Строение срединно-океанских хребтов

· общая протяженность системы СОХ – 60 тыс. км

· средняя глубина – 2500 м

· возвышается над ложем океана на – 1000-3000 м

· ширина хребтов от сотен до 2000-4000 км

В строении срединно-океанских хребтов обычно выделяются три зоны:

осевая зона, большей частью представленная рифтовой долиной (грабеном)

Рифтовые долины:

- протягиваются вдоль осей хребтов и представляют собой оси активного спрединга, имеют глубину1-2 км при ширине в несколько км.

- имеют строение сложных грабенов.

- на дне - открытые трещины растяжения; центры вулканических поднятий, выраженные холмами высотой до 200 — 600 м, местами застывшие лавовые озера.

- по обе стороны от молодых вулканических центров – гидротермы (температура 350-365°).Они отлагают сульфиды, сульфаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.), скопления, достигают в высоту десятков метров. Черные и белые курильщики (в зависимости от состава преобладающих минералов сульфидов и сульфатов). Из-за высокой концентрации во флюидах сероводорода вокруг гидротерм развиваются сульфиднокислые бактерии (цепочка: сульфобактерии – вестиментиферы – рыбы).

- рифтовые долины практически не заполнены осадками, исключение - осыпи и обвалы из глыб и щебня пород океанской коры у подножия уступов по краям этих долин, высотой более 1 км (эдафогенные осадки).

Осевые зоны являются основными зонами для выделения внутрённего тепла Земли и отличаются сейсмической активностью, являясь одновременно сейсмическими поясами. Очаги землетрясений лежат

не глубже 30 м, что и отвечает максимальной мощности литосферы под срединными хребтами.

Продукты вулканической деятельности СОХ - принадлежат к семейству толеитовых базальтов.

Вместо рифтовых долин могут быть – осевые горсты (# Восточно- и Южно-Тихоокеанские поднятия) из

-за высокой скорости спрединга (>8 см/г), и обильного магмовыделения, при котором не

успевает происходить проседание оси хребта при эпизодическом, опорожнении магматической камеры

· гребневая зона, по обе стороны рифтовой долины (осевого горста)

- отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой и состоят из чередования более поднятых и менее поднятых, линейных блоков, расчлененных субвертикальными разломами

- ширина первые сотни км

- сохраняется сейсмическая активность

- осадочный чехол распространен прерывисто, заполняя «карманы» на более погруженных

блоках, мощность – десятки метров

- обычно очерчиваются 5-й линейной магнитной аномалией (поздний миоцен, около 10 млн лет)

· зона флангов или склонов хребта, постепенно понижающаяся в направлении

смежных абиссальных равнин

- измеряются многими сотнями и даже тысячами км (последнее относится к хребтам Тихого океана)

- в пределах этих зон происходит плавное понижение рельефа в сторону абиссальных равнин

- склоны практически асейсмичны

- осадочный чехол развит повсеместно, его возрастной диапазон - до олигоцена включительно, мощность постепенно возрастает в направлении абиссальных равнин до сотен метров

СОХ ограничивает 14 аномалия (начало олигоцена – 40 млн. лет)

По мере остывания литосферы с удалением от оси спрединга она становится плотнее, чему еще способствует закрытие трещин в связи с заполнением их минеральным веществом, и подвергается опусканию. Увеличение глубины океана прямо пропорционально квадратному корню из возраста

океанской литосферы.

Абиссальные равнины

- преобладающий элемент строения океанского ложа, занимают пространство между срединными хребтами и континентальными подножиями, почти асейсмичны

- подстилаются корой в основном до олигоценового возраста и имеют глубину от 4000 до 6000 м (не считая прорезающих трансформных желобов)

- кора океанского типа, выдержана по толщине за исключением того, что осадочный слой в

направлении континентального подножия постепенно увеличивается в мощности за счет появления все более древних горизонтов, а также за счет поступления обломочного и вулканического материала с суши (пелагические осадки сменяются гемипелагическими), в частности эоловым путем.

- против устьев крупных рек — Амазонки, Нигера, Конго, Инда и особенно Ганга и Брахмапутры в вершине Бенгальского залива и некоторых других — на нормальную океанскую кору накладываются мощные конусы выноса, продолжающие дельты. Их мощность может достигать нескольких км, а значительная роль в сложении принадлежит турбидитам.

- некоторые абиссальные равнины (Атлантический, Индийский океаны) обладают почти плоским рельефом, из-за мощного слоя осадков, может быть холмистый рельеф, отражающий неровности кровли фундамента, т. е. базальтового слоя (Тихий океан)

- встречаются вулканические горы (даже острова # Гавайи), гийоты (много в Тихом океане) — плосковершинные возвышенности (на глубине до 2 км), представляют потухшие вулканы, вершины которых были срезаны морской абразией и перекрыты мелководными осадками, погруженные, вследствие охлаждения подстилающей их коры, ниже уровня океана.

- абиссальные равнины в мегарельефе ложа океанов распадаются на отдельные котловины, разделенные крупными подводными хребтами и возвышенностями. Котловины имеют обычно округло-овальную форму и более 1000 км по длинной оси (# в Атлантическом океане к западу от срединного хребта выделяются котловины Северо-Американская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская, к востоку — Иберийская, Канарская, Гвинейская, Ангольская, Капская)

№ 49 Строение основных типов островных дуг. Зональность островодужного вулканизма возможно выделение двух основных тектонических типов субдукции – окраинно-континентального и внутриокеанского. В первом типе океанская литосфера погружается под континент, во втором – взаимодействуют два участка океанской литосферы

Окраинно-континентальный тип характеризуется максимальным разнообразием условий проявления и геолого-геофизического выражения субдукции и в его составе возможно выделение трёх подтипов – андского, зондского и японского.

Тектонотипом внутриокеанской субдукции может служить марианский тип (подтип)

Для андского подтипа характерны пологая субдукция молодой океанской литосферы, господство сжимающих напряжений и горообразование на континентальном крыле. Зондский и японский подтипы отличаются более крутым погружением океанской литосферы и раскрытием задуговых морских бассейнов, отличающихся типом коры. В первом случае это утоненная кора континентального типа, а в японском подтипе – океанская кора.

При внутриокеанской субдукции всегда погружается более древняя океанская литосфера, т.к. она обладает более высокой мощностью и плотностью, при этом в висячем крыле образуется энсиматическая островная дуга (в предыдущем типе субдукции – зондский и японский подтипы – формируются энсиалические островные дуги). Примерами внутриокеанской субдукции наряду с Марианской могут служить зоны Тонга-Кермадек, Идзу-Бонинская, Скотия

Латеральный структурный ряд андского подтипа включает (в направлении от океана к континенту):
краевой вал – глубоководный желоб – береговой хребет (иногда подводное поднятие или терраса) – фронтальный бассейн (в наземных условиях – “продольная долина”) –главный хребет (чаще всего вулканический) – тыловой бассейн (предгорный прогиб).

В островодужных системах эти структуры проявлены несколько иначе и имеют отличные названия (после краевого вала и глубоководного желоба):
невулканическая (внешняя) островная дуга – преддуговой бассейн (прогиб) – вулканическая (внутренняя) островная дуга – задуговой бассейн (краевое, окраинное море).
Невулканические островные дуги (а в андских системах соответствующие им хребты или террасы) слагаются аккреционной призмой (Малые Зондские острова, о. Барбадос в системе Малых Антил и др.), а в случае её отсутствия они представляют собой выступ фундамента на краю висячего крыла субдукции.
Задуговые бассейны могут подстилаться утоненной континентальной корой (Яванское море) и океанской корой. В последнем случае эта кора может быть новообразованной, за счет задугового спрединга (Японское море), или относительно древней, за счет отгораживания островной дугой участка океана (Берингово море). Проявление задугового спрединга обычно связывают либо с воздействием термального мантийного диапира, возникающего над субдуцирующим слэбом за счет фрикционного разогрева (выделения теплоты трения), либо за счет вынужденной конвекции, обусловленной движением субдуцирующей плиты.

Для задугового спрединга наиболее благоприятны те зоны, где субдуцирует наиболее древняя (а, следовательно, и наиболее мощная и тяжелая) литосфера, которая с самого начала способна к гравитационному погружению. Такой спрединг может проявляться в концентрированной (подобно спредингу в срединно-океанских хребтах) и рассеянной формах.

При субдукции древней океанской литосферы возможно её самопроизвольное гравитационное (вследствие отрицательной плавучести) погружение, при этом часто происходит откат шарнира субдуцирующей, и проявляются геодинамические условия благоприятные для разрастания литосферы над зоной субдукции. В этом случае островодужный латеральный структурный ряд дополняется новыми структурами. В вулканической островной дуге возможно проявление раздвига по ослабленной зоне, возникающей под действием поднимающихся к поверхности магматических расплавов и высокотемпературныхфлюидов . Вулканическая дуга расщепляется посредством спрединга. Отделившаяся тыловая часть дуги удаляется от глубоководного желоба, на определенном удалении она отрывается от своих магматических корней и превращается в остаточную дугу. Спрединговый бассейн, отделивший её от остальной сохраняющей свою активность части вулканической дуги, называется междуговым бассейном (пример – Марианский трог между Марианской (активной) и Западно-Марианской (остаточной) островными дугами). При очередном откате шарнира субдуцирующей плиты возникает новая вулканическая островная дуга, новый междуговой бассейн, что обусловливает обособление остаточных островных дуг и отмерших междуговых бассейнов.

Наиболее ранние магматические образования в ряде островных дуг представлены офиолитовыми ассоциациями мелового или раннепалеогенового возраста. Эти ассоциации наблюдаются как в энсиматических дугах (Марианской, Южно-Сандвичевой, Идзу-Бонинской, Тонга), так и в дугах, заложенных на континентальной коре (Алеутская, отчасти Курило-Камчатская и др.).

Последующие формации отделены от офиолитовых, которые рассматриваются как <предостроводужные>, перерывами и несогласиями.

Ранний вулканизм энсиматических дуг приводит к образованию однородных толщ натриевых базальтов нормальной или пониженной щелочности, накапливающихся в результате подводных излияний. Позднее образуются последовательно дифференцированные и контрастные формации: базальт-андезибазальтовые, базальт-дацитовые, базальт-андезит-дацит-риолитовые.

В некоторых энсиалических островных дугах, развитых на коре континентального типа предостроводужные офиолиты и ранние формации однородных базальтов отсутствуют и формационные ряды начинаются с продуктов дифференцированного известково-щелочного вулканизма, продолжающегося в течение почти всего периода активности дуг.

Одна из важнейших особенностей островодужного вулканизма заключается в том, что он часто сопровождается, иногда прерывается процессами осадкообразования. Поэтому обычными являются вулканогенно-осадочные формации. Ряды геологических формаций островных дуг включают разнообразные осадочные формации - песчано-сланцевые, известковистые, флишевые, вплоть до наиболее поздних молассовых. Осадочные породы часто содержат вулканогенный материал.

Широким развитием пользуются интрузивные формации в большинстве случаев комагматичные эффузивным. Помимо упомянутых офиолитовых ассоциаций распространены габбро-плагиогранитовые, диорит-гранитовые и др. Они образуют многофазные массивы, в которых преобладающим развитием пользуются кварцевые диориты, тоналиты, плагиограниты. Нередко они представлены субвулканическими и жильными фациями. С поздними субщелочными вулканическими формациями трахибазальт-трахидацитовой, трахибазальт-трахиандезит-трахитовой связаны интрузивы габбро-монцонит-сиенитовой формации, гипабиссальные фации которых представлены трахидолеритами, сиенит-порфирами и др. породами. Интрузивные образования завершают отдельные этапы вулканического процесса и связаны с конечными стадиями формирования очаговых зон.

№47 Горячая точка – область в пределах литосферной плиты, расположенная над мантийной струей и х-ся повышенным тепловым потоком и изменением мощности земной коры и, как правило, излияниями щелочных базальтовых магм на пов-ть.

Основанием для рождения гипотезы горячих точек послужили наблюдения на Гавайском и Императорском хребтах в Тихом океане. Первый из них представляет собой цепь о-вов с потухшими вулканами, заканчивающуюся на юго-востоке действующими вулканами о. Гавайи. Начиная от гавайских, возраст потухших вулканов закономерно возрастает до эоценового (42 млн лет) на северо-западной оконечности цепи. Здесь она сочленяется с цепью подводных вулканических возвышенностей, известных как Императорский хребет. Простирание этого хребта не ЗСЗ-ВЮВ как Гавайского, а СЗ-ЮВ; возраст вулканических построек возрастает от эоценового до позднемелового (78 млн лет). Таким образом, перед нами картина закономерной миграции во времени и в пр-ве вулканических центров. Эту картину Вилсон и Морган объяснили тем, что под о-вом Гавайи в настоящее время действует горячая мантийная струя, которая пробивает астеносферу и литосферу и занимает стационарное положение. Тихоокеанская плита двигалась над этой горячей точкой сначала в северо-западном (Императорский хребет),а затем, с 42 млн лет, в западно-северо-западном направлении, в то время как горячая струя ее прошивала и создавала все новые вулканы.

Насчитывается около 40 горячих точек на континентах и в океанах.

Характерна щелочно-базальтовая магма появл-ся из недеплитированной мантии, что указывает на глубинное положение корней горячих точек.

Плюм – восходящая ветвь столбообразного потока горячего мантийного в-ва, движущегося из глубин мантии к пов-ти Земли.

Суперплюм – мантийная струя огромных р-ров, формирующаяся обычно на гр-це ядра и мантии. С ними связывают даже процессы дробления и распада суперконтинентов.

Для магматизма х-ны толеитовые и субщелочные базальты.

№59 Палинология изучает морфологию и систематику современных и ископаемых спор и пыльцы, а также закономерности рассеивания и захоронения. Используется для биостратиграфического расчленения вмещающих пород, восстановления растительности, климата, рельефа и других палеогеографических условий. Спорово-пыльцевой анализ применяется в различных областях геологии, палеогеографии и палеофлористики.

Палеогеография – по спорам и пыльце мы можем определить ландшафт (болота, горы… ). Сушу и море – ближе к берегу – споры и пыльца, в море – фораминиферы.

Стратиграфия – некоторые споры и пыльца являются архистратиграфическими группами. Детально можем делить, так как сохранность очень высокая!

Микропалеонтология изучает микроскопические объекты (фораминиферы и др.). Значение – позволяет решать геологические задачи на тех толщах, которые скрыты. Архистратиграфическая группа в стратиграфии. В тёплых водах извлекают СаСО₃ из воды и осаждают его на панцирь. Для палеогеографии – есть теплолюбивые и солёнолюбивые. Определяем глубинность и солёность вод. В солёных водах – агглютинирующие, в пресных водах – известковистые.

67. Осадочно-миграционная теория происхождения нефти и газа и формирования их залежей.

В большинстве случаев нефть и составляющие ее углеводороды и другие соединения, такие как газ, генерированы не в тех породах, в которых находятся их скопления, поэтому всегда возникает вопрос, как они переместились из материнских пород в породы-коллекторы, слагающие природные резервуары.

Переход углеводородов из материнских пород в природные резервуары называется первичной миграцией. В некоторых случаях сами материнские породы в результате литогенетических процессов приобретают высокие фильтрационно-емкостные свойства (ФЭС) и в результате этого могут содержать нефть и газ способны отдавать их при разработке. В этом случае углеводороды, по-видимому, испытывают лишь минимальные перемещения.

Наиболее сложные вопросы связаны с первичной миграцией углеводородов из материнских пород, особенно с причинами начала этого движения. Исходное вещество (кероген), присутствующее в материнских породах как в дисперсной, так и в концентрированной форме, является источником основной массы углеводородных соединений. Для преобразования ОВ требуется энергия, частично она заключена в самих осадках и органическом веществе. В основном же повышение энергетического уровня происходит при погружении пород и росте температур в осадочном бассейне.

О характере первичной миграции существует несколько представлений:

1. И.M. Губкин представлял первичную миграцию как вынос углеводородов из материнских пород водой в виде мельчайших капелек (если материнскими породами являются очень тонко поровые глины, то даже при очень большом давлении нефть из них трудно выжать);

2. При рассмотрении возможностей первичной миграции наибольшее внимание исследователями уделяется гипотезе о выносе углеводородов в виде растворов

-Первичная миграция углеводородов в виде водных молекулярных растворов

-Первичная миграция углеводородов в виде миццелярных растворов

-Первичная миграция в виде газовой фазы

Газовые растворы вследствие их низкой вязкости и большой подвижности в тончайших порах могут обеспечивать первичную миграцию из материнских пород. В осадочных бассейнах генерируются громадные объемы газа. В частности, угленосные и субугленосные толщи производят очень много газа.

Вторичная миграция

Основными причинами так называемой вторичной миграции, т.е. перемещения нефти в породе-коллекторе, являются гравитационные силы всплывания (архимедова сила) более легкой нефти в воде, капиллярные силы и гидродинамический напор воды. При наклонном положении пластового резервуара происходит всплывание по восстанию пласта до тех пор пока это всплывание не будет по какой-либо причине прекращено (изгиб пласта в обратную сторону, непроницаемый экран и т.п.). Если происходит общее движение всех флюидов (в т.ч. воды) по восстанию пласта это облегчит миграцию. При встречном потоке воды миграция затрудняется и даже может вовсе прекратиться вследствие наличия гидрогеологического барьера.

Движению жидких флюидов в пласте будут препятствовать капиллярные силы, особенно в тонких капиллярах диаметром менее 0,05 мм. Вода гораздо лучше, чем нефть смачивает большинство минералов и, легко поднимаясь по капиллярам, сужает и без того узкие пережимы в поровых каналах. Эти пережимы являются существенной помехой на пути движения нефти.

В.П. Савченко была предложена гипотеза струйной миграции нефти в коллекторах. Углеводороды, выделяющиеся из материнских пород в коллектор, тем или иным способом объединяются в струйки, которые потом сливаются в более мощные потоки, движущиеся по своим каналам, не всегда совпадающим с потоками основной массы воды. Вопрос о скорости перемещения потоков не очень ясный, она изменяется от миллиметров до метров в год. Наряду с гидродинамическим перетоком возникающее различие в минерализации вод вызывает гидрохимический переток; неоднородность поля температур – геотермический переток, процессы перестройки структуры и динамического напряжения – геодинамический переток. По большей части все эти процессы объединяются. В осадочном бассейне по мере погружения всегда происходит перемещение чередующихся зон перенапряжения и разрядки и, соответственно, постоянно идет переток флюидов, в том;числе миграция нефти и газа.

Геохимическая эволюция нефтей

Находясь в недрах земной коры, нефть испытывает воздействие многочисленных факторов, и ее преобразование, прежде всего, зависит от геолого-геохимических условий, в которых она находится.

Состав нефти в основном определяется глубиной залежей, возрастом нефтей, гидрогеологическими условиями и в меньшей степени литологией вмещающих пород. Кроме того, состав нефтей претерпевает изменения и в процессе миграции.

Преобразование нефтей происходит в результате трех основных процессов: термокатализа, окисления и осернения.

Попадая на большие глубины, нефти обогащаются легкими фракциями. Под действием температуры и давления происходит термокаталитическое взаимодействие с водами, обогащенными свободным кислородом. В этом случае окисление нефтей можно отнести к категории гипергенных процессов. Мощность зоны гипергенеза и степень гипергенных преобразований непостоянны даже в пределах одной нефтегазоносной области и обусловлены глубиной залегания и размерами скоплений, спецификой геологического строения и гидрогеологических условий и рядом других факторов. В промышленных скоплениях аэробное окисление роли не играет, так как все крупные залежи находятся на глубинах, где свободный доступ кислорода ограничен.

Процесс осернения нефтей еще недостаточно изучен. В целом, по-видимому, этот процесс связан с окислением нефтей и большая роль при этом принадлежит бактериям, возможно являющимся катализаторами. Осернение нефтей может происходить при внедрении серы в уже готовые нефти, при миграции нефтей с природными водами за счет нефтеобразующих продуктов, а также за счет сероводорода, освобождающегося при превращении сульфатов.

Так как нефть состоит из большого числа индивидуальных углеводородных соединений, которые различаются не только по химическим, но и по физическим свойствам, то при движении ее через породы, а также при формировании ее состава в залежах большое значение имеет так называемое физическое фракционирование нефти при миграции. При латеральной миграции, которая формирует залежь по вероятному направлению миграции, возрастает плотность нефти, увеличивается количество нафтенов в ней, в бензиновых фракциях падает содержание парафиновых УВ. Так как миграция направлена из глубоких зон земной коры к поверхности, то состав нефти под влиянием миграции меняется аналогично, изменению его при уменьшении глубины. В результате миграции нефти могут терять не только углеводородные фракции, но и неуглеводородные компоненты, причем и те и другие в значительном количестве.