Литология

Геодинамические модели осадочных бассейнов

Определение осадочного бассейна

Как и многие другие геологические термины, термин «бассейн» широко используется в различных смыслах:

• в географическом смысле – как водоем,
• в тектоническом – как крупная отрицательная платформенная структура изометричных очертаний,
• в палеогеографическом – как водоем, в котором происходит накопление осадков (бассейн седиментации, бассейн осадконакопления),
• в геологии месторождений полезных ископаемых – как область распространения месторождений определенного типа (бассейн нефтегазоносный, бассейн угленосный),
• в геоморфологии – бассейн водосборный,
• в гидрогеологии – бассейн подземных вод и др.

Общепринятое определение осадочного бассейна отсутствует. По-видимому, понятие осадочного бассейна должно вобрать в себя отчасти палеогеографическое, отчасти тектоническое определение. В то же время, оно существенно шире этих определений. Например, осадочные бассейны могут формироваться, частично или полностью, на суше, а не в водоеме. В тектоническом плане они могут формироваться не только, и даже не столько, в платформенных прогибах, а и в широком спектре океанических и переходных от океана к континенту обстановок. Наиболее обобщенным можно считать определение (Литогеодинамика..., 1998):

Осадочный бассейн геологического прошлого (палеобассейн) –

реконструктивная тектоно-седиментологическая модель конкретного участка земной коры (былой седиментосферы).

При таком определении палеобассейн является стратифицированным геологическим телом, представляющим собой в структурно-вещественном отношении упорядоченную совокупность осадочных (осадочно-вулканогенных) комплексов, сформировавшихся на определенном этапе геодинамической эволюции конкретной территории. Однако в этом определении заложена двойственость: с одной стороны, бассейн – это модель, интерпретация, с другой – конкретное геологическое тело. Тем не менее, отсюда следует, что изучение осадочных бассейнов следует вести по двум направлениям: вещественному (седиментологическому) и структурному (тектоническому, геодинамическому). В основе вещественного подхода лежит анализ и интерпретация фаций. Структурный подход основан на анализе геодинамических обстановок осадконакопления.

Выделяются следующие геодинамические обстановки образования осадочных бассейнов:

• 1) внутриконтинентальные бассейны, рифты и авлакогены;
• 2) бассейны пассивных континентальных окраин;
• 3) океанические котловины и поднятия;
• 4) бассейны, связанные с субдукцией;
• 5) бассейны, связанные с трансформными разломами (сдвиговые);
• 6) коллизионные бассейны

Внутриконтинентальные бассейны, рифты и авлакогены

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

• относительно крупные внутренние бассейны, или синеклизы, и
• узкие рифтовые долины, ограниченные разломами.

Внутренние бассейны

Внутриконтинентальные бассейны (или интракратонные впадины) представляют собой большие, медленно опускающиеся, долгоживущие бассейны. Они известны на всех континентах и могут накапливать мощные (до ~ 10 км), недеформированные или слабо деформированные осадочные толщи в течение длительных периодов времени (порядка 200-800 млн лет). Многие прогибы имеют форму блюдца, и их размеры в основном варьируются от 2×l0⁵ до 2×l0⁶ км². Процессы в земной коре, формирующие эти бассейны, недостаточно изучены. В большинстве бассейнов отсутствуют крупные разломы растяжения, за исключением раннего рифтогенеза, наблюдаемого во многих случаях. Следовательно, основным механизмом, вызывающим погружение, по-видимому, являются длительное термическое сжатие и/или эклогитизация самой нижней части коры, или внутриплитное напряжение.

Крупнейшим бассейном в Азии является Западно-Сибирский бассейн, занимающий площадь 3,4 × 10⁶ км², он был образован в результате палеозойского рифтогенеза, а затем дважды подвергался умеренной тектонической активизвции (образование горстов и грабенов и вулканизм в триасе, затем структуры в неогене). Тимано-Печорский бассейн, расположенный к западу от Уральского складчатого пояса и включающий часть Баренцева моря, с раннего палеозоя накопил осадочные толщи мощностью 7-8 км. Бассейн Парана в Южной Америке погрузился более чем на 5 км начиная с силура. Центральные части бассейна Мичиган в Северной Америке непрерывно погружались со средней скоростью 24 м/млн лет в течение 200 млн лет (Einsele, G., 2000). Современный пример интракратонного бассейна – впадина озера Чад в Северной Африке.

Несмотря на то, что внутриконтинентальные впадины обширны, поступление в них терригенных осадков и образование автохтонных отложений обычно идет в ногу с медленным пргибанием их дна. В результате отложения этих бассейнов, как правило, континентальные, мелководно-озерные или мелководно-морские. Перекомпенсированные бассейны показывают существенные стратиграфические перерывы. Многие впадины были периодически соединены с морем и, следовательно, отражают значительные эвстатические изменения уровня моря. Благодаря длительному существованию, большинство внутриконтинентальных бассейнов испытали значительные изменения в своих палеоширотах и климате. Многие из них фиксируют переходы от засушливых условий к влажным (что отражено в эвапоритах и углях). Озерные и морские фазы привели к образованию нефтематеринских черных сланцев, а рифы, прибрежные и речные пески создали коллекторы. Несколько бассейнов в южном полушарии содержат тиллиты пермско-каменноугольного и более ранних ледниковых периодов. Высокая доля позднеюрских-раннемеловых базальтов в заполнении бассейна Парана в Южной Америке связана с раскрытием Южной Атлантики. Западно-Сибирский бассейн известен своими богатыми запасами углеводородов. В течение первого цикла здесь накопились в основном континентальные и вулканогенно-обломочные отложения. Юрские отложения богаты угленосными пластами и битуминозными мелководными морскими сланцами. В общей сложности 7-8 км отложений было накоплено в центральной части и 10-12 км в северной и северо-восточной частях бассейна.

Толщи, слагающие внутренние бассейны, вмещают рудные месторждения. Примеры – позднепротерозойский африканский Медный пояс с супергруппой Катанга, медистые сланцы Северной Европы.

Рифты и авлакогены

Термически инициированные рифты можно разделить на симметричные рифты, состоящие из асимметричных сегментов, полуграбены, ныне разделенные океаническим дном, и незавершенные рифты, часть из которых образуют 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 3500 м. Исключение – массив Рувензори в Восточной Африке, его высота над уровнем моря составляет 5119 м. В то же время днища рифтовых впадин часто опущены намного ниже уровня моря. Например, впадина Мертвого моря имеет отметки от –2600 до –1229 м, 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.
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°.
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.

Распределение фациальных комплексов осадков в бассейне обусловлено разломно- сбросовым строением континентальных рифтов, особенно для континентальных обстановок осадконакопления. В основании сбросовых уступов формируются отложения конусов выноса: грубообломочные фации, сменяющиеся по латерали более мелкозернистыми песчаными накоплениями.

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, акватория захватывает ранее образованные грабены.
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 третичное время. Здесь выделяют пять стадий развития
(по Рединг, Х., ред., 1990, с изменениями). Дорифтовая стадия регионального воздымания сменилась стадией начального рифтогенеза. Растяжение привело к образованию суббассейнов с интенсивной вулканической деятельностью основного состава. Климат был сухим, бассейн не был связан с морем и впадины заполнялись континентальными красноцветами, переслаивающимися с базальтами.

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

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:

Палеозойские и докембрийские «несостоявшиеся» (т.е. не развившиеся до стадии межконтинентального рифта) внутриконтинентальные рифты получили название авлакогены. Развитие авлакогенов можно подразделить на три стадии:

• 1) ранняя рифтовая стадия, связанная с термическим воздействием,
• 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.

Бассейны пассивных континентальных окраин

Некоторые внутриконтинентальные рифты становятся межконтинентальными за счет формирования океанической коры в осевой зоне. По мере расширения внутриконтинентальных рифтов генерируется новая кора толеитового состава, и две половинки рифта разделяются. 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.

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. В пределах полноразвитых пассивных окраин выделяются:

• шельфовая зона,
• континентальный склон,
• континентальное подножие.

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.

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 большая 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.

Гигантские оползни, достигающие мощности 250 м при длине более 700 км, описаны на континентальном склоне Юго-Западной и Южной Африки.

По возрасту пассивные окраины можно подразделить на юные (до 20 млн лет), молодые (20—80 млн лет), зрелые (80—150 млн лет) и древние (150—200 млн лет). Для зрелых и древних пассивных окраин характерны крупные осадочные бассейны, располагающиеся у континентального подножия, в частности, бассейны подводных конусов выноса (ПКВ). 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 ПКВ. Между ними находится зона континентального склона, для которой характерны накопления оползневых масс и пелагические терригенные комплексы. Основными факторами, влияющими на процессы осадконакопления в ПКВ, являются тектонические и климатические.

Независимо от воздействия факторов внешнего контроля реализуется единый механизм образования и развития ПКВ. Таким механизмом являются мутьевые потоки. О том, какой объем осадков выносят мутьевые потоки, говорит следующий факт. Слой турбидита мощностью всего 10 см, но зато покрывающий площадь 1000 км² (20×50 км), содержит 10¹¹ м³ вещества. Такой объем терригенной кластики выносится р. Амазонкой за 100 лет. В пределах ПКВ преобладает суспензионно-потоковый тип седиментогенеза, образуемые им толщи турбидитов имеют отчетливо циклическое строение.

Системы подводных конусов выноса, богатые песком питаются с богатых песком шельфов, где волны, штормы и приливные течения отсортировали материал, удалив большую часть ила и оставив богатые песком отложения. Мутьевые потоки, богатые песком, распространяются не очень далеко, поэтому тело конуса выноса относительно невелико, менее 50 км в радиусе. Осаждение происходит в основном за счет мутьевых потоков высокой плотности, а конус выноса характеризуется песчаными каналами и лопастями. Во внутренней зоне конуса выноса преобладают каналы с несколькими лопастями, в то время как средняя зона конуса выноса в основном представляет собой объединенные лепестки, часто с канализацией. Из-за низкой эффективности транспортировки переход к более мелкозернистым пластовым отложениям нижнего конуса выноса происходит резко. Неактивные участки конуса выноса (заброшенные лопасти) покрываются илом. Слои, образованные этими системами, состоят из мощных песчаных турбидитов высокой плотности, разделенных слоями ила, отражающими периоды отмирания лопастей.

Там, где система реки/дельты обеспечивает поступление большого количества как песчаного, так и илистого материала, образуется смешанная система, состоящая на 30-70% из песка. Эти системы имеют диаметр от десятков до сотен километров и состоят из хорошо развитых систем прирусловых валов и осадочных лопастей. Отложения в руслах во внутренней и средней областях конуса выноса включают крупнозернистые песчаники, песчаные пласты турбидитов с высокой плотностью и фации заброшенных русел, которые представляют собой иловые турбидиты . Они образуют линзовидные образования, обрамленные дамбообразными отложениями тонких, мелкозернистых турбидитов и илов. Осадочные лопасти среднего конуса выноса очень разнообразны по составу, включая турбидиты как высокой, так и низкой плотности.

Крупнейшие системы ПКВ в современных океанах богаты илом (Stow et al., 1996) и питаются очень большими реками. К таким конусам выноса относятся Бенгальский конус, питаемый реками Ганг и Брахмапутра, и большой подводный конус выноса за устьем Миссисипи. Эти системы ПКВ имеют свыше 1000 км в поперечнике и состоят менее чем на 30% из песка. Русла являются главной составной частью этих систем, они сильно извилисты и выглядят как речные меандры. Отложения в руслах песчаные, с хорошо развитыми прирусловыми валами песчано-илистого состава.

Спрединговые хребты

Спрединговые хребты представляют собой места сейсмической активности, вулканизма и высокого теплового потока. На склонах хребта осадконакопление также контролируется глубиной карбонатной компенсации (ГКК). Осевые зоны срединно-океанических хребтов являются областью формирования металлоносных осадков при посредстве открытых гидротермальных источников. Известны два основных типа таких образований: высокотемпературные быстро растущие (8 см в день) «черные курильщики», выбрасывающие облака тонкодисперсного пирротина вместе со сфалеритом и пиритом, и менее горячие (до 100°С) «белые курильщики», извергающие взвешенный аморфный кремнезем, барит и пирит. Активные трубы содержат также большое количество ангидрита и других сульфатов. Эти трубы стоят на холмиках, состоящих из сфалерита, пирита, халькопирита и ряда более сложных минералов. Наиболее характерными для древних океанических хребтов являются гидротермальные полезные ископаемые, как сульфидные, так и гидротермально-марганцевые.

Происхождение гидротерм. Предполагается, что морская вода проникает во вновь излившиеся базальты и циркулирует в них, выщелачивая элементы. В конечном счете металлоносный раствор выходит на поверхность в виде гидротермальных источников, отлагающих гидротермальные осадки. Одни микроэлементы определенно выщелачиваются из лавы, другие сорбируются на гидроксидах железа и марганца из окружающей морской воды. Гидроксиды марганца осаждаются за пределами мест формирования сульфидных холмов, вероятно, в результате прямого выпадения из горячих источников. В конечном счете таким образом формируются холмики типичных металлоносных осадков, которые локализуются вокруг бывших активных жерл. Вдали от гидротермальных полей действуют низкотемпературные процессы. В Fe-Mn корках наблюдается изменение химического состава по мере удаления от активной зоны хребта. Гальмиролиз – переход базальтов в глинистые минералы, особенно по трещинам и в миндалинах. В удалении от осевой зоны хребтов важное значение приобретают биогенные осадки.

Глубоководные океанские котловины

В наиболее глубоководных частях открытого океана имеются абиссальные равнины и районы абиссальных холмов. Осадки накапливаются здесь ниже ГКК и представлены глинами, радиоляриевыми и диатомовыми илами. Обычными включениями в них являются ЖМК, а также слуховые косточки китообразных и зубы акул.
Красные глины состоят из иллита и монтмориллонита с подчиненным количеством каолинита и хлорита. Также присутствует примесь рентгено-аморфных гидроксидов Fe и Mn, аутигенных цеолитов, местами палыгорскита и космических сферул. Примесь обломочного материала представлена полевыми шпатами, пироксенами и кварцем. Поставщиком глинистого вещества в глубоководные котловины Атлантики является пустыня Сахара — материал пыльных бурь Африки можно проследить вплоть до Карибского моря. Эоловые глины Индийского и северной части Тихого океана образованы за счет выноса пыли с азиатского материка. Источником эолового материала в южной части Тихого океана служит Австралия. В состав космогенного компонента красных глин входят черные магнитные шарики никелистого железа, хондрулы оливина и пироксена.
Железо-марганцевые конкреции встречаются обычно в красных глинах глубоководных котловин северной части Тихого океана. Так как конкреции растут очень медленно, для их развития благоприятны условия нулевой или даже отрицательной седиментации. В юго-восточной части Индийского океана, где имеют место интенсивные движения придонных вод, мостовая из конкреций занимает площадь порядка нескольких миллионов квадратных километров.
Кремнистые биогенные илы сложены радиоляриями, диатомовыми, силикофлагеллятами и спикулами губок. Распространены в современном океане в трех регионах: в глобальном южном поясе, в Северо-Тихоокеанской зоне и в экваториальном поясе. В северном и южном поясах первостепенную роль играют диатомовые, а в экваториальном преобладают радиолярии.
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.

Обстановки, связанные с субдукцией

Бассейны, связанные с субдукцией, включают глубоководные желоба, преддуговые бассейны, задуговые бассейны, а также небольшие склоновые бассейны и внутридуговые бассейны. Дно глубоководных желобов сложено погружающейся океанической корой. Некоторые из них представляют собой самые глубокие впадины на земном шаре. Однако в районах с очень высоким поступлением осадков с соседнего континента они по большей части заполнены и морфологически напоминают континентальное подножие.
Глубоководные желоба обычно не погружаются, как это происходит во многих других типах бассейнов. Они имеют тенденцию сохранять постоянную глубину, которая контролируется главным образом механизмом субдукции, а также объемом и геометрией аккреционного осадочного клина на их стороне, обращенной к суше.
Преддуговые бассейны расположены между перегибом склона желоба и фронтом магматической дуги. Скорости погружения и осадконакопления различны, но часто могут быть высокими. Последующая деформация осадочного заполнения происходит не так интенсивно, как в аккреционном клине. Задуговые и межудуговые бассейны образуются в результате рифтогенеза и спрединга океана либо со стороны суши от островной дуги, либо между двумя островными дугами, которые возникают в результате разделения более старой дуговой системы. Эволюция этих бассейнов напоминает эволюцию обычных океанических бассейнов между расходящимися плитами. Их осадочное заполнение часто отражает магматическую активность в районе дуги.

Глубоководные желоба получают осадки из разных источников:

• – Латеральный снос преимущественно силикатно-обломочного материала со стороны магматической дуги через подводные каньоны или гравитационные перемещения масс. Эти отложения в основном накапливаются в виде конусов выноса вдоль внутренней стороны желоба. Подводные конусы выноса сохраняются в пределах желоба до тех пор, пока он не будет заполнен, а затем материал перераспределяется в осевом направлении.
• – Осевой перенос преимущественно силикатно-обломочного материала вдоль желоба из удаленных источников осадка. Часто преобладает поступление обломочного материала с одного конца желоба. Этот механизм может быть активен до тех пор, пока желоб морфологически выражен, и осадок распределяется с помощью системы русел с прирусловыми валами. Контурные течения могут перерабатывать и перераспределять часть осадков.
• – Латеральная миграция океанических отложений на поверхности субдукционной плиты в сторону желоба. Эти отложения могут состоять из пелагических известковых и кремнистых илов, красной глины и гемипелагических алевритов и глин. В регионах, прилегающих к дельтам крупных рек, на погружающейся океанической плите могут находиться турбидиты.
• – Пелагические и гемипелагические отложения, непосредственно оседающие из вышележащего водного тела на дно желоба. Однако этот источник незначителен из-за низкой скорости накопления этих осадков, которые к тому же постоянно поглощаются субдукцией.

Аккреционные клинья изучены относительно слабо. Тектонические структуры представлены надвигами, погружающимися в сторону суши. Широко распространены хаотические комплексы (меланж, дикий флиш), грязевые вулканы и глиняные диапиры, инъекционные песчаные дайки.

Вулканические дуги могут быть или частью материка (как на восточной окраине Тихого океана) или образовать островную цепь, отделенную от материка мелководными морями (как на его западной окраине). В океанических вулканических дугах обычны лавы и туфы известково-щелочного состава, и могут встречаться также игнимбриты. Вулканический материал может выпадать в виде пепла и пирокластических потоков, а затем переотлагаться гравитационными и мутьевыми потоками.

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: внешней дуги, магматической дуги и в некоторых случаях ближайшего континента, откуда транспортируются в продольном направлении. Преобладает 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 протяженностью 5000 км. Эта дуга представляет собой зону субдукции Индийской океанической плиты под Евразийскую плиту, которая периодически активизировалась начиная с пермского периода. Самая молодая активная фаза началась в позднем олигоцене. В течение неогена в северной части этой системы преобладал обломочный материал из Гималаев, который переносился массовыми потоками и турбидитными течениями по огромному Бенгальскому подводному конусу выноса, Никобарскому конусу выноса и вдоль оси Зондского желоба.

Преддуговые бассейны между дугой и внешним хребтом имеют длину от 150 до 500 км и ширину от 50 до 100 км. У берегов Суматры глубина бассейнов составляет от 500 до 2000 м, в то время как у берегов Явы – 3500—4000 м. Каждая преддуговой бассейн питается несколькими подводными каньонами. Мощность отложений достигает 6000 метров. Поскольку бассейны отделены друг от друга поперечными структурными поднятиями, заполнение каждого бассейна отличается по составу от соседних бассейнов. Отложения происходят главным образом с дуги и распределяются по каньонам и небольшим глубоководным конусам выноса. У берегов северной Суматры скапливаются кварцевые осадки, тогда как у берегов Явы в преддуговых бассейнах преобладают вулканогенно-обломочные отложения. Мелководные карбонаты и их детрит также играют определенную роль. К юго-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.

Задуговые бассейны. Общеприменимых простых фациальных моделей не существует. Осадки сильно различаются ввиду различного тектонического положения, изменений в источниках осадков и обстановках осадконакопления. Некоторые общие черты следующие.
– Задуговые бассейны, как правило, асимметричны, с крутым, часто разбитым надвигами краем, внешним по отношению к вулканической дуге и более пологим внутренним краем, возможно, разбитым сбросами.
– Отложения задуговых бассейнов включают в себя осадки, поступающие с обоих краев, т.е. с вулканической дуги и с материка, но латеральный приинос осадков из удаленных источников также может играть определенную роль.
Например, 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.

Большинство океанических задуговых бассейнов в конце концов субдуцируются, и их осадочное выполнение частично сохраняется в остаточных бассейнах или в покровах коллизионных поясов.

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. 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). Транстенсильные системы разломов вызывают местное утоньшение коры и тем самым создают узкие и протяженные раздвиговые (пулл-апарт) бассейны. Если они развиваются на континентальной коре, то продолжающееся трансформное перемещение может привести к разрыву коры перпендикулярно к трансформным разломам и вызвать образование новой океанской коры в ограниченном центре спрединга. Пока такое развитие происходит, скорость погружения обычно велика. Транспрессивные системы порождают сдвиговые бассейны ограниченных размеров и долговечности.

Континентальные бассейны пулл-апарт часто заполнены речными и озерными отложениями, но эти фации имеют незначительное латеральное распространение. Если асимметричный бассейн питается преимущественно со своих бортов, на возвышенной стороне бассейна обычно присутствуют грубозернистые отложения пролювиальных конусов и селевых потоков. Напротив, противоположная, подчиненная сторона характеризуется более широкой зоной тонкозернистых осадков аллювиальных равнин. Центральная часть бассейна, как правило, заполнена дельтовыми и разнообразными озерными отложениями в зависимости от климата. Сдвиговое смещение и, в особенности, транстенсия часто сопровождается вулканизмом различного состава, в том числе кислого и среднего. Следовательно, заполнение раздвиговых бассейнов часто дополняют вулканогенно-обломочные отложения.

Морские раздвиговые бассейны развиваются вдоль континентальных окраин или на погруженных континентальных блоках. Здесь осадконакопление может начинаться со сравнительно глубоководных морских фаций, включая гравитационные потоки и турбидиты. По мере заполнения бассейна, обстановки сменяются мелководно-морскими и, наконец, континентальными.

Обстановки, связянные со столкновением плит

Завершающая фаза закрытия океанического бассейна, связанная с формированием орогенного пояса, обычно характеризуется переходом от остаточных бассейнов к периферийным бассейнам форланда. В то время как остаточные бассейны в значительной степени заполнены глубоководными флишевыми отложениями, в бассейнах форланда накапливаются главным образом мелководные морские и континентальные отложения молассы. Флиш, как правило, включен в складчато-надвиговый пояс растущего орогена. Моласса включает отложения крупных пролювиальных конусов, фэн-дельт, речных, озерных и мелководных морских обстановок.

Остаточные бассейны

Остаточные бассейны характеризуются мощным привносом терригенного материала, образующего флишевые толщи. Флишевые осадки включаются в состав надвигового покрова и транспортируются в сторону форланда. Более древний флиш из внутренних частей орогена может надвигаться поверх молодого флиша. В поперечном сечении от внутреннего складчато-надвигового пояса в сторону форланда отложения флиша становятся моложе. Более молодой флиш может отличаться по составу от более древнего из-за изменений в источниках осадков.

Бассейны форланда

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

Предовой прогиб содержит наиболее мощные осадки, и мощность увеличивается в сторону орогена до 5 000 м и более. Осадки отлагаются речными, озерными, дельтовыми и морскими осадочными системами. Передовое и тыловое поднятия – наиболее удаленные и маломощные зоны, и они могут отсутствовать. В составе осадочных комплексов преобладают пестроцветные глинисто-песчаные отложения озерно-аллювиальных равнин и дельтовых конусов выноса или сероцветные мелководные глинисто-песчаные внутренних морей. Обилие конгломератов обычно указывает на близость возвышенного рельефа. Однако влажный тропический климат и повышенная скорость выветривания могут в значительной степени сокращать поступление грубообломочного материала. Минералогический состав молассовых песчаников изменяется от кварцевых и олигомиктовых типов, полученных с сильно выветренных континентальных блоков, до граувакковых, богатых обломками горных пород. Пооследний тип составляет основную массу осадков в большинстве бассейнов форланда.

Предгималайский прогиб. Этот прогиб является примером бассейна, получающего очень большие объемы обломочного материала начиная с миоцена. После ранней мелководно-морской фазы бассейн был почти полностью заполнен отложениями пролювиальных конусов и речных систем. Впоследствии большая часть поступающих отложений переносилась через передовой прогиб и отлагалась в соседних бассейнах.

Межгорные бассейны

Эти бассейны встречаются во всех складчато-надвиговых орогенных поясах и отмечают позднюю стадию горообразования. Бассейны в основном развиваются за счет растяжения в виде узких впадин. Большинство из этих грабеноподобных структур проходят параллельно простиранию орогенного пояса, однако часть из них ориентирована косо или даже поперечно к нему. Многие из этих бассейнов также подвержены конседиментационным и постседиментационным деформациям сжатия, образованию надвигов и сдвигов. Осадочные образования межгорных бассейнов могут быть на ранней стадии прибрежными или мелководно-морскими, а затем морские отложения переходят вверх по разрезу в речные и пролювиальные. Расположенные поблизости высокогорные источники осадков могут поставлять большое количество обломочного материала и быстро заполнять бассейны. В некоторых бассейнах присутствуют угольные пласты, которые образуются во периоды умеренного влажного климата. Различные вулканические и вулканогенно-обломочные породы также вносят вклад в заполнение этих бассейнов.

Выводы

1. Осадочный бассейн геологического прошлого (палеобассейн) – реконструктивная тектоно-седиментологическая модель конкретного участка земной коры (былой седиментосферы).
2. Изучение осадочных бассейнов следует вести по двум направлениям: вещественному (седиментологическому) и структурному (тектоническому, геодинамическому).
3. Внутриконтинентальные бассейны (синеклизы, интракратонные впадины) представляют собой большие, медленно опускающиеся, долгоживущие бассейны. Отложения этих бассейнов, как правило, континентальные, мелководно-озерные или мелководно-морские.
4. Рифт – это линейно вытянутая, сравнительно узкая грабенообразная структура, возникающая вдоль зон растяжения земной коры.
5. Развитие континентального рифтогенного бассейна начинается с аллювиальных и озерных обстановок, с мощными циклически построенными терригенными разрезами. На осадки речных, озерных и болотных фаций ложатся отложения лагунных и прибрежно-морских обстановок.
6. Авлакогены – палеозойские и докембрийские «несостоявшиеся» (т.е. не развившиеся до стадии межконтинентального рифта) внутриконтинентальные рифты.
7. Некоторые внутриконтинентальные рифты становятся межконтинентальными за счет формирования океанической коры в осевой зоне. По мере продолжения спрединга каждая половина рифта становится пассивной континентальной окраиной.
8. В пределах полноразвитых пассивных окраин выделяются: шельфовая зона, континентальный склон, континентальное подножие.
9. 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,
10. Для зрелых и древних пассивных окраин характерны бассейны подводных конусов выноса у континентального подножия, питаемые мутьевыми потками.
11. Спрединговые хребты представляют собой места сейсмической активности, вулканизма и высокого теплового потока. На склонах хребта осадконакопление также контролируется глубиной карбонатной компенсации.
12. Осевые зоны срединно-океанических хребтов являются областью формирования металлоносных осадков при посредстве открытых гидротермальных источников.
13. В наиболее глубоководных частях океана осадки накапливаются ниже глубины карбонатной компенсации и представлены глинами, радиоляриевыми и диатомовыми илами. Обычными включениями в них являются железо-марганцевые конкреции.
14. Бассейны, связанные с субдукцией, включают глубоководные желоба, преддуговые бассейны, задуговые бассейны, склоновые бассейны и внутридуговые бассейны.
15. Движения по крупным сдвигам создают зоны локального сжатия и растяжения. На участках растяжения создаются узкие и протяженные раздвиговые (пулл-апарт) бассейны.
16. Континентальные бассейны пулл-апарт часто заполнены речными и озерными отложениями. Заполнение раздвиговых бассейнов часто дополняют вулканогенно-обломочные отложения.
17. Морские раздвиговые бассейны могут включать глубоководне морские фации, в том числе гравитационные потоки и турбидиты. По мере заполнения бассейна, обстановки сменяются мелководно-морскими и, наконец, континентальными.
18. Остаточные бассейны характеризуются мощным привносом терригенного материала, образующего флишевые толщи.
19. Бассейн форланда состоит из четырех областей осадконакопления: 1) покровный клин; 2) передовой прогиб; 3) передовое поднятие; 4) тыловое поднятие.
20. Предовой прогиб содержит наиболее мощные речные, озерные, дельтовые и морские осадки. В составе осадочных комплексов преобладают пестроцветные глинисто-песчаные отложения.
21. Осадочные образования межгорных бассейнов могут быть на ранней стадии прибрежными или мелководно-морскими, а затем морские отложения переходят вверх по разрезу в речные и пролювиальные. Различные вулканические и вулканогенно-обломочные породы также вносят вклад в заполнение этих бассейнов.

Вопросы для самопроверки

1. Какие геодинамические обстановки образования осадочных бассейнов выделяются?
2. Какие полезные ископаемые характерны для внутриконтинентальных впадин?
3. Какие стадии развития проходят континентальные рифты?
4. На какие стадии можно подразделить развитие авлакогенов?
5. Как возникают пассивные континентальные окраины?
6. Каковы общие черты пассивных континентальных окраин?
7. Как образуются металлоносные осадки океанов?
8. Как образуются «черные курильщики»?
9. Как образуются глубоководные красные глины?
10. Какой разрез характерен для обстановок древнего океанического дна?
11. Какие осадки характерны для глубоководных желобов?
12. Какие осадки характерны для преддуговых бассейнов?
13. Как образуются бассейны «пулл-апарт»?
14. Что называют «молассой»? Для каких бассейнов она характерна?