Орогенные бассейны

Угленосные бассейны орогенной группы формировались в результате реакции континентальной коры на сближение литосферных плит, являясь элементами их конвергентных палеограниц. В зависимости от пространственного положения бассейнов и характера происходивших при этом геодинамических процессов среди них можно выделить четыре основных классификационных типа.
На конвергентных границах наблюдается либо поддвигание океанической плиты под островные дуги и активные окраины континентов, либо столкновение двух и более континентальных масс. В первом геодинамическом процессе, получившем наименование субдукции, происходит заложение глубинной сейсмофокальной зоны, над которой развивается сложная субдукционная система, состоящая из вулкано-плутонического пояса, глубоководного желоба и целой серии осадочных бассейнов с различным характером седиментации. В случае континентального столкновения формируется складчато-надвиговый пояс или обширная изометрическая складчатая область, если в этом столкновении участвуют многие континентальные массы. Такие геодинамические системы именуют соответственно коллизионными и аккреционными. В субдукционных, коллизионных и аккреционных системах угленосные бассейны занимают различное структурное положение, которое и определяет главные черты седиментации, сип- и эпигенетического преобразования углематеринских комплексов.
Бассейны в тыловых и внутренних прогибах активных окраин континентов и островодужных систем. К этому геодинамическому типу отнесены угленосные бассейны, формирующиеся в связи с субдукцией. Ныне они реконструируются, как и прочие орогенные бассейны, в пределах горно-складчатых областей, а также на смежных с ними участках древних массивов консолидированной коры и в молодых окраинноконтинентальных и островодужных вулкано-плутонических поясах. Современные торфоносные бассейны такого типа достаточно широко распространены по периферии Тихоокеанского кольца, на островах Индонезийского и Антильского архипелагов. Из наиболее крупных следует назвать Западно-Камчатский и Индонезийский торфоносные бассейны. В традиционных классификациях этот тип угленосных бассейнов рассматривался в пределах различных геотектонических групп: геосинклинальной, платформенной, орогенной, активизационной.
Различают субдукционные системы двух основных разновидностей: окраинноматериковые и островодужные. В тылу вторых всегда присутствуют участки новообразованной задуговым спредингом или отшнурованной древней океанической коры. Над такими участками литосферы развивается глубоководный бассейн окраинного моря. В тылу же окраинноматериковых поясов происходит лишь частичная деструкция континентальной коры и формируется осадочный бассейн с наземной или шельфовой седиментацией.
Для тыловых бассейнов субдукционных систем характерны повышенная плотность теплового потока (более 90 мВт/м2), значительная (до нескольких тысяч метров) мощность осадочного комплекса. В тылу окраинноматериковых вулкано-плутонических поясов и в древних геологических периодах происходило и ныне часто происходит углематсринское торфонакопление. В структурном отношении такие бассейны представлены протяженными системами грабенов, часто одностороннего типа. Вдоль и поперек таких систем могут быть разделяющие их горсты. Грабены резко дискордантно наложены на структуры платформы или складчатой области, вдоль края которых формировался вулкано-плутонический пояс. Выполнены грабены, как правило, континентальными, часто угленосными молассовыми комплексами, обычно сменяющимися вверх по разрезу покровами эффузивных пород и пачками конгломератов. Мощность грабенного комплекса и интенсивность теплового потока уменьшаются в сторону от краевого вулканогена. Расстояние от магматической дуги до тылового прогиба зависит
Бассейны в наложенных впадинах аккреционно-складчатых областей. Формирование бассейнов этого типа связано с процессами изостатического выравнивания блоков континентальной литосферы с изначально различными плотностно-мощностными параметрами, происходившего после включения таких блоков в состав аккреционно-складчатой области (рис. III.1, в).

Если к зоне поддвига вместе с океанической плитой подступают островная дуга, микроконтинент или массив иной геодинамической природы, не поддающийся субдукции в силу своей «плавучести», происходит столкновение континентальных блоков. Сейсмофокальная зона смещается на противоположный край придвинутого блока, а сам он причленяется к островной дуге или активной материковой окраине. Этот процесс может повторяться неоднократно и вызывать скручивание многих разнородных блоков вдоль бывшего края континента. Образуется сложный тектонический коллаж — аккреционная область, в ходе становления которой океанические бассейны, когда-то разделявшие континентальные массы, редуцируются. Их кора полностью или частично поглощается в разновозрастных зонах субдукции или обдуцируется в виде надвиговых пластин на края континентальных блоков. Над зонами поглощения происходит новообразование вулканической континентальной коры, блоки которой также включаются в состав аккреционной области.
По периферии микроконтинентов происходит деформация их краевых частей, формируются множественные складчатые и шовно-надвиговые системы. Латеральное сокращение коры вызывает изостатический подъем всей аккреционной области, особенно усиленный в зонах деформаций, где континентальная кора испытывала наибольшее утолщение, прогрев и разуплотнение. В такой ситуации недеформированная литосфера центральных частей микроконтинентов (срединных массивов) оказывается менее «плавучей», чем окружающие ее складчато-надвиговые пояса, и начинает испытывать относительное погружение. Образующиеся прогибы заполняются продуктами разрушения соседних горных сооружений: сначала морскими, а позднее континентальными сериями, часто угленосными.
В некоторых случаях формированию наложенных молассовых бассейнов могли способствовать частичная деструкция и утонение коры основания. Представляется, что испытывать относительное погружение в аккреционной области должны были фрагменты былых пассивных окраин континентов, окраинных морей и блоки, пораженные внутриконтинентальным рифтогенезом. He исключено усиливающееся влияние процесса «базификации» коры под наложенными осадочными бассейнами.
Угленосные бассейны, выполняющие впадины отмеченного типа, наиболее выражены в западной части палеозойского Центральноазиатского пояса. К ним можно с уверенностью отнести карбоновые бассейны Центрального и Восточного Казахстана, включая такие крупные, как Карагандинский, Экибастузский и Тениз-Коржункульский, карбон-пермские Кузнецкий и Минусинский в Алтае-Саянской области. В восточной части Монголо-Охотского пояса этому типу принадлежит крупный Буреинский бассейн. Современным аналогом этих угленосных бассейнов является Колхидский бассейн торфонакопления, занимающий западную часть Рионской впадины, наложенной на Закавказский срединный массив.
Параметры строения и угленосности орогенных бассейнов наложенного типа варьируют в достаточно широких пределах. Их площадь, мощность выполняющих комплексов и «градиент континентализации» характерного регрессивного вертикального ряда во многом зависят от индивидуальных особенностей блока фундамента и блоков окружения, черт развития конкретного района складчатой области, включающей в себя угленосный бассейн. Как правило, это — крупные высокоугленосные, многопластовые бассейны с нормальным палеотермическим режимом и четко выраженной зональностью изменения метаморфизма углей в стратиграфическом разрезе.
Бассейны в остаточных впадинах аккреционно-складчатых областей. К этому типу отнесены угленосные бассейны, в фундаменте которых геофизическими методами устанавливаются блоки непросубдуцированной океанической коры (рис. III.1, г).
Известно, что комплексы океанической природы в виде обдуцированных на континентальную кору пластин офиолитов являются обычными элементами шовных зон в горно-складчатых поясах. Однако в описываемом случае речь идет о той, достаточно редкой, ситуации, когда океаническая кора в виде недеформированной пластины оказывается зажатой между неполностью сомкнувшимися выступающими краями континентального массива и вулкано-плутонической дуги, в желобе которой произошло поглощение остальной части дна разделявшего эти блоки океанического бассейна.
Резкий петрологический контраст «базальтового (безгранитного) окна» и окружающих горно-складчатых сооружений приводит к исключительно устойчивому длительному прогибанию такого остаточного бассейна. Обязательное присутствие над «окном» комплексов склона глубоководного желоба, вверх по разрезу сменяющихся комплексами моласс, приводит к накоплению в остаточных бассейнах многокилометровых осадков широкого фациального диапазона: от глубоководных турбидитов до континентальных фаций. Разрез «безгранитных» впадин всегда имеет ярко выраженную направленность: снизу вверх он сложен сменяющими друг друга флишевой, флишоидно-молассовой и молассовой формациями. Верхняя часть молассового комплекса осадков при накоплении в гумидных ландшафтах всегда угленосна.
Для бассейнов этого типа характерны несколько повышенный тепловой поток и часто симметричная конседиментационная складчатость, на поздних стадиях развития бассейнов приводящая к их расчленению на ряд изолированных седиментационных ванн. Типичным примером такого бассейна является неокомаптский угленосный комплекс Зырянского бассейна, который венчает верхнеюрскую флишевую и флишоидно-молассовую серию Момо-Зырянской остаточной впадины в самом центре Верхнеколымской складчатой области. Близкое по типу развития «базальтовое окно» известно в Ленском бассейне, в приустьевой части р. Вилюя. Здесь также в фундаменте гранито-гнейсовый слой не установлен, резко повышена мощность мезозойских осадков и увеличена степень метаморфизма углей по сравнению с синхронными толщами прилегающих районов бассейна.
Современные торфоносные бассейны этого геодинамического типа не известны, хотя определенное сходство в масштабах и устойчивости процессов седиментации, правда в аридных условиях, можно увидеть в бассейне Прикаспийской впадины, под которой нспродуцированной осталась девонская океаническая кора Палеотетиса. Представляется, что более тщательный анализ геофизической информации позволит расширить список относимых к данному типу орогенных угленосных бассейнов.
В целом выделяемую группу орогенных бассейнов геодинамической системы объединяют их приуроченность к горно-складчатым областям и их форландам, как правило, весьма значительная мощность отложений, чаще регрессивный тип разреза с размещением главных рабочих пластов угля в его верхней части. Метаморфизм углей — типичный сингенетический геотермального вида, тесно связанный с геодинамической позицией бассейна, стратиграфическим положением пластов и изменением мощности угленосного комплекса по латерали.
Четкая цикличность строения орогенных угленосных комплексов с циклотемами небольшой мощности, а также линейность зависимости мощности угольного пласта от мощности вмещающей циклотемы позволяют реконструировать для этих бассейнов вертикальные конседиментационные движения по первому и второму типам, т. е. с фазами подъемов субстрата и с тектоническими паузами.