CC BY
59
ЭКОЛОГИЯ И ПРИРОДОПОЛЗОВАНИЕ
СКОРОСТИ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ И ТЕКТОНИЧЕСКОГО
ПРОГИБАНИЯ ВПАДИН
А.А. Байков, В.И. Седлецкий
■ ■ ри оценке скоростей вертикаль-I !ных тектонических движений
.Ж. -Жразного знака в земной коре наиболее достоверно устанавливаются амплитуды прогибания впадин, зафиксированные мощностями их осадочного выполнения. Так как осадочные толщи древних впадин обычно подвергались последующему размыву, максимально точная информация о скоростях осад-конакопления и, следовательно, о подвижках ложа бассейнов седиментации может быть получена при изучении кайнозойских прогибов. Необходимо отметить, что для оценки скоростей погружения земной коры только сравнение карт равных мощностей практически ничего не дает [1-3].
Хорошим объектом является кайнозойская Черноморская впадина, интенсивно прогибающаяся в некомпенсированном режиме осадконакопления с начала палеогена до современности и закартированная на всю глубину до кровли мезозойских пород в масштабе 1:1 500 000 [4]. Указанные исследователи обращают особое внимание на тот факт, что вычисляемые скорости представляют собой величины, осредненные за соответствующий промежуток геологического времени, который может быть весьма значительным, а точных данных, о скоростях как осадконакопления, так и движений, нельзя извлечь ни из разрезов осадочных толщ, ни из образуемых ими тектонических структур.
В качестве примера молодых впадин, также интенсивно прогибавшихся, но компенсированных осадконакоплением, нами выбрана межгорная Ферганская депрессия, детально изученная С.А. Несмеяновым [5] и другими
Байков Анатолий Алексеевич - кандидат геолого-минералогических наук, доцент кафедры минералогии и петрографии Южного федерального университета;
Седлецкий Владимир Иванович - доктор геолого-минералогических наук, профессор, заместитель директора Северо-Кавказского научного центра высшей школы того же университета.
исследователями, а также Афгано-Таджикская впадина. По сравнению с Черноморской впадиной это более сложный объект, так как нисходящие движения в ее пределах прерывались подвижками противоположного знака, но, судя по имеющимся данным, они не достигали сколько-нибудь значительного размаха.
Амплитуды поднятий по сравнению с прогибаниями впадин оцениваются менее уверенно и лишь косвенными методами. Как теоретически могут соотноситься в компенсированных и некомпенсированных прогибах мощности отложений, которые их выполняют, скорости осадконакопления и скорости прогибания? Сразу же возникает проблема возможности отличать компенсированные прогибы прошлого от некомпенсированных по имеющемуся геологическому разрезу толщи выполнения, которая легко решается, если придерживаться мнения Д.А. Туголесова и Л.Б. Мейс-нера, что "до тех пор, пока отложения в прогибе остаются глубоководными, он неком-пенсирован; когда глубоководные отложения в нем сменяются мелководными (или наземными), прогиб становится компенсированным" [4, с. 87]. Впадины типа Ферганской депрессии, заполненные мелководно-морскими, озер-но-бассейновыми, а затем субаэральными отложениями большой мощности, должны считаться компенсированными, как это считают многие исследователи Средней Азии и Афганистана.
Важнейшими факторами, определяющими компенсированный или некомпенсированный осадками характер развития бассейнов, являются скорость его прогибания (Кпр), скорость накопления осадков (Р"со) и скорость денудации (Кд). Из дальнейшего анализа мы исключаем величину V , влияющую на скорость накопления осадков, которая может изменяться в очень широких пределах в зависимости от климата, рельефа, состава горных пород и т.д. Например, денудация в гумидных
поясах отличается сильным и очень сильным механическим смывом продуктов выветривания (50-240 т/км2 и выше за год), уменьшаясь вблизи ледовых областей до 10 т/км2 [6].
Допустим, что осадочно-породный бассейн выполнен толщей глубоководных отло-
жений мощностью 3 000 м (рис. а, б), представленных глинами. В интервале 1 000 -4 000 м величина уплотнения глинистой толщи, по Н.И. Нестерову [7], составляет 1 496 м, а первоначальная мощность этой толщи -3 000 + 1 496 = 4 496 (4 500) м.
а
Ш ОТ 3000 4000'
б
м в
о I5 О о
"Упр > Усо
1Л7ГГтГГ 7 7
Рис. Некомпенсированный (а) и компенсированные (б, в) прогибы, соотношение в них скорости прогибания (V ) и скорости осадконакопления( Ут): |;-;.7:|- мелководные отложения; |—| глубоководные отложения; Ц о| - грубообломочные (субаэралъныё) отложения; Т - толща отложений
Если прогиб, который занимал бассейн, был некомпенсированным при накоплении толщ Т2 и Т3, величина его прогибания могла составить как 4 000 - 1 000 = 3 000 м при одновременном с накоплением осадков уплотнении их толщи Т2, так и 4 500 м и более. Скорость накопления (^со) 4 500 м осадков в данном варианте является показателем скорости прогибания (Кпр). Но так как прогиб некомпенсированный, установить соотношение этих двух величин не представляется возможным. V должна превосходить Усо или быть равной этому параметру почти на любой стадии существования прогиба, причем, насколько V более V , остается неясным.
пр со'
Итак, в случае некомпенсированного прогибания V > Vсо, кроме начальной стадии прогиба. При смене мелководных осадков Т1 глубоководными Т2 (см. рис. а) иначе
прогиб не вошел бы в режим некомпенсации.
Если прогиб при накоплении толщи Т2 был некомпенсированным, а эта толща глубоководных осадков подстилается и сменяется мелководными образованиями Т1 и Т2 (см. рис. б), соотношения V и Vсо будут следующими. На начальной стадии образования некомпенсированных осадками прогибаний бассейна, как и при варианте рисунка а, V =V . В дальнейшем V >V . Смена глубо-
пр со пр со
ководных осадков мелководными означает за-
вершение развития прогиба как некомпенсированного и начало компенсационного осадконакопления. Это возможно лишь в случае, когда скорость накопления верхней части толщи Т2 будет больше скорости прогибания ложа бассейна седиментации.
Рассмотрим компенсированный прогиб (рис. в) типа неоген-четвертичной Ферганской депрессии. Толща Т4, его выполняющая, представлена аргиллитами, алевролитами, песчаниками, конгломератами преимущественно озерно-бассейнового и субаэрального происхождения. Перекрывающие отложения Т5 также являются субаэральными. С большой степенью вероятности можно считать, что скорость прогибания подобных структур близка скорости накопления осадочной толщи. Поскольку в разрезе резко преобладают псаммиты и псефиты, отношение его мощности ко времени формирования дает не скорость образования пород (СОП), а Vсо, близкую к реальной.
Основой для количественного анализа тектонического развития бассейнов, испытавших преимущественное прогибание, не могут быть только карты равных скоростей седиментации [8]. Одним из немногочисленных до сих пор примеров является серия карт скоростей осадконакопления в альпийское время на Кавказе, которая служит базой коли-
чественной оценки режима колебательных движений в этом крупном регионе [9]. Следует отметить, что фактически В.Н. Шолпо определены, в нашей терминологии, СОП, поэтому значения вертикальных подвижек требуют корректировки.
ЧЕРНОМОРСКАЯ ВПАДИНА
Черноморская впадина представляет собой межгорную котловину, возникшую на новейшем этапе развития крупного участка земной коры. Она практически полностью занята морем, площадь которого составляет 413,5 тыс. км2, а максимальная глубина 2 245 м. Впадина изучена сейсморазведкой МОГТ. Геологическое строение этой крупной отрицательной структуры с некомпенсированным на протяжении длительного времени осадконакоп-лением охарактеризовано группой Д. А. Туго-лесова [4, 10-13]. В пределах впадины выделяются две котловины - Западно-Черноморская и Восточно-Черноморская, разделенные валом Андрусова, которые непрерывно прогибались с начала палеогена как единый глубоководный бассейн, а также многочисленные структуры третьего порядка. Мощная (до 12,0 км) толща накопившихся здесь кайнозойских осадков уверенно расчленяется на четыре сейсмологических комплекса: палео-цен-эоценовый, майкопскую серию (олигоцен-нижний миоцен), средний миоцен-плиоценовый, антропогеновый. В пределах котловин они залегают почти горизонтально, однако по мере приближения к склонам постепенно сокращаются в мощности и понемногу восстают. Особенности залегания и распространения кайнозойских отложений "с очевидностью указывают на непрерывное, длительное, но неравномерное погружение впадины, неравномерное как по площади, так и во времени" [4, с. 85].
Процесс постепенного разрастания Черноморской кайнозойской впадины представляется как достаточно сложный. На севере в палеоцен-эоцене продолжал погружаться Новороссийский флишевый прогиб, унаследованный от мелового периода. Он отделялся от Восточно-Черноморской котловины широкой, по-видимому, шельфовой зоной. В майкопское время на месте этого прогиба возникли глубокие, интенсивно опускавшиеся новые прогибы - Сорокина, Керченско-Таманский и Туапсинский. Между ними и Восточно-Черно-
морской котловиной структурно сформировался вал Шатского, который, начиная со среднего миоцена, вовлекается в общее опускание Черноморской впадины. В плиоцен-антро-погене в прогибание втягивается Краевая ступень Западно-Черноморской котловины. В антро-погеновом осадочном комплексе значительную его часть составляют подводные конусы выноса, располагающиеся по всему периметру современной глубоководной акватории моря.
Таким образом, единичные быстрые погружения Черноморской впадины, или чередующиеся этапы размыва и накопления осадков отрицаются, хотя скорости погружения котловин, в частности на среднемиоценовом-плиоценовом этапе, могли существенно различаться. Это противоречит мнению исследователей, которые считают, что во впадине проявились вертикальные движения и положительного знака, например, в раннем оли-гоцене (середина пшехского времени).
Основой для определения скоростей осадконакопления в Черноморской впадине являлись карты мощностей кайнозойских отложений [10]. Средние мощности выделенных комплексов, по признанию Д.А. Туголе-сова и Л. Б. Мейснера [4], которым принадлежат последние расчеты, приблизительны по разным причинам, в том числе и потому, что нельзя учесть процессы катагенетических преобразований выделенных толщ. Возможные отклонения в ту или иную сторону составляют около 15-20 %. Средние скорости осад-конакопления (табл. 1) определялись отношением средней мощности каждого комплекса к продолжительности его формирования. Отдельный расчет скоростей осадконакопления произведен для всех комплексов кайнозоя наиболее прогнутой части Западно-Черноморской котловины. Фактически при таком подходе рассчитаны скорости образования кайнозойских пород впадины.
При сравнении средних мощностей выделенных комплексов кайнозоя Черноморской впадины неожиданно большой оказалась мощность антропогенного комплекса. Это объясняется тем, что значительную его часть составляют осадки подводных конусов выноса. Особенно выделяется область подводной дельты Дуная, мощность осадков которой составляет 2,5-3,0 км при средней мощности антропогеновых отложений на остальной части впадины 0,75 км (табл. 1).
Таблица 1
Средние мощности кайнозойских отложений Черноморской впадины и средние скорости осадконакопления [4]
Сейсмологические комплексы Средняя мощность, км Время накопления, млн лет Средняя скорость накопления, мм/год
Палеоцен-эоценовый 1,9 30 0,06
Майкопская серия 2,25 19 0,12
Среднемиоцен-плиоценовый 1,8 14,3 0,13
Антропогеновый 1,35 1,7 0,70
Расчет для антропогена
Область подводной дельты Дуная 2,3 1,7 1,40
Остальная площадь впадины 0,75 1,7 0,44
Расчет для наиболее прогнутой части Западно-Черноморской впадины
Палеоцен эоценовый 5,0 30 0,17
Майкопская серия 4,5 19 0,24
Среднемиоцен-плиоценовый 2,5 14,3 0,18
Антропогеновый 1,5 1,7 0,88
Анализируя полученные результаты, Д.А. Туголесов и Л.Б. Мейснер [4] пришли к следующим выводам.
Скорость осадконакопления в наиболее прогнутой части некомпенсированной Черноморской впадины (в Западно-Черноморской котловине) более или менее равномерна на всем протяжении кайнозойской эры, за исключением антропогенового периода, когда она резко увеличилась. Постоянство глубоководных условий и неизменная приуроченность максимальных мощностей осадочных комплексов к наиболее прогнутым частям впадины, как и другие структурные особенности, позволяют считать скорость ее тектонического погружения приблизительно равной (соразмерной) скорости осадконакопления в ней. Прогибание происходило с переменной интенсивностью в разных частях Черноморской впадины, но признаки обратимости этого процесса в масштабе всей впадины отсутствуют. Утверждения о возможных значительных поднятиях дна глубоководных впадин или о необычайно быстрых его погружениях не обоснованы фактическими данными: "... Можно утверждать, что величины скоростей тектонического прогибания (и, соответственно, поднятия) ограничиваются долями и единицами миллиметров в год (т.е. от 100Б
до 1 000Б и более - Авт.). Этот вывод распространяется на все регионы и на все фанерозойские эры [4, с. 88].
Как уже отмечалось, особенности строения Черноморской впадины позволяют Д.А. Туго-лесову и Л.Б. Мейснеру [4] считать ее, начиная с палеоцена и в каждый выделенный ими последующий отрезок времени, глубоководным бассейном. Древние склоны впадины трактуются как громадные флексуры, откуда осадочный материал в процессе осадконакоп-ления постоянно удалялся в его котловинную часть. На протяжении 65 млн лет (по шкале У.Б. Харленда) [14] бассейн был и остается некомпенсированным. Возникает вопрос, когда, в какое время Черноморская впадина стала глубоководной, в конце мелового периода или только в начале плиоцена, и с какой скоростью она углублялась, превращаясь из мелководной в глубоководную. В северном обрамлении впадины, на валу Шатского и, по-видимому, Андрусова распространены меловые отложения, судя по характеру сейсмической записи карбонатные и маломощные. "Вполне вероятно, что такого же характера меловые толщи окажутся и на дне впадины" [12]. Следовательно, к концу мелового периода морской бассейн все еще был мелководным.
Независимо от решения первой части обозначенной проблемы приходится предполагать, вслед за А.Л. Яншиным с соавторами [15], А.Е. Шлезингером [16] и другими исследователями, очень быстрое, по сути катастрофическое, скорее всего одноактное, опускание крупного тектонического блока, послужившего ложем глубоководной Черноморской впадины, склоны которой стали подобными континентальным, или материковым. Мы считаем, что этому не противоречит фактический материал по строению Черноморской впадины, приведенный в работах [4, 12, 13]. За очень короткий промежуток времени, геологически мгновенно, глубины впадины увеличились не меньше чем до 2 000 - 2 500 м. В дальнейшей истории подобных провалов ложа Черноморской впадины не было, и она развивалась в соответствии с изложенными выше представлениями.
Косвенным подтверждением очень быстрого опускания дна Черноморской впадины на рубеже мезозоя-кайнозоя являются интенсивные проседания крупных участков отличающегося высокой мобильностью юга Скифской плиты. По данным С.В. Попова с соавторами [17], А.В. Коченова, А.С. Столярова [18] и других исследователей, на рубеже эоцена и олигоцена, т.е. в предмайкопское время, также геологически мгновенно в пределах Восточного Паратетиса образовалась система глубоководных котловин Причерноморья, Предкавказья и т.д. с некомпенсированным осадкона-коплением, глубины их достигали 1 000 м.
Таким образом, если принять провал дна Черноморской впадины как явление начала палеоцена, то скорость седиментации палеоцен-эоценового сейсмологического комплекса и скорость тектонических опусканий ложа бассейна не будут соответствовать друг другу. То же самое можно сказать и при возможном формировании глубоководной котловины в конце мелового периода.
Так как рассчитанные Д.А. Туголесовым и Л.Б. Мейснером [4] скорости осадконакоп-ления (табл. 1) для кайнозойского времени фактически являются скоростями образования кайнозойских пород (СОП), для получения более достоверных результатов необходимо определить первоначальную мощность осадков по комплексам. Предполагается, что подавляющая часть толщи выполнения глубоководной Черноморской впадины представлена, судя по известному составу майкопской серии и современных осадков, глинами и карбонатными глинами, коэффициент уплотнения которых составляет 1,2-2,0. Другие катагенети-ческие изменения пород (минеральные преобразования, растворение карбонатов и т.д.), приводящие к уменьшению их мощности, по понятным причинам не могли быть учтены. Перерывов в осадконакоплении внутри толщи нет, поэтому время на захоронение осадков Г3=0, а время седиментации равно геологическому возрасту комплексов. Полученные нами данные о скоростях осадконакопления приведены в таблице 2.
Таблица 2
Расчет скорости осадконакопления в наиболее прогнутой части Западно-Черноморской впадины
Сейсмологические Мощность Мощность Время Скорость
комплексы комплексов, неизмененных осадконако- осадкона-
км2* осадков, км, пления, копления,
(Ку=2,0) млн лет** мм/1000 лет
Палеоцен-эоценовый 5,0 10,0 30 333,3
Майкопская серия 4,5 9,0 19 460,0
Среднемиоценовый- 2,5 5,0 14,3 350,0
плиоценовый
Антропогеновый 1,5 3,0 1,7 1 764,7
Область подводной 2,3 4,6 1,7 2 700,0
дельты Дуная
* По Д.А. Туголесову и Л.Б. Мейснеру [4]. ** По У.Б. Харленду и др. [14].
Скорость опускания Черноморской впадины в палеоцен-эоцене с учетом ее катастрофического провала может быть определена,
но лишь ориентировочно, следующим образом. Временной интервал превращения впадины из относительно мелководной в глубоководную
на данном этапе исследований определить не представляется возможным, поскольку отсутствуют временные реперы этого процесса (происшествие на рубеже мела и палеоцена), его продолжительность приходится принимать условно. Наиболее предпочтительным является 1-1,7 млн лет, т.е. продолжительность антропо-генового периода, насыщенного известными нам геологическими событиями. При этом варианте скорость очень быстрого погружения дна Черноморской впадины составляет 2 500 м : 1,7 млн лет = 14 706 мм/1000 лет, а общая скорость опускания впадины в палеоцен-эоцене -14 706 + 333,3 = 15 039,3 мм/1000 лет.
Дальнейшее развитие впадины как некомпенсированной осадками структуры (см. рис. а), причем этот режим сохраняется доныне, возможно лишь в том случае, если скорость прогибания дна (Кпр) превышает или равна скорости осадконакопления (Ксо). Следовательно, в майкопское время Упр > 460Б, на среднемиоценовом-плиоценовом этапе V > 350Б, в антропогене V > 1 764,7Б.
Так как значительные глубины Черноморской впадины сохраняются длительное время, на каких-то этапах возможен вариант развития событий, когда V^Р^. У мелководных бассейнов подобный режим при его достаточной продолжительности приводит к перекомпенсации опусканий складками. Но глубоководные впадины типа Черноморской, с учетом недостаточного поступления осадочного материала, остаются некомпенсированными, а превышение скорости седиментации осадков над скоростью прогибания ложа впадины, даже незначительное, - лишь эпизод в ее развитии, не вызывающий ощутимых геологических последствий. Установить с достоверностью такие теоретически допустимые этапы не представляется возможным.
ФЕРГАНСКАЯ ДЕПРЕССИЯ
Ферганская депрессия представляет собой крупную неотектоническую структуру - межгорный прогиб в Тянь-Шане, по среднему течению р. Сырдарья, которая образовалась одновременно с окружающими ее поднятиями в пределах эпи-платформенной орогенической области. Она располагается между Курамино-Чаткальской горной системой на севере, Гиссаро-Алайской - на юге и Ферганским хребтом - на востоке. Форма депрессии треугольная, размеры 450 км х 250 км, площадь около 90 000 км2, абс. отметки 300 - 1 020 м.
В депрессии широко распространен комплекс кайнозойских молассоидов* большой мощности, хорошо изученный в ее западной части. Горное обрамление представляет собой систему хребтов с абс. отметками до 5 880 м, сложенных осадочными и магматическими породами палеозоя, мезозойские и кайнозойские отложения распространены незначительно.
По структурным особенностям и мощности молассоидного выполнения Ферганская депрессия разделяется на две зоны - Южную и Северную, осложненные поднятиями и впадинами, ряд которых выражен в рельефе. Мощность молас-соидов Южной зоны составляет 350-600 м, Северной зоны - 3 000 - 7 000 м. Северная зона представляет собой плоскую равнину наиболее прогнутой части депрессии. Это Ферганская долина с Сырдарьей. В настоящее время поверхность аллювиальной равнины Сырдарьи имеет абсолютную высоту 300-350 м. Центральная часть Западной Ферганы испытала за новейший период незначительные подвижки сравнительно со смежными хребтами.
Комплекс ферганских молассоидов расчленяется на ряд свит, соответствующих основным тектоническим этапам развития региона. Здесь выделены следующие свиты, а также толщи и слои [5].
1. Массагетская свита красноцветных преимущественно тонкозернистых отложений мощностью от 70-100 м в Южной зоне до 3 000 м в Северной зоне. Разрез свиты расчленяется следующим образом:
- сумсарские слои - малиново-красные аргиллиты и алевролиты с прослоями песчаников и конгломератов мощностью до 100 м, содержащие остатки морской фауны;
- "кирпично-красная" толща, распадающаяся на две части - "монотоннокрасноцветных" аргиллитов, алевролитов мощностью 500-900 м, на отдельных участках с пластами каменной соли и гипса.
Поскольку наличие сульфатно-галогенных пород, накапливающихся с большой скоростью, может сказаться на дальнейших расчетах, приведем их краткую характеристику [19]. Пласты каменной соли имеют мощность от 2,0 до 34,0 м, общая мощность - 63 м, гипсов и ангидритов -180 м. Они отличаются обилием карбонатно-
* С.А. Несмеянов [5] называет эти образования молассами, хотя они являются внутриконтинентальными толщами и генетически связаны с поднятием новейших глыбовых горных сооружений.
терригенного материала. При расчете скорости осадконакопления массагетской свиты из ее разреза будут исключены 243 м солей.
2. Аксарайская свита чередующихся пластов палевоцветных алевролитов, песчаников и конгломератов мощностью от 100-200 м в Южной зоне до 3 500 м - в Северной зоне. В ней выделены две толщи:
- "бледнопестроцветная" толща, представленная бледно-розовыми, палевыми, зеленовато-серыми алевролитами с пластами гипсов, песчаников и конгломератов, мощность 50-170 м; на сводах некоторых антиклиналей залегает на подстилающих отложениях с размывом и несогласием;
- "буровато-палевая" толща алевролитов, песчаников и конгломератов мощностью от 100200 м в Южной зоне до 1 800 м - в Северной зоне; иногда фиксируется несогласие между этой толщей и подстилающими ее породами;
- коктюрлюкская свита серых конгломератов с пластами палево-серых песчаников, алевролитов и каменных лёссов, мощностью 80-400 м; на сводах антиклиналей обычно залегает на более древних образованиях с размывом и несогласием.
Молассообразование в Тянь-Шане началось на рубеже олигоцена и эоцена, а возраст масса-гетской свиты принимается как олигоценовый, поэтому продолжительность массагетского этапа составляет, по С.Л. Афанасьеву [20], 11,61 млн лет. Аксарайский этап соответствует почти всему неогену, и его продолжительность не менее 20 млн лет. Возраст коктюрлюкской свиты и продолжительность данного этапа определены условно. Так как свита включает лишь меньшую часть быстро накапливавшихся грубообломочных плиоценовых и раннеплейстоценовых отложений, продолжительность коктюрлюкского этапа, вероятно, меньше 5 млн лет и принимается С. А. Несмеяновым [5] в 1,2 млн лет. Выделенные в молас-соидах свиты соответствуют основным этапам воздымания хребтов, обрамляющих Ферганскую депрессию, и внутриферганских поднятий.
Четвертичные послекоктюрлюкские отложения расчленяются на четыре хорошо прослеживаемых макрокомплекса - нанайский, ташкентский, голодностепский и сырдарьинский. Геологический возраст и абсолютная продолжительность этих подразделений в значительной степени условны. С.А. Несмеянов [5] предложил следующую стратиграфическую схему и абсолютную датировку четвертичных отложений: нанай-
ский макрокомплекс - вторая половина нижнего плейстоцена, 300 (250-300) тыс. лет; ташкентский - средний плейстоцен, 150 тыс. лет; голодностепский - верхний плейстоцен, 40 тыс. лет; сырдарьинский - голоцен, 15 тыс. лет.
Имеющийся фактический материал свидетельствует о том, что Ферганская депрессия как неотектоническая структура испытывала очень большие по размаху нисходящие подвижки, на фоне которых проявлялись движения обратного знака. Установить их амплитуды сейчас не представляется возможным, как и мощность размытой части молассоидов. Основной рост горного обрамления депрессии произошел в позднем плиоцене-плейстоцене. Если о величине прогибания депрессии можно судить по мощностям толщ выполнения, то оценка амплитуд поэтапных поднятий и гипсометрии палеорельефа областей денудации связана с большими трудностями. Единой методики такой оценки не существует. Гипсометрия палеовозвышенностей и истинные амплитуды поэтапных воздыманий определяются путем различных расчетов, в том числе предложенных С.А. Несмеяновым [5], и допущений. Формулы, по которым производились расчеты этим автором, нами не приводятся, поскольку в указанной работе расчетов нет. Мы использовали только конечный результат - амплитуды поэтапных воздыманий рельефа.
Рассмотрим кратко поэтапные условия седиментации и рельеф Ферганской депрессии в соответствии с представлениями С. А. Несмеянова [5] и др.
Массагетский этап (олигоцен). Депрессия являлась областью осадконакопления, возвышенности присутствовали только за ее пределами. Рост возвышенностей составил в Ку-раминском хребте 300 м (начало этапа - 200 м, конец его - 500 м), на юге Туркестанский хребет возрос с 500 до 1 000 м. Глинистый состав массагетской свиты свидетельствует о предельной выровненности рельефа и слабом проявлении тектонических подвижек. Сумсар-ские слои свиты образовались в обширном морском водоеме глубиной метры - десятки метров, периодически осолонявшемся до садки гипсов и галита.
Аксарайский этап (миоцен - низы позднего плиоцена?). В нижнем - среднем миоцене высыхает остаточное центрально-ферганское озеро наиболее прогнутых частей Северной зоны, где накапливались глинисто-хемо-генные осадки. Конец миоцена - плиоцен
характеризуются накоплением грубообломоч-ных пород, распространившихся по всей депрессии, формируется огромная озерно-ал-лювиальная равнина. Земная поверхность Северной зоны, по всей вероятности, располагалась вблизи нулевой отметки, на большей части Южной зоны она поднялась до 500 м. Высота Кураминского хребта достигла 1 000 м, Туркестанского - 2 000 м.
Коктюрлюкский этап (конец позднего плиоцена - начало раннего плейстоцена). Депрессия представляла собой слабо всхолмленную межгорную равнину, образованную грубослоистыми конгломератами с прослоями алевролитов и песчаников. В наиболее прогнутой части она пересекалась Сырдарьей. Высота северных поднятий достигала 2 100 м, южных - 3 200 м.
Нанайский этап (вторая половина ? раннего плейстоцена). К концу этапа депрессия представляла собой межгорную впадину, ограниченную разломами. Поверхность Южной зоны располагалась на отметках 500 - 1 000 м. Высота северных поднятий достигала 2 700 м, южных - 3 700 м.
Ташкентский этап (средний плейстоцен). Происходит дальнейший рост горных сооружений, а главное, существенно изменяется рельеф депрессии. Северные хребты поднялись до 3 200 м, южные - до 4 000 м. Значительно увеличилась глубина врезов речных долин. В наиболее прогнутой части депрессии, Ферганской долине, охватившей
преимущественно Северную зону, продолжается накопление осадков, тогда как Южная зона оказалась целиком втянутой в поднятие.
Голодностепский и сырдарьинский этапы (поздний плейстоцен - голоцен). Рельеф Западной Ферганы не претерпевает качественных изменений. Происходит рост отдельных поднятий и всего горного сооружения Западного Тянь-Шаня. Интенсивность эрозионного расчленения региона по сравнению с предшествующим этапом увеличилась незначительно.
Таким образом, территория западной части Ферганской депрессии в массагетское время (олигоцен) была занята морем, на месте которого в раннеаксарайское время (миоцен) возник мелководный осолоненный бассейн -озеро, занимавшее Северную зону. Значительные по мощности терригенные толщи олиго-цена-миоцена могли образоваться только в условиях такого же значительного прогибания депрессии. Вторая половина Аксарайского этапа (плиоцен) характеризуется сменой бассейновой седиментации, накоплением суб-аэральных осадков. Очевидно, началась перекомпенсация прогибания осадочным материалом вследствие быстрого роста ограничивающих депрессию поднятий.
Рассчитаем поэтапные скорости осадко-накопления в Ферганской депрессии и возды-мания поднятий и хребтов в ее горном обрамлении. Необходимые для этого данные приведены в таблице 3.
Таблица 3
Данные для расчета поэтапных скоростей осадконакопления в Ферганской депрессии и роста поднятий ее горного обрамления
Этап, возраст, состав отложений Мощность отложений в депрессии, м Продолжитель ность этапа, млн лет Амплитуды воздыманий горного обрамления депрессии, м
Массагетский, олигоцен (преимущественно аргиллиты с пластами алевролитов, песчаников, конгломератов) 3 000 (2 757 -без соляных пород) 11,6 600
Аксарайский, неоген (алевролиты, песчаники, конгломераты) 3500 20 1 100
Коктюрлюкский, верхи плиоцена - низы раннего плейстоцена (конгломераты с пластами песчаников,алевролитов) 400 1,2 1 100
Нанайский, вторая половина раннего плейстоцена - 0,300 950
Ташкентский, средний плейстоцен - 0,150 800
Голодностепский, поздний плейстоцен - 0,040 400
Сырдарьинский, голоцен - 0,015 150
Олигоцен - неоген - четвертичный 6 900 (6 657 -без соляных пород) 33,3 4 900
1. Массагетский этап. Так как в разрезе преобладающими являются аргиллиты, можно определить лишь скорость образования пород данного этапа - 3 000 м : 11,6 млн. лет = =258 мм/1000 лет.
Без мощности солей СОП равняется (3 000 м - 243 м) : 11,6 млн лет = 237,6 мм/1000 лет, т.е. расхождение составляет 20,4 мм/1000 лет.
Более точную цифру, приближающуюся к истинной скорости осадконакопления, мы получим, вводя Ку=2. В этом случае первоначальная мощность толщи массагетских осадков равнялась 2 757 м • 2,0 = 5 514 м, а скорость осадкона-копления составляет 5 514 м : 11,6 млн лет = =475,3 мм/1000 лет.
В горном обрамлении депрессии скорость воз-дымания (Квз) составляла 600 м : 11,6 млн лет = =51,7 мм/1000 лет.
2. Аксарайский этап. Разрез представлен практически неуплотняющимися или очень слабо уплотняющимися образованиями. В акса-райское время на фоне значительного погружения ложа Ферганской депрессии начинают проявляться восходящие подвижки, фиксируемые также на последующих этапах.
Для данного этапа можно рассчитать величину, близкую к скорости осадконакопления: V = 3 500 м : 20 млн лет = 175 мм/1000 лет.
co
Скорость подъема горного обрамления депрессии составила 1 100 м : 20 млн лет = =55 мм/1000 лет.
3. Коктюрлюкский этап. Резко преобладающими являются конгломераты с пластами песчаников и алевролитов, что также позволяет рассчитать величину, близкую к Vco, которая равна 400 м : 1,2 млн лет = 333 мм/1000 лет. Скорость воздымания горных хребтов, окружающих депрессию, составила 1100 м : :1,2 млн лет = 917 мм/1000 лет.
В четвертичное время скорости роста горного обрамления депрессии следующие.
4. Нанайский этап - 950 м : 0,3 млн лет = =3 167 мм/1000 лет.
5. Ташкентский этап - 800 м : 0,15 млн лет = =5 333 мм/1000 лет.
6. Голодностепский этап - 400 м : :0,04 млн лет = 10 000 мм/1000 лет.
7. Сырдарьинский этап - 150 м : :0,015 млн лет = 10 000 мм/1000 лет.
На протяжении олигоцена-неогена средняя скорость образования молассоидов Ферганской депрессии составила 6 657 м : :32,8 млн лет = 202,9 мм/1000 лет. Скорость
роста хребтов в олигоцен-четвертичное время -4 900 м : 33,3 млн лет = 147 мм/1000 лет.
Скорости опускания Ферганской депрессии, относящейся к компенсированным прогибам, должны соответствовать скоростям осадконакопления (см. рис. в). На массагет-ском этапе, для которого рассчитаны только СОП, величина V превышала 258Б. Для Аксарайского и коктюрлюкского этапов фактически определены скорости осадкообразования, поскольку какая-то часть соответствующих отложений размыта. Кроме того, в это время депрессия испытывала также и вертикальные положительные подвижки неустановленной амплитуды. Поэтому следует считать, что на Аксарайском этапе V > 175Б,
пр
на коктюрлюкском этапе V > 333Б. В чет-
пр
вертичную эпоху площадное накопление мо-лассоидов не происходило, Ферганская депрессия испытывала подвижки положительного знака незначительной амплитуды.
Рост горных сооружений, окружающих Ферганскую депрессию, резко усилился в начале четвертичного периода, что отмечали С.А. Несмеянов [5] и другие исследователи. Если на массагетском этапе скорость подъема возвышенностей в пределах ее обрамления 53,4Б, коктюрлюкском - 917Б, то в нанайское время - уже 3 167Б, а на голодностепском этапе достигла 10 000Б.
Средняя скорость накопления молассоидов олигоцена-неогена Ферганской депрессии составляет 6 657 м : 32,8 млн лет = 202,9 мм/1000 лет, с учетом первичной мощности массагетских осадков и солей (6 900 м + 3 000 м) : 32,8 млн лет = =302 мм/1000 лет; средние скорости опускания депрессии - около 302Б, роста горных сооружений в олигоцен-четвертичное время, т.е. на неотектоническом этапе развития региона -147Б.
АФГАНО-ТАДЖИКСКАЯ ВПАДИНА
Афгано-Таджикская межгорная впадина является частью эпиплатформенных орогени-ческих структур Средней Азии. Территория впадины и ее обрамление испытали в новейшее время контрастные подвижки очень большой амплитуды. Наиболее высокие горные цепи ограничивают Афгано-Таджикскую впадину на севере и востоке. Это Гиссаро-Алайский хребет с абс. отметками до 5 800 м и система хребтов западной части Памира с высотами до 6 000 - 7 000 м. Впадину
выполняют красноцветно-пестроцветные мо-лассоиды очень большой мощности, образовавшиеся в позднем олигоцене и неоген-четвертичное время со сверхвысокой скоростью. Они накапливались, подобно Ферганской депрессии, в условиях исключительно активного прогибания земной коры и одновременного роста окружающих впадину хребтов. Комплекс молассоидов представлен озерными, речными, дельтовыми, пролювиаль-ными отложениями, примерная мощность которых превышает 18 000 м. Подавляющая часть разреза молассоидов - алевролиты, песчаники, гравелиты, конгломераты при резко подчиненном значении глин. Развитие впадины протекало, скорее всего, в компенсированном осадками режиме, но накопление мощных толщ псефитов, по-видимому, связано с периодами перекомпенсации погружения осадками в субаэральной обстановке. Следует отметить, что длительное прогибание ложа впадины неоднократно сменялось вертикальными подвижками, амплитуду которых установить невозможно. Таким образом, Афгано-Таджикская впадина и Ферганская депрессия по характеру общего развития существенно отличаются от Черноморской впадины, которая, будучи некомпенсированной осадками, не испытывала значимых вертикальных подвижек.
О скоростях прогибания Афгано-Таджикской впадины можно судить по величинам СОП, рассчитанным нами для различных периодов ее развития.
В позднем олигоцене-миоцене СОП составляла 170-175 мм/1000 лет. По-видимому, примерно такими же были скорости прогибания впадины на начальном этапе ее развития. В раннем-среднем плиоцене скорости седиментации резко возросли, накапливались главным образом неуплотняющиеся (галька, гравий) или почти неуплотняющиеся (пески, алевриты) осадки. Скорости образования пород этого времени, слагающих толщу огромной мощности (10 000 - 14 000 м), достигали 5 000 - 7 000Б. Скорость нисходящих движений ложа впадины резко возросла, очевидно, в среднем до таких же значений, хотя не исключается, что она имела пульсирующий характер, то ускоряясь, то замедляясь, и могла значительно превосходить 7 000Б. На заключительном этапе развития (поздний плиоцен - ранний плейстоцен) скорости седиментации очень резко уменьши-
лись, величина СОП составила 370Б. Так как восходящие подвижки сменялись периодами подъема территории и складкообразова-тельных процессов, надо полагать, что скорость погружения Афгано-Таджикской впадины была непостоянной, периодически возрастая до величин, значительно превосходящих 370 мм/1000 лет.
В настоящее время на территории Афгано-Таджикской впадины развита система многочисленных антиклиналей и синклиналей субмеридиональной ориентировки, особенно хорошо выраженных в ее северной части, принадлежащей Таджикистану.
Таким образом, крупные кайнозойские прогибы - Черноморская и Афгано-Таджикская впадины, а также Ферганская депрессия -испытывали нисходящие движения с широким диапозоном скоростей. В зависимости от скорости накопления осадочных пород они развивались на отдельных этапах как в компенсированном, так и в некомпенсированном режимах. Прогибание впадин сопровождалось контрастным воздыманием сопряженных с ними горных хребтов.
ЛИТЕРАТУРА
1. Хаин В.Е. Геотектонические основы поисков нефти. Баку, 1954.
2. Романовский С.И. Седиментологические основы литологии. Л., 1977.
3. Яншин А.Л., Горецкий Р.Г. Тектонический анализ мощностей. методы изучения тектонических структур. М., 1960. Вып. 1. С. 115-333.
4. Туголесов Д.А., Мейснер Л.Б. Оценка скоростей осадконакопления и тектонического прогибания на примере Черноморской впадины // Геотектоника. 2002. № 4. С. 81-88.
5. Несмеянов С.А. Количественная оценка новейших движений и неотектоническое районирование горной области (на примере Западной Ферганы и ее горного обрамления). М., 1971.
6. Страхов Н.М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. М., 1963.
7. Нестеров И.И. Уплотнение глинистых пород // Советская геология. 1965. № 12. С. 69-80.
8. Варданянц Л.А. Изотахи (линии равных скоростей осадконакопления) как основа тектонических исследований нового типа // Мат-лы по общей и региональной тектонике: Тр. ВНИИГНИ. Вып. 85. М., 1963.
9. Шолпо В.Н. Количественные критерии оценки режима вертикальных движений // Геотектоника. 1969. № 2. С. 38-51.
10. Альбом структурных карт и карт мощностей кайнозойских отложений Черноморской впадины.
М. 1:1 500 000 / Под ред. Д.А. Туголесова. Сост. А.С. Горшков, Л.Б. Мейснер, В.В. Соловьев и др. М., 1989.
11. Пояснительная записка к альбому структурных карт и мощностей кайнозойских отложений Черноморской впадины. М. 1:1 500 000 / Под ред. Д.А. Туголесова. Сост. А.С. Горшков, Л.Б. Мейс-нер, В.В. Соловьев и др. Геленджик, 1993.
12. Туголесов Д.А., Горшков А.С., Мейснер Л.Б. и др. Тектоника мезо-кайнозойских отложений Черноморской впадины. М., 1985.
13. Туголесов Д. А., Горшков А. С., Мейснер Л.Б. и др. Тектоника Черноморской впадины // Геотектоника. 1985. № 6. С. 3-20.
14. Харленд У.Б., Кош А.В., Ллевеллин П.Г. и др. Шкала геологического времени. М., 1985.
15. Яншин А.Л., Маловицкий Я.П., Москаленко В.Н. и др. Структурные особенности осадочного чехла Черно-
морской впадины и их значение для понимания ее образования // Бюл. МОИП. Отд. Геол. 1977. Вып. 5. С. 42-69.
16. Шлезингер А.Е. Структура осадочного чехла Черноморского бассейна // Проблемы тектоники земной коры. М., 1981. С. 237-262.
17. Попов С.В., Ахметьев М.А., Запорожец Н.И. и др. История Восточного Паратетиса в позднем эоцене-раннем миоцене // Стратиграфия и геол. корреляция. 1993. Т. 1. № 6. С. 10-39.
18. Коченов А.В., Столяров А.С. Проблема генезиса марганцевых и ураново-редкометальных руд в майкопской формации // Литология и полезн. ископаемые. 1996. № 2. С. 182-195.
19. Иванов А.А., Воронова М.Л. Галогенные формации. М., 1972.
20. Афанасьев С.Л. Геохронологическая шкала фанерозоя и проблема геологического времени. М., 1987.
31 января 2008 г.
