Тарасов / geokniga-geohistoricaldeodynamicbasinanalysis1999 (1)

Обзор разных моделей образования краевых прогибов позволяет сделать следующие выводы: нагрузка горного орогена, вероятно, явля­ ется главной причиной образования краевых прогибов; региональные силы сжатия могут усиливать величины погружения прогибов в связи с дополнительным синкомпрессионным вдавливанием их литосферы; ка­ кой-то незначительный вклад может внести перетекание нижнекорового вещества; не ясно, играют ли фазовые переходы в коре или всей лито­ сфере заметную роль в истории погружения краевых прогибов; не по­ нятна возможная роль мантийной конвекции в причинах погружения форландов. Многие трудности в построении геодинамических моделей краевых прогибов основаны на том, что обычно рассматривается совре­ менная тектоническая ситуация. Для построения новых более коррект­ ных моделей нужно детально восстановить всю историю орогенеза (включая детальные кинематические реконструкции) и рассматривать балансы движений и балансы сил в ходе всего процесса орогении.

3.2.7. ВЫЯВЛЕНИЕ ДРЕВНИХ КРАЕВЫХ ПРОГИБОВ

Современные (альпийские) краевые прогибы хорошо выделяются в структуре континентов. Известны также мезозойские краевые про­ гибы (например, Предверхоянский) и позднепалеозойские (например, Предуральский). Имеется представление, что каледонских (раннепа­ леозойских) и более древних краевых прогибов не существовало и что настоящие (подобные современным) краевые прогибы стали форми­ роваться только с позднего палеозоя.

Действительно, отсутствие в современной структуре континентов догерцинских краевых прогибов может указывать на два варианта:

(1) краевые прогибы действительно не образовывались; (2) краевые прогибы были, но их комплексы впоследствии были эродированы. Пе­ ред надвигами метаморфизованных каледонид Скандинавии на Бал­ тийский щит краевого прогиба нет, однако современные исследования показывают, что эта зона в послекаледонское время испытала много­ километровую эрозию и что какие-то комплексы в основании покро­ вов могут быть остатками чехла краевого прогиба. То есть краевой прогиб скорее всего был, но полностью эродировался [Nikishin et al., 1996]. Между докембрийскими складчатыми поясами и более древни­ ми блоками часто наблюдаются надвиговые пояса: например, между Гренвильским поясом с возрастом около миллиарда лет и СевероАмериканским кратоном [Никишин, 1992], раннепротерозойские над­ виговые пояса Беломорского пояса [Никишин, 1992; Hjelt, Daly, 1996]. Позднеархейские золотоносные и ураноносные конгломераты Витва-

436

терсрандт в Южной Африке явно формировались в форландовом бас­ сейне орогена Лимпопо [Никишин, 1992]. То есть можно с большой долей вероятности предполагать, что краевые прогибы формировались перед фронтом орогенов, по крайней мере начиная с позднего архея.

3.3. ОРОГЕННЫЕ (МЕЖГОРНЫЕ) ВПАДИНЫ

Орогенные (межгорные) впадины — это осадочные бассейны, ко­ торые образуются во время региональной компрессионной складчато­ сти и горообразования или сразу после завершения максимума горо­ образования, или на фоне компрессионного горообразования в сопря­ женных областях. После фазы образования история межгорных впа­ дин может быть различной. Многие орогенные впадины начинали формироваться в обстановке сжатия, а затем трансформировались во впадины растяжения, родственные рифтам. В целом имеются проме­ жуточные виды бассейнов в ряду между классическими рифтами и классическими орогенными впадинами.

Вопросы классификации и геодинамики орогенных впадин пока строго в литературе не разработаны. Вероятно, это обусловлено тем, что интерес большинства «континентальных» геологов за последние 20-30 лет был направлен либо на изучение нефтегазоносных осадоч­ ных бассейнов, связанных с рифтогенезом или с краевыми прогибами, либо на изучение собственно складчатых комплексов. Например, в «Геотектонике с основами геодинамики» В. Е. Хайна и М. Г. Ломизе [1995] вопросы строения и образования орогенных впадин почти не рассматриваются. Вместе с тем, орогенные впадины распространены очень широко в пределах континентов и особенно Евразии. И с ними связаны значительные разведанные и потенциальные запасы различ­ ных полезных ископаемых.

Выделим следующие основные типы орогенных впадин:

1.Синколлизионные впадины сжатия, сформированные в связи с коллизией континентов;

2.Посторогенные коллапсные впадины растяжения, начавшие об­ разовываться сразу после главной фазы складчатости в орогеническом поясе;

3.Впадины, наложенные на остаточные глубоководные бассейны орогенического пояса (остаточные впадины)',

4.Задуговые орогенные впадины',

5.Синорогенные коллапсно-деламинационные впадины растяжения

иобрушения коры.

437

Классическим примером внутриконтинентальных синколлизионных впадин сжатия является Ферганская впадина в Средней Азии. Ферганская впадина в целом наложена на позднепалеозойский ороген, однако под самой впадиной предполагается наличие древнего догерцинского массива [Милановский, 1996; Пешкова, 1997]. По крайней мере в течение мела-эоцена район впадины был стабильной внутриконтинентальной областью. Начиная с позднего олигоцена до настоя­ щего времени впадина испытывает крупномасштабное погружение на 5-7 км, одновременно севернее и южнее нее воздымаются горы с ам­ плитудами неотектонического воздымания до 3-5 км [Николаев, 1979]. Вертикальные движения сопровождались надвиганием горных поясов на погружающуюся впадину, при этом, возможно, масштабы надвига­ ния вдоль северной границы впадины были выше (рис. 3.95, 3.96, см. прил.). То есть вероятна некоторая асимметрия впадины. В самой впа­ дине наблюдаются структуры сжатия и ее синкомпрессионное погру­ жение не вызывает сомнений [Милановский, 1996]. Основная причина неотектонических вертикальных движений в Тянь-Шаньском регио­ не — сжатие в связи с коллизией Индии и Евразии [Хайн, Ломизе, 1995]. Толщина консолидированной коры (без позднекайнозойского молассового чехла) в Ферганской впадине близка к нормальной — около 38-40 км; в то же время толщина коры в орогенах севернее и южнее впадины составляет порядка 45-55 км и явно это утолщение произошло синхронно с орогенезом [Вольвовский, 1991; Миланов­ ский, 1989]. Разрезы через кору Ферганской впадины [Вольвовский, 1991] (рис. 3.97) указывают на то, что она образовалась за счет круп­ номасштабного погружения корового блока без значительных измене­ ний мощности коры, синхронно с утолщением коры соседних регио­ нов и их надвиганием на впадину.

Горообразование Тянь-Шаньского типа давно рассматривается как складчатость основания [Шульц, 1948; Макаров, 1977; Милановский, 1989; Садыбакасов, 1990]. Никишин и др. [Никишин, 1992, Nikishin et al., 1993]. Эти ученые предположили, что позднекайнозойское горооб­ разование в Тянь-Шаньско-Алтайском регионе обусловлено общели­ тосферной складчатостью в связи со сжатием литосферы в следствие Индо-Азиатской коллизии. Межгорные впадины типа Ферганской рас­ смотрены как общелитосферные синклинальные складки, а горные пояса Южного и Срединного Тянь-Шаня как общелитосферные анти­ клинали. Эта простая модель требует усложнений: (1) в антиклиналь­ ных складках (возможно, из-за их большего прогрева или иных при­ чин) кора испытала сплющивание и утолщение, и ее верхнекоровые части были расчленены надвигами и надвинуты на соседние общелито-

438

СА59-13

U)

чО

Посторогенные коллапсные впадины, начавшие образовываться сразу после главной фазы складчатости в орогеническом поясе, явля­ ются широко распространенными осадочными бассейнами складча­ тых поясов [Ziegler, 1990; Милановский, 1996 и др.]. Классическими бассейнами этого типа являются девонские бассейны Великобрита­ нии, выполненные Древним красным песчаником (Old Red Sandstones) [Фрэнсис, 1981; Леонов, 1985; Ziegler, 1990]. В полосе Североатланти­ ческого раннепалеозойского орогенического пояса главная складча­ тость имела место в конце силура (начиная с середины лудловского века и с максимумом в пржидольском веке [Ziegler, 1990]. Складча­ тость сопровождалась формированием горного пояса. Начиная с конца силура и в основном в раннем девоне произошло формирование мно­ гочисленных межгорных впадин, среди которых хорошо известны бассейн Срединной долины, Оркадский бассейн, Оркнейский бассейн и др. (рис. 3.99). Бассейн Срединной долины является классическим, поэтому в основном рассмотрим его историю по данным [Ziegler, 1990; Фрэнсис, 1981]. Каледонская складчатость и орогения имели место в лудловское время. Начиная с конца силура и в основном в раннем девоне континентальные красноцветные молассы (Нижний Древний красный песчаник) стали заполнять линейно вытянутый бас­ сейн. Общая мощность отложений достигает 9 000 м. В основном это озерные и аллювиальные осадки, но имеются вулканические толщи известково-щелочной серии от основного до кислого состава. Одно­ временно в регионе имел место известково-щелочной интрузивный магматизм. Структурные наблюдения указывают на то, что бассейны контролировались сбросовой тектоникой и формировались на фоне поднятий в обстановке растяжения и сдвигообразования. Доказано, что некоторые раннедевонские сбросы развивались вдоль плоскостей позднесилурийских надвигов, т. е. бассейнообразование в значитель­ ной степени было связано с коллапсом каледонского орогена. Сдвиго­ вой тектонике с формированием бассейнов типа пулл-апарт (pull-apart) также придается большое значение. В среднем девоне район бас­ сейнов испытывал в основном воздымание и эрозию в связи с акад­ ской орогенической фазой, седиментация продолжалась лишь в от­ дельных бассейнах. В позднем девоне имела место фаза растяжения и сбросообразования; красноцветные молассы формировались в боль­ шинстве сформированных в раннем девоне впадинах. В карбоне-ран- ней перми в полосе девонских впадин имело место еще несколько фаз растяжения и рифтогенеза, сопровождавшегося щелочно-базальтовым вулканизмом. Таким образом, орогенные впадины Североатлантиче­ ского пояса изначально сформировались как впадины растяжения при

441

на разновозрастных толщах. Нижний девон-эйфель представлен конти­ нентальными вулканическими и красноцветными толщами. Среди вул­ канитов имеются щелочные базальты, трахибазапьты, эссекситы, фоно­ литы, трахириолиты бимодальной вулканической серии. Синхронно с вулканизмом имел место интрузивный магматизм с внедрениями гранитоидов и щелочных плутонов. Структурные реконструкции указывают на то, что формирование данных впадин проходило на фоне образова­ ния сбросов, т. е. в обстановке растяжения. Живет-верхний девон и карбон этих впадин представлены континентальными или мелководно­ морскими осадками без вулканитов общей мощностью в несколько ки­ лометров. Живет-позднепалеозойский осадочный чехол похож на чехлы типичных пострифтовых бассейнов.

В пределах Западно-Европейского Варисского (Герцинского) орогенического пояса главная складчатость и орогения были в раннемсреднем карбоне. На фоне орогении возникла система орогенных впа­ дин, среди которых классической является бассейн Саар, наложенный на Саксо-Тюрингинскую зону [Ziegler, 1990] (рис. 3.101). Бассейн Саар наложен на метаморфический фундамент, перекрытый среднедевон- ско-раннекарбоновым карбонатным чехлом. В позднепалеозойской истории бассейна выделяются две стадии [Ziegler, 1990]: поздний на- мюр-вестфал (башкирский и московский век) и стефан-аутин (верхний карбон-начало ранней перми). Во время первой стадии запожилась межгорная впадина, заполнявшаяся континентальной молассой. Палеотектоническая обстановка формирования впадины не ясна, вероят­ но, она запожилась в обстановке сжатия. Перед поздним карбоном бассейн испытал воздымание, деформации и эрозию порядка 1 500 м, вероятно, в связи со сдвиговыми движениями в Варисском поясе. Во время второй стадии сформировался более обширный внутриконтинентальный бассейн, который заполнялся континентальными обло­ мочными отложениями и угленосными сериями, а также имел место вулканизм основного, среднего и кислого состава. Вторая стадия про­ ходила на фоне деформаций растяжения и сдвигов (транстенсии) [Ziegler, 1990], которая усложнялась фазами присдвигового сжатия (транспрессии). За вторую стадию накопилось порядка 4 500 м чехла.

Бассейн Саале находится юго-восточнее Гарца. Он в целом похож на бассейн Саар [Ziegler, 1990]. Бассейн начал формироваться в ран­ нем вестфапе (позднем башкире) в небольшой межгорной котловине. Во время позднего вестфапа-стефана (московского века-позднего кар­ бона) бассейн расширился и стал заполняться угленосными отложе­ ниями мощностью порядка 1000 м. В аутине (начале ранней перми) бассейн еще больше расширился, имели место сбросообразование и

444

пестрый по составу вулканизм. Мощность аутина составляет 2 000 м. В конце аутина имели место деформации и континентальный ротлигенд (большая часть ранней перми) несогласно перекрывает бассейн.

В целом для Западно-Европейских варисцид можно сформулиро­ вать следующие закономерности в развитии орогенных впадин: в на- мюре-вестфале сразу после главной складчатости сформировалась система относительно небольших межгорных впадин, которые про­ стирались продольно складчатой структуре. Они заполнялись конти­ нентальной молассой. Режим развития впадин строго не ясен: в целом это была эпоха сжатия орогена, но не исключается связь их образова­ ния со сдвиговыми зонами. Бассейны синхронно с седиментацией ис­ пытывали фазы деформаций сжатия. На границах среднего и позднего карбона и карбона и перми имели место фазы сбросообразования и транстенсии, которые сопровождались пестрым вулканизмом толеитового и известково-щелочного типов. Вулканизм инициировался ман­ тийными процессами [Wilson, 1997, персональное сообщение; Ziegler, 1990] и был крупномасштабным. К концу перми бассейны стали пере­ крываться морскими осадками и толщина коры в пределах палеозоид заведомо стала близкой к современной (30-40 км); в то время как на фоне позднепалеозойской орогении толщина коры была порядка 4560 км, как это следует из характера структуры и магматизма [Ziegler, 1990]. То есть межгорные прогибы формировались на фоне регио­ нального утонения коры.

Впадины типа бассейнов Саар и Саале формировались и на терри­ тории России в Урало-Монгольском поясе после герцинской складчато­ сти. Они, например, широко распространены над палеозоидами Запад­ ной Сибири [Сурков, Жеро, 1981; Милановский, 1989; Surkov, 1995].

Механизм формирования впадин данного типа в общих чертах достаточно понятен (рис. 3.102). Главные факторы — коллапс горного сооружения, активная сдвиговая тектоника, декомпрессия верхней мантии, способствовавшая крупномасштабному магматизму [Ziegler, 1990; Никишин, 1992]. При складчатости, сжатии и горообразовании во время коллизионной тектоники формируется ороген с толщиной коры порядка 45-65 км. Его формирование в значительной степени связано с надвиганиями коровых террейнов друг на друга. Высокое стояние орогена поддерживается региональным сжатием. После ос­ лабления этого сжатия (или его прекращения) начинается обратный процесс: гравитационное соскальзывание коровых террейнов в основ­ ном по бывшим поверхностям надвигов (это явление называется кол­ лапсом орогена) с образованием грабенообразных межгорных впадин. Процесс идет эффективнее, если начинают действовать региональные

445