1.3. ПРИМЕРЫ НАДВИГОВЫХ СТРУКТУР

В качестве примера построения крупномасштабных и мелкомасштабных сбалансированных и восстановленных разрезов методом равной длины рассмотрим два пересечения фронта Верхоянского складчато-надвигового пояса. Оба пересечения отвечают основным закономерностям строения складчато-надвиговых поясов, сформулированным С. Дальстремом.

1. Наиболее крупные надвиговые перемещения установлены в Кыллахской тектонической зоне Южно-Верхоянского сектора Верхоянского складчато-надвигового пояса и приурочены к Кыллахскому надвигу (рис. 1.8,В). Кыллахская тектоническая зона представляет собой типичный пример сильно вскрытого надвигового фронта. В восточной части Кыллахской зоны – в черных сланцах, располагающихся структурно ниже вскрывающегося в ядре Горностахской антиклинали полного разреза рифейских отложений, установлены палеозойские органические остатки – криноидеи, цистоидеи и мшанки. Структурная интерпретация этих находок позволяет утверждать, что фаунистически охарактеризованная толща в ядре Горностахской антиклинали вскрывается в эрозионном окне и наращивает разрез нижнего палеозоя Сибирской платформы (рис. 1.8,В). Залегающие структурно выше отложения рифея, венда, кембрия и ордовика Кыллахской зоны представляют собой аллохтонную чешую, перемещенную по Кьшлахскому надвигу в направлении с востока на запад на расстояние около 90 км (Прокопьев, 1998). Детачмент приурочен к подошве рифейских отложений. Детально описанные ранее надвиговые структуры во фронтальной части Кыллахской тектонической зоны (Парфенов, Прокопьев, 1986) следует рассматривать как структуры подошвы этого грандиозного надвигового покрова. Горностахская складка представляет собой рамповую антиклиналь. сформированную над крупным усеченным дуплексом (рис. 1.8,В).

Рис. 1.32. Надвиговый покров на севере Южного Верхоянья: А — геологическая карта северо-востока Кыллахской тектонической зоны Юж. Верхоянья (Parfenov et al., 1995, с исправлениями и дополнениями) Б — сбалансированный и восстановленный геологические разрезы по линии А-А' точки а, b, с, d, e, f — маркеры для построения сбалансированного разреза. S1, S2, и S3 — расстояния горизонтального перемещения надвиговых пластин. Отложения Q — четвертичные, V-C венд-нижнекембрийские (сытыгинская свита); вендские: V3 - токурская, V2 — малская, V1 — яланская свиты; R3ub — верхнерифейские; βD — девонские дайки основного состава; 1 — 6 номера тектонических пластин. На врезке месторасположение района.

2. Пологие надвиговые дислокации установлены в районе северного замыкания Горностахской антиклинали (верховья р. Сугжа) (рис. 1.32,А). Здесь закартирован крупный аллохтонный комплекс, сложенный породами венда и нижнего кембрия и простирающийся в северо-северо-восточном направлении в виде своеобразного языка. Этот аллохтонный комплекс шириной до 4,6 км с запада, востока и юга ограничен надвиговыми плоскостями, которые полого (первые градусы) погружаются в сторону его центральной части. На отдельных участках плоскости надвигов субгоризонтальные. Комплекс располагается над кровельным надвигом дуплекса, установленным в ядре Горностахской антиклинали, и его формирование связано с перемещениями по Кыллахскому надвигу и формированием этого дуплекса. Аллохтонный комплекс состоит из шести надвиговых чешуй, мощность которых колеблется от 250 до 500 м. Породы чешуй собраны в открытые складки северо-восточного простирания. Тектонические перемещения происходили в направлении с востока на запад. Детачмент на востоке трассируется в основании вендских отложений, переходя к западу на более высокие горизонты венда. В пределах чешуи 1 закартированы две параллельные субдолготные дайки диабазов, корни которых срезаны подстилающим покров надвигом. Нижние части этих даек расположены в 4,5 и 6 км восточнее в автохтоне. Горизонтальное перемещение чешуи 1 составляет 4,5 км, а чешуй 3–6 – 6 км (рис. 1.32,Б). Общая амплитуда перемещения составляет 6 км. Аллохтон представлен чешуйчатым веером с фронтальной последовательностью формирования надвигов. В автохтоне залегают пологоскладчатые отложения верхнего рифея, несогласно перекрытые породами венда и кембрия. Мощности малской, токурской и нижне-средней частей сытыгинской свит в аллохтоне значительно меньше, чем в аналогичных им по возрасту отложениях автохтона. Из разреза венда в автохтоне выпадает малская свита. Она отсутствует и в разрезе пород чешуи 1, но участвует в строении чешуй 2–6. Описанная структура является единственным известным местом в пределах Верхоянского складчато-надвигового пояса, где была точно определена амплитуда горизонтального надвигового перемещения благодаря возможности совмещения разобщенных геологических маркеров в аллохтоне и автохтоне.

Таким образом, по причине достаточной обнаженности надвиговой структуры при крупномасштабном балансировании удалось легко реконструировать палеостратиграфический разрез (шаг 5), оценить глубину до параавтохтона (шаг 6) и спроецировать поверхностные структуры на глубину (шаг 9). Измерение длины слоев (шаг 11) проводилось между опорными точками отсечек а–f, а совмещение этих точек позволило построить восстановленный разрез (шаг 12).

3. Другой пример построения мелкомасштабных сбалансированных и восстановленных разрезов – профиль через Западно-Верхоянский сектор Верхоянского складчато-надвигового пояса (рис. 1.33. А). Западно-Верхоянский сектор вблизи платформы сложен преимущественно отложениями карбона и перми, которые к востоку сменяются триасовыми и юрскими толщами. Это мощный клин (до 15 км) обломочных прибрежно-морских, дельтовых и шельфовых пород верхоянского терригенного комплекса, проградирующих в восточном направлении. К западу в пределах Сибирской платформы они сменяются синxpoнными прибрежно-морскими и аллювиальными накоплениями, а к востоку переходят в турбидиты и глубоководные черносланцевые отложения. Во фронтальной зоне сектора развиты, в основном, взбросо-складки, обратные надвиги и вдвиги. Детачмент, вскрытый на поверхности и в скважинах в пределах Приверхоянского краевого прогиба, приурочен к глинистым горизонтам основания триаса, смещаясь к востоку вниз по разрезу на глинистые горизонты перми и, видимо, гипсы средне-верхнего девона. Ширина фронтальной зоны достигает 100 км в центральной части Западно-Верхоянского сектора, где надвиги наиболее продвинуты в сторону платформы, уменьшаясь в северном и южном направлениях. Проблем с балансированием фронтальной зоны не возникало, так как в силу хорошей обнаженности и с использованием палеоглубинного метода (Гайдук, Прокопьев, 1999) были проведены как реконструкция палеостратиграфического разреза, так и оценка глубины до автохтона и проецирование поверхностной структуры на глубину.

Центральная зона, по данным поверхностной геологии, представляет собой Куранахский антиклинорий, крылья которого сложены терригенными отложениями средне-верхнего карбона, перми и триаса, а в ядре обнажаются самые нижние горизонты среднего карбона. Трещинный кливаж осевой плоскости, осевые поверхности складок срыва взбросо-складок, а также сместители второстепенных надвигов по обе стороны от оси антиклинория имеют противоположную вергентность, образуя чешуйчатые веера. Предполагается, что базальный срыв верхоянского комплекса трассируется, так же как и во фронтальной зоне, по подошве нижнего карбона и верхним горизонтам девона (Parfenov et а1., 1995). Таким образом, балансирование надвиговых структур в верхоянском комплексе не представляет особой сложности. Для реконструкции строения нижней части средней зоны были использованы геофизические данные. Построенная компьютерная гравитационная модель показала, что кровля кристаллического фундамента под этой частью Верхоянского складчато-надвигового пояса полого погружается на восток под углами в первые градусы (1.33,Б). Пространство между верхоянским комплексом и фундаментом заполнено образованиями со средней плотностью 2,72 г/см3, что соответствует средней плотности позднедокембрийско-среднепалеозойского карбонатного комплекса, обнажающегося южнее в Сетте-Дабанской зоне Южного Верхоянья и вскрытого скважинами в прилегающих районах Сибирской платформы. Образовавшийся «раздув» в ядре Куранахского антиклинория невозможно объяснить стратиграфическими особенностями карбонатных отложений, залегающих под верхоянским комплексом. Логичнее всего предположить, что карбонатный комплекс представляет собой обширную дуплексную структуру. Детачмент под Куранахским антиклинорием смещается в основание осадочного комплекса, трассируется по кровле кристаллического фундамента и является подошвенным надвигом дуплекса. Кровельный надвиг дуплекса является подошвенным надвигом для дислокаций верхоянского комплекса. Развитие дуплексов в карбонатном комплексе определило образование крупнейших антиклинориев складчато-надвигового пояса. Кульминации антиклинориев отвечают наиболее поднятым частям дуплексных структур.

Реализация напряжений в менее компетентном верхоянском комплексе происходила посредством формирования чешуйчатых вееров, а в более компетентном карбонатном комплексе – через образование дуплекса, отвечая предложенной П. Гейзером (Geiser, 1988а, см.fig.8) модели формирования так называемого слепого автохтонного дуплекса (blind autochtonous roof duplex) (рис. 1.23,А). Проверка восстановленного разреза показала, что общее сокращение слоев при надвигообразовании как для верхоянского, так и для карбонатного комплексов оказалось равным 33%, что позволяет предполагать относительную достоверность сбалансированного разреза.

Таким образом, данные гравиразведки помогают оценить глубину до автохтона (поверхности фундамента) и на основании этого реконструировать палеостратиграфический разрез.

Hosted by uCoz