§3. Сейсмическая структура коры континентов и океанов

Рассмотрение сейсмической структуры морских осадков мы проведем на примере Атлантического океана. Что же касается сейсмической структуры осадков других океанов, то о них можно получить информацию в работах А.Л. Лисицына (1974), Ю.П. Непрочнова (1976) и др.

По данным бурения судна «Гломар Челленджер» (более 100 скважин вскрыли акустический фундамент), наименьшая мощность (0 – 100 м) осадочного чехла отмечается в районе Срединно-Атлантичес­кого хребта, наибольшая (1740 м) вскрыта скв. 398 в Иберийской котловине. Однако, по материалам ряда скважин и сейсмическим данным, мощность осадочной толщи в области предматериковых прогибов может быть еще значительнее.

Мощность кайнозойских (преимущественно карбонатных) отложений, развитых в области Срединно-Атлантического хребта, его северного продолжения – хребта Рейкьянес, плато Веринг и других поднятий, – редко превышает 100 м. Максимальные мощности отложений данного возраста (до 200 м) здесь приурочены к глубоким (3500 – 4500 м) межгорным депрессиям хребтов.

В области ложа океана за пределами Срединно-Атлантического хребта и глыбовых поднятий при глубине моря 4000 – 5000 м мощность осадочной толщи (в составе которой помимо кайнозойских отложений присутствуют и образования позднемелового возраста) увеличивается до 1000 м.

Осадочная толща континентального склона и материкового подножия на глубинах 2000 – 5000 м характеризуется максимальными для океана мощностями, превышающими 1000 м. В ее составе присутствуют отложения нижнего мела, а иногда и верхней юры, и значительно возрастает объем турбидитного материала.

Рыхлые, слабоуплотненные пелитоморфные осадки, представленные различными типами илов, рыхлых глин, иногда с примесью песка и более крупных фракций, встречаются до глубины 200 – 300 м, считая от уровня дна (исключение составляют осадки, отложенные турбидитными потоками, причем доля крупнозернистого материала уменьшается с глубиной, осадки становятся более однородными).

С глубины около 200 – 300 м происходит резкая смена литологического состава. В колонках преобладают либо плотные глины и мергели, либо плотные различные карбонатные осадки (чаще всего мел), либо наблюдается их чередование. Песчаники, вулканическое стекло, вулканические брекчии присутствуют в выделенных нами литологических комплексах как прослои, но вклад их в изменение физических свойств, особенно средней скорости сейсмических волн и плотности по разрезу, бывает значительным.

К границе рыхлые осадки – плотные глинистые или карбонатные осадки приурочен сейсмический горизонт А. Далее выше по колонке, плотные осадки подвергаются диагенезу: глинистые илы переходят в сланцы, карбонаты в известняки или мергели, что опять выражается в резкой смене физических параметров (сейсмический горизонт А II). Таким образом, в колонках, вскрывших большие мощности осадков, отражающие горизонты в осадочной толще часто связаны с их уплотнением и диагенезом.

Первые обобщения сейсмических данных о структуре и мощности осадков Атлантического океана были выполнены автором в 1968 и 1971 гг., затем М. Юингом в 1971 г. и А. П. Лисицыным в 1974 г.

На рис. 84 приведена карта изопахит осадочной толщи Атлантического океана. Карта построена по данным более чем 1000 сейсмических станций и профилей МОВ и МПВ, отработанных советскими и зарубежными исследователями по 1971 г. включительно. Последующие работы уточнили и детализировали выявленные нами основные особенности строения осадков, но принципиально не изменили общей картины их мощности. В качестве подошвы осадочного слоя принята поверхность неровного акустического «фундамента», характеризующегося преобладающими значениями скоростей продольных сейсмических волн – 4,5-5,5 км/с.

Рис. 84. Карта мощности осадочной толщи Атлантического океана

по данным сейсмопрофилирования (Орлёнок, 1976):

1 – 0-0,1 км; 2 – 0,1-1,0 км; 3 – 1,0-2,0 км; 4 – 2,0-3,0 км; 5 – >3 км

Как следует из приведенной карты, осадки наибольшей мощности (3 – 6 км) приурочены к основанию материковых склонов по обе стороны океана, а также к участкам подводной окраины материков, сложенным осадочным чехлом палеозойских и мезозойско-кайнозойских платформ. Поистине «геосинклинальную» мощность (6 – 15 км) они имеют в Мексиканском заливе, несколько меньшую (6 – 8 км) в центральной части Северного и отдельных районах Карибского морей. В восточной части моря Скоша мощность осадков не превышает 2 – 3 км.

Наименьшую мощность (0 – 1,0 км) осадочный покров имеет в периферийных, удаленных от суши районах глубоководных котловин и на шельфах докембрийских щитов Гренландии, п-ова Лабрадор, Южной Америки и Африки, не содержащих в прибрежной части сколько-нибудь значительных осадочных накоплений.

На Срединно-Атлантическом хребте осадки имеют прерывистое гнездовое распределение и характеризуются резко переменной мощностью (0 – 100 м). Аналогичная картина изменения мощности осадков наблюдается на Срединно-Лабрадорском хребте и Срединном поднятии в море Скоша, протягивающемся из пролива Дрейка в центральные районы котловины.

Анализ данных сотен сейсмических станций и разрезов показывает, что скорости в породах, подстилающих осадки различных тектонических зон дна океана, изменяются от 4 до 7,2 км/с. Столь обширный интервал изменения скоростей свидетельствует о значительных вариациях состава пород, слагающих ложе осадочного чехла Атлантического океана, и о его существенной гетерогенности.

Строение осадков обычно характеризуется тремя главными сейсмическими слоями – рыхлым (1,5 – 2,2 км/с), полуконсолидированным (1,9 – 2,8 км/с) и консолидированным (3,0 – 4,5 км/с). Внутренняя структура и мощность каждого из этих слоев испытывают значительные изменения в различных районах океана. Однако эти изменения подчинены ряду особенностей, которые обнаруживают тесную связь с процессами геологического развития того или иного региона.

На фоне сложного геологического строения континентального обрамления Атлантического океана рыхлые осадки в области шельфа характеризуются однообразием структуры и незначительной мощностью (0 – 200 м). В районе материкового подножия они образуют линейно вытянутый аккумулятивный шлейф, толщина которого составляет 1 – 1,5 км. По мере удаления от континентов мощность рыхлых осадков постепенно сокращается и в районе абиссальных холмов составляет 50 – 100 м.

По своему строению рыхлые осадки глубоководных котловин отличаются мелкослоистостью, причем поверхности напластования гладкие и не зависят от сложного рельефа акустического фундамента. Нижней границей мелкослоистой толщи рыхлых осадков чаще всего является хорошо маркирующийся сейсмический горизонт А. Кроме мелких неровностей эрозионного и оползневого характера, встречающихся главным образом близ подножия материкового склона и на участках резкого перепада глубин, рыхлые осадки залегают очень спокойно, без каких-либо признаков тектонического воздействия. Рыхлые осадки подводных поднятий и Срединно-Атлантического хребта более однородны и акустически прозрачны. Они здесь имеют преимущественно карбонатный состав.

Концентрация больших масс рыхлого осадочного материала вблизи материковых окраин и сокращение мощности мелкослоистой толщи по мере удаления от них свидетельствуют о преимущественно терригенном происхождении и широком развитии суспензионных процессов осадконакопления в глубоководных котловинах океана.

Согласно данным бурения «Гломар Челленджер» и многочисленным пробам грунта, полученным Б. Фаннелом (Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1969 – 1982), рыхлые осадки имеют в основном неоген-четвертичный возраст. Повсеместное распространение этих отложений указывает на то, что их образование происходило уже в условиях существования современного океана. Поэтому было бы правильнее называть рыхлые осадки «океаническими», тем самым подчеркивая их генетическую сущность.

Согласно Б. Фаннелу, собравшему и систематизировавшему все известные данные о возрасте осадочных пород в Атлантическом океане, миоценовые отложения широко распространены в гребневой и даже рифтовой зоне хребта. Вместе с тем известны находки и более древних осадочных отложений, например олигоценовых в рифтовой зоне Исландско-Ян-Майенского хребта, эоценовых – в северном и южном районах Срединно-Атлантического хребта, палеоценовых – в экваториальной области.

Отмеченные закономерности строения и мощности рыхлых (океанических) осадков, их спокойное залегание на огромных пространствах глубоководных котловин могут быть объяснены неизменным (по крайней мере, в течение всего неогена) соотношением площади суши и моря и сохранением взаимного расположению материков, являвшихся главным поставщиком терригенного материала в абиссаль в границах, близких к современным.

Полуконсолидированные осадки нередко подстилают океанические, однако их распространение более ограниченно. Они отсутствуют или имеют незначительную мощность на шельфах докембрийских щитов, в зоне абиссальных холмов, на некоторых подводных поднятиях. Они практически отсутствуют на Срединно-Атлантическом хребте.

Экзарационный характер поверхности сохранившихся полуконсолидированных отложений на некоторых участках гляциальных шельфов Северной Атлантики свидетельствует о том, что часть осадочного материала была здесь эродирована ледниками.

Отсутствие полуконсолидированных осадков в зоне абиссальных холмов на большей части Срединно-Атлантического хребта и отдельных подводных поднятий объясняется медленным, преимущественно пелагическим характером осадконакопления, возможным захоронением их постмиоценовыми лавами, а также более поздним вовлечением в океанскую седиментацию гребневых зон рифтовых хребтов и отдельных поднятий.

В целом мощность полуконсолидированных осадков так же, как и океанических, уменьшается по мере удаления от континентов. Однако их акустическая структура более однородна. Внутри полуконсолидированных осадков регистрируется обычно значительно меньше отражающих границ, чем в океанических. Поверхности напластования залегают параллельно поверхности дна и резко несогласно по отношению к неровному рельефу подстилающего акустического фундамента.

Таким образом, отмечаемое уменьшение мощности полуконсолидированных отложений при удалении от континентов, выровненный характер промежуточных отражающих границ и независимость их конфигурации от рельефа «фундамента» указывают на то, что и на донеогеновом этапе геологической истории (до образования горизонта А) континенты оставались главным поставщиком терригенного осадочного материала. Однако наряду с нормальной аккумуляцией большая роль принадлежала также процессам придонной циркуляции и горизонтального выравнивания выпадающего материала. Это способствовало перемещению осадков от континентов в отдаленные районы абиссали. Именно эти процессы привели не к облеканию, а к нивелировке неровностей подстилающего «фундамента». Исключение составляют районы абиссальных холмов, куда, очевидно, «не хватило» терригенного материала и где пелагические красные глины как бы драпируют холмистые неровности нижележащего акустического фундамента.

Во многих котловинах Северной и Южной Атлантики кровля полуконсолидированных осадков, как уже отмечалось, идентифицируется с сильным отражающим горизонтом А. Драгированием в районах, где этот горизонт выходит на поверхность дна, а также бурением (Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project, 1969 – 1982) было установлено, что в Южной и Приэкваториальной Атлантике он соответствует поверхности слоя биогенных кремнистых илов среднеэоценового возраста. В других районах океана породы, слагающие этот горизонт, имеют позднемеловой возраст.

Существование в эоцене экваториальной зоны кремнистого осадконакопления, установленной по 11 глубоководным скважинам судна «Гломар Челленджер» и непрерывно протягивающейся от Карибского моря и Мексиканского залива до Северной Африки, является еще одним доказательством неизменности положения материков за последние 50 млн. лет.

Горизонт А обычно прослеживается до зоны абиссальных холмов. Дальше мелкослоистая толща не простирается. По-видимому, эту зону можно рассматривать как ту часть океанического дна, куда турбидитные потоки еще не доходят. Это согласуется с длительной неизменностью седиментационной обстановки в зоне абиссальных холмов океана, приведшей к накоплению здесь маломощного слоя красных глин, характеризующегося высокой акустической однородностью и прозрачностью.

Мезозойская история осадконакопления в Атлантическом океане документирована значительно хуже (вернее, менее систематично), чем кайнозойская. Это отчасти обусловлено ограниченным распространением консолидированных отложений и их значительной глубиной залегания. Консолидированные осадки локализованы главным образом в триасовых впадинах материкового фундамента или слагают нижний структурный ярус осадочного чехла прибрежных континентальных равнин. Узкая полоса этих отложений встречена вдоль всей подводной окраины материков. Нередко они составляют здесь 2/3 общей мощности осадков, выполняя совместно с полуконсолидированными и океаническими отложениями пологие и глубокие предматериковые прогибы.

По данным бурения и драгирования на шельфе, материковом склоне и подножии консолидированные осадки имеют раннемеловой-позднеюрский возраст. Их мощность достигает 3 – 4 км. Изучение осадочного разреза материковой окраины Атлантического океана показывает, что прогибы выполнены преимущественно верхнеюрскими-меловыми породами. Послеюрские прогибы были уже слабо выражены в рельефе дна и почти скомпенсированы осадками. Неоген-четвер­тичные осадки формируют главным образом современный аккумулятивный шлейф материковой окраины Атлантического океана. Из приведенного следует важный вывод, что заложение предматериковых прогибов по периферии Атлантического океана произошло, по всей вероятности, в юре. При этом наибольшей глубины прогибания они достигли вдоль окраины эпипалеозойских платформ, где к настоящему времени накопилось 6 – 8 км осадков.

Вдоль окраин докембрийских щитов мощность осадков, в том числе и палеозойских, не превышает 4 км. Тем не менее и те и другие прогибы полностью заполнены осадками и, судя по относительной сейсмической стабильности дна, являются тектонически спокойными областями в антропогенез.

Анализ многочисленных сейсмических профилей показывает, что молодые осадки материковой окраины, залегающие выше границы А, чаще всего дислоцированы и перемяты. Характер деформаций не оставляет сомнения относительно их природы. Это, как правило, либо результат сползания осадков по склону, либо следствие внедрения вулканических образований (даек, силлов и т. п.) в вышележащую осадочную толщу. В прибрежных районах континентов верхнемезозойские и кайнозойские осадочные слои залегают спокойно, за исключением участков, примыкающих к зоне альпийской складчатости, где они дислоцированы.

Данные о характере изменения мощности и структуры океанических, полуконсолидированных и консолидированных осадочных слоев приводят нас к выводу о глубокой специфичности процессов осадконакопления в области Атлантического океана и их тесной связи с его современными границами и глубиной.

Приуроченность консолидированных осадков к периферии океана, и главным образом к зоне предматериковых прогибов, не случайна и, по всей вероятности, отражает начальный (юрский) этап осадконакопления, очевидно, связанный с заложением предматериковых прогибов. Полуконсолидированные осадки имеют более широкое распространение и покрывают дно большей части глубоководных котловин. Однородность строения, сравнительно небольшие и плавные изменения мощности при удалении от континентов, а также выравненность внутриосадочных границ характеризуют процессы нормального (пелаги­ческого) осадконакопления, начавшегося, вероятно, одновременно с заложением предматериковых прогибов и длившегося до середины кайнозоя, т. е. до стабилизации и заполнения прогибов.

Рыхлые (океанические) осадки, за исключением районов Срединно-Атлантического хребта, крутых склонов материковой окраины и отдельных подводных гор, непрерывным чехлом покрывают дно океана. Мелкослоистая структура, закономерное сокращение мощности при удалении от континентов, сопровождающееся выклиниванием в том же направлении отдельных слоев, выровненный характер промежуточных границ указывают на турбидитный тип этих отложений и свидетельствуют об огромной роли гидродинамических процессов в ходе переноса и переотложения терригенного осадочного материала на послераннемеловом этапе седиментации. К этому же периоду, по-видимому, следует отнести образование абиссальных равнин Атлантики.