы j в момент времени t, Azs(t) — мощность слоя j в момент времени t.

Будем использовать обобщенное понятие слоя, соответствующее ин­ тервалу времени (этапу в развитии бассейна). При этом допускаются слои нулевой мощности, соответствующие периодам перерывов в осадконакоплении, и слои отрицательной мощности, соответствующие пе­ риодам эрозии. В этом случае возможно установить однозначную связь разреза и истории бассейна. Современный обобщенный разрез задается через положение границ (подошв) слоев zj(tN) и соответствующих вре­ мен «образования» границы tj,j=l..N, современность соответствует мо­ менту Гд/. Сумма мощностей всех слоев равна полной мощности реально наблюдаемого разреза, однако мощности отдельных слоев могут отли­ чаться, так как введение слоев отрицательной мощности вызывает соот­ ветствующее увеличение мощности нижележащего слоя (слоев).

П оправка на уплотнение

Чтобы ввести поправку на уплотнение, необходимо уметь рассчи­ тать мощность слоя в зависимости от глубины залегания.

Предположим, что пористость однозначным образом зависит от максимальной глубины, на которой находилась порода за свою исто­ рию (этому предположению удовлетворяет любой из феноменологиче­ ских законов уплотнения, рассмотренных выше). Если считать, что по­ ристость зависит от глубины залегания а не от максимальной глубины залегания, то при эрозии должно было бы происходить разуплотнение нижележащих пород, что не согласуется с наблюдениями (наблюдается некоторое «упругое» разуплотнение, однако оно невелико).

Из условия сохранения вещества имеем:

(\-<p(z,))8(zi) = (l-<p(z2))5(z2),

где S(z) — мощность элемента, достаточно малого для того, чтобы его можно было считать равномерно уплотненным. Таким образом, мощ-

186

ность малого элемента на глубине г выражается через его мощность при нулевой глубине (пористость равна поверхностной), или через его мощность при нулевой пористости (большая глубина):

5(z) i-p(Q) «5(0) = 1 l-«p(z)

Для удобства вычислений определим «приведенную» мощность слоя, равную мощности слоя при нулевой пористости и характеризующую количество вещества породы, содержащееся в слое. Функцию, ставя­ щую в соответствие приведенной мощности и глубине залегания кров­ ли слоя его реальную мощность, обозначим как D:

0(Д|,р,z/+1) = Д г,-,

Обратная к ней определяет приведенную мощность из наблюдаемой:

D-1(Дг,,z/+l) = Д,пр.

Для малого элемента имеем:

Я»|> .

5z(z) = D(5"",z) = — ---- , 8пр = D“ (<5z(z),z) = (1-<p(z))8t. l-cp(z)

Мощность слоя конечной толщины, кровля которого находится на глу­ бине z, определяется его разбиением на малые составляющие и после­ дующим суммированием:

Эти соотношения решаются с помощью итерационной процедуры или последовательным суммированием малых элементов. Аналогично «приведенная» мощность слоя выражается через наблюдаемую. Ис­ пользование конкретных видов законов уплотнения, например, экспо­ ненциального или линейного иногда позволяет существенно упростить соотношения.

Определение приведенных мощностей

На первом этапе приведенная мощность слоя определяется на ос­ новании его мощности в современном разрезе и максимальной глуби­ ны залегания слоя за всю его историю:

187

Д7Р =D-,(AZ/,Zinax>/+1).

Если не принимать во внимание возможность эрозии, то можно при­ нять, что современные глубины залегания соответствуют максималь­ ным. Однако при наличии эрозии это будет не так. В этом случае мак­ симальные глубины слоев определяются в результате последователь­ ного снятия слоя за слоем:

Zmax. i Z/nax, i+I + D 1(Az; (tN), zm„x. ,> i) • Л(Azi (tN)),

где r] — функция Хэвисайда (ступенька).

Воспроизведение истории погружения

На основании восстановленных приведенных мощностей слоев Дпр, и продолжительности этапов их отложения теперь возможно вос­ произвести историю погружения в прямой последовательности.

Глубина подошвы слоя j в момент времени Zj(t) определяется следующим выражением:

/-I

Zj(t,) = ssa(ti)+ £ Л z„(/,) ,

«=./

где Дг„(/,) = 0(Дпр Z,ma. п+](t,)) — мощность слоя п в момент г,-, ssa(t) — альтитуда поверхности осадконакопления, z„,ax.j(ti) — максимальная глубина погружения границы j к моменту Откладывая последова­ тельно слой за слоем, начиная с момента ?/ и запоминая максимальные глубины погружения каждого слоя, получаем набор палеоразрезов.

Между моментами ?, производим линейную интерполяцию:

и, таким образом, получаем положение подошвы слоя j в любой мо­ мент времени.

Таким образом, получаем так называемую эпейрогеническую кри­ вую, но только с учетом уплотнения пород и эрозии. Примеры восста­ новленной истории погружения с учетом и без учета палеоглубин и уплотнения представлены на рис. 2.4, 2.5.

2.1.6. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ ПОГРУЖЕНИЕ

Полученная описанным выше способом кривая представляет исто­ рию погружения фундамента, на ее основании можно вычислить неко­ торые другие характеристики. Наиболее важная из них — это текто­ ническое погружение.

188

В р е м я (м л н л е т )

Рис. 2.5. Кривые погружения фундамента для скважин Кочубеевская-1

иПервомайская-14 (Восточное Предкавказье), построенные без учета (/)

ис учетом (2) поправки на уплотнение пород. По [Болотов, 1996].

Известно, что общее погружение фундамента есть результат дейст­ вия двух факторов: первый — термомеханические процессы (эндо­ генные факторы); второй — нагрузка вышележащих толщ (экзогенный фактор). В англоязычной литературе для термомеханической компо­ ненты общего погружения прочно закрепился термин «тектоническое погружение» (tectonic subsidence).

Традиционно используются два типа тектонического погружения (по-англ. air-loaded и water-loaded). Геологический смысл этих величин прост: как погружался бы фундамент, если бы не было осадков, — в континентальных условиях в первом случае, и в подводных условиях во втором случае. Т. е. в первом случае нагрузка осадков полностью удаляется (заменяется атмосферным давлением), а во втором она заме­ няется весом водного столба.

Тектоническое погружение первого типа в чистом виде представ­ ляет собой тектоническую (термомеханическую, эндогенную) состав­ ляющую погружения, и, следовательно, точно соответствует значению термина. Ввиду этого в дальнейшем по умолчанию (т. е. если явно не оговорено) термин «тектоническое погружение» будет использоваться в его первом значении.

190

Для получения тектонического погружения необходимо опреде­ лить, какая его часть обусловлена нагрузкой осадков. Вес осадков мо­ жет поддерживаться либо только за счет выталкивающей (архимедо­ вой) силы на границе литосфера-астеносфера, либо плюс к этому и за счет упругости литосферы. То, какой из этих механизмов имеет место, обусловливает выбор модели изостатической компенсации вертикаль­ ной нагрузки — локальной или региональной.

При локальной изостазии вес осадков должен быть равен весу «вытесненной жидкости» — астеносферы, и, таким образом, тектони­ ческое погружение равно

где (рЛ.„/) — средняя плотность осадков (включая водную толщу), Past— плотность вещества астеносферы на границе литосфера-асте­ носфера (на глубине изостатической компенсации).

Плотность осадков в зависимости от пористости дается выражением

p(z) = <P(Z) -pu.+(l-(p(z)) ■р„„

где pw— плотность воды, рт— плотность минеральной матрицы по­ роды.

В случае региональной изостазии часть погружения, вызванная на­ грузкой осадков, определяется из решения уравнения изгиба тонкой упругой пластинки, плавающей на поверхности жидкости (астеносфе­ ры) с плотностью рш(.

D ■wlv+pasl■g-w = <p.„j>gAz,n,„i = \p(z)-g-dz-

Здесь D — жесткость пластинки на изгиб, w(x) — вертикальное сме­ щение пластинки, вызванное нагрузкой осадков, интеграл в правой части представляет собой вес колонки осадков. Тектоническое погру­ жение определяется вычитанием из полного погружения величины вертикального отклонения w, связанного с массой осадков:

Лг , = Az,olai-w .

Подробнее вопрос о выборе модели изостатической компенсации бу­ дет рассмотрен в следующей главе.

Важность тектонического погружения определяется тем, что оно характеризует тектонические процессы в «чистом» виде, что позволяет использовать его для качественной интерпретации тектонической ис­ тории бассейнов. За последнее десятилетие разными авторами был проведен геоисторический анализ многих осадочных бассейнов и бы­ ли получены характерные виды кривых тектонического погружения

191

различных типов бассейнов (рис. 2.6, см. прил.): бассейнов растяжения [McKenzie, 1978; Royden, Keen, 1980], бассейнов передового прогиба [Beaumont, 1981],окраинных бассейнов (бассейнов пассивных окраин) [Steckler, Watts, 1982], внутрикратонных бассейнов [Quinlan, 1987] и др. Эти исследования показали, что для каждого из типов бассейнов седиментации характерен свой вид кривой тектонического проседания [Angevine et al., 1990]. Сравнивая «эталонные» кривые с кривой текто­ нического погружения, полученной по реальному разрезу конкретного региона, можно выделить те или иные тектонические этапы в развитии последнего. Кроме этого, тектоническое погружение может быть ис­ пользовано в качестве репера при построении тектонических и терми­ ческих моделей эволюции литосферы [Галушкин, 1998].

Еще одной важной характеристикой является скорость тектониче­ ского погружения (рис. 2.4), характеризующая интенсивность тектони­ ческих процессов. Она оказывается очень удобной при корреляции со­ бытий в различных областях, сопоставлении их интенсивности и по­ следовательности во времени.

2.1.7. ДВУХ- И ТРЕХМЕРНЫЙ АНАЛИЗ ИСТОРИЯ ПОГРУЖЕНИЯ

Двухмерные реконструкции

Следующим естественным шагом является переход от одно- к двухмерным реконструкциям. При этом в качестве «осадочной записи» берется геологический разрез, построенный на основании или не­ скольких скважин, или сейсмического профиля, остальные исходные данные те же, что и в одномерном моделировании. Основной резуль­ тат— двухмерные палеоразрезы в любой произвольно выбранный момент времени.

Самый простой путь осуществить двухмерные реконструкции — это разбить разрез на псевдоскважины (рис. 2.7), по каждой из них вы­ полнить одномерную реконструкцию и произвести обратное преобра­ зование к двухмерной конфигурации.

Рис. 2.7. Схема, иллюстрирующая представление двухмерной струк­ туры бассейна набором псевдоскважин.

192

Эта методика приемлема при отсутствии существенных горизон­ тальных движений и разрывов сплошности среды. Но есть случаи, ко­ гда такой псевдодвухмерный подход оказывается не совсем удовлетво­ рительным — например, когда существенное значение в развитии бас­ сейна играли сдвиги по (не вертикальным) разломам или имело место сжатие с образованием складок.

В случае невыполнения этих условий необходимо использовать существенно двухмерные методики и алгоритмы.

Оценка величины эрозии и палеобатиметрии из разреза

В некоторых случаях даже с помощью псевдодвухмерных реконст­ рукций возможно получить результаты, которые невозможно получить при одномерных реконструкциях. Это возможность восстановления размытых мощностей из геометрии разреза и возможность восстанов­ ления палеобатиметрии по форме клиноформ.

Если мощность слоя непосредственно после отложения была вы­ держана по простиранию (или подчинялась какой-нибудь простой зако­ номерности, например, линейно убывала), а потом в некоторый интер­ вал времени часть слоя была срезана (в результате изгиба, или монокли­ нального подъема, или врезания речной долины), то на основании мощ­ ности оставшейся части слоя возможно восстановить исходную мощ­ ность (рис. 2.8,2.9) простой интерполяцией мощности несрезанной части.

При клиноформном осадконакоплении на основании геометрии клиноформы возможно определить глубину моря (рис. 2.10, 2.11). Клиноформа имеет шельфовую часть, склоновую и донную. Разница глубин между шельфовой и донной частями составляет глубину моря. Шельфовую часть можно считать расположенной горизонтально, глу­ бину моря на шельфе можно условно принять равной 10 м. Так как промежуток времени, в течение которого происходит отложение кли­ ноформы, сравнительно небольшой по отношению к масштабам вре­ мени тектонических процессов, и размеры клиноформы сравнительно малы по отношению к характерным размерам тектонических процес­ сов, то можно считать, что за время отложения 1-2 клиноформ не про-

Рис. 2.8. Схема, иллюстрирующая процедуру восста­ новления срезанной части разреза на ос­ новании интерполя­ ции оставшихся час тей слоев.

Рис. 2.9. Схематический пример восстановления срезанной части раз­ реза, иллюстрирующий способ построения обобщенного разреза (на кото­ ром присутствуют срезанные слои) и задание датировок границ сэродированных и оставшихся слоев.

Цифры означают геологический возраст границ в млн лет. D — девой, С — карбон, Р — пермь.

Рис. 2.10. Схема, иллюстрирующая процедуру восстановления палео­ глубин по форме клиноформ. По |Кунин и др., 1989].

На основании анализа формы и сейсмической записи клиноформа может быть под­ разделена на шельфовую (а-б), склоновую (б-в) и донную (в -г ) части.

194

Рис. 2.11. Пример восстановления палеоглубин Майкопского бассейна Восточного Предкавказья по форме клиноформ. По [Ershov et al., 1998].

исходит существенной деформации разреза и, таким образом, на ос­ новании положения шельфовой части последующих клиноформ опре­ делить форму текущей клиноформы.

Учет разрывных нарушений и складкообразования

Основную трудность представляют смещения по разломам, так как обычно в осадочных бассейнах горизонтальные перемещения аккомо­ дируемые за счет образования складок небольшие и ими можно пре­ небречь. При смещении же по разломам даже небольшие горизонталь­ ные перемещения могут быть связаны со значительными вертикаль­ ными (надо учитывать, что характерные горизонтальные и вертикаль­ ные размеры в осадочных бассейнах обычно значительно различают­ ся — часто в 10 и более раз).

В принципе возможно учесть смещения вдоль разломов с простой геометрией в рамках псевдодвухмерного подхода. Для вертикальных разломов все просто, достаточно взять две рядом стоящие псевдосква­ жины, расположенные по разным сторонам разлома; не надо даже вно­ сить каких-либо изменений в алгоритм. Главная трудность при невер­ тикальных разломах связана с тем, что глубина каждой границы зада­

195