Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

ранию краевых прогибов в глубоководные желоба (например, Предгималайский краевой прогиб по простиранию через Бирманский про­ гиб переходит в Яванский глубоководный желоб) или сдвиговые зоны (например, на южном продолжении Предкарпатского краевого проги­ ба). Краевым прогибам родственны межгорные впадины, выполнен­ ные молассами; многие межгорные впадины могут рассматриваться одновременно и как краевые прогибы (например, Куринская и Рионская). Закавказские впадины с одной стороны являются краевыми про­ гибами для Большого Кавказа, а с другой — межгорными впадинами между Большим и Малым Кавказом).

Типичная глубина погружения и мощность чехла в краевых проги­ бах порядка 3-7 км. Обычная ширина этих прогибов около 50-200 км. Особенностью краевых прогибов является их асимметрия: со стороны орогена они прогнуты и деформированы максимально, а к сопряжен­ ной с орогеном стабильной области амплитуда погружения плавно уменьшается, при этом внешняя граница краевого прогиба проводится довольно условно.

Орогены можно разделить на три типа по характеру вергенции и надвигания на соседние более Стабильные области: моновергентные с надвигами в целом в одном направлении; двусторонние орогены, надви­ нутые на обе сопряженные области; промежуточные, с большим надви­ ганием на одну из двух сопряженных областей. К моновергентным можно отнести Карпаты, надвинутые на Восточно-Европейскую плат­ форму. К двусторонним орогенам относятся Альпы, надвинутые как на Западно-Европейские герциниды на севере, так и на бассейн По на юге. К промежуточным можно отнести Большой Кавказ, который надвинут на юг в сторону Закавказья, и в некоторой степени (не повсеместно) на север в сторону Скифской платформы. Одни и те же орогены по про­ стиранию могут менять характер своей вергенции, и эта классификация достаточно условна. Однако она удобна для терминологии: часто крае­ вые прогибы, расположенные перед фронтом надвигового пояса ороге­ на, называют передовыми или фронтальными краевыми прогибами, а краевые прогибы в тылу орогена без надвигового пояса (или с его отно­ сительно слабым выражением) — тыловыми краевыми прогибами или ретро-краевыми прогибами. Но, так как в целом терминология еще не устоялась, обычно геологи используют исторически сложившиеся для конкретных регионов названия и понятия.

Длительность формирования краевых прогибов бывает разной, но обычно это порядка 20-60 млн лет (чаще 20-30 млн лет), основная про­ блема здесь состоит в том, какой момент истории орогенического пояса нужно считать моментом начала формирования краевого прогиба.

416

3.2.2. СТРУКТУРА КРАЕВЫХ ПРОГИБОВ В МАСШТАБАХ КОРЫ

Для многих орогенов мира с их сопряженными краевыми прогиба­ ми проделаны глубинное сейсмические профилирование и другие гео­ физические работы, позволяющие показать основные черты их геологи­ ческого строения. Это относится прежде всего к Альпам, Карпатам, Апеннинам, Уралу, Большому Кавказу, Пиренеям, Аппалачам, Варисцидам Западной Европы, Андам и т. д. На рис. 3.79 (см. прил.), 3.80 пока­ заны типичные коровые профили через орогены и их краевые прогибы и показана их генетическая связь. По степени деформированности не все­ гда четко проводится граница собственно складчато-надвигового орогена и краевого прогиба: часто между ними бывает переходная зона с промежуточной степенью деформированности осадочных комплексов.

В краевых прогибах обычно прогнута вся кора, так как подошва молассового комплекса и поверхность Мохо (подошва коры) между собой примерно параллельны. Это наблюдение позволяет считать, что краевые прогибы возникли при изгибе коры и всей литосферы. По­ этому типичные краевые прогибы считаются структурами изгиба ли­ тосферы или флексурными бассейнами [Ziegler, Roure, 1996]. Коровые профили показывают, что большинство краевых прогибов связано с надвиганием на них орогенов. Отсюда появились традиционные те­ перь представления, что именно под тяжестью надвигавшихся ороге­ нов произошло погружение краевых прогибов. Однако в этом правиле есть исключения. Например, Кубанский краевой прогиб Предкавказья по имеющимся данным в структуре коры образует асимметричную синклиналь без значительной роли надвигания Большого Кавказа на этот краевой прогиб, т. е. в Кубанском прогибе земная кора в первом приближении деформирована в виде асимметричной синклинальной складки. Эти наблюдения позволяют делать вывод, что не только над­ вигание орогенов, но и какие-то другие процессы приводили к образо­ ванию краевых прогибов.

При районировании краевых прогибов традиционно выделяются следующие зоны (рис. 3.81): (1) внутренняя часть прогиба, гранича­ щая с орогеном и испытавшая заметные складчато-надвиговые де­ формации с разной геометрией; (2) внешняя часть краевого прогиба с заметным погружением, но без существенных складчато-надвиговых деформаций; (3) периферическое поднятие (peripheral bulge) с ампли­ тудой поднятия в сотни метров; (4) периферический осадочный бас­ сейн с относительно небольшой амплитудой погружения (сотни мет­ ров). Расстояние от орогена до периферического поднятия обычно со­ ставляет 200^400 км. Образование периферического поднятия легко

Рис. 3.80. Предполагаемы разрезы коры через Полярный Урал и Большой Кавказ, построенные на основе геофизических и геологических данных и показывающие позицию краевых прогибов. По [Соборнов, 1997].

1 фундамент Печорской плиты, 2 — деформированные микроплиты и вулканические дуги Западной Сибири, 3 __осадочный че­ хол Печорского бассейна, 4 — батиальные ныне складчатые комплексы Уральского палеоокеана, 5 — мезозойско-кайнозойский осадоч­ ный чехол Западной Сибири, 6 — океаническая кора, 7 — осадки, 8 — ослабленная зона.

Рис. 3.81. Основные структурные зоны района краевого прогиба и принципиальный характер заполнения прогиба осадками. Построено с использованием основных понятий в [Peper, Cloetingh, 1995; Peper, 1995].

объясняется в рамках моделей изгиба литосферы: если в краевом про­ гибе имеет место синклиналевидный изгиб литосферы, то он по зако­ нам механики должен быть сопряжен с пологим антиклинальным из­ гибом литосферы [Price, 1981; Beaumont, 1981; Ершов, 1997].

3.2.3. СЕДИМЕНТАЦИЯ В КРАЕВЫХ ПРОГИБАХ

История седиментации в краевых прогибах достаточно хорошо изучена для многих бассейнов, включая Предуральский, Предкавказский, Предкарпатский, Предальпийский, Предверхоянский и др. [Пу-

419

щаровский, 1959; Хайн, 1950, 1964; Богданов, 1976; Шатский, 1963, 1964; Милановский, Ханн, 1963; Милановский, 1968, 1996; Короновский и др., 1987; Соколов и др., 1990]. В классических работах всегда различались три основные стадии заполнения краевого прогиба [Шат­ ский, 1963, 1964; Богданов, 1976; Леонов, 1980; Милановский, 1968, 1996]: (1) стадия глубокого некомпенсированного бассейна, (2) стадия примерной компенсации бассейна осадками, (3) стадия перекомпенсации осадочного бассейна. Осадки, которые заполнили краевой прогиб, традиционно называются молассами. Молассы — это в целом продук­ ты разрушения гор, т. е. терригенные породы (конгломераты, песчани­ ки, алевролиты, глины) с разной долей карбонатных пород, роль кото­ рых определяется биопродуктивностью морского бассейна, и эвапоритов или угленосных толщ. Однако значительная часть молассового комплекса может быть образована и транспортировкой обломочного материала не с орогена, а с сопредельной более стабильной области. Известны понятия нижняя и верхняя молассы [Хайн, 1964; Миланов­ ский, 1968]. Для нижней молассы более типичны тонкие глинистые отложения некомпенсированного бассейна, для верхней — более гру­ бозернистые морские и континентальные осадки.

Орогены (горы) формируются во многих случаях на месте ранее существовавшего глубоководного бассейна (геосинклинали в терми­ нологии классической геологии). Например, позднепалеозойский Урал, позднекайнозойские Альпы, Большой Кавказ, Карпаты и т. д. В этих случаях на месте краевых прогибов в доорогенной стадии нахо­ дились шельфовые морские бассейны и (или) зоны перехода к конти­ нентальному склону.

При формировании краевого прогиба сначала происходит углубле­ ние бассейна до сотен метров или более километра. Соответственно на первой стадии имеет место седиментация в условиях узкого глубо­ кого бассейна. Конкретный характер седиментации может быть раз­ личным и определяется такими факторами: поднялся ли ороген выше уровня моря и стал эродироваться, как далеко от прогиба суша ста­ бильного региона и как на нем распределена речная сеть, какова био­ продуктивность морского бассейна, от которой зависит масштаб карбонатонакопления или накопления кремнистых осадков, каковы кли­ матические особенности и т. д. Наиболее типичные осадки этой ста­ дии — тонкие глинистые илы и турбидиты, снесенные или с растуще­ го орогена, или с сопряженной стабильной суши, или с того и другого одновременно. Продольные трогу подводные течения также контроли­ руют характер седиментации. Для осадков часто типично клиноформ­ ное заполнение бассейна. На этой стадии параллельно краевому про­

420

гибу формируется периферическое поднятие, которое является или подводным, или воздымается на суше. Для подводного перифериче­ ского поднятия могут быть типичны особые условия седиментации: например формирование пояса биогерм (как для Предуральского про­ гиба в докунгурской ранней перми) или карбонатной платформы, или других типов осадков, в зависимости от климатических условий, кон­ кретных палеоглубин и т. д.

На второй стадии развития краевого прогиба горы орогена уже достаточно высоко приподняты и краевой прогиб является трогом ме­ жду горами и более стабильной областью, в той или иной степени пе­ рекрытой мелководным морем. Этот трог становится основным ме­ стом сноса кластических осадков как с орогена, так и с суши более стабильной области. И в итоге трог быстро заполняется кластическими осадками, при этом доминирует клиноформный характер седимен­ тации как со стороны орогена, так (во многих случаях) и со стороны периферического поднятия. По границам трога при соответствующих климатических условиях могут формироваться пояса биогермов. В особых аридных климатических условиях трог может заполняться эвапоритами, как это имело место в кунгурское время в Предуральском краевом прогибе, или угленосными отложениями.

На третьей стадии краевой прогиб уже переполнен осадками и скорость седиментации превосходит скорость погружения прогиба. Реки начинают выносить кластический материал в значительной сте­ пени далеко за пределы орогена, а краевой прогиб становится равни­ ной (обычно аллювиально-озерной) или возвышенностью. Этот про­ цесс происходит сейчас для Предкавказья и, например, имел место в поздней перми для Предуральского прогиба. Приведенная выше схема седиментации в краевом прогибе достаточно условна, так как в каж­ дом конкретном случае имеются свои особенности. Для анализа седи­ ментации в краевых прогибах важно иметь в виду, что она проходит на фоне складчато-надвиговых деформаций, в разной степени протекаю­ щих в этом прогибе.

Некоторые орогены, такие как современные Анды, не формирова­ лись на месте прогибов (Анды, например, длительное время развива­ ются как активная континентальная окраина). При этом перед их фронтом все равно формируется краевой прогиб. Но и в этом случае краевой прогиб испытывает три стадии формирования: стадия погру­ жения и некомпенсированного осадконакопления, стадия компенсации осадками, и стадия перекомпенсации осадками. В данных случаях обычно в краевом прогибе не бывает глубоководного трога, а палео­ глубины определяются максимум первыми сотнями метров.

421

3.2.4. ХАРАКТЕР СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ В КРАЕВЫХ ПРОГИБАХ

Для краевых прогибов характерно значительное разнообразие тек­ тонического структурообразования [Шатский, 1963, 1964; Пущаровский, 1959; Богданов, 1976; Милановский, 1968; Короновский и др. 1987; Ziegler, 1990; Ziegler, Horvath, 1996; Казанцева и др., 1996; Со­ борное, 1997]. Особенность краевых прогибов состоит в том, что обычно при орогенезе относительно более жесткий консолидирован­ ный фундамент краевого прогиба пододвигается под ороген без разломообразования; складчато-надвиговые деформации концентрируют­ ся в слоистом (с разными механическими свойствами) чехле (рис. 3.82, 3.83 — см. прил.; 3.84, 3.85). Для деформаций важно наличие ослаб­ ленных поверхностей и поверхностей, разделяющих толщи с разными механическими свойствами. Наиболее ослабленные такие поверхно­ сти — это граница чехла и консолидированного фундамента, горизон­ ты солей, толщи глин и т. д. В многокилометровой толще осадков краевого прогиба всегда имеются мягкие некомпетентные толщи.

Широко принятых классификаций структурных образований крае­ вых прогибов нет, поэтому рассмотрим наиболее типичные структуры и их ансамбли, которые часто между собой сочетаются в разных видах.

Срывы или детачменты (англ, detachment fault, переводимый примерно как срыв вдоль раздела с разными механическими или рео­ логическими свойствами) являются важнейшими и широко распро­ страненными образованиями краевых прогибов. Часто главный срыв проходит примерно вдоль подошвы чехла вдоль какого-либо механи­ чески слабого слоя. Именно он часто контролирует образование струк­ тур меньшего ранга (например, структур имбрикации). Серия срывов примерно вдоль поверхностей слоев может быть и в собственно толще осадочного чехла на разных уровнях. Амплитуды перемещения по срывам могут составлять километры или десятки километров.

Структуры имбрикации. Русскоязычная терминология для струк­ тур имбрикации разработана недостаточно, поэтому здесь дается анг­ лоязычный вариант терминологии в основном по [Кеагеу, 1995]. Имбрикация — это расчленение толщи пород на отдельные тела, полно­ стью отделенные друг от друга разломами разной геометрии обычно в связи с развитием главного срыва или детачмента. Система близко­ расположенных разломов называется системой разломов имбрикации. Блок пород, полностью ограниченный разломами имбрикации, назы­ вается лошадью (horse) [Кеагеу, 1995]. Масштабы имбриации могут быть различными — от сантиметров до десятков километров. Имбрикация характерна для надвигового пояса краевых прогибов. Наблюда-

422

ется два типа имбрикации: piggyback (пиггибэк) (название детской иг­ ры типа чехарды с движением вперед) и overstep (перешагивания, пе­ рескакивания) (рис. 3.86).

Рис. 3.86. Два основных типа структур имбрикации (Кеагеу, 1995).

а — имбрикация типа пиггибэк (дуплексная). Разломы образуются в порядке 1, 2, 3 от хинтерланда к форланду. Ограниченный разломами блок называется «лошадью». б — имбрикация типа перешагивания. Разломы образуются в порядке 1, 2, 3 от форланда к хинтерланду. Жирные линии (1) — надвиги, тонкие (2) — слоистость.

Имбрикация типа пиггибэк определяется тем, что все более новые надвиги развиваются ближе и ближе к внешнему краю краевого про­ гиба. В идеале при имбрикации типа пиггибэк укорочение (сжатие) геометрически реализуется последовательно за счет все более и более молодых надвигов.

Имбрикация перешагивания определяется тем, что все более позд­ ние надвиги формируются все ближе и ближе к орогену. При этом ка­ ждый новый надвиг может срезать ранее сформировавшуюся структу­ ру. Имбрикация перешагивания (или срезания новым ранее сформиро­ вавшиеся структуры) встречается относительно реже имбрикации ти­ па пиггибэк.

Имбрикация в надвиговом поясе может образовывать две группы структур: имбрикационные веера (фены) и дуплексы (дуплекс означает сдваивание) (рис. 3.87). В имбрикационном веере в системе разломов имеется подошвенный или сольный надвиг; веер обычно ограничива­ ется складкой в вышележащих слоях. Надвиги, не выходящие на по­ верхность, называются слепыми надвигами. Для дуплексов характерно

425