Геологические формации. Геологические формации предгорных прогибов. Геологические формации предгорных прогибов
 Скачать 156.19 Kb.
|
|
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РЕСПУБЛИКИ КАЗАХСТАН НАО «АТЫРАУСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ НЕФТИ И ГАЗА ИМЕНИ САФИ УТЕБАЕВА»  Нефтегазовый факультет «7M07201 – Геология и разведка месторождений нефти и газа» Осадочные бассейны РК и мира РЕФЕРАТ На тему: « Геологические формации предгорных прогибов »
Атырау, 2022 г. Введение Геологическая формация – сообщество геологических тел, повторяющееся естественное сообщество (ассоциация) пород, формирующихся в определенных геодинамических, тектонических, физико-химических и климатических условиях. В ходе развития подвижных поясов геодинамические режимы и обстановки сменяют друг друга во времени. При общей закономерной последовательности их проявления (и смены во времени) в ходе развития конкретных подвижных поясов или их сегментов некоторые из геодинамических режимов могут не проявиться вовсе или проявиться в редуцированном виде. Отметим здесь также, что при определенных условиях развитие отдельных сегментов подвижных поясов может как бы пойти вспять, а какие-то геологические события могут и повториться. Поэтому здесь уместно привести резкое, но правильное в принципе высказывание крупного американского тектониста П.Кони: «… образование орогена к геосинклинали имеет такое же отношение, как несчастный случай к бамперу автомобиля». Кроме того необходимо помнить, что каждый тектонический элемент и геологическая структура подвижного пояса в новейшее время находится в области господства определенного геодинамического режима и, следовательно развивается на определенной стадии геодинамического (геотектонического) цикла. Продольные краевые прогибы Продольными краевыми прогибами или просто краевыми прогибами называются линейно-вытянутые глубокие синклинальные структуры, располагающиеся в зоне сочленения платформенных и складчатых областей, возникающие и развивающиеся в эпоху замыкания и общего поднятия геосинклинальных систем, т. е. структуры с коротким периодом развития. Такие прогибы под разными названиями описываются в литературе достаточно давно, по крайней мере 3-4 десятка лет. В Советском Союзе отдельные краевые прогибы впервые были выделены А. Д. Архангельским и Н. С. Шатским в 1933 г. Помимо термина «краевой прогиб», как синонимы употребляются понятия: «передовой прогиб», «предгорный прогиб», «предгорная впадина», «краевая впадина» и т. д. А С. Струговым в пределах Иркутской впадины, выполненной юрскими отложениями, выделяется « Присаянская зона передового прогиба» на том основании, что прилежащая к Восточному Саяну часть юрской впадины является наиболее прогнутой. Как известно, Восточный Саян представляет собой область протерозойской складчатости, и юрская впадина никак не может быть ее краевым прогибом. Она является совершенно иной, внутриплатформенной структурой, в данном случае унаследованной от древнейших структурных линий. Таким образом, возраст служит важным признаком при выделении краевых прогибов. Среди подобных структур нужно различать две главные группы: 1) связанные во времени с конечной стадией геосинклинального развития, для которых можно предложить термин « поздне геосинклинальные», и 2) «после геосинклинальные». Первая группа структур (поздне геосинклинальные). Впадины и прогибы, связанные с конечной стадией геосинклинального развития или поздне геосинклинальные, разделяются на внешние и внутренние. Внешние - это прежде всего краевые прогибы. К внутренним принадлежит большая группа структур, образующих самый верхний структурный ярус геосинклинальных зон. По времени их развития они синхроничны или почти синхроничны краевым прогибам. Среди них можно выделить две основные категории форм: внутренние впадины (наложенные) и внутренние прогибы (обычно унаследованные). Внутренние впадины характеризуются изометричными или близкими к ник формами. Существенную роль в их образовании играют разломы. Отложения, выполняющие впадины, с несогласием ложатся на породы более древнего возраста. В разрезе впадин принимают участие обычно карбонатные, вулканогенные и молассовые (нередко угленосные) формации, морские, лагунные и континентальные. Мощности пород — несколько километров. Некоторые из этих впадин перекрывают структуры наиболее молодого складчатого комплекса; другие занимают более или менее значительные пространства жестких (срединных) массивов, которые рассматриваются мною как составные элементы складчатых областей. Примерами первого типа могут быть впадины Западно-Сибирских каледонид (Минусинская, Чулымо-Енисейская и др.), верхнепалеозойские впадины Центрального Казахстана (Тенизская, Джезказганская), Саарский бассейн в герцинидах Западной Европы, верхнеюрские меловые впадины мезозоид Северо-Востока СССР (например, Омсукчанская) и др. В большом числе случаев — это все межгорные впадины. К числу впадин, развившихся на жестких внутренних массивах, принадлежат Трансильванская и Паннонская межгорные впадины Карпатской складчатой области или, например, Зырянская предгорная впадина, развившаяся на Колымском срединном массиве. К тому же типу структур относятся впадины на Иранском срединном массиве. Впадины этого типа отличаются наиболее крупными размерами. Внутренние прогибы, располагающиеся внутри складчатой области, представляют собой структуры линейного типа, наследующие свое простирание от более древних структурных элементов. Такие прогибы также могут быть выполнены отложениями большой мощности. Так, например, в Куринском и Рионском прогибах, относящихся к структурам этого типа, только в тортоне —сармате погружение достигло 3 —4 км. Выполнялись эти прогибы терригенными отложениями, среди которых местами имеют мощное развитие толщи грубообломочных пород. Вообще по типу формаций такие прогибы отчасти сходны с краевыми прогибами. Помимо Кавказа, подобные структуры известны в Карпатах (прогиб верхнекросненского времени в Центральной синклинальной зоне Карпат), в Туве (Тувинский прогиб), на восточной окраине Апеннинского полуострова, к востоку от Араканских гор в Бирме (Иравадийский прогиб) и в других местах. В конечном счете все это—межгорные прогибы. Вторая группа структур (после геосинклинальные). К данной группе относятся те межгорные и предгорные ашадины и прогибы, которые развивались значительно позднее формирования складчатых зон. Среди структур такого типа, похожих на краевые прогибы, можно выделить несколько категорий: 1) структуры, приуроченные к активизированным древним складчатым поясам; 2) структуры, образовавшиеся в связи с глыбово-складчатыми движениями в отдельных поднятиях; 3) впадины, образовавшиеся в связи с развитием крупных сводовых поднятий, и др. Главное значение для нас имеют структуры первой категории. В основной своей массе они располагаются внутри древних складчатых поясов, но иногда и по их окраинам. Для впадин, лежащих внутри поясов, характерно цепочкообразное расположение с простиранием, приблизительно параллельным направлениям горных систем. Типичным примером подобных структур являются мезо-кайнозойские впадины Забайкалья, многочисленные впадины Азиатского горного пояса (в том числе Ферганская), многочисленные мезо-кайнозойские впадины и прогибы в пределах Китайского Тянь-Шаня, Предкуэньлуньский прогиб, выполненный кайнозойскими отложениями, и др. Все они относятся к межгорным впадинам и выполнены обломочными породами континентального происхождения. В качестве примера предгорной впадины, расположенной на внешней окраине области, подвергшейся новым тектоническим движениям, может быть приведена юрская Иркутская впадина. Механизм образования структур такого типа иной, нежели поздне геосинклинальных. Нередко выявляется их приуроченность к зонам древних структурных стыков и швов, проявляющихся иной раз, по прошествии длительного времени, вновь как активные зоны (стык Станового хребта и Алданского щита, Восточного Саяна и Сибирской плиты, Китайского Тянь-Шаня и Таримского или Джунгарского массивов и др.). Краевые прогибы Краевые прогибы распространены на земной поверхности весьма широко. Краевой прогиб (передовой прогиб, предгорный прогиб) — глубокий вытянутый прогиб земной коры в зоне сочленения складчатой системы и континентальной платформы. Образуется на границе платформ и геосинклинальных областей в орогенном этапе развития геосинклинали. Краевые прогибы заполнены осадками молассовых формаций, морских — в нижней части, лагунных — в средней, континентальных — в верхней. Краевые прогибы построены резко асимметрично: их внутренние, обращённые к складчатым горных образований крылья интенсивно дислоцированы в линейные, часто осложнены надвигами к оси прогиба складки нередко с проявлениями соляного диапиризма, а на внешних, более пологих платформенных крыльях обычно наблюдаются лишь сводовые поднятия. С краевыми прогибами связаны месторождения угля, нефти, природных газов, солей. Они прослеживаются по окраинам герцинских, мезозойских и альпийских складчатых областей, образуя во многих случаях цепочки узких и глубоких синклинальных структур, разделенных относительно поднятыми поперечными участками. Более подробно описаны краевые прогибы альпийского и затем герцинского возраста; краевые прогибы мезозойской складчатости изучены еще не полно. В частности, может быть, подобным структурным образованием является Ангаро-Ленский прогиб байкалид на юге Сибирской платформы. Однако такие примеры единичны, а то, что о них известно, говорит о большом своеобразии упомянутых структур, что связано с особыми чертами тектонического развития Земли в позднем докембрии. Более того, согласно учению Н. С. Шатского о циклах складчатости, вряд ли можно ожидать встретить краевые прогибы этого возраста, поскольку развитие в каледонском цикле происходило иным образом, чем позднее. Именуются краевые прогибы в соответствии с наименованием прилежащей складчатой зоны с добавлением приставки «при» или «пред»: Предуральский, Предкарпатский, Приверхоянский и т. д. В отдельных случаях краевые прогибы называются в соответствии с географическим наименованием занимаемой ими территории — например Месопотамский, Венесуэльский и др. В геологическом строении всех достоверно известных краевых прогибов имеется целый ряд общих признаков. Во-первых, характерна форма; таких структур: это сильно вытянутые и сравнительно узкие синклинальные прогибы, простирающиеся в соответствии с прилежащими структурами складчатой области. Протяженность краевых прогибов составляет сотни, а иногда более тысячи километров. Краевые прогибы являются асимметричными структурами. Их крыло, прилежащее к складчатой области, крутое и в плане узкое; другое крыло, примыкающее к платформе, пологое и значительно более широкое. Характерен состав отложений в значительной мере это терригенные толщи, иногда угленосные или соленосные. Значительно меньше распространены мергели, еще реже — известняки, а вулканогенные породы в разрезе отсутствуют или почти отсутствуют. Породы обладают в общем большой выдержанностью по простиранию и резко изменяются в поперечном направлении. В пределах внутренних крыльев краевых прогибов (т. е. примыкающих к складчатой зоне) и особенно в осевой части мощности отложений исключительно велики, достигая нескольких километров. На внешних крыльях (приплатформенных) они быстро сокращаются. Состав и мощности отложений свидетельствуют о большой скорости осадконакопления в краевых прогибах. Общим свойством краевых прогибов являются также характер тектонических нарушений и определенные закономерности в их распространении. Более сложные и резкие дислокации распространены в той части краевых прогибов, которая примыкает к складчатой области. На крыле, примыкающем к платформе, дислокации слабые и редкие, платформенного типа.  Таковы самые общие особенности геологического строения краевых прогибов. Тектоническая история краевых прогибов легче всего раскрывается методом формационного анализа. Прежде всего для краевых прогибов характерны формации, принадлежащие к группе моласс. Это весьма большая формационная группа, обязанная своим происхождением разрушению прилежащих горных сооружений. Переотложение обломочного материала, выносимого с гор, может происходить в морских, лагунных или континентальных условиях, что уже определяет разнообразие типов моласс. Привнос обломков в краевой прогиб происходит неравномерно, а в отдельные короткие промежутки времени он может быть совсем незначительным или полностью прекратиться, и в этих случаях образуются породы иного типа (например соли). Такие породы представляют собой, по выражению Б. М. Келлера (1949), «спутников» формаций, в данном случае молассы. Это обстоятельство дополнительно влияет на разнообразие моласс. Большую роль играют, кроме того., климатические условия, в которых происходит формирование молаосовых отложений, а также ряд других факторов. В соответствии с этим, иной раз возникают соленосные молассы, таящие в себе крупные запасы каменной и калийных солей (Прикарпатье). В других случаях появляются угленосные молассы, со значительными месторождениями бурых и каменных углей (северное Приуралье). Литологические особенности моласс, выражающиеся в сочетании пород, чрезвычайно благоприятном для скопления нефти и газа, являются одним из основных факторов, определяющих распространение крупнейших нефтяных и газовых месторождений в краевых прогибах. Помимо моласс, в краевых прогибах развиты формации, не имеющие непосредственной связи с разрушением прилежащих складчатых образований. Они также могли образовываться в различных палеогеографических и палеоклиматических условиях. По составу такие формации могут быть терригенными, карбонатными или галогенными. К числу первых относится, например, угленосная формация Приверхоянья; Ко вторым принадлежит шлировая формация Предальпийского прогиба, или сходная с ней мергелистая формация (стебникская свита) Предкарпатья, или, наконец, формация барьерных рифов в Приуралье; К третьему типу относится, например, соленосная формация среднего и южного Приуралья. Для ряда случаев по смене флишевой формации молассой следует устанавливать начальную эпоху развития краевых прогибов. Флиш образуется в конечную стадию осадконакопления в геосинклинальных условиях и не распространен в краевых прогибах. Ось краевых прогибов часто не сохраняет постоянного положения на всем протяжении их развития. В связи с тектоническими движениями в складчатой области ось прогиба (линия максимальных мощностей) в отдельные эпохи нередко смещается в сторону платформы, причем происходит это резко, как бы скачкообразно. Это явление нередко описывается в литературе как «миграция краевого прогиба на платформу». Такое смещение оси краевого прогиба вносит усложнения в его структуру. Складчатые зоны могут относительно спокойно погружаться под осадки краевого прогиба. Такое погружение имеет вид системы крутых флексур. В частности, это наблюдается в Западном Приуралье или на Северном Кавказе. В других случаях горно-складчатые области контактируют с краевыми прогибами по системе крутых взбросов, как это имеет место в Приверхоянье. Наконец, известны многие случаи, когда складчатая зона полого надвинута на формации прилежащего краевого прогиба. Амплитуда такого надвига (системы надвигов) в Восточных Карпатах, например, достигает местами 15 км. В таких районах в полосе сочленения прогиба й складчатых зон кроме аллохтона и автохтона, выделяется часто параавтохтон— структуры с относительно небольшим перемещением масс, заключенные между автохтоном и аллохтоном. Со стороны платформы краевые прогибы ограничиваются менее четко. Однако при детальном геологическом картировании здесь часто обнаруживаются линии флексур (одна-две). Флексуры эти развиваются в определенные этапы истории прогиба, контролируя мощности и состав отложений. По мере движения к оси прогиба амплитуда флексур увеличивается. Образование их связано с движениями фундамента по разломам. Внутреннее строение краевых прогибов неоднородно. Во многих из них (но не в каждом) прослеживаются две продольные зоны: внешняя (приплатформенная) и внутренняя (прилежащая к складчатой зоне). Они отличаются друг от друга характером геологического разреза, мощностями и особенностями тектонических нарушений. Граница между этими зонами нерезкая и намечается до известной степени условно. Иногда такая граница маскируется наложившимися тектоническими нарушениями. Так, например, в Предкарпатском краевом прогибе она скрыта под пологим надвигом древних формаций внутренней зоны прогиба на более молодые формации. Внутри краевых прогибов нужно выделять местные поднятия и впадины (прогибы, мульды), которые представляют структуры второго порядка. Местные впадины и поднятия появляются в результате дифференцированных движений отдельных участков основания прогиба. Среди поднятий в краевых прогибах часто наблюдаются выступы их основания: Каратауский — в Предуральском прогибе, Хараулахский — в Приверхоянском, Покутский — в Предкарпатском и др. Выступы основания,как видно из упомянутых примеров, имеют значительные размеры и характеризуются складчатой или глыбово-складчатой структурой. Сложены такие выступы либо формациями краевых частей геосинклинальных -систем, либо платформенными формациями. От местных впадин и поднятий, развивающихся одновременно с образованием отдельных частей геологического разреза краевого прогиба, нужно отличать структуру верхнего этажа, возникшую после формирования прогиба, как такового. Это могут быть сравнительно небольшие и крупные формы различного типа и происхождения. Одни из них представляют собой мульдообразные впадины, накладывающиеся на различные зоны прогиба, но наследующие его простирание,—например впадины, выполненные третичными отложениями, в Приверхоянском краевом прогибе. В других случаях возникают наложенные впадины, ограниченные разломами. В Приуралье широким распространением пользуются впадины оседания (Хоментовский, 1954), возникшие над соляными структурами, в которых залегают олигоценовые угленосные отложения. Наконец, и это наиболее распространенный случай, верхний структурный этаж образован более или менее мощным чехлом относительно молодых образований, где породы залегают спокойно, скрывая под собой структуру краевого прогиба. Особенности строения и формации такого чехла не отвечают общему плану тектоники прогибов, так что по ним нельзя наметить границ прогибов. В качестве примера можно привести мезозой Прикаспия или Печорской низменности. Для складчатых форм характерны линейные складки и брахиантиклинали. Линейные складки распространены во внутренней зоне краевых прогибов, причем интенсивность такой складчатости возрастает по мере приближения к складчатой области. Морфологически линейные антиклинали разделяются на изоклинальные, гребневидные, коробчатые и валообразные. Среди них могут быть прямые, наклонные и опрокинутые формы. Наиболее характерны антиклинали с крутыми крыльями, обращенными к платформе. Брахиантиклинали лежат в полосе перехода от внутренней зоны к внешней. Кроме того, к этому же типу относятся отдельные пологие вздутия, лежащие на общей моноклинали внешнего крыла прогиба. Размеры брахиантиклиналей иногда достигают десятков километров. Морфологически среди них выделяются коробчатые и куполовидные формы. Для тех краевых прогибов, где развиты соленосные толщи, характерны формы соляной тектоники. Сюда относятся: а) крупные неправильных очертаний вздутия соленосных пород, осложненные диапирами; они представляют собой своеобразные узлы, стягивающие нескольколинейных гребневидных соляных структур; б) криптодиапировые структуры: пологие антиклинальные поднятия и вздутия неправильной формы; в) соляные купола с диапировыми ядрами. Все упомянутые формы соляных структур хорошо изучены в Предуральском краевом прогибе. Среди разрывных нарушений в краевых прогибах описаны структуры разных типов. Наиболее характерны продольные и поперечные сбросы и взбросы. По таким системам разломов ограничиваются нередко выступы основания краевых прогибов, как выходящие на поверхность, так и погребенные, представляющие по существу простые или сложные горстантиклинальные поднятия. Амплитуда разломов в формациях краевых прогибов достигает десятков, сотен и более 1000 м, находясь в зависимости от тектонического положения соответствующей зоны. Продольные разломы могут достигать большой протяженности. В отдельных альпийских краевых прогибах прослеживаются крупные надвиги. Так, например, в Предкарпатье внешняя зона краевого прогиба» срезана пологим надвигом внутренней зоны, имеющим большую протяженность и амплитуду в несколько километров. Строение основания краевых прогибов неоднородное. Нередко их внутренняя часть лежит на дислоцированных породах прилежащей складчатой зоны. Внешняя зона прогибов имеет в основании платформенную структуру. Этим объясняются существенные различия в геологическом строении этих зон, отмечавшиеся выше. Как в складчатом основании, так и в платформенном, отличающихся по своей мобильности, существуют выступы и впадины, обычно ограниченные разломами. В пределах внешней зоны следствием такой сети разломов является образование мозаичной структуры ее основания, подчеркиваемой мощностями и фациями отложений, выполняющих краевой прогиб. Довольно типично наложение краевых прогибов на крупные узкие антиклинальные гряды относительно древних складчатых пород или цепочки глубоко эродированных горстовых выступов, прижатые к краю платформы. Такие поднятия существуют длительно, давая обломочный материал для нижних формаций краевых прогибов. А. А. Богданов (1955) указал на то, что в общем случае краевые прогибы начинают образовываться на складчатом основании. Впоследствии благодаря воздыманию складчатой области, в прогибание вовлекаются окраинные части платформы. Следовательно, геологический разрез в своей нижней части будет более полным во внутренней зоне, а в отношении верхних членов —во внешней. Однако существуют краевые прогибы, где линия наибольших мощностей хотя и смещалась во времени в сторону платформы, но сохранилось постоянство положения их внешней границы. Н. С. Шатский (1947) отмечал, что флексурообразный уступ по краю Уфимской глыбы, отделяющий Предуральский краевой прогиб от платформы, сохранял свое поломнение в течение длительного времени — от конца каменноугольного периода до триаса. Такая же особенность наблюдается и в Приверхоянском краевом прогибе для верхнеюрского — нижнемелового времени. Н. С. Шатский выдвинул идею, что в общем случае условием образования краевых прогибов является низкое тектоническое положение фундамента платформы вдоль границы со складчатой зоной. Если древний фундамент поднят высоко, краевой прогиб не образуется. Поперечные краевые структуры Поперечные краевые структуры, как и продольные краевые прогибы, располагаются в зоне сочленения платформенных и геосинклинальных областей. Однако они имеют иную ориентировку — поперечную относительно очертаний внешнего края платформы, и в этом смысле поперечные краевые структуры должны противопоставляться продольным краевым прогибам. Отличаются они, естественно, по особенностям их тектонического строения и по условиям образования. Поперечные краевые структуры располагаются в теле платформы, находясь в строгой зависимости от очертаний ее краев. Н. С. Шатским выяснено, что ограничения платформы отнюдь не представляют собой плавных спокойных контуров, а состоят из отрезков более или менее прямых, резких линий, расположенных под различными углами относительно друг друга. В связи с этим по краям платформ местами существуют отчетливо выраженные углы, иногда тупые, иногда острые. Вершины этих углов направлены либо от платформы, либо обращены в глубь платформы. Первые называются внешними углами, вторые— внутренними или входящими. Поперечные краевые структуры образуются во внутренних углах платформ. «Механизм возникновения всех этих структур связан с теми растягивающими усилиями, которые возникают на платформе в вершине ее внутреннего угла под сильным воздействием колебательных и, может быть, складкообразовательных движений, направленных нормально к сторонам этого внутреннего угла, от геосинклинальной складчатой зоны к ее платформе». Наиболее значительное развитие такие структуры имеют у края платформы, постепенно затухая в ее внутренних частях.: Поперечные краевые тектонические структуры как по величине, так и по геологическому строению достаточно разнообразны. Наряду с небольшими и простыми формами существуют крупные и сложные поперечные тектонические системы. Различают следующие типы поперечных структур: краевые поперечные флексуры, краевые поперечные грабены, краевые поперечные синеклизы, краевые поперечные системы. Внутренние углы платформ и соответствующие им поперечные краевые структуры описаны на Русской, Сибирской и Северо-Американской платформах. На Русской платформе мы находим примеры простых поперечных краевых тектонических форм — флексуры и грабена. Флексурой такого типа расположенную в Приполярной части Урала. Здесь, как и во многих других случаях, наблюдается совпадение простираний поперечной структуры с направлением отдельных элементов геосинклинальной полосы. Это связано с тем, что поперечные краевые структуры обязаны своим происхождением крупным разломам, которые, однако, часто на поверхности не проявляются. Эти разломы лежат на простирании складчатых зон или их отдельных элементов. Краевым поперечным грабеном считается грабен Осло. Он примыкает к вершине внутреннего угла, вдающегося в Балтийский щит. Его длина свыше 250 км, ширина несколько десятков километров. Породы, интенсивно дислоцированы на севере, где они примыкают к норвежским каледонидам, и слабо на юге. Примеры краевой поперечной синеклизы можно видеть на Северо-Американской платформе. В частности, к этому типу относится Делаварский бассейн. Он располагается в южной части Северо-Американской платформы, на ее восточном крае, прилежащем к палеозойской складчатой зоне. Бассейн выполнен мощными пермскими толщами, перекрытыми отложениями мезозоя. Длина его 250 км, ширина на севере до 150 км, а на юге 25—30 км. Делаварский бассейн является частью западного крыла более крупной платформенной структуры — синеклизы Мидленд. По своей тектонической природе бассейн представляет форму, ограниченную по бортам двумя флексурами с опущенным участком между ними. На Сибирской платформе такого типа структурой является Вилюйская синеклиза. Она выполнена мощнейшей толщей угленосного мезозоя (более 3 км) и располагается против западного изгиба Верхоянской антиклинальной зоны. Обе эти синеклизы тесно связаны в своем развитии с прилежащими к ним со стороны складчатых областей продольными краевыми прогибами. Каждая из них характеризуется формациями, близкими к формациям краевых прогибов, а также очень большими мощностями отложений. Структурно эти образования сливаются друг с другом. Это позволяет называть такие синеклизы поперечными краевыми прогибами, противополагая их продольным прогибам. К этому же типу структур принадлежит и Донбасс. Наконец, существуют наиболее крупные и сложные структуры, названные краевыми поперечными системами. Они могут состоять из системы значительных поднятий и прогибов, включая краевые поперечные прогибы. Классическим примером этих структур является система Вичита, располагающаясянавостокеСеверо-Американской платформы. «Системой Вичита,— пишет Н. С. Шатский (19462), — называется сложный комплекс платформенных тектонических структур, вытянутый широкой полосой в западно-северо-западном направлении от гор Уачита в штате Оклахома до поднятия Амарильо в северо-западном углу штата Техас. В состав этой системы входят синклинальный бассейн Анадарко поднятия Амарильо и гор Вичита и вытянутое в широтном направлении поднятие Ред-Ривер; на востоке система заканчивается бассейном Ардмор и поднятием Арбекл; последние две структуры непосредственно примыкают к складчатому геосинклинальному поясу Уачита, погружаясь под него. Вся система имеет около 200 км в ширину и свыше 650 км в длину и является, таким образом, весьма крупным поясом нарушений, осложняющих юго-западный угол Северо-Американской платформы». Герцинская складчатая полоса Уачита вдается резким входящим углом в Северо-Американскую платформу. В вершине этого угла располагается краевая поперечная система Вичита. В этой системе развиты характерные формации. В древнем палеозое преобладают мощные известняки и доломиты; нижний карбон представлен известняками с прослоями аргиллитов и кремнистых пород (700 м); в верхнем карбоне появляются образования типа моласс. Основные структуры системы Вичита располагаются линейно, ориентируясь в трех главных направлениях. Часть структур широтного простирания лежит на продолжении складчатости Уачита; другие структуры ориентированы по< 14 биссектрисе внутреннего угла платформы, наконец, структуры на северовостоке системы (Оклахома) параллельны западному краю южной ветви складчатой полосы Уачита. Такая весьма характерная ориентировка структур связана с воздействием на платформу складкообразовательных движений из прилежащей области герцинид. В целом, в своем развитии поперечная система Вичита тесно связана с Арканзасским краевым прогибом, располагающимся на восток от нее. Н. С. Шатский (19462) полагает, что другим примером поперечных краевых структур является система Большого Донбасса. В крупных поперечных структурах такие разломы, вероятно, имеют очень глубокое заложение, проникая в земную кору на глубину многих километров. Наиболее крупные и сложные поперечные краевые структуры развиты на плитах, а не на щитах. Это позволяет связывать образование таких структур с глубиной залегания фундамента платформы. Поперечные краевые прогибы и системы образуются в условиях глубокого залегания древнего фундамента. Этим объясняется пространственная связь поперечных и продольных прогибов, которые обычно, но не всегда, тоже связаны с опущенными участками фундамента, а также сходные черты в составе слагающих их формаций. Однако в условиях поперечных прогибов, значительно глубже вдающихся в платформу, изменения фаций отложений и условий их залегания происходят более постепенно, чем в краевых продольных прогибах. |