CC BY
66
О ФОРМИРОВАНИИ КРАЕВЫХ ПРОГИБОВ ПОД ДЕЙСТВИЕМ ГЕОДИНАМИЧЕСКИХ ВОЛН
В.Ф. Подурушин (ООО «Газпром ВНИИГАЗ»)
Краевые прогибы обрамляют складчатые горные сооружения в виде линейно вытянутых депрессий значительной, нередко свыше 1000 км, протяженности. Они наложены на приорогенные края платформ, унаследованно развиваясь на месте предшествующих перикратонных опусканий. В процессе формирования краевых прогибов их оси постепенно мигрируют вглубь платформы. Поперечный профиль рассматриваемых структур асимметричен, характеризуется пологим внешним (платформенным) и крутым внутренним (приорогенным) бортом [1]. На внешних бортах осадочный чехол залегает в целом спокойно, испытывая приразломную складчатость только в относительно узких зонах. Внутренние борта прогибов имеют сложное покровно-складчатое строение и частично погребены под аллохтонными массами, надвинутыми со стороны орогенов. Структурный парагенез краевых прогибов свидетельствует об их формировании в обстановке сильного тангенциального сжатия со стороны одновозрастного горного сооружения [2, 3].
В составе вещественного наполнения краевых прогибов обычно отсутствуют магматические породы [1], а осадочные отложения представлены комплексом орогенных формаций. Снизу вверх по разрезу и от орогена внутрь платформы нормально-морские терригенно-карбонатные формации последовательно сменяются терригенным флишем, нижней морской и верхней континентальной мо-лассой. Наиболее грубообломочный материал, включая валунные конгломераты, приурочен к внутренним бортам прогибов. Изменения в составе осадочного выполнения происходят вместе с перемещением оси прогибания [2, 3].
Актуальность проблемы
В настоящее время в науке существует ряд гипотез, объясняющих происхождение и строение краевых прогибов [4]: 1) растяжение коры, вызывающее ее утонение и изостатическое погружение;
2) прогибание под нагрузкой тектонических покровов; 3) подкоровая эрозия; 4) базификация коры; 5) термоупругое сжатие; 6) эклогитизация базальтового слоя.
Перечисленные шесть гипотез страдают рядом существенных недостатков.
1. Механизм растяжения коры уже в своем определении противоречит обстановке сжатия, в ко -торой формировались орогены и краевые прогибы.
2. Подкоровая эрозия предполагает подъем астеносферы к подошве земной коры с последующим выносом корового материала в соседние области, что вряд ли возможно в условиях латерального сжатия. Дополнительными возражениями против внедрения мантийного диапира служат амаг-матичность краевых прогибов и отсутствие соответствующих геофизических аномалий.
3. Приведенные выше аргументы остаются в силе для гипотезы базификации коры.
4. Термоупругое сжатие литосферы подразумевает ее первоначальный прогрев и подъем с последующим охлаждением (прогибанием). Этому противоречит унаследованное развитие краевых прогибов на месте доколлизионных перикратонных опусканий.
5. Эклогитизация базальтового слоя не объясняет асимметрии краевых прогибов, миграции их депоцентров от орогена в сторону платформы, а также наличия однонаправленных послойных срывов в платформенных внешних бортах.
6. Нагрузка тектонических покровов хорошо объясняет структуру и элементы строения внутренних бортов краевых прогибов, однако оставляет неясным механизм деформаций на внешних бортах рассматриваемых структур.
Таким образом, из предложенных ранее механизмов только воздействие тектонических покровов способно создать некоторые морфолого-генетические особенности краевых прогибов, но одним давлением аллохтонных масс невозможно объяснить их формирование в целом. Необходим новый подход к этой проблеме, и накопленные данные позволяют предложить такую модель. В ее основе лежат два положения: 1) парадигма мобилизма; 2) существование в масштабе геологического пространства-времени бегущих волн, переносящих энергию деформаций от источника в окружа-
ющую литосферу. Такие волны предлагается называть геодинамическими (ГДВ) или тектоническими [5]. Первое положение в настоящий момент является господствующим в тектонике и не требует дополнительных подтверждений, поэтому дальнейшее изложение посвящено обоснованию второго положения.
В общем случае волны представляют собой возмущения (изменения состояния среды или поля), распространяющиеся в пространстве с определенной скоростью [6]. Несмотря на то, что существуют волны разной физической природы, все они описываются одними и теми же параметрами (период, длина и т.д.) и распространяются, подчиняясь единым физическим законам. Известные волны образуют спектр от чрезвычайно коротковолнового рентгеновского излучения до длинных сейсмических волн периодом сотни лет, которые в последнее время стали фиксироваться сейсмологами [7]. При переходе к геологическим масштабам измерений в этом спектре происходит информационный обрыв, но не потому, что столь длинных волн не существует. С физической точки зрения ограничений для их существования не имеется. Отсутствие данных о геодинамических волнах объясняется огромными размерами их амплитуд и главным образом периодов, которые делают невозможным применение органолептических или инструментальных наблюдений.
В 1969 г. Ю.М. Пущаровский еще с позиций фиксизма связал образование краевых прогибов с воздействием геосинклиналей на окраину прилегающей платформы, выделив их в класс резонанснотектонических структур [8]. Им отмечено запаздывание деформаций в краевых прогибах относительно главной фазы складчатости в геосинклиналях, перемещение аллохтонов внутреннего крыла в сторону платформы в условиях сжатия, смещение в ту же сторону оси наибольшего осадконако-пления. На основе этих данных был сделан вывод о передаче тектонических импульсов, формирующих краевые прогибы, на значительные расстояния вдоль поверхности Земли. Практически сумма приведенных характеристик описывает волны, имеющие геологические масштабы периода, длины и амплитуды, однако в то время соответствующего вывода сделано не было. Показательно, что определение «резонансные», использованное Ю.М. Пущаровским, также заимствовано из теории колебаний и волн.
А.Е. Довжиковым на примере Тянь-Шаня [9] и В.В. Юдиным для севера Предуральского краевого прогиба [3] показано, что комплекс орогенных деформаций (горообразование, надвиги, складчатость) развивался не одновременно по всей площади этих депрессий, а образовывал узкую зону, параллельную оси и бортам прогиба и смещавшуюся от орогенного пояса на территорию платформенного борта. Образно характеризуя эпоху герцинского орогенеза на Урале, В.В. Юдин пишет о «накатывании» деформаций на опущенный край Печорской плиты. Однако и на этот раз, фактически описав распространение волн тектонических деформаций, исследователь оказался не в состоянии пересмотреть привычные взгляды.
А.И. Добролюбов обосновал дискретно-волновой (импульсный) механизм переноса не только энергии, но и массы в некоторых географических и геологических процессах [10]. Он показал энергетическую предпочтительность волнового механизма транспортировки, при котором смещение деформируемого тела как единого целого заменяется непрерывной «эстафетной» передачей движения от одной неширокой полосы к другой по принципу гусеницы. Такой механизм многократно уменьшает единовременно сдвигаемую массу, столь же значительно снижает площадь ее основания и величину трения, противодействующего движению. Он хорошо объясняет распространение тонких шарьяжных аллохтонов на большие расстояния от мест их зарождения в сутурных зонах.
Описание модели
Мобилисты связывают возникновение краевых прогибов с заключительным этапом коллизии (так называемой «жесткой» коллизией) континентальных и/или островодужных литосферных плит. Вместо термина «коллизия» часто используется синоним «столкновение», который несет в себе смысл соударения или удара. В общем случае возможны разнообразные варианты геодинамическо-го удара в зависимости от числа вовлеченных в него фрагментов, их размеров, конфигурации, реологии, кинематики и динамики. Для наглядности в данной работе рассмотрен наиболее простой случай конвергенции двух плит с континентальной корой и сопоставимыми массами. Одна из взаимодействующих окраин считается пассивной, другая - активной. Пассивная континентальная окраина
«вморожена» в океаническую литосферу и вместе с ней дрейфует на поверхности мантийного потока в сторону активной окраины, где происходит субдукция (рис. 1). Границы взаимодействующих плит условно принимаются ровными, взаимно параллельными и перпендикулярными вектору действующей силы.
Литосферные плиты в тектонофизическом аспекте могут быть сопоставлены с горизонтальнослоистыми пластинами, разрез которых сверху вниз состоит из вулканогенно-осадочного чехла, «гранитного» и «базальтового» мегаслоев консолидированной коры, а также литосферной мантии. Названные мегаслои различаются реологическими свойствами. Реология консолидированной коры рассматривалась с двух точек зрения: 1) исходя из разницы химико-петрографического состава ее «гранитного» и «базальтового» мегаслоев; 2) на основе представлений о единстве вещественного состава всей коры, но изменении реологических свойств «базальтового» мегаслоя в более жестких хронотермобарических условиях. В предлагаемой модели принята вторая точка зрения, подтвержденная результатами сверхглубокого бурения [11]. Вещественные изменения глубокопогруженных отложений являются вторичными, вызванными метаморфическим минералообразованием.
Начальный (доколлизионный) этап рассматриваемой модели характеризуется приближением пассивной окраины континента, дрейфующего по поверхности мантийного течения, к активной окраине противолежащего условно неподвижного материка (рис. 1).
1
7
н
Условные обозначения:
2
8
3 0 <=> о й
V 1' 1'
4х 9 а' б
4
10
5
11
6
12
Рис. 1. Этап закрытия океанического бассейна: 1 - водная толща; 2 - чехол кремнисто-вулканогенно-терригенного состава; 3 - чехол терригенно-карбонатного состава; 4 - флиш и молассы; 5 - «гранитно-метаморфический» слой континентальной литосферы; 6 - «базальтовый» слой континентальной литосферы; 7 - мантийный слой континентальной литосферы;
8 - океаническая литосфера; 9 - верхняя мантия; 10 - разломы: а - первого порядка, б - второго порядка; 11 - ориентировка и интенсивность силы сжатия; 12 - направление течения верхней мантии
Источником движения литосферных плит является течение верхней мантии, направленное из-под пассивной окраины в сторону активной. Под действием вязкого трения пассивная окраина испытывает горизонтальное растяжение, дробится, «разрыхляется». Растяжение ведет к ее утонению как сверху, так и снизу. «Гранитный» слой дробится на блоки рифтогенными впадинами, которые заполняются осадками. В зависимости от глубины проникновения бортовых разломов рифты могут локализоваться внутри окраины (например, Восточно-Баренцевский трог) или полностью отделять от континента краевые блоки, подобные хребту Ломоносова или Багамской банке. Утонение «гра-
нитного» слоя изменяет термобарическую обстановку ниже подошвы коры, вызывая выклинивание мантийного мегаслоя литосферы в направлении океана. Наиболее выдвинутой в акваторию оказываются низы «гранитного» и «базальтового» слоев, а поперечное сечение пассивной окраины приобретает форму клина, обращенного вершиной навстречу противостоящему материку. Ее склон и подножье покрываются мощным шлейфом слабо литифицированных, преимущественно кремнисто-терригенных осадков, образованных в основном за счет сноса с прилегающей суши.
Активная континентальная окраина, напротив, находится в обстановке умеренного сжатия вследствие субдукции под нее океанической литосферы. Кора над зоной субдукции испытывает утолщение и уплотнение, обусловленные внедрением крупных интрузий, вулканизмом, складко- и горообразованием. Мантийная часть литосферы на активной окраине, наоборот, утоняется вследствие субдукции и мантийной эрозии, возможно, затрагивающей также прилегающее основание «базальтового» слоя.
Следующий этап отвечает «мягкой» коллизии плит (рис. 2). На этом этапе сначала происходит надвигание толщи осадков континентального склона и подножья пассивной окраины на активную плиту. Давление пассивной окраины вызывает равнозначную силу противодействия со стороны активной окраины. Этот процесс приводит к интенсивным складчато-надвиговым деформациям, выдавливанию в верхние горизонты крупных аллохтонов, сложенных породами аккреционной призмы, океанической коры и верхней мантии. Затем после соприкосновения консолидированной, но значительно утоненной коры двух плит энергия столкновения начинает расходоваться на уплотнение упаковки блоков бывшей пассивной окраины, смятие и выжимание рифтогенных осадков, фильтр-прессинг флюидов. Симметрично обдукции офиолитов на границе «кора-мантия» происходит глубинный поддвиг пластин нижней коры в мантию с формированием коромантийной смеси. В этих условиях преобладают пластические деформации, тектонический удар демпфируется, упругие или упруго-пластичные ГДВ не образуются. На данном этапе взаимодействие плит происходит в основном на уровне коры, в первую очередь ее средней части, и слабо затрагивает утоненную ли-тосферную мантию.
Рис. 2. Этап мягкой коллизии. Условные обозначения см. на рис. 1
Третий, основной этап волновой модели отвечает стадии «жесткой» коллизии. На этом этапе демпфирующие возможности пассивной окраины иссякают, и надвигающаяся плита испытывает полноценный геодинамический (тектонический) удар (рис. 3). Соответственно возрастает противодействие активной окраины. Образуется шов столкновения - коллизионная сутура. В непосредственной близости к ней напряжения превосходят предел прочности пород, которые разрушаются посредством разрывных деформаций и вязкого течения сжимаемых масс [2]. Разрушение сопровождается динамометаморфическим минералообразованием (глаукофановые сланцы), формированием сложных разрывно-складчатых структурных парагенезов, включая покровы основания [2, 3].
График движения упругой гесщинамической волны
Амплитуда,
км
Положение на горизонтальной оси
0 1 -10 - I I I + + + -гЬ^-т + + + , А I 1 + ' + +
-20 - V /
-30 - V / V
-40 - — \ / \ I
-50 / I / \
Рис. 3. Этап жесткой коллизии. Зарождение геодинамических волн. Условные обозначения см. на рис. 1
На некотором расстоянии от сутурной зоны вследствие потерь энергии в деформациях уровень напряжений опускается ниже пределов прочности и текучести пород, которые начинают реагировать на нагрузки образованием геодинамических волн. Волновое возмущение охватывает континентальную кору на полную мощность и представляет собой не одну, а целый пакет ГДВ, что обусловлено тремя причинами:
1) при снижении напряжений мегаслои континентальной коры достигают пределов прочности, текучести и упругости не одновременно, а в зависимости от их реологических свойств и близости к сутурной зоне;
2) в разных мегаслоях одна и та же сила создает качественно разные ГДВ: упругие, пластичные или упруго-пластичные. Тип геодинамических волн определяется соотношением напряжений и реологических свойств конкретного мегаслоя. Раздельные ГДВ должны существовать также в нижней (автохтонной) и верхней (аллохтонной) частях осадочного чехла, о чем свидетельствует резкое изменение стиля тектоники при пересечении главного сместителя пакета шарьяжных пластин;
3) каждый мегаслой обладает собственной скоростью распространения волн, что приводит к их разделению во время пробега. Упругие волны имеют еще продольную и поперечную составляющие, которые распространяются с разными скоростями в одной и той же среде. При общей длине пробега, намного превышающей длину волны, эти составляющие также пространственно обособляются друг от друга, но в данном случае их можно рассматривать совместно, так как геодинамические упругие волны, отличающиеся чрезвычайно большой длиной, пересекают краевые прогибы через малое число периодов, практически не успев разделиться.
В малоуплотненной верхней (аллохтонной) части осадочного чехла породы имеют низкие пределы упругости, текучести и прочности. Кроме того, слои этой части разреза, по-видимому, обладают наибольшей контрастностью химического и особенно минералогического состава. При подходе импульса сжатия в них сначала намечаются слабые упругие изгибы, которые почти сразу сменяются интенсивными пластическими деформациями (крупноамплитудная линейная складчатость), как правило, осложненными послойными срывами, дизпликатами. Таким образом, геодинамиче-ские волны в приповерхностной части разреза носят упруго-пластичный характер с резким преобладанием пластической составляющей и дополняются зонами разрушения (послойными срывами), приуроченными к наименее компетентным слоям солей, глин, границам раздела толщ или древним надвигам. Примером последних служат рифейско-вендские тектонические покровы Норильского района Сибирской платформы, возрожденные вследствие повторной коллизии в позднем палеозое -раннем мезозое [12]. Многочисленные разрывно-складчатые деформации быстро поглощают энергию упруго-пластичных ГДВ, поэтому в аллохтонной части осадочного мегаслоя они ограничиваются в основном внутренними бортами краевых прогибов.
Нижняя (автохтонная) часть вулканогенно-осадочного чехла находится под высоким литостатическим давлением и приобретает повышенную прочность. В ней геодинамические волны сохраняют упруго-пластичный характер, но пластические деформации становятся второстепенными, выражены пологой складчатостью, резко отличной от высокоамплитудных складок верхних горизонтов.
В наиболее компетентном «гранитном» мегаслое упругие деформации, видимо, доминируют. В ослабленных зонах «гранитного» мегаслоя (по границам плотностных и реологических неоднородностей: поверхностям фундамента, Конрада и более высокого порядка) упругие деформации также сменяются надвигами, особенно в случае неглубокого залегания фундамента.
В двух последних случаях на необратимые деформации затрачивается намного меньше энергии по сравнению с верхней частью чехла, поэтому упругие ГДВ имеют увеличенный пробег.
«Базальтовому» мегаслою в целом присущ пластический стиль деформирования [4, 13], а на границе Мохоровичича локализуются наиболее глубинные надвиги.
Мантийная часть литосферы предположительно обладает наибольшей жесткостью [4, 13]. На пассивной окраине она сильно утонена, а полной мощности достигает во внутренней области континента. Кроме того, уровень изостатической компенсации, ограничивающий глубину многих тектонических процессов, обычно связывают с вышележащим «базальтовым» слоем, а глубинные надвиги - с поверхностью Мохоровичича. Исходя из этого можно предположить, что мантийная часть литосферы выполняет роль жесткой подложки и активно не участвует в формировании краевых прогибов, поэтому в дальнейшем изложении мантийный мегаслой не рассматривается.
Итак, упругие геодинамические волны возникают и распространяются в «гранитном» мегаслое и, в меньшей мере, в нижней части вулканогенно-осадочного чехла. Каждый упругий импульс состоит из двух полуволн: фронтальной - сжатия, и тыловой - растяжения. Сжатие вызывает выгибание упругого мегаслоя вверх, в сторону свободной земной поверхности. При этом вместе с упругой частью коры происходит воздымание всех вышележащих отложений, в рельефе растут горы или возвышенности. Над тыловой полуволной происходят противоположные явления, территория прогибается, рельеф снижается. Для обозначения взаимосвязанных структур, образованных двумя полуволнами, предлагается использовать термин «динамопара», а для их геоморфологического проявления - «морфодина-мопара». Эти понятия отражают соответственно структурный и геоморфологический признаки ГДВ.
Рассматриваемые геодинамические волны зарождаются на внешней границе зоны разрушения. На фронте сжатия упругий коровый мегаслой изгибается вверх с амплитудой, определяемой равновесием упругой и гравитационной сил. Со стороны платформы этот изгиб компенсируется упругим прогибанием, образующим начальную ванну краевого прогиба с относительно глубоководным морским бассейном. По отношению к орогену тот же прогиб является передовым. Объем, образованный антиклинальным изгибом, заполняется пластичным материалом «базальтового» слоя, поступающим под действием трех сил: 1) всасывающего эффекта приподнимающейся кровли; 2) латерального давления со стороны зоны коллизии; 3) вертикального давления упругой силы в основании краевого прогиба. Отток материала нижней коры из-под краевого прогиба способствует еще большему углублению бассейна. Похожее явление сопровождает движение в океане сейсмогенных волн цунами, вызывая заметное понижение водной поверхности непосредственно перед их приходом.
Обращенная вверх выпуклость консолидированной коры формирует основание горного сооружения, которое надстраивается аллохтонными массами осадков, пластин океанической или островодужной коры, фрагментами «гранитного» слоя, сорванными в зоне разрушения. На границе Мохоровичича продолжается образование коромантийной смеси и «корней гор», усугубленное утолщением «базальтового» мегаслоя в сутурной зоне.
Краевой прогиб быстро заполняется флишем и молассой - продуктами разрушения фронтальной части орогена, созданного полуволной сжатия. Затем динамопара «ороген - краевой прогиб» смещается в глубь платформы, и над продвинувшейся полуволной сжатия начинаются воздыма-ние, горообразование и эрозия только что отложившихся мощных обломочных толщ. Однако их вес, а также постоянные потери энергии ГДВ не позволяют погребенному доорогенному основанию вернуться в исходное положение, поэтому размыву подвергаются, главным образом, моласса и, в меньшей степени, подстилающий ее флиш.
Максимум ГДВ во времени приурочен к начальному периоду ее существования, а в пространстве приближен к шву столкновения плит. По мере движения в глубь платформы и удаления от ис-
точника энергия ГДВ уменьшается, расходуясь на внутреннее трение, фильтр-прессинг флюидов, необратимые деформации, взаимодействие с ниже- и вышележащими горными массами, в том числе новообразованными орогенными формациями. Поверхность базального срыва смещается вверх по разрезу. Вместе с потерей энергии падает амплитуда волны, происходит ее затухание, формируется пологий платформенный борт краевого прогиба, на котором надвиги и складчатость имеют подчиненное значение (рис. 4).
Выводы
Согласно предложенной модели краевые прогибы являются структурным следом геодинамиче-ских волн, возникших в результате столкновения литосферных плит на стадии жесткой коллизии.
В нефтегазовой геологии волновая гипотеза формирования краевых прогибов может оказаться полезной для объяснения латеральной миграции флюидов (фильтр-прессинг перед фронтом сжатия), первичного площадного распространения коллекторских и изолирующих толщ, определения зон вторичного уплотнения коллекторов, зональности фазового состава углеводородов и т.д.
Список литературы
1. Красный Л.И. Прогиб краевой / Л.И. Красный // Геологический словарь - Т. 2. - М.: Недра. 1973.- С. 144.
2. Расцветаев Л.М. Содвиговые парагенезы в ансамбле коллизионных структур / Л.М. Расцве-таев // Матер. совещания «Структурные парагенезы и их ансамбли». - М.: ГЕОС, 1997. - С. 136-140.
3. Юдин В.В. Варисциды Северного Урала / В.В. Юдин. - Л.: Наука, Ленингр. отд., 1983. - 173 с.
4. Артюшков Е.В. Физическая тектоника / Е.В. Артюшков. - М.: Наука, 1993. - 456 с.
5. Подурушин В.Ф. Упругие геодинамические волны / В.Ф. Подурушин // Матер. XXXVII Тектонического совещания «Тектоника земной коры и мантии. Тектонические закономерности в размещении полезных ископаемых». - Т. 2. - М.: ГЕОС, 2005. - С. 94-97.
6. Политехнический словарь / гл. ред. И.И. Артоболевский. - М.: Советская энциклопедия, 1977. - С. 87.
7. Юдахин Ф.Н. Некоторые особенности континентальной сейсмичности / Ф.Н. Юдахин // Тез. докл. Всероссийской конференции «Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле». К 40-летию создания М.В. Гзовским Лаборатории тектонофизики в ИФЗ РАН. - Т I. - М.: ИФЗ, 2008.- С. 126-128.
8. Пущаровский Ю.М. Введение в тектонику Тихоокеанского сегмента Земли / Ю.М. Пущаров-ский // Тр. ГИН. - Вып. 234. - М.: Наука, 1972. - 222 с.
9. Довжиков А.Е. Тектоника Южного Тянь-Шаня / А.Е. Довжиков // Тр. ВСЕГЕИ «Геологические условия формирования палеозойских складчатых структур». - Вып. 231. - Л.: ВСЕГЕИ,1977. - 172 с.
10. Добролюбов А.И. Бегущие волны деформации / А.И. Добролюбов. - Минск: Наука и техника, 1987. - 144 с.
11. Кольская сверхглубокая / Гл. ред. Е.А. Козловский. - М.: Недра, 1984. - 490 с.
12. Дюжиков О.А. Геология и рудоносность Норильского района / О.А. Дюжиков, В.В. Дистлер, Б.М. Струнин и др. - М.: Наука, 1988. - 279 с.
13. Dunbar J.A., Sawyer D.S. How preexisting weaknesses control the style of continental breakup // J. Geophys. Res. B., 1989. - Vol. 94. - № 6. - P. 7278-7292.
