Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)
.pdfФорланд
в
б_
—2
•О
Рис. 3.87. Имбрикационные веера и имбрикационные дуплексы [Кеагеу, 1995].
а — имбрикационный веер со слепыми надвигами, б — имбрикационный дуплекс с наклоном надвиговых чешуи («лошадей») в сторону хинтерланда (орогена), в — антиформное нагромождение дуплексов с наклоном надвиговых чешуй («лошадей») и в сторону орогена (хинтерланда), и в сторону форланда, г — дуплекс с наклоном надви говых чешуй («лошадей») в сторону форланда.
1 — разломы, 2 — слоистость, 3 — окончание надвига.
Постдеформационное несогласие
Рис. 3.88. Принципиальная схема строения вдвиговой зоны [Собор ное, 1997].
два уровня надвигов: нижний (подошвенный надвиг) и верхний (кро вельный надвиг). В реальных структурах разные типы имбрикации различаются не очень четко, особенно при наличии эрозии, поэтому терминология у разных исследователей может различаться. Над имбрикационными веерами или дуплексами в вышележащем чехле обычно образуется антиклинальная складка типа рор-ир — или вытал кивания вверх (в этом случае роль «штампа» играет нагромождение надвиговых тел).
426
Структуры типа вдвигов также широко распространены в краевых прогибах (рис. 3.88). Понятие вдвиг было введено К. О. Соборновым [1997] [Хайн, Ломизе, 1995] и означает клиновидный вдвиг пород (или пара: надвиг в верхней части и поддвиг в нижней части, разделенные клиновидным телом). Примерным синонимом этого понятия является англоязычный термин crocodile-tectonics (крокодиловая тектоника), показывающий, как крокодил пастью захватывает какое-либо тело. При этом не важно, какой блок (тело) является активным. Масштабы вдвигов могут быть различными: от сантиметров до километров. Суть вдвигов состоит в том, что на глубине образуется надвиг, который вы ше к поверхности срезается надвигом, направленным в обратную сто рону; вместе два надвига, направленные в разные стороны, образуют клиновидное тело, которое может на многие километры вклиниваться в осадочную толщу вдоль поверхности напластования. Вдвиги хорошо установлены для Терско-Каспийского, Предуральского и других крае вых прогибов. В приповерхностной части над вдвигами часто образу ются складки. Вдвиги могут быть «слепыми», с надвигами, не выхо дящими на поверхность. Вдвиги также могут формироваться на не скольких уровнях в осадочной толще при ее сжатии.
Для многих краевых прогибов характерно наличие изолированных антиклиналей (или небольших структур антиклинального типа). На пример, Терская и Сунженская антиклинали Терско-Каспийского про гиба (рис. 3.89), гряды Чернова и Чернышова на Полярном Урале, де формации Юрских гор Предальпийского прогиба и др. Интерпретация такого типа структур всегда дискуссионная, так как под ними геофи зическими методами и бурением не устанавливается корней. Вероят но, каждая из таких структур имеет особенности своего происхожде ния, но для всех них предполагается связь с надвигами типа срывов на глубине (начинающимися от складчатого сооружения) или со структу рами типа вдвигов (рис. 3.90).
Сдвиги широко известны для краевых прогибов. Их геометрия бы вает разной, но так как краевые прогибы формируются в обстановке сжатия, то сдвигообразование в сочетании со сжатием часто дает начало образованию так называемых положительных цветковых структур
(positive flower structure), когда толща пород из зоны сдвига выдавлива ется вверх, образуя антиклиналеподобную структуру (рис. 3.91).
Солянокупольные структуры также типичны для многих краевых прогибов (например, Предуральского). Они сильно усложняют струк туру прогибов, а наличие соляных сильнопластичных толщ значитель но упрощает возможность формирования срывов и связанной с ними ибрикации толщ краевых прогибов.
427
Север
CL
£
0
X w
>Х
x x u
я
jS
1
о
2
(J
CL
V
H
>X»
4
4
я
X
5
4
2 s H
X
я
>x
о
2
£
X
U
)X
о
*
a 4) H
•Д H
о
я
ч
ю
о
a
4»
т
п ,
41 г А
О-Г-
rS ON
Я Os
а
Os Ю
00 S
"> fe
й a
S с
0 . О
U
о
со
Неоднородности фундамента краевых прогибов вносят свой вклад в характер структурообразования. Например, складчатая зона Юрских гор в Предальпийском про гибе возникла над позднепалеозой ским грабенообразным прогибом [Ziegler, 1990], неоднородности фундамента допускаются и под Тер ской и Сунженская антиклиналями Терско-Каспийского прогиба [Милановский, 1968]. Вероятно, эти не однородности являются реологиче ски более мягкими и над ними сильнее реализуется сжатие (со кращение площади), что и приводит к складчатым деформациям над ни ми, например, с участием надвиговсрывов вдоль подошвы чехла.
Каждый краевой прогиб имеет свои особенности структурообразования, реально наблюдается слож ное сочетание разного типа струк тур, которое устанавливается на ос нове детальных сейсмических ис следований и многочисленного бу рения.
Важно отметить, что обычно тектоническое структурообразование в краевых прогибах проходит на фоне седиментации, это приво дит к формированию конседиментационных относительных подня тий или прогибов (рис. 3.92), зон с разными фациями, зон повышенно го метаморфизма (диагенеза) и т. д. (в том числе и ловушек для углево дородов) (рис. 3.93). Осадочный бассейн краевого прогиба, который возник над поясом надвигов зоны имбрикации, часто называется пиг-
4 2 8
NW |
SE |
Grand
Cr6t d'eau
Рис. 3.90. Характер деформаций в зоне Юрских гор в области Пре дальпийского (молассового) краевого прогиба. Альпийские складчатонадвиговые деформации сфокусировались над зоной позднепалеозойско го рифтового бассейна; при этом доминирует роль надвигов типа срывов и вдвигов. По [Philippe, 1994] из [Ziegler, Roure, 1996].
1 — мезозой (юра в аллохтоне), 2 — пермь и (или) карбон, 3 — фундамент.
В кружках: 1 — ранние деформации (основной надвиг юрского аллохтона, 2 — бо лее поздняя инверсия фундамента, 3 — сопряженные деформации в юрском чехле.
Рис. 3.91. Характер структурообразования в зонах сдвигов с растяже нием (отрицательная цветковая структура) и зон сдвигов со сжатием (по ложительная цветковая структура) [Кеагеу, 1995].
429
Двойное время (сек)
Рис. 3.92. Сейсмический профиль через надвиговую дугу Феррара-Ромагнья в Италии в полосе границы Апен нин и молассового бассейна По.
Mes ~ мезозой, Mio — миоцен, ЕР1 — нижний плиоцен, МР1 — средний плиоцен, LPI — поздний плиоцен, Qua — квартер. Отчетливо видны надвиги, формировавшиеся одновременно с осадконакоплением. Деформированные толщи перекрываются неде-
формированным чехлом, образуя бассейн типа пиггибзк. Стрелка указывает на срезание, интерпретируемое как результат активизации надвига. По [Zoetemeijer, 1993].
Настоящее время |
Поздние ловушки |
Рис. 3.93. Идеализированная схема эволюции складчато-надвигового пояса краевого прогиба и формирования месторождений нефти [Roure, Colletta 1996].
гибэк бассейн. Пример такого бассейна показан на рис. 3.92, где виден недеформированный чехол над надвигами [Zoetemeijer, 1993].
3.2.5.МАГМАТИЗМ В КРАЕВЫХ ПРОГИБАХ
Вцелом магматизм для краевых прогибов не характерен, так как они формируются в обстановке сжатия. Но, например, в Предкавказье
вобласти Минераловодского выступа известна зона неогеновых кис лых интрузий [Милановский, 1968]. Такого рода кислые интрузии формируются за счет частичного плавления низов коры при ее утол щении. Значит, если образование краевого прогиба сопровождается утолщением коры и соответственно разогревом ее низов, то магматизм возможен. Магматизм наиболее вероятен вдоль зон, ортогональных самим прогибам, к которым приурочено относительное растяжение. Сразу севернее Предальпийского краевого прогиба в неогене имел ме сто базальтовый мантийный вулканизм примерно вдоль перифериче ского поднятия [Милановский, Короновский, 1973; Ziegler, 1990]; в общем виде его объясняют наличием горячего пятна в мантии. Но можно предположить, что в области периферического поднятия вся
431
литосфера испытывает антиклинальный изгиб, это приводит к деком прессии в подлитосферной астеносфере и повышению в ней степени плавления вещества и соответственно к магматизму [Nikishin et al., 1997]. Таким образом, магматизм в редких случаях имеет место в краевых прогибах.
3.2.6. ГЕОДИНАМИКА ФОРМИРОВАНИЯ КРАЕВЫХ ПРОГИБОВ
Краевые прогибы являются структурами изгиба коры и литосферы и формируются в обстановке сжатия. Из этих фактов следуют основ ные ограничения на механизмы формирования такого рода бассейнов. Изгиб литосферы может быть вызван пятью обсуждаемыми в литера туре причинами (рис. 3.94): (1) вертикальная нагрузка избыточного за счет нагромождения вещества веса литосферы [Beaumont, 1981; Ререг, Cloetingh, 1995; Ершов, 1997]; (2) вдавливание литосферы за счет ее сжатия [Nikishin et al., 1997]; (3) погружение литосферы в связи с ее утяжелением (фазовые переходы, внедрение тяжелых интрузий и т. д.) [Артюшков, 1993]; (4) погружение литосферы под воздействием нис ходящих мантийных течений; (5) погружение краевого прогиба в связи с внутрикоровой конвекцией [Гончаров, 1979].
При орогенезе происходит значительное утолщение коры и лито сферы в процессе сокращения площади (коллизии континентальных блоков и сжатия). В итоге вес литосферы в полосе бывшего подвиж ного орогенического пояса («геосинклинали») значительно увеличива ется. Помимо этого надвиги перемещаются на края форландов и также утяжеляют литосферу. Избыточный вес орогена нарушает изостатическое равновесие и приводит к погружению прилегающих к орогену территорий форландов в ходе изгиба литосферы; это и может быть ос новной причиной формирования краевых (форландовых) прогибов. Изгиб литосферы вниз типа синклинали в форландовой области вызы вает сопряженный антиклиналевидный изгиб литосферы примерно в 200-300 км в стороне от орогена, вызывая воздымание перифериче ского поднятия.
Модель погружения литосферы под тяжестью орогена анализирова лась в численном виде многими исследователями (например, Beaumont, 1981; Ершов, 1997]. Расчеты показывают, что тяжесть литосферы ороге на может вызвать погружение краевого прогиба на несколько километ ров. Эта модель в целом удовлетворительно описывает природу краевых прогибов, но при ее анализе принимается современное состояние ре гионов: т. е. горы и литосферные корни уже существуют. Однако есть ряд наблюдений, объяснение которых затруднительно с позиции модели
432
нагрузки орогена. Например, Северо-Кавказские (Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский) краевые прогибы начали быстро погружаться в олигоцене в майкопское время [Милановский, 1968], но в то время Кав каз как горное сооружение еще либо не существовал, либо был низким и его избыточный вес был невелик и вряд ли мог обеспечить значительное изостатическое погружение краевых прогибов. Ряд других краевых про гибов также начал свое погружение в то время, когда сопряженный ороген еще не был заметным горным сооружением. То есть модель погру жения краевого прогиба за счет избыточного веса орогена (всей его ли тосферы) удовлетворительно описывает современную геодинамику про гибов, но имеются трудности в объяснении ранней геодинамической ис тории прогибов, когда орогены еще не были горами. Есть также приме ры, когда перед фронтом горного орогена краевой прогиб не формиру ется: например, перед фронтом Кавказа на орогенной стадии современ ное Ставропольское поднятие сначала испытало погружение, а затем воздымание и стало высоким плато, не погрузившись под тяжестью орогена [Милановский, 1968].
Модель синкомпрессионного вдавливания краевого прогиба осно вана на данных, что прогибание происходит в обстановке сжатия. Суть гипотезы состоит в том, что из-за сжатия литосфера краевого прогиба испытывала синклиналеподобное вдавливание вниз, при этом перифе рическое поднятие является сопряженной антиклинальной складкой. Модель качественно удовлетворительно описывает погружение крае вого прогиба во времени с самого начала коллизионной орогении. Ос новные трудности состоят в том, что нужны очень большие силы сжа тия для синкомпрессионного вдавливания литосферы на несколько километров.
Модели погружения за счет утяжеления литосферы предполагают, что литосфера в силу каких-либо причин может резко утяжелиться. Е. В. Артюшков [1993] считает, что низы коры под воздействием флюидов могут быстро эклогитизироваться и утяжеляться. Это приво дит к гравитационному погружению краевого прогиба. Не исключает ся возможность фазовых переходов и в подкоровой мантии (например, переход бывших базальтовых «подушек» астеносферных линз в эклогиты [Лобковский и др. 1993]). Наконец, можно допустить, что кора краевого прогиба интрудируется телами базитов-ультрабазитов. Гипо тезы погружения краевого прогиба за счет утяжеления литосферы ос нованы на том, что для ряда краевых прогибов и стадий их истории допускаются фазы их быстрого погружения без какой-либо связи с тектоническими событиями. Данные модели имеют следующие труд ности: они как бы не связывают историю краевого прогиба с тем фак
434
том, что рядом с ними растет горный ороген; геофизические данные не могут сейчас достоверно указать на наличие или отсутствие под краевыми прогибами в низах коры высокоплотных включений. Дан ные модели трудно проверить, так как у нас явно нехватает данных о том, что происходит в низах коры в районе орогенов.
Модели, связанные с мантийной (или верхнемантийной) конвек цией, основаны на простых предположениях: ороген воздымается, значит, под ним восходящий мантийный поток, краевые прогибы по гружаются — следовательно, под ними нисходящие ветви того же са мого мантийного течения. Расстояния от оси орогена до оси краевого прогиба составляют порядка 100-250 км. Значит, и характерная шири на конвективной ячейки имеет сопоставимые размеры, т. е. конвекция происходит в верхней мантии. В тех местах на Земле, где по данным имеется восходящая мантийная конвекция (области горячих пятен (то чек), такие как Гавайи, рифтовые зоны Африки Эфиопская и Кений ская, поднятия Африки типа Хоггар и Тибести и так далее) не наблю дается современных краевых прогибов вокруг областей поднятия. То есть скорее всего силы конвекционных течений не хватает для погру жения литосферы краевого прогиба на несколько километров. Реаль ный характер мантийных течений непосредственно под орогенными областями (например, под Кавказом) авторам не известен. Есть пред положения, что под горами имеется нисходящий мантийный поток, ко торый и скучивает горное сооружение, а под краевыми прогибами — восходящий и расходящийся в стороны поток. Этим гипотезам проти воречит тот факт, что реально наблюдаются структуры сжатия в крае вых прогибах, они в любом варианте гипотез должны формироваться в обстановках сжатия.
Гипотезы о связи образования краевых прогибов с внутрикоровой конвекцией берут свое начало от представлений В. В. Белоусова [1989] о внутрикоровой адвекции. Их суть состоит в том, что разогретое нижнекоровое вещество собственно орогена всплывает конвективно (или диапирообразно) вверх, а его место занимает нижнекоровое ве щество форландов. Отток корового вещества современных краевых прогибов под ороген вызывает погружение краевых прогибов. Данной гипотезе противоречат два факта: толщина коры краевых прогибов обычно нормальная без признаков относительного уменьшения; срав нительно низкий тепловой поток в полосах краевых прогибов в рам ках современных моделей реологии литосферы не может обеспечить высокие температуры в низах коры, необходимые для начала конвек ции. Однако какие-то формы перетекания нижнекорового вещества между краевым прогибом и орогеном можно допускать.
435