» » Рифтогенные бассейны

Рифтогенные бассейны

К этой классификационной группе отнесены угленосные бассейны, формировавшиеся во внутриматериковых рифтовых зонах и на рифтогенных пассивных окраинах континентов. Геодинамические обстановки угленосной седиментации, соответствующие рифтогенному режиму, рассматриваются как маркирующие дивергентные границы плит, отмиравшие на разных стадиях развития. Несмотря на удобство такого подхода, позволяющего увязать сложный комплекс термических, магматических, структурообразующих и седиментационных явлений, включаемых в понятие рифтогенеза, с известным вильсоновским циклом раскрытия и закрытия океанов, он все же несколько условен. Во-первых, рифтоподобные структуры с угленосной седиментацией возникали и вдоль трансформных границ континентальных плит, а во-вторых, активный тектогенез во внутриконтинентальных областях далеко не всегда является предвестником последующего раздвига плит литосферы.
С учетом главных генетических различий и реальных возможностей диагностики среди бассейнов рифтогенной группы предлагается различать четыре основных геодинамических типа. Два из них соответствуют внутриматериковым стадиям рифтогенеза, а два других связаны уже с полным разрывом сплошности континентальной коры и раскрытием соседствующего с ее расходящимися частями океанического пространства. Внутриматериковые рифтогенные угленосные бассейны подразделяются по их генетической связи либо с развитием рассеянного (ареального) рифтинга, отвечающего рассредоточенному на площади растяжению земной коры, либо с развитием линейных рифтовых зон, где эти растягивающие напряжения сконцентрированы на закладывающейся дивергентной границе континентальных плит.
Бассейны в грабенах областей ареального (рассеянного) рифтогенеза. Угленосные отложения выполняют небольшие по размерам, многочисленные субпараллельные грабены и полуграбены, достаточно равномерно рассредоточенные на обширной изометрической или эллипсовидной площади (рис. III.3, а). Рифтогенезу такого типа может предшествовать сводообразование, развивавшееся в результате изостатического подъема разуплотненной литосферы над восходящим потоком астеносферного вещества. В некоторых случаях рассеянный рифтогенез происходил без предварительного сводообразования и может рассматриваться как реакция континентальной коры на возникавшее региональное поле горизонтального растяжения.

Мощность угленосных отложений в грабенах обычно не превышает нескольких сотен метров. Сопутствующий щелочной вулканизм проявлен слабо или полностью отсутствует. Невелики и значения тепловых потоков, лишь немного превышающие фоновые и обусловливающие низкие стадии метаморфизма угольного вещества. Так, в перекрытых эпейрогенным осадочным бассейном триас-среднеюрских грабенах Западной Сибири метаморфизм углей выше, чем в открытых синхронных и сингенетичных грабенах Восточного Урала. При смене полей растяжения региональным сжатием бассейны в грабенах рассеянного типа испытывают, как правило, лишь незначительные прибортовые дислокации. Слабо проявленный в их пределах магматизм не приводит к существенным эпигенетическим изменениям угленосных отложений.
Современным аналогом подобного типа бассейнов могут служить многочисленные торфоносные Северной Греции, в частности известное месторождение Филиппи. Здесь в асимметричной грабенной структуре с конца неогена продолжает накапливаться толща переслаивания фитотерригенных осадков. В 250-метровом разрезе присутствуют пласты лигнитов, перемежающиеся озерными глинисто-брекчиевыми слоями (верхи плиоцена), а затем нормальных торфов с теми же терригенными пропластками. Мощности лигнитовых (буроугольных) пластов составляют первые метры, а кровлю разреза венчает 40-метровый пласт низинного малозольного торфа. Месторождение Филиппи является редким случаем, когда в непрерывном разрезе удастся наблюдать постепенный переход торфоносных отложений в угленосные по мере погружения в единый для них осадочный бассейн с идентичным фациальным составом вмещающих пород. Ранее в тектоногенетических классификациях угленосные бассейны рассеянного гребенного типа относились к дейтероорогенным, активизационным, параплатформенным группам.
Близкие по типу развития угленосные бассейны в позднем мезозое были сформированы на южной окраине Алданского щита и примыкающей к ней зоне протерозойской складчатой области (Гусиноозерское, Апсатское, Букачачинское месторождения). Эти бассейны мы относим к орогенной группе, а кайнозойские угленосные комплексы Прибайкалья — с полным правом к бассейнам ареального (рассеянного) рифтогенеза.
Бассейны в линейных трансконтинентальных рифтовых зонах. По многим признакам внутреннего строения бассейны этого типа близки к предыдущему типу, но имеют более крупные масштабы (рис. III.3, б). Все сопутствующие образованию бассейнов данного типа гсодинамические процессы как бы обострены, а их последствия более очевидны. Ширина отдельных седиментационных ванн достигает нескольких десятков, а сами линейные зоны протягиваются на многие сотни и даже первые тысячи километров. Характерной чертой таких бассейнов являются отчетливо выраженные плечевые поднятия, высота которых над рифтовой долиной на время седиментации могла составлять до 1000 м и более. К ним в зонах оперяющих разломов, как правило, был приурочен интенсивный щелочной вулканизм.
Разломы, ориентированные вдоль осей грабенов, имеют большие, чем у поперечных, амплитуды смещения. Вдоль продольных нарушений происходило опускание и запрокидывание блоков с образованием характерной ступенчатой структуры. Очень часто такие бассейны разделены продольными горстами на две параллельные ветви и более. В зоне, расположенной между бортами рифта, заметно утонение «гранитного» слоя. Раздвиговые полости на глубине заполнены основной магмой и продуктами се дифференциации в близповерхностных вулканических очагах. Высокая плотность теплового потока (200 мВт/м2) в современных аналогах описываемых бассейнов обеспечивала значительный, до средней стадии, метаморфизм угольного вещества.
Характерными примерами угленосных бассейнов этого геодинамического типа являются альб-сеноманские («среднемеловые») Индигиро-Охотской рифтовой зоны Верхояно-Колымья и эоцен-миоценовые Момской рифтовой зоны того же региона, кайнозойские Ронско-Лиманской, Рейнской и Северо-Чешской рифтовых зон Западной и Центральной Европы. Современным аналогом такого типа накопления углематеринских толщ могут служить заболоченные озера и долины Восточно-Африканской рифтовой системы.
В традиционных классификациях угленосные бассейны линейных рифтовых зон относились к типу впадин на молодых платформах или к формациям зон активизации древних платформ. Если внутриконтинентальный рифт, развивавшийся до этого в обстановке ограниченного растяжения, продолжал свое развитие, то в его осевой зоне начиналось новообразование коры океанического типа. Море, которое до этого момента проникало в рифтовый прогиб только эпизодически, захватывало его окончательно. Далее глубина бассейна непрерывно возрастала до тех пор, пока не достигала нормальных океанических глубин.
На месте осевой зоны материкового рифта развивался срединно-океанический хребет, в котором наращивались края раздвигавшихся литосферных плит, а грабенные континентальные бассейны включались в структуры основания формировавшихся рифтогенных пассивных окраин. С этой, океанической, стадией рифтинга связано образование двух весьма важных в промышленном отношении геодинамических типов угленосных бассейнов. Хотя генетически они очень близки, несходство их пространственной ориентации, общей конфигурации и зональности строения позволяет различать бассейны на литоралях пассивных окраин континентов и в эпирифтовых прогибах авлакогенов. Оба типа бассейнов развивались на уже сильно деструктированной континентальной коре и их глубина погружения достигала наибольших значений.
Бассейны на литоралях пассивных окраин континентов. Приурочены к достаточно широким и весьма протяженным депрессионным областям на шельфовых плато, занимающих промежуточное положение между сушей и океаном. Как правило, наиболее отчетливо литоральные бассейны выражены на открытых пассивных окраинах атлантического типа, но могут развиваться и на побережьях задуговых морей (рис. III.3, в).
Отодвинутая от служащей термическим источником спрединговой оси краевая часть бывшей внутриконтинентальной рифтовой зоны теряла активность и постепенно охлаждалась. К погружению, обусловленному утонением коры на собственно рифтовом этапе развития зоны, добавлялся фактор тсрмоплотностной контракции. В опускание вовлекалась уже более обширная область, а его масштабы резко увеличивались. При наличии крупной питающей провинции формировался гигантский седиментационный бассейн, масса осадков которого еще больше увеличивала нагрузку основания на пластические слои в мантии и создавала дополнительное пространство для концентрации терригенного материала. Большая его часть подводными дельтами транспортировалась за пределы шельфа, где на континентальном склоне и у подножия происходил рост огромных конусов выноса наподобие современного Бенгальского. Однако часть терригенного материала разгружалась еще в пределах верхнего фена, где создавались идеальные тектоно-седиментационные условия для накопления углематеринской паралической толщи.
Мощность и мористость отложений в бассейнах этого типа постепенно увеличиваются в сторону, противоположную материковой области сноса. В теле зонально построенной толщи континентальные фации по латерали сменяются паралическими и далее морскими. Эвстатические колебания и специфика режима погружения обычно приводили к неоднократным ингрессиям морских вод на литораль и, напротив, к продвижению литоральных фаций в сторону моря. Накапливалась мощная циклическая угленосная толща типичного «геосинклинального облика», как она трактовалась в традиционных тектоногенстических классификациях. Все еще теплая рифтовая подушка обеспечивала нормальную плотность теплового потока 45—60 мВт/м2, равномерно возрастающую от материка к океану.
Как правило, обязательное вовлечение бывшей пассивной окраины континента в столкновение с другой континентальной массой приводило к тому, что подавляющее большинство угленосных бассейнов этого типа испытывало столь же зонально развивавшуюся складчатость: от полной линейной в зоне коллизии до слабовыраженной в их при платформенной части. Последние обычно перекрывались осадками орогенных бассейнов краевых прогибов, которые при традиционном подходе не отличались от пассивноокраинных и вместе с ними рассматривались в пределах единого классификационного типа геосинклинальных угленосных бассейнов.
К бассейнам литоралей открытых пассивных окраин континентов можно отнести карбоновый Кизеловский, пермо-карбоновые Таймырский и Западно-Верхоянский, на севере угленосного мсзокайнозойского чехла Западной Сибири, юрский Южно-Гиссарский, верхнемеловой — кайнозойский Пенжино-Анадырский. Близкой геодинамической природой обладает карбоновый Львовско-Волынский бассейн. Из современных аналогов можно указать на крупнейшие Флоридско-Приантлантический и Североморский торфоносные бассейны.
Бассейны в эпирифтовых прогибах авлакогенов. Этот тип угленосных бассейнов является достаточно редким и связан с особенностями развития «слепой» ветви трехлучевой рифтовой системы (рис. III.3, г). Классическим примером является Донецкий бассейн, выполняющий юго-восточный сегмент Днепрово-Донецкой рифтогенной структуры. На Сибирской платформе его аналог — погребенный под эпейрогенным чехлом пермо-карбоновый комплекс Вилюйского авлакогена. Днепрово-Донецкий авлакоген глубоко вдается в тело Восточно-Европейской платформы со стороны Средиземноморского складчатого пояса, под острым углом к простиранию его границы с платформой. Он протягивается в запад-северо-западном направлении на 1500 при ширине 80—150 км и затухает в бассейне р. Припять в Южной Белоруссии. С юга структуры авлакогена ограничены Украинским щитом, а с севера — Воронежской и Белорусской антеклизами. По особенностям структуры и истории развития в Днепрово-Донецком авлакогене выделяют три поперечных сегмента: западный Припятский грабен, центральный Днепровский грабен, погребенный под отложениями Украинской надрифтовой синеклизы, и Донецкую складчатую зону. Последняя и представляет собой инверсировавший впоследствии Донецкий угленосный авлакогеновый бассейн.
Следует обратить внимание на различия в природе эпирифтовых и надрифтовых прогибов. Заложение первых вызывалось деструкцией сиалической коры в условиях се горизонтального растяжения, изостатическим опусканием «базифицированного» блока и литостатической нагрузкой накапливавшихся осадков. Уплотнение литосферы в процессе охлаждения играло подчиненную роль. Эпейрогенные надрифтовые прогибы, напротив, формировались главным образом за счет термоплотностной контракции ранее разогретой литосферы при выравнивании температурного режима соседствующих ее блоков. Эпирифтовые прогибы уже и глубже надрифтовых депрессий, в них есть явные признаки конседиментационного расширения прогиба, значительно более интенсивны и контрастны тепловые потоки.
Формирование Днепрово-Донецкого авлакогена началось в живетском веке и продолжалось до ранней перми, т. с. охватило временной интервал существования предгерцинской пассивной окраины на юге Евразии. Близкий к океаническому тип коры в основании слепого Днепрово-Донецкого луча подчеркивается характерным сочетанием толеито-базальтового эффузивного и ультрамафит-габброидного жильного комплексов среднего—верхнего девона в зоне южного краевого разлома и на выступах поперечных поднятий Брагинско-Лоевской седловины. Вместе с ними развивались синхронные комплексы континентальных рифтов — контрастные базальт-липаритовые и щелочно-базальтовые серии.
Девонские осадочно-вулканогенные образования, выступающие на южном борту авлакогена, разбиты нормальными сбросами позднедевонского и раннекаменноугольного возраста. Мощность их в Донецком сегменте авлакогена достигает первых тысяч метров. Вышележащая терригенная угленосная толща карбона вместе с перекрывающими ее уже аридными карбонатными и галогенными комплексами нижней перми имеет мощность до 15—18 тыс. м. К северо-западу эта мощность скачкообразно сокращается до 3—4 тыс. м в Припятском районе.
В середине перми в связи с герцинской орогенией блок Украинского щита был придвинут к основному телу платформы, что привело к складчатости авлакогенового комплекса в его Донецкой части. В Днепровском сегменте, почти не затронутом герцинской орогенией, в мезозое и кайнозое происходило развитие типичного эпейрогенного надрифтового прогиба — Украинской синеклизы. В Припятском сегменте надрифтовая синеклиза почти не выражена.
Характерно, что для разных сегментов авлакогеновой зоны, прошедших различную историю развития, отличными друг от друга оказались и процессы надрифтового эпейрогенного бассейнообразования. Относительно слабоинициированный Припятский сегмент быстро «остыл», и прогибание над ним в мезозое почти не выразилось. He дал крупного эпейрогенного бассейна и Донецкий сегмент, как бы выведенный из изостатического цикла герцинской орогенией. В то же время Днепровский грабен, в котором процессы рифтогенеза лишь немногим уступали таковым в Донецкой зоне, а герцинская складчатость не проявилась, в мезозое—кайнозое был превращен в широкий надрифтовый прогиб Украинской синеклизы.
Аналогичная Днепровскому сегменту тектоно-седиментационная ситуация повторилась в Вилюйском авлакогснс, где под юрско-меловым синсклизовым чехлом захоронена 4000-метровая угленосная толща пермо-карбона. Эта толща по латерали переходит в синхронный пассивноокраинный угленосный комплекс Всрхоянья. Ныне фрагменты этого комплекса выведены на поверхность в Западно-Верхоянском угленосном бассейне, а эпирифтовый бассейн самой Вилюйской зоны вскрыт глубокими скважинами нефтегазового бурения.
Современными аналогами эпирифтовых авлакогеновых угленосных бассейнов являются торфоносные прогибы систем рек Бенуэ—Нигер на Африканской и р. Параны на Южно-Американской платформах. Заложение этих структур произошло в середине мелового периода, одновременно с раскрытием Атлантики и началом формирования пассивных окраин указанных континентов.

title-icon Подобные новости