Богданова М.И., Генералова Л.В.
ЛИТОГЕНЕЗ И ТЕКТОГЕНЕЗ КОМПЕТЕНТНЫХ ТОЛЩ (НА ПРИМЕРЕ ЯМНЕНСКОЙ СВИТЫ СКИБОВОЙ ЗОНЫ ВОСТОЧНЫХ КАРПАТ)
Национальный университет имени Ивана Франка, Львов, Украина, e-mail: zaggeol@franko.Lviv.ua
Парагенерация ямненской свиты является специфической составляющей флишевого разреза Скибовой зоны Восточных Карпат. В данном регионе она выступает литологическим маркером [2]. Ее возраст определен как познепалеоценовый [9]. Детальное изучение свиты в пределах скиб Парашки и Зелемянки, в районе с. Гребенов, дали возможность продвинуться в анализе истинной структуры дислоцированных комплексов мела и палеогена и сделать некоторые предположения относительно механизма их образования. Скиба Парашка, в разрезе которой исследовалась ямненская свита, рассматривается как параавтохтон. Скиба Зелемянка √ аллохтон.
Главный петротип ямненской свиты представлен почти мономинеральными кварцевыми песчаниками, которые образуют мощные слои (1.5 √ 2.8м). Границы между слоями четкие. Они маркируются зелеными некарбонатными аргиллитами, которые выполняют функцию фоновых отложений (0.02 √ 0.1м). Слой песчаника имеет некоторые элементы циклита Боума [12]. Наиболее проявленны элементы В и Е. Элемент С установлен в известняках (0.2 √ 0.5м). Он наращивает песчаники или гомогенные коричневые известковистые пелиты (0.02 √ 0.12м). В подошве песчаников часто отмечают горизонт гравийных дресвяников (0.2 √ 0.3м). Создается впечатление, что песчаники ямненской свиты имеют природу гравитационных переотложенных осадков √ гравититов [10], а именно грейнитов и (или) флуксотурбидитов, которые обычно формируются в области континентального склона и его подножья. Мгновенность их образования, с точки зрения геологического времени, выражена в литодинамических [10,12] особенностях.
Тектонофизические параметры парагенерации ямненской свиты характеризуют ее, в целом, как толщу высокой компетентности. На мезоуровне низкого порядка в свите слабо выражены пликативные дислокации. В деформационном плане ямненские песчаники образуют моноклинальные структуры субсогласного ⌠карпатского■ простирания с падением слоев на юго-запад по азимуту 230-240 под углом 300 (Рис.1). Моноклинали, преимущественно прослеживаются в тыловых частях чешуй скиб Парашка и Зелемянка. В зонах субкарпатских меж- и внутри чешуйчастых разрывов, в строении крыльев которых принимают участие породы парагенерации, наблюдаются лишь тектонические микститы, в которых слабо определяются признаки пластического течения.
Структурные парагенезисы компетентных и некомпетентных элементов парагенерации высоких порядков мезоуровня различаются. Эти различия, в первую очередь, проявлены в разной степени деформаций дислокационной структуры. Напомним, что компетентными мы считаем песчаники, некомпетентными - коричневые известковистые пелиты и фоновые зеленые неизвестковистые аргиллиты (гемапелагиты). Некомпетентные образования более чутко реагируют на изменение тектонического режима. Остановимся детальнее на структурных мезопарагенезисах высоких порядков.
Во время крупномасштабного картирования, в бассейне р. Опор, в компетентных ямненских песчаниках нами, кроме субкарпатских по простиранию разрывов, наблюдались разные по рангу и морфологии поперечные дизъюнктивные нарушения. Среди поперечных разрывов приоритетное развитие имеют левосторонние чистые и комбинированные сдвиги. Реже встречаются правосторонние сдвиги. Анализ связи между полями тектонических напряжений, определенных по методике М.В. Гзовского, и морфогенетическим типом разломов [11], на фоне поперечного разреза стандартной чешуи, позволяет наметить зональность в расположении поперечных дизюнктивов. В тыловой части чешуи, как правило, сдвиги комбинируются со сбросами. Ближе к фронтальной части чаще фиксируются сдвиго-взбросы и взбросо-сдвиги. По сколовым поверхностям отмечаются перемещения первые метры √ десятки метров. Развитие сбросов, сбросо-сдвигов и сдвиго-сбросов является характерным для раздвигового и сдвиго-раздвигового типа локального поля напряжения. В этом поле сдвиг представляет зону разгрузки напряжений покровообразующего сжатия и является деструктивной формой латерального перемещения горных масс [5]. Во фронте чешуи левосторонние сдвиговые дислокации часто проявлены в виде эшелонированых структур, которые имеют вид полос с кулисоподобными трещинами отрыва. Эти эшелонированые структуры ограничены поверхностями скольжения, которые несут субгоризонтальные борозды и штрихи. Ось структур имеет субширотное или запад-юго-запад - восток-северо-восточное простирание. Угол между простиранием кулис трещин и осью эшелонированных структур чаще составляет 40-45 гр. Развитие левосторонних поперечних сдвигов является закономерным относительно регионального поля напряжений, в котором формировалась данная часть Карпатской дуги, начиная с середины мела. Правосторонние сдвиги можно объяснить интерференцией тектонического поля напряжений, которое существовало и, видимо, существует на юге Карпатского региона. Его становление происходило несколько позже, на границе мела и палеоцена. Оно, вероятно, связано с движением Мизийской плиты на северо-запад [1].
Некомпетентные фоновые гемипелагиты и пелиты циклита парагенерации обычно отсутствуют или перетерты до состояния милонита во фронтальных частях чешуй. При условии активизации импульсов регионального сжатия, на фоне седиментогенеза, пелитоморфные осадки способствовали конседиментационному развитию субкарпатских надвигов и левых сдвигов в пределах слоевых единиц данной парагенерации. Они брали на себя усилия по разгрузке напряженного состояния и в результате этого максимально деформировались. В тыловых частях чешуй часто сохраняются все элементы циклитов и гемипелагитов парагенерации, чему способствовал раздвиговый тип локального поля напряжения. Таким образом, наличие пелитоморфных парагенезисов в разрезе ямненской парагенерации подчиняется принципу поперечной зональности для стандартной чешуи: у фронтальной части чешуи они преимущественно отсутствуют, а в тыловой √ могут сохраняться. В тыловых частях чешуй структурные парагенезисы пелитоморфных образований отвечают сбросо-сдвигам.
Структурные парагенезисы дизюнктивных дислокаций высоких порядков в пределах гипотетической чешуи, детальное изучение границ между циклитами свиты, характер тектонитов в зонах разрывов дают возможность разобраться в кинематическом механизме их образования. Структурные парагенезисы взбросо-сдвигов и сдвиго-взбросов высоких порядков реализуются через послойное проскальзывание. Некоторые составляющие крыльев разрывов при этом раздавливаются. Развивается ляминация отдельных скиб, чешуй, их частей и отдельных слоев. При интенсивных напряжениях ляминация сопровождает тектоническое расслоение по типу дигитации параавтохтонов чешуй и скиб. Однако, дигитация чаще развивается в тылу чешуй. Здесь можно наблюдать случайное чередование отдельных составляющих парагенерации с подстилающими и перекрывающими стратиграфическими единицами. Например, в карьере, который находится в районе с. Гребенов, яремчанский горизонт встречается не только в подошве, но и в средней части разреза ямненской свиты. Такие структурные мезопарагенезисы являются следствием локальной тектоничной расслоенности параавтохтона скибы Парашка. Морфогенетический тип разрывов, по которым наблюдается дигитация, определяет их как левосторонние сдвиги и взбросо-сдвиги. Данные микроструктурного анализа подчеркнули и подтвердили результаты палеотектонических реконструкций полей главных напряжений. При изучении зон проскальзывания микро- и нанотрещин в шлифах мы установили, что на микроуровне деформации реализуются путем межзерновых проскальзываний, по которых во время формирования тектонитов добавляется начальный катаклаз на углах отдельных зерен и слабо выраженная перекристаллизация цемента.
В целом, создается впечатление, что во фронтальных частях чешуй дислоцированная структура реализована посредством механизма ламинации, в тыловых √посредством механизма дигитации.
Состав ямненской свиты обусловлен диференцированными движениями блоков кристаллического фундамента. Не исключено, что количество циклитов Боума ямненской свиты отвечает в кинематическом выражении количеству структурообразующих движений. Фаунистические остатки не позволяют однозначно интерпретировать глубину бассейна седиментации.
Представленные данные демонстрируют сложность внутриформационных надвиговых и сдвигових дислокаций в массивних толщах, тектонофизическую роль некомпетентних толщ и их влияние на разноранговые поля напряжений при формировании складчато-покровной структуры Карпат.
По литодинамическим параметрам ямненская парагенерация характеризуется как гравититы, по тектонофизическим показателям они являются толщей высокой компетентности. Структурные мезопарагенезисы имеют поперечную зональность. Во фронтальных частях чешуй скиб Парашка и Зелемянка преимущественно развиты левосторонние взбросо-сдвиги, в тыловых √ левосторонние сбросо-сдвиги. Динамо-кинематический режим становленния данной парагенерации имел характер локального раздвигового типа поля напряжений и возник в момент палеоценовой релаксации общего напряженного состояния, синхронного началу надвигообразования. Механизм образования ямненской парагенерации мы склонны связывать с активными движениями в пределах флексурно-сбросовой зоны пассивной окраины [4]. Восточно-Европейской платформы и карпатского флишевого палеобассейна.
Литература
1. Архипова Е.В. Корреляция сейсмичности регионов в составе
Альпийского Средиземноморского пояса // Мат-лы 7-ой международной конференции
по тектонике плит им. Л.П. Зоненшайна. М. Научный мир, 2001. С.379.
2. Афанасьева И.М. Основные черты процессов литогенеза
в породах карпатського флиша / Геология Советских Карпат: Сб. науч. тр.
√ Киев, Наук. думка, 1984.- с.11-19. (Труды УкрНИГРИ, вып.(ХХХVI).
3. Баженов М.Л., Буртман В.С. Структурные дуги Альпийского
пояса Карпаты- Кавказ √ Памир. М., 1990. 167с.
4. Бондаренко П.М. Физические модели флексурно-сбросовых
дислокаций и их флюидоконтролирующая роль в пассивных окраинах. // Мат-лы
7-ой международной конференции по тектонике плит им. Л.П. Зоненшайна. М.
Научный мир, 2001. С.295.
5. Заика-Новацкий В.С., Казаков А.Н. Структурный анализ
и основы структурной геологии: Учеб. пособие.- К. Выща школа, 1989. 279
с.
6. Круглов С.С.,Смирнов С.Е., Спитковская С.М. и др.
Геодинамика Карпат. К. Наук. думка, 1985. 127 с.
7. Круглов С.С. Проблемы тектоники и палеогеодинамики
запада Украины(критический обзор новых публикаций). Львов. 2001. 83с.
8. Совчик Я.В. О тектоническом районировании и формировании
структуры Украинских Карпат. // Геотектоника. 1984. ╧5. С.47 √ 60.
9. Стратотипы меловых и палеогеновых отложений Украинских
Карпат / Вялов О.С. и др.- К. : Наук.думка, 1988. 204с.
10. Хворова И.В. Фации подводных гравититов // Генезис
осадков и фундаментальные проблемы литологии.М.1989.С.37-58.
11. Шерман С.И., Днепровский Ю.С.Поля напряжений земной
коры и геолого-структурные методы их изучения. √ Новосибирск: Наука,1989.
158 с.
12. Bouma A. Sedimentology of some flysh deposits. A
graphie approach to facies interpretation. √ Amsterdam √ New York: Elsevier
Publ. Comp., 1962. 168 p.