Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

ций в развитии территории и восстановлению на их базе общей геодинамической картины становления региона.

Внедрение в практику повседневных геологических исследований вычислительной техники позволяет решать уже известные задачи на качественно ином, более детальном уровне. В частности, применение компьютеров для реконструкции палеоструктурных планов значитель­ но повышает их детальность, неизмеримо сокращает время их по­ строения, а трехмерные блок-диаграммы делают наглядными и удоб­ ным для анализа результаты построений. Метод компьютерной рекон­ струкции палеоструктурных планов был разработан и опробован в Ла­ боратории геологии и моделирования осадочных бассейнов геологиче­ ского факультета МГУ.

Опробование метода реконструкции палеотектонических структур было проведено на примере хорошо изученного района Горного Кры­ ма, где проводится практика студентов геологического факультета МГУ. Чехольный комплекс данного района испытал две стадии дефор­ мации: первую в ранне-среднеальбское время, вторую — в предсарматское. Оба структурных этажа имеют пологодеформированное строение. Для восстановления палеоструктурного плана нижнего структурного этажа было произведено выделение деформации первого этапа из современной суммарной путем математической обработки компьютерных моделей поверхностей структурных этажей. Получен­ ные результаты демонстрируют хорошую достоверность метода.

Способ реконструкции палеотектонических структур основан на анализе и компьютерной обработке серии структурных карт, постро­ енных по границам геологических тел, принадлежащих к различным структурным комплексам или этажам.

Общий алгоритм действий может быть представлен следующим об­ разом. Производится анализ геологической ситуации в пределах иссле­ дуемой территории для выявления наиболее благоприятных для обра­ ботки горизонтов в составе каждого структурного комплекса (этажа). Критериями выбора служат большая площадь выхода на поверхность, наличие буровых и геофизических данных об условиях залегания, по­ зволяющие построить структурную карту выбранной поверхности с максимальной точностью. В данном случае были выбраны структурные карты валанжинских и альбских отложений (рис. 2.51, 2.52).

Производится построение структурных карт по выбранным по­ верхностям с оптимально мелким шагом стратоизогипс. Так, напри­ мер, для карт масштаба 1 : 25 000 достаточным является шаг стратои­ зогипс 25 м. Следует, однако, отметить, что методы математической интерполяции данных приводят к появлению ошибок в местах резкого разрежения стратоизогипс (перегибы поверхности, приразломные дис-

326

Ч а с т ь I I I

ТЕКТОНИКА, ГЕОДИНАМИКА И ПАЛЕООБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ

3.1.РИФТОВЫЕ И ПОСТРИФТОВЫЕ ОСАДОЧНЫЕ БАССЕЙНЫ

Рифтогенез является одним из основных тектонических процес­ сов, приводящих к формированию осадочных бассейнов. Рифт — это грабенообразная структура растяжения в масштабах земной коры. Морфологически и генетически существует значительное разнообра­ зие рифтогенеза, это приводит и к разнообразию пострифтовых осадочных бассейнов.

3.1.1. СТРУКТУРА РИФТОВЫХ ЗОН И РЕОЛОГИЯ ЛИТОСФЕРЫ

Структура рифтовых зон определяется многими факторами, среди которых важнейшие — реологический разрез литосферы, скорость, величина и длительность растяжения. Реологическая стратификация литосферы является одним из основных факторов, контролирующих характер разломообразования и рифтинга. Вероятность такой страти­ фикации для Земли обсуждалась, по крайней мере, еще А. Вегенером, считавшим, что более жесткая верхняя кора континентов скользит по более пластичной нижней коре. Идеи о реологической стратификации литосферы широко использовались для объяснения структуры колли­ зионных поясов, начиная с работ Аргана. Но только в конце семидеся- тых-начале восьмидесятых годов они получили строгое обоснование прежде всего на основе четырех групп данных: (1) детальное сейсми­ ческое профилирование литосферы разных регионов; (2) эксперимен­ тальные работы по реологии разных пород при разных РТ-условиях;

(3) разработка нового поколения теории деформации; (4) анализ сейс­ мичности на разных уровнях литосферы. Эта проблема специально

331

анализировалась многими исследователями [Тектоническая..., 1980; Brace, Kohlstedt, 1980; Chen, Molnar, 1983; Houseman, England, 1986; Kusznir, Park, 1987; Melosh, 1990; Melosh, Williams, 1989; Никишин, 1987; Милановский, Никишин, 1990; Лобковский, 1988; Артюшков, 1993; Ершов, 1997] и является в настоящее время одной из наиболее интенсивно разрабатываемых.

Влитосфере континентов Земли выделяются слои, которые в мас­ штабах геологического времени ведут себя как эффективно хрупкие и эффективно жидкие (тягучие, пластичные, дуктильные). Реология лито­ сферы сильно зависит от температуры. В первом приближении по ха­ рактеру реологической стратификации можно выделить три типа конти­ нентальной литосферы (рис. 3.1): (1) литосфера холодных кратонов;

(2)литосфера «остывших» коллизионных фанерозойских поясов с воз­ растом после коллизии более 50-100 млн лет; (3) литосфера «горячих» областей с активным вулканизмом и высоким тепловым потоком.

Влитосфере холодных кратонов выделяются: (1) верхняя хрупкая кора толщиной до 20-30 км (с возможным дуктильным тонким слоем

Рис. 3.1. Принципиальные реологические разрезы континентальной

(я) и океанической (б) литосфер |Никишин, 1992|.

I — хрупкие слои, 2 — пластичные (дуктильные) слои, 3 — астеносфера.

332

на уровне раздела Конрада), (2) нижняя дуктильная кора, (3) подкоро­ вый слой хрупкой мантии, (4) слой нижней дуктильной литосферы. В литосфере «остывших» коллизионных поясов возрастает мощность дуктильных слоев в середине и особенно в основании коры, и умень­ шается толщина подкорового хрупкого слоя. А в литосфере «горячих» областей по существу сохраняется только один маломощный (5-15 км) хрупкий слой в верхах коры.

Кушнир и Парк [Kusznir, Park, 1987] анализировали зависимость реологии континентальной литосферы от многих факторов и пришли к следующим заключениям: (1) по мере уменьшения теплового потока реологическая стратификация постепенно исчезает (при тепловом по­ токе примерно меньше 45 mwirf" она не проявляется); (2) она сильно зависит от состава нижней коры (основной или средней); (3) при воз­ растании толщины коры постепенно исчезает подкоровый хрупкий слой; (4) стратификация усиливается при большей длительности при­ ложения тектонических сил; (5) стратификация меняется при наличии флюидов; (6) по мере увеличения напряжений общая стратификация сохраняется, но уменьшается предел текучести «хрупких» слоев и увеличивается общая способность литосферы к течению.

С учетом важнейшей роли реологической стратификации литосфе­ ры для характера ее растяжения в работе будут рассмотрены отдельно три основных стиля структурообразования при рифтинге в зависимости от характера дорифтинговой литосферы — «холодной», промежуточной

и«горячей» [Никишин, 1987] (рис. 3.2). Разумеется, это деление не яв­ ляется строгим, так как имеется множество промежуточных форм рифтинга и в ходе рифтинга меняется реология литосферы.

3.1.2.ХАРАКТЕР РИФТОГЕНЕЗА В ОБЛАСТЯХ С «ХОЛОДНОЙ» ТОЛСТОЙ ДОРИФТОВОЙ ЛИТОСФЕРОЙ КОНТИНЕНТОВ

Кданному типу рифтогенеза относятся континентальные эпиплатформенные рифты: например, позднекайнозойские рифты Вос­ точной Африки, современный Байкальский рифт, девонские и позднедокембрийские рифты Восточно-Европейской и Сибирской платформ, мезозойские рифты Гондваны, многие из которых развились в океаны

ит. д. Здесь будут рассмотрены только отдельные примеры.

Восточно-Африканская рифтовая система является классическим примером континентального рифтогенеза. Она изучена многими ис­ следователями [Милановский, 1976; Логачев, 1977; Казьмин, 1987; Разваляев, 1988; Rosendahl, 1987; Ebinger, 1989; WoldeGabriel et al., 1990; и др.] (рис. 3.3, 3.4). В ней выделяются две ветви — Западная,

333

РИФТИНГ НА ДОРИФТОВОЙ ЛИТОСФЕРЕ

Рис. 3.2. Три типа континентального рифтинга по характеру дорифтовой литосферы |Никишин, 1992].

1 — хрупкие слои, 2 — пластичные слои.

представленная цепочкой щелевых рифтов с крупными озерами (от Малави до Альберт), и Восточная со сводово-вулканическими Кений­ ской и Эфиопской рифтовыми зонами. В полосе рифтовых зон лито­ сфера относительно утонена (рис. 3.5).

Структура и эволюция рифтов Западной ветви охарактеризована в работах [Милановский, 1976; Rosendahl, 1987; Burgess et al., 1988; Ebinger, 1989; Ebinger et al., 1989; Chorowicz, 1989; Pasteels et al., 1989; Morley et al., 1990]. Рифтовая ветвь формируется в течение последних 15-20 млн лет. Структурно она представлена цепочкой полуграбенов со средней длиной по 100 км, у которых главные сбросы располагают­ ся поочередно то с восточной, то с западной стороны. Типичная шири-

334

Рис. 3.3. Схема строения центральной и южной частей Восточно-

Африканской рифтовой системы.

1 — кайнозойские вулканиты, 2 — кайнозойские осадки, 3 — основные бассейно­ образующие сбросы, 4 — сбросы меньшего ранга, 5 — сдвиговые зоны, 6 — вулканы, 7 — зоны трещинного вулканизма, 8 — горстовое поднятие Рувензори, 9 — наклон блоков фундамента в рифтовых бассейнах. Схема составлена А. М. Никишиным по [Милановский, 1976; Логачев, 1977; Казьмин, 1987; Rosendahl, 1987; Ebinger, 1989; Ebinger et al., 1989; Chorovvicz, 1989; Morley et al., 1990 и др.].

335