Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

Литология. Структурная геология

Р. А. Щеколдин. Конспекты лекций

Геодинамические модели осадочных бассейнов

 

Геодинамические обстановки формирования осадочных бассейнов:

1) внутриконтинентальные бассейны, рифты и авлакогены;

2) бассейны пассивных континентальных окраин;

3) океанические котловины и поднятия;

4) бассейны, связанные с субдукцией;

5) коллизионные бассейны;

6) бассейны, связанные с трансформными разломами (сдвиговые).

Внутриконтинентальные бассейны

Бассейны осадконакопления во внутренних областях континентов бывают двух резко различных типов:

1) относительно крупные внутренние бассейны, или синеклизы;

2) узкие рифтовые долины, ограниченные разломами.

Обширные зоны прогибания в пределах континентальных блокв известны как внутриконтинентальные (интракратонные) бассейны. Площадь такого бассейна может быть очень большой, но степень прогибания невелика, а скорость очень медленная. Время формирования таких бассейнов может охватывать 200—800 млн.лет, а мощность осадочного заполнения достигает 7—8 км, а в некоторых случаях 12 км и более. Некоторые бассейны, по-видимому, связаны с предшествующими эпизоды рифтинга, в то время как другие – нет. После прекращения рифтогенеза в пределах континентальной коры наблюдается изменение теплового режима. Когда континентальная кора растягивается и истончается, более горячий материал мантии приближается к поверхности. Поэтому на начальном этапе это области с высоким тепловым потоком, высоким геотермальным градиентом (скоростью изменения температуры с глубиной). Когда рифтогенез прекращается, геотермальный градиент уменьшается и кора начинает охлаждаться, сжиматься и опускаться.Присходит термально обусловленное прогибание. Бассейны, у которых, по-видимому, нет предшествующей рифтовой стадии, также могут быть результатом термального проседания. Поскольку скорости прогибания невелики, осадочное заполнение внутриконтинентальных бассейнов происходит в том же темпе и представлено преимущественно континентальными фациями. Обычно это речные и озерные отложения, хотя периодически может устанавливаться связь с океаном, и может образоваться широкое эпиконтинентальное море. Интракратонные бассейны в полностью континентальных районах очень чувствительны к колебаниям климата, так как повышенная температура может увеличивать скорость испарения в озерах, понижать уровень воды и сокращать площадь бассейна осадконакопления. Большинство бассейнов испытали резкие изменения климата в течение их долгой истории, отраженные накоплением углей, карбонатов, эвапоритов и тиллитов (в отдельных случаях).

Многие внутриконтинентальные бассейны содержат большие запасы извлекаемых углеводородов, что обусловлено широко распространенными черными сланцами, стратиграфическими ловушками, подходящими покрышками, глубиной захоронения и ограниченными тектоническими деформациями. Самый яркий пример - Западная Сибирь. Толщи, слагающие внутренние бассейны, вмещают рудные месторждения. Пример – позднепротерозойский африканский Медный пояс с супергруппой Катанга, медистые сланцы Северной Европы.

Внутриконтинентальные бассейны Западной Африки: 1) крупные впадины округлых очертаний; 2) трог Бенуэ – авлакоген мелового возраста; 3) дельта р. Нигер третичного возраста (Рединг, ред., 1990)

Впадина Чад. Показаны контуры современного озера Чад, озера Мегачад около 10 000 лет назад и области дренирования (пунктирные линии). Точками покрыты периферические поднятия (Рединг, ред., 1990)

Рифты и авлакогены

Рифт - это линейно вытянутая, сравнительно узкая грабенообразная структура, возникающая вдоль зон растяжения земной коры.

Общие характеристики строения рифтовых зон

1. Абсолютные высоты горных массивов, окружающих рифт, не превышают 3500м. Исключение – массив Рувензори в Восточной Африке, его высота над уровнем моря составляет 5119м. В то же время днища рифтовых впадин часто опущены намного ниже уровня моря. Впадина Мертвого моря имеет отметки от –2600 до –1229м, Танзанийского рифта - от –2150 до –2560 м, рифта Малави - от –1565 до –1005 м.

2. Зрелые рифты имеют асимметричное строение – одно плечо рифта всегда выше другого.

3. Осадочные бассейны зрелых континентальных рифтов всегда имеют резко вытянутую в плане форму. Протяженность рифтов составляет сотни и первые тысячи километров, средняя ширина не превышает 40-60 км. Например, ширина Танзанийского рифта составляет 40-50 км, рифта Малави (Ньяса) - 40-60 км.

4. Все рифтовые системы характеризуются четкой ориентировкой впадин.

5. Рифты ограничены продольными глубинными разломами в виде ступенчатых сбросов, наклоненных в сторону оси рифта под углом 60-65°. Это близко к теоретическому значению (63°) для структур растяжения.

6. Отличительной чертой рифтовых впадин являются продукты вулканизма: щелочные базальты и их производные, континентальные толеитовые базальты и т. п. Без проявлений вулканизма материковых рифтов не бывает.

7. Мощности осадочных толщ зрелых континентальных рифтов довольно значительны: до 2,5 км и более. Это либо комплексы чисто континентальных фаций, либо они чередуются с морскими отложениями. Зернистость осадков обычно грубеет вверх по разрезу. 

 

Разломно-сбросовый характер строения континентальных рифтов определяет распределение фациальных комплексов осадков в бассейне. Особенно – для континентальных обстановок осадконакопления.

В основании сбросовых уступов формируются отложения конусов выноса: грубообломочные фации, сменяющиеся по латерали более мелкозернистыми песчаными накоплениями.

Структурно-геоморфологический контроль распределения терригенных осадков в пределах рифтогенного континентального бассейна (по Литогеодинамика…, 1998)

Как правило, развитие континентального рифтогенного бассейна начинается с аллювиальных и озерных обстановок, с мощными циклически построенными терригенными разрезами, часто угленосными (в условиях гумидного климата) или соленосными (в аридных климатических зонах). На осадки речных, озерных и болотных фаций ложатся отложения лагунных и прибрежно-морских обстановок (если появляется связь рифтогенного бассейна с открытым морем).

В наиболее полном выражении континентальные рифты проходят пять стадий развития:

1. Региональное воздымание (вздутие) рельефа – предрифтовая стадия; преобладает эрозия и намечены только контуры будущего бассейна

2. Региональное растяжение – стадия начального рифтогенеза. По глубинным разломам происходит «обрушение» свода и образуется неглубокая депрессия асимметричной формы. Интенсивный вулканизм.

3. Ранняя провальная стадия: бассейн начинает медленно проседать, в нем формируются сбросовые уступы и он расчленяется на ряд грабенов, отделенных друг от друга разломами.

4. Интенсивная провальная стадия: бассейн быстро проседает, ранее образованные грабены захватывает акватория.

5. Дегенеративная стадия: бассейн мелеет и весь район испытывает медленное опускание; наступает пострифтовый этап развития.

В Северо-Восточном Китае крупные впадины развивались на утоненной континентальной коре в палеогене. Здесь выделяют пять стадий развития (по Рединг, ред., 1990).

Дорифтовая стадия регионального воздымания (1) сменилась стадией начального рифтогенеза (2). Растяжение привело к образованию суббассейнов с интенсивной вул-канической деятельностью основного состава. Климат был сухим, бассейн не был связан с морем и впадины заполнялись континентальными красноцветами, переслаиваю-щимися с базальтами.

В течение ранней провальной стадии (медленного погружения) поставка терригенных осадков была ограничена и доминировали биохемогенные осадки. Отлагались карбонаты и эвапориты.

Во время интенсивной провальной стадии (быстрого погружения) происходили расширение впадин, сильный подъем и эрозия окружающих областей.

В конце палеогена обширное проседание коры привело к дегенеративной стадии (опусканию). Весь регион подвергся погружению и стал областью флювиальной и лагунной седиментации.

В зависимости от палеогеографических обстановок заполнение бассена может быть разным.

Основные обстановки осадконакопления, связанные с активным континентальным полуграбеном, имеющим внутренний дренаж (по Leeder, 1999, с изменениями)

Основные обстановки осадконакопления, связанные с активным континентальным полуграбеном, имеющим осевой дренаж (по Leeder,1999, с изменениями)

Основные обстановки осадконакопления, связанные с активным полуграбеном, заполненным морским заливом (по Leeder,1999, с изменениями)

Основные обстановки осадконакопления, связанные с активным полуграбеном на шельфе с карбонатным осадконакоплением (по Leeder,1999, с изменениями)

Несостоявшиеся рифты и авлакогены

Существуют долгоживущие погружающиеся линейные троги, простирающиеся из центральных областей континентов к их окраинам. Их интерпретируют как отмершие лучи тройных сочленений рифтов. Палеозойские и докембрийские «несостоявшиеся» внутриконтинентальные рифты получили название авлакогены.

Развитие авлакогенов можно подразделить на три стадии: 1) связанная с термическим воздействием ранняя рифтовая стадия, 2) стадия пассивного погружения (прогибания), 3) стадия деформации.

На рифтовой стадии происходила эффузивная и интрузивная деятельность кислого и основного состава. Погружение было быстрым. Осадки обычно грубообломочные, континентального происхождения.

Стадия погружения характеризуется медленным осадконакоплением шельфовых карбонатов и кварцевых песков; могут присутствовать глубоководные турбидиты и олистостромы. Осадки гораздо более мощные и относятся к более глубоководным фациям, чем на соседней платформе.

Стадия деформации характеризуется крутыми разломами, надвигами и складкообразованием. Мощные (1000—3000 м) толщи грубообломочных пород накапливаются в небольших бассейнах внутри авлакогенов.

Рифты, связанные с коллизией

Рифты, связанные с коллизией, отличаются от авлакогенов тем, что они моложе периода закрытия океана и связанной с этим орогении. Их формированию не предшествует сводообразование. Наиболее известным примером такого типа рифта является Верхнерейнский грабен. Считается, что он сформировался в среднем эоцене — миоцене после главной позднемеловой коллизии в Альпах.

Байкальский рифт. Байкальская рифтовая система состоит из линейных межгорных депрессий, в основном грабенов или полуграбенов. Двенадцать крупных депрессий варьируют по длине от 100 до 700 км при ширине всего 15—18 км; в их число входит озеро Байкал глубиной 1700 м — самое глубокое озеро в мире. Байкальская депрессия содержит по меньшей мере до 5 км осадков, в других депрессиях их мощность не превышает 3 км. Осадки континентального генезиса представлены мелководными озерными, болотными и речными отложениями. Вулканические породы, сходные по составу с восточно-африканскими, но меньшего объема, в основном приурочены к поднятым блокам.

Бассейны пассивных континентальных окраин

Современные шельфы, континентальные склоны и континентальные подножия

Некоторые внутриконтинентальные рифты становятся межконтинентальными за счет формирования океанической коры в осевой зоне. По мере продолжения спрединга каждая половина рифта становится пассивной континентальной окраиной. Эти окраины состоят из шельфа, континентального склона и континентального подножия. Иногда в сторону суши они переходят в эпиконтинентальные моря. На окраине континента мощные шельфовые осадки перекрывают эвапориты, ниже которых расположены красноцветы и пролювиальные конусы ранних рифтовых бассейнов.

Шельфовая седиментация контролируется климатом, наличием обломочного материала, химией океанских вод и волнами, штормами, приливами и колебаниями уровня моря.

На континентальном склоне и подножии преобладают терригенные глинистые илы, алевриты и тонкозернистые пески, транспортируемые нефелоидными слоями и контурными течениями. Важным механизмом перемещения материала со склона на континентальное подножие является крупномасштабное оползание.

 

На большинстве окраин Атлантического океана обломочные породы рифтогенных бассейнов перекрываются эвапоритами.

На самой ранней стадии разделения континентов воды океана попадали в грабены, лежавшие ниже уровня моря. Аридный климат и затрудненная связь с открытым морем создавали благоприятные условия для осаждения эвапоритов.

Разрез бассейна Кванза, Ангола, в конце эвапоритовой стадии (конец альба). 1 – калькарениты; 2 – эвапориты; 3 – мергели; 4 – аргиллиты; 5 – песчаники; 6 – конгломераты (Рединг, ред., 1990)

Схематический разрез трога Балтиморского каньона. Верхнетриасовые красноцветы рифтовых долин и вулканиты отделены от юрских морских осадков несогласием, соответствующим времени распада континентов.

Выделяют четыре стадии развития континентальной окраины: инфрарифтовую, рифтовую, стадии распада и после распада.

В инфрарифтовую стадию происходит обширное и быстрое (10 см/1000 лет) погружение, при котором бассейн заполняется в основном континентальными осадками. Магматизм отсутствует.

На рифтовой стадии происходят сильное разломообразование, частично вулканизм, седиментация в условиях краевых зон морей или континента, более медленное погружение (2 см/1000 лет).

Несогласие, связанное с распадом континентов, отделяет рифтовую стадию от стадии после распада с медленным погружением и морским осадконакоплением.

Более 60% всей массы осадков на Земле накопилось на континентальных окраинах, и прежде всего на пассивных. Большая их часть сосредоточена у основания континентального склона. Хотя эта зона занимает всего 25 млн. км2, т.е. 4,9% поверхности Земли, у основания континентального склона аккумулируется более 50% всей массы осадков.

Наибольшие мощности осадочных тел фиксируются в пределах внешнего шельфа – до 5—12 км. У континентального подножия мощность осадочной призмы, как правило, значительно меньше — до 4 км. При резком спаде уровня моря бо́льшая часть осадков сбрасывается с шельфового мелководья на более низкий уровень, где окончательно захоранивается.

Общие черты пассивных окраин:

1) пояса развития наиболее древних осадочных комплексов маркируют время раскола континентов и былые границы литосферных плит;

2) спрединг сопровождается опусканием океанической коры по мере удаления от срединно-океанического хребта.

3) характерны проседание отдельных блоков коры по глубинным разломам; соляная тектоника; оползневые процессы.

В поперечном сечении шельфово-склоновые бассейны пассивных окраин представляют собой крупные линзы осадков, имеющие в зоне наибольшего прогибания (у бровки шельфа) мощность до 18 км.

В пределах шельфово-склоновых бассейнов пассивных окраин выделяются две крупные зоны активного осадконакопления: внешний шельф и основание континентального склона. Первая линза выполнена терригенными и карбонатными осадками мелководья с цикличностью трансгрессивно-регрессивного типа; вторая — преимущественно турбидитами подводных конусов выноса. Между ними находится зона континентального склона, для которой характерны накопления оползневых масс и пелагические терригенные комплексы.

Океанические котловины и поднятия

По мере расширения внутриконтинентальных рифтов генерируется новая кора толеитового состава, и две половинки рифта разделяются.

Ранние стадии развития океанических котловин и поднятий

Красное море и Аденский залив – самые хорошие примеры бассейнов, связанных с ранними стадиями спрединга. Красное море — это вытянутая депрессия длиной до 2000 км, шириной 250—400 км, с главным трогом глубиной 600—1000 м, а на юге — с узким осевым трогом глубиной до 2000 м и шириной от 4 до 30 км.

Дорифтовая стадия совпала с излияниями щелочных оливиновых базальтов на краевых сводах Эфиопии и Аравийского полуострова в позднем эоцене и раннем олигоцене. В процессе рифтогенеза образовался главный трог. В нем накопились мощные толщи эвапоритов, отложений аллювиальных конусов и вулканитов. В течение последних 4 млн. лет сформировался осевой рифт, возникла океаническая кора и накопились плиоценовые-четвертичные морские биогенные илы.

Схематический разрез центральной части Красного моря (Рединг, ред., 1990)

После завершния стадии активного рифтинга начинается спрединг морского дна. Система сбросов и наклонных блоков становится неактивной и начинается длительный и постепенно замедляющийся процесс термального погружения и формирования континентальной окраины. После заполнения рифтовых бассейнов начинается формирование прибрежной низменности, шельфовой террасы и конитнентального подножия. Образование шельфовой террасы происходит за счет осаждения и перераспределения осадков приливами, волнами и океанскими течениями, дополненных на крутых склонах гравитационными потоками и оползнями. накопившиеся осадки создают дополнительную нагрузку и прогибание, которое распространяется в сторону бассейна.

Обломочные осадки поступают из примыкающих континентальных дренажных систем и дополнительно - из вдольбереговых термогалинных течений. Там, где имеются крупные дренажные системы, подобные Амазонке, Миссисипи или Нигеру, образуются гигантские призмы осадков, надстраивающиеся до абиссального океанического дна. 

Очень пологий уклон шельфа и прибрежной низменности создает взможность сильных изменений положения бреговой линии даже при нзначительных колебаниях уровня моря. Медленное прогибание обеспечивает сохранность трансгрессивных и регрессивных циклов.

Стадии развития пассивной континентальной окраины. СУВ - средний уровень воды (Leeder, 1999, по Dickinson, 1986)

Поздние стадии развития океанических котловин и поднятий

Океанические хребты могут быть или сильно нарушены разломами, как Срединно-Атлантический хребет, имеющий низкую скорость срединга, или слабее нарушены, как Восточно-Тихоокеанское поднятие с более быстрым спредингом. Базальтовые лавы срединно-океанических хребтов обычно перекрыты металлоносными отложениями, которые в процессе спрединга перемещаются в районы абиссальных равнин.

Наиболее диагностичными для древних океанических хребтов являются, вероятно, гидротермальные полезные ископаемые, как сульфидные, так и гидротермально-марганцевые. В целом для обстановок древнего океанического дна типичен разрез (снизу вверх):

• толеитовые базальты

• (сульфиды железа и меди)

• гидротермально-марганцевые отложения

• пелагические осадки с локальными накоплениями гидротермального марганца в подошве (гидрогенные железо-марганцевые конкреции)

• флиш.

Разрез через Западную Атлантику. Слой 1: осадочный, подошва прогрессивно удревняется по мере удаления от хребта. Слой 2: подушечные толеиты, спилитизируются по мере удаления от хребта. Слой 3: верхняя часть представлена в основном роями даек, а нижняя главным образом расслоенными габбро (Рединг, ред., 1990)

Обстановки, связанные с субдукцией

Обычно выражениями зоны субдукции на поверхности служат глубоководный желоб, активная вулканическая дуга и пространство между ними, достигающее 400 км ширины. Древние комплексы, связанные с субдукцией, можно выделить по нескольким признакам: 1) метаморфическим фациям голубых сланцев, формирование которых обычно связывают с субдукцией холодной пластины океанской литосферы; 2) известково-щелочным магматическим породам, обычно с большой ролью андезитов; 3) аккреционной призме океанических осадков и отложений глубоководного желоба.

.Разрезы трех типов орогенов, связанных с субдукцией:

А — внутриокеанский тип, ороген внутриокеанической дуги

Б — тип столкновения континент—океан, ороген дуги на краю континента

В — тип столкновения континент—континент, коллизионый ороген

Основные морфологические и структурные элементы зоны субдукции (Leeder, 1999, по Underwood & Moore, 1995)

Глубоководные желоба и внешние дуги

Глубоководные желоба представляют собой самые глубокие морфоструктуры на Земле и достигают глубин 6-11 км. Они развиваются перед фронтом субдукционного комплекса, где скорость осадконакопления не может уравновесить потери осадка в аккреционном клине и зоне субдукции. В регионах с очень высокой скоростью осадконакопления, место потенциальной глубоководной впадины постоянно заполняется и морфологически выглядит как нижняя часть склона или континентальное подножение пассивной окраины.

Глубоководные желоба получают осадок из разных источников:

- Латеральный привнос преимущественно силикатно-обломочного материала со стороны магматической дуги через подводные каньоны или гравитационные потоки. Эти отложения в основном накапливаются в виде конусов выноса вдоль внутренней стороны желоба. Подводные конусы выноса остаются в пределах желоба, до тех пор, пока желоб не будет заполнен, а затем перераспределяют материал в осевом направлении.

- Осевой транспорт преимущественно силикатно-обломочного материала вдоль оси желоба. Терригенный снос с одного конца желоба часто доминирует и контролирует характеристики осадка на больших расстояниях. Этот механизм может быть активен до тех пор, пока желоб морфологически выражен. Транспортировка наносов осуществляется системой каналов с прирулсовыми валами.

- Латеральная миграция океанических отложений, залегающих поверх субдуцирующей плиты. Эти отложения могут состоять из пелагических известковых и / или кремнистых илов, красной глины и гемипелагического алеврита и глины.

- Пелагические и гемипелагические осадки непосредственно оседают на дно желоба из водного столба над ним. Однако этот источник отложений сравнительно незначителен из-за низкой скорости осаждения пелагических и гемипелагических отложения в бассейне, где осадки постоянно поглощаются субдукцией.

Распределение осадков в глубоководном желобе (Einsele, 2000)

Вулканические дуги

Вулканические дуги континентальной окраины могут быть или частью материка или образовать островную цепь, отделенную от материка мелководными морями.

Во многих океанических вулканических дугах обычны лавы и туфы известково-щелочного состава, и могут встречаться также игнимбриты. Распределение вулканогенного материала во многом контролируется движением воздушных масс и гравитационными потоками.

Схематический рисунок вулканической дуги Малых Антильских островов, показывающий распределение вулканогенно-осадочных отложений и основные процессы, определяющие их асимметричное распределение (Рединг, ред., 1990)

Преддуговые бассейны

Современные преддуговые бассейны имеют ширину 50—100 км, а в длину могут достигать тысяч километров. В них может содержаться до 10 км осадков, которые в некоторых дугах на океанской стороне перекрывают аккреционную внешнюю дугу. Осадки происходят из трех источников: 1) внешней дуги, 2) магматической дуги и 3) в некоторых случаях ближайшего континента, откуда затем транспортируются в продольном направлении. В преддуговых бассейнах доминирует обломочное осадконакопление с турбидитами и другими гравититами, обычно переходящими в дельтовые и речные осадки. Наиболее известный пример современного преддугового бассейна — это район «промежуточной впадины» в Зондской островной дуге.

К западу от Суматры с олигоцена накопилось около 4 км осадков. Эти отложения содержат много вулканогенных пеплов, монтмориллонитовых глин и турбидитов, которые вверх по разрезу переходят в мелководные морские осадки.

Схематический разрез через систему дуга-желоб у Суматры (Einsele, 2000, по Moore et al., 1986)

Задуговые окраинные бассейны

Окраинные бассейны, лежащие между краями континентов и системами островных дуг, расположены вокруг северной и западной частей Тихого океана, в Западной Атлантике и в Средиземноморье. 

Бассейны Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей питаются за счет крупных рек. Другие бассейны, например Японское море, недополучают терригенный материал и содержат много биогенных компонентов. 

В развитии задугового бассейна можно выделить три стадии. 1. Раскол островной дуги на активную и остатчную, рифтогенез и зарождение задугового спрединга; высокий приток вулканического материала. 2. Бассейн расширяется при продолжающемся задуговом спрединге; отложение мощного шлейфа вулканокластики у основания активной дуги и пелагических осадков на удалении от нее. 3 Задуговый спрединг прекращается; новый раскол островной дуги может инициировать новый бассейн.

Седиментационная модель для задугового бассейна (Einsele, 2000, по Carey and Sigurdsson, 1984)

Тектонические обстановки, связанные со столкновением плит

Столкновение плит является результатом закрытия океанического или окраинного бассейна.

Поздняя фаза закрытия океанического бассейна, связанная с субдукцией океанической коры и формированием орогенного пояса, обычно характеризуется переходом от остаточных бассейнов к периферийным бассейнам форланда. Остаточные бассейны заполняются в основном глубоководными флишевыми осадками, а в бассейнах форланда накапливаются преимущественно мелководно-морские и континентальные молассовые отложения. Флиш - мощные толщи турбидитов и отложений гравитационных потоков, которые могут содержать автохтонную глубоководную фауну (и переотложенные остатки мелководных организмов). Он входит затем в состав складчато-надвигового пояса растущего орогена. Моласса включает отложения крупных пролювиальных конусов выноса, фэн-дельт, речных, озерных и мелководно-морских обстановок.

Переход от остаточного океанического бассейна к бассейну форланда вследствие размещения складчато-надвигового пояса как тектонической нагрузки на ранее существовавшую пассивную континентальную окраину (Einsele, 2000)

Остаточные бассейны

Складчатость и надвигообразование приводят к подъему и образованию тектонических сутур между континентальной корой и дуговой системой. Между такими районами остаются заливы древних океанических бассейнов, названные остаточными бассейнами. Остаточные бассейны характеризуются мощным привносом терригенного материала, образующего флишевые толщи. флишевые отложения заметно различаются по гранулометрическому составу в зависимости от изменяющихся условий влияние внутрибассейнового и внебассейнового источников осадка. Широкий спектр типов флиша может включать в себя проксимальные конгломераты, грубозернистые обломочные потоки ("дикий флиш") и олистостромы, а также тонкозернистые дистальные турбидиты.

Флишевые осдаки, отлагающиеся вдоль фронта аккреционной призмы или края надвигающейся плиты, включаются в состав надвигового покрова и транспортируются в сторону форланда. Более древний флиш из внутренних частей орогена может надвигаться поверх молодого флиша. Молодой флиш может отличаться по составу от более древнего из-за изменения источников сноса.

Различные типы бассейнов с различными источниками осадка и направлениями транспортировки, осаждение выше или ниже глубины карбонатной компенсации (ГКК) (Einsele,2000).

Бассейны форланда 

Крупные осадочные бассейны образуются между складчато-надвиговым поясом и кратоном, на который надвинут орогенный пояс. Бассейны форланда асимметричны, ближе к складчато-надвиговому поясу они углубляются.

Бассейн форланда состоит и четырех областей осадконакопления (DeCelles & Giles, 1996): 1) покровный клин; 2) передовой прогиб; 3) передовое поднятие; 4) тыловое поднятие. Покровный клин залегает поверх движущегося надвигового покрова и содержит все осадки, сносимые с активного надвигового клина. Предовой прогиб содержит наиболее мощные осадки, и мощность увеличивается в сторону орогена. Осадки отлагаются речными, озерными, дельтовыми и морскими осадочными системами. Передовое и тыловое поднятия – наиболее удаленные и маломощные зоны, и они могут отсутствовать. Если они присутствуют, для них характерны региональные несогласия, эоловые и мелководно-морские осадки.

Осадочные комплексы бассейнов форланда обычно залегают на шельфовых отложениях предшествующего пассивноокраинного этапа, сменяя их вверх по разрезу иногда без четко выраженного перерыва. В некоторых случаях осадки бассейнов форланда могут залегать непосредственно на выступах фундамента платформы. В составе осадочных комплексов преобладают пестроцветные глинисто-песчаные отложения озерно-аллювиальных равнин и дельтовых конусов выноса или сероцветные мелководные глинисто-песчаные внутренних морей, наследующие геохимические и петрографические особенности пород денудируемых комплексов. В аридных зонах широко развиты эвапоритовые образования, в гумидных — угленосные формации. И те и другие локализуются в нижних частях комплексов. Наблюдается изменение гранулометрического состава терригенных пород по отношению к размываемым горным областям, выражающееся в уменьшении количества грубообломочных отложений по мере удаления от них.

Обстановки, связанные с трансформными разломами (сдвиговые)

Трансформные разломы ограничивают либо спрединговые хребты, либо зоны субдукции. Они могут встречаться на континентах (например, сдвиг Сан-Андреас) или в океанах. Конкретные сдвиги редко прямолинейны. Они имеют тенденцию к изгибу, расщеплению на несколько ветвей, которые могут опять сливаться друг с другом. Часто они прерываются, смещаются один относительно другого, формируя эшелонированные разломы. Эта сложная картина реализуется в зонах локального сжатия и растяжения.

При растяжении образуются осадочные бассейны. При сжатии подъем приводит к эрозии и соответственно к поставке вещества в соседние бассейны. Движения по крупным сдвигам редко бывают чисто поперечными. Движения между блоками обычно направлены несколько косо, и сдвиговое перемещение может быть или дивергентным (транстенсильным), или конвергентным (транспрессивным). 

Типы разломов при сдвиге в правостороннем режиме, который приводит к образованию сосуществующих впадин растяжения и сжатых поднятых блоков. А — дивергенция и конвергенция разломов; Б — ветвистый рисунок разломов с клиновидными поднятиями, понижениями, а также с бассейнами растяжения вдоль сдвига; В и Г — типы выклинивания разломов; Д и Е — разломы с поперечным смещением (Рединг, ред., 1990)

Транстенсия приводит к образованию бассейнов растяжения (т.н. пулл-апарт). На ранней стадии своей эволюции бассейны пулл-апарт быстро погружаются и, как правило, заполняются озерной или морской водой. Пока реки или другие системы переноса осадков еще не приспособились к новообразованной депрессии, осадков поступает мало. Позднее изменившиеся или вновь возникшие дренажные системы могут поставлять большие объемы осадка в бассейны пулл-апарт и заполнять их, компенсируя прогибание. Средние скорости осадконакопления в сдвиговых бассейнах очень высоки и колеблются от 0,5 до 4 м/тыс.лет.

Наиболее важными чертами осадочных бассейнов, связанных с крупными сдвигами, являются: 1) максимальная латеральная фациальная изменчивость, 2) очень большая мощность быстро накопившихся осадков, 3) обильное поступление осадочного материала из множественных источников; 4) синседиментационные несогласия и деформации, иногда в форме интенсивных надвигов вдоль краев бассейнов.

Поперечное сечение раздвигаемого бассейна, демонстрирующее асимметрию дна бассейна и его заполнения (Einsele, 2000, по Steel and Gloppen 1980)

Выводы

1. Бассейны осадконакопления во внутренних областях континентов бывают двух типов: внутренние бассейны, или синеклизы, и узкие рифтовые долины, ограниченные разломами.

2. Континентальные рифты проходят пять стадий развития: 1) региональное воздымание; 2) региональное растяжение – стадия начального рифтогенеза. 3) ранняя провальная стадия; 4) интенсивная провальная стадия; 5) дегенеративная стадия.

3. Развитие авлакогенов можно подразделить на три стадии: 1) ранняя рифтовая стадия, 2) стадия пассивного погружения (прогибания), 3) стадия деформации.

4. В пределах шельфово-склоновых бассейнов пассивных окраин выделяются две крупные зоны активного осадконакопления: внешний шельф и основание континентального склона.

5. Для обстановок древнего океанического дна типичен разрез (снизу вверх): 1) толеитовые базальты; 2) сульфиды железа и меди (могут отсутствовать); 3) гидротермально-марганцевые отложения; 4) пелагические осадки с железо-марганцевыми конкрециями; 5) флиш.

6. Древние комплексы, связанные с субдукцией, можно выделить по нескольким признакам: метаморфическим фациям голубых сланцев; известково-щелочным породам с большой долей андезитов и аккреционной призме океанических осадков и отложений глубоководного желоба.

7. Фации глубоководных желобов подразделяют на четыре типа: 1) конусы вы-носа; 2) песчаники осевого канала; 3) покров не связанных с осевым каналом осадков; 4) комплекс некомпенсируемого осадконакоплением участка желоба.

8. Наиболее важными чертами осадочных бассейнов, связанных с крупными сдвигами, являются: 1) максимальная латеральная фациальная изменчивость, 2) очень большая мощность быстро накопившихся осадков, 3) обильное поступление осадочного материала из множественных источников; 4) синседиментационные несогласия и деформации, иногда в форме интенсивных надвигов вдоль краев бассейнов.

9. Обстановки, связанные со столкновением плит, включают остаточные бассейны и бассейны форланда.

Вопросы для самопроверки

1. Для какой стадии развития рифтов характерен вулканизм?

2. Как образуются пассивные континентальные окраины?

3. Каков механизм образования подводных конусов выноса?

4. Какие фации преобладают в заполнении преддуговых бассейнов?

5. Какие признаки позволяют отличить сдвиговые бассейны от прочих?

6. Какие осадки характерны для остаточных бассейнов и бассейнов форланда?