Алчанский бассейн
Алчанский бассейн расположен в Северо-Западном Приморье. Он имеет в плане форму вытянутого в северо-восточном направлении треугольника и выполнен меловыми (преимущественно нижнемеловыми) терригенными и вулканогенными образованиями. Площадь бассейна составляет около 6300 км2.
Алчанский бассейн располагается на клиновидном окончании Ханкайского супертеррейна (Голозубов, Ханчук, 1995) докембрийского–раннепалеозойского возраста, участками перекрытого чехлом преимущественно терригенных отложений верхней перми, триаса и юры.
Происхождение Алчанского бассейна связывалось с процессами активизации краевой части Ханкайского массива, связанной с геосинклинальным развитием прилегающих мезозойских структур (Геология СССР…, 1969). Ныне эта проблема решается с учетом важной роли сдвиговых и надвиговых перемещений вдоль ограничивающих бассейн Алчанского и Арсеньевского разломов в процессах как формирования бассейновой впадины, так и ее заполнения (Голозубов и др., 2002).
Стратиграфия и фации
Алчанский бассейн представлен ассикаевской и алчанской свитами, а также столбовской толщей мелового возраста (рис. 6.28, 6.29). Ассикаевская свита обнажена преимущественно в центральной части Алчанского бассейна на участках обрамления Силаньшаньской горст-антиклинали, главным образом на левобережье р. Бикин. Небольшие выходы свиты установлены также в тектонических блоках правобережья р. Бикин, прилегающих к Арсеньевскому и Алчанскому разломам. Свита разделена на три подсвиты, согласно перекрывающие друг друга.
Рис. 6.28. Геологическая карта центральной и южной частей Алчанского бассейна.
1, 2 – комплексы домелового фундамента: 1 – докембрийские и нижнекембрийские осадочные, метаморфические и изверженные породы Ханкайско-Буреинского супертеррейна, перекрытые чехлом преимущественно терригенных пород верхней перми, триаса и юры, 2 – юрские аккреционные комплексы Самаркинского террейна; 3 – терригенные породы ассикаевской свиты (апт–нижний альб); 4–6 – вулканогенные породы алчанской свиты (средний и верхний альб): 4 – туфы, игнимбриты и лавы преимущественно дацитов, риодацитов, реже риолитов с прослоями туффитов (нижняя подсвита), 5, 6 – вулканогенные породы верхней подсвиты (5 – туфы дацитов и риодацитов, туффиты, 6 – туфы и лавы андезитов); 7 – алчанские вулканиты субвулканической, экструзивной и жерловой фаций; 8 – пестроцветные образования столбовской толщи (сеноман); 9 – третичные депрессии; 10 – верхнемеловые вулканиты; 11 – левые сдвиги; 12 – взбросы и надвиги.
В левом верхнем углу показана схема расположения главных структур Алчанского бассейна: Гб – Губеровский грабен, Сш – Силаньшаньский горст, ЗС – Змеино-Столбовской грабен; разломы: Ал – Алчанский, Кд – Кедрач, Сш – Силаньшаньский, Ар – Арсеньевский
Нижнеассикаевская подсвита (до 780 м) сложена преимущественно песчаниками, иногда разделенными равномерным чередованием песчаников и алевролитов, среди которых, в свою очередь, есть прослои неслоистых алевролитов. Базальный горизонт мощностью обычно до 20 м, в отдельных разрезах – до 100 м, представлен конгломератами и гравелитами, перекрывающими с размывом и угловым несогласием домеловые образования, в том числе пермские или триасовые – чехла Ханкайского супертеррейна. Песчаникам и алевролитам подсвиты свойственна постоянная примесь растительного детрита и вулканического пепла, а в отдельных разрезах установлены прослои туфов риолитов, углистых аргиллитов и аргиллитов, линзы и маломощные прослои каменных углей. В алевролитах, часто завершающих переслаивание песчаников и алевролитов, встречаются остатки прибрежно-морских двустворок и аммонитов. По ним подсвита датируется апт–альбом, а по флоре – аптом (Г.Л. Амельченко и др., 2000 г.; Маркевич и др., 2000). Нижнеассикаевская подсвита накопилась в прибрежно-морских и континентальных условиях при слабом влиянии вулканизма.
Рис. 6.29. Взаимоотношения стратифицированных образований, выполняющих отдельные структуры Алчанского бассейна. Горизонтальный масштаб не выдержан.
1, 2 – комплексы домелового фундамента: 1 – юрский аккреционный комплекс Самаркинского террейна, 2 – докембрийские и раннекембрийские образования Ханкайско-Буреинского супертеррейна, перекрытые чехлом пермских, триасовых и юрских отложений; 3–10 – нижнемеловые породы бассейна: 3 – песчаники с прослоями алевролитов, 4 – алевролиты с прослоями песчаников, 5 – конгломераты и гравелиты, 6–8 – лавы, туфы и игнимбриты (6 – дацитов, 7 – риодацитов, 8 – риолитов), 9 – лавы (а) и туфы (б) андезитов; 10 – туффиты, туфовые песчаники и алевролиты; 11 – размывы и угловые несогласия; 12 – индексы: as1, as2, as3 – нижне-, средне- и верхнеассикаевская подсвиты, st1, st2 – нижне- и верхнестолбовская пачки, al1, al2 – нижняя и верхняя алчанская подсвиты
Среднеассикаевская подсвита (около 870 м) сложена преимущественно алевролитами, а песчаники составляют до 20 % ее мощности. Многочисленные находки остатков прибрежно-морских двустворок (в первую очередь ауцеллин) и аммонитов позволили датировать подсвиту ранним альбом (Амельченко и др., 2001; Маркевич и др., 2000).
Верхнеассикаевская подсвита (около 850 м) образована преимущественно песчаниками, иногда в верху разреза переходящими в ритмичное чередование песчаников и алевролитов. В центральной части бассейна во всей подсвите собраны остатки прибрежно-морской фауны. Ближе к восточному краю бассейна остатки морских моллюсков найдены только в нижней части подсвиты вместе с растительными остатками. Выше здесь встречаются только остатки растительности, а среди песчаников появляются пласты зольных углей, а также прослои мелкообломочных пепловых туфов дацитов. В песчаниках верхней части разреза повсеместна вулканическая примесь. В процессе накопления подсвиты береговая линия моря, таким образом, располагалась в пределах бассейна. Прибрежно-морские отложения центральной, наиболее погруженной, части фациально замещаются континентальными образованиями юго-восточной краевой части бассейна. Флористические и фаунистические комплексы подсвиты характерны для среднего альба (Амельченко и др., 2001; Маркевич и др., 2000).
Возрастные аналоги ассикаевской свиты известны севернее Алчанского бассейна в серии мелких бассейнов на северо-восточном продолжении Алчанского разлома и вблизи параллельных ему разломов системы Тан-Лу. Свита известна, в частности, на левобережье верховий р. Матай (Анойкин, 1985), на водоразделе рек Подхоренок, Первая Седьмая и Вторая Седьмая, в верховьях этих рек (Анойкин, 1984; Козлов, 1972) и в глубоких скважинах Средне-Амурского бассейна (Кириллова и др., 1996). Она представлена преимущественно прибрежно-морскими фациями и на уровнях, соответствующих средне- и верхнеассикаевской подсвитам, содержит остатки ауцеллин, аммонитов и других моллюсков.
Алчанская преимущественно вулканогенная свита заполняет большую часть одноименного бассейна. Вулканиты образуют жерловые, экструзивные и субвулканические тела, туфовые и игнимбритовые потоки склонов вулканов, а также дистальные тефроиды, туфы, туффиты, туфопесчаники и алевролиты.
В бассейне выделяются два линейных вулканических грабена, приуроченных к разломам, ограничивающим бассейн (см. рис. 6.28, 6.29). Более крупный Змеино-Столбовской грабен примыкает с запада-северо-запада к зоне Арсеньевского разлома. Он имеет близкую к ромбической форму и север-северо-восточное простирание, протягиваясь на расстояние около 130 км при наибольшей ширине (35 км) в средней части, на правобережье р. Бикин. Западной границей этого грабена является Силаньшаньский разлом. Губеровский вулканический грабен имеет форму треугольника при ширине до 35 км. Выделяется не менее двух циклов алчанского вулканизма, разделенных периодом накопления терригенных пород. Соответственно, среди стратифицированных образований выделяется две подсвиты.
Нижнеалчанская подсвита образована преимущественно дацитами, меньше – риодацитами и риолитами. В Змеино-Столбовском грабене она согласно перекрывает верхнеассикаевскую. Это установлено у подножья горы Точильная, где поток дацитовых игнимбритов подошвы нижнеалчанской подсвиты перекрывает песчаники кровли верхнеассикаевской подсвиты. Вдоль контакта витрокристаллокластический материал проникает в трещины подстилающих песчаников, и игнимбриты имеют бурую зону закалки. Контакт свидетельствует о соприкосновении горячего игнимбрита с обводненным осадком.
Согласные взаимоотношения верхнеассикаевской и нижнеалчанской подсвит установлены также севернее, в бассейнах правых притоков р. Бикин – рек Столбовая, Медвежья, Тучная и Поляниха. На правобережье р. Тучная установлен базальный слой туфогравелитов мощностью до 15 м. В целом разрезы Змеино-Столбовского грабена сложены, кроме игнимбритов, брекчиевидными дацитами, туфами дацитов и риодацитов, среди которых нередки прослои вулканогенно-осадочных пород с растительными остатками. На отдельных участках подсвита сложена преимущественно туфами риолитов, содержащих горизонты брекчиевидных лав риодацитов. Мощность подсвиты от 260 до 880 м.
Западнее, в Силаньшаньском горсте, подсвита перекрывает с размывом и угловым несогласием среднеассикаевскую подсвиту, что установлено у пос. Верхний Перевал. В основании подсвиты установлен невыдержанный по простиранию флороносный горизонт конгломератов, песчаников, алевролитов и углистых аргиллитов мощностью до 14,5 м. Он перекрыт дацитовыми игнимбритами мощностью 370 м, которые составляют главную часть подсвиты.
В западной и юго-западной частях бассейна, в Губеровском грабене нижнеалчанская подсвита почти повсеместно перекрывает породы домелового фундамента. Нижняя ее часть мощностью 135–490 м образована здесь переслаиванием туфопесчаников, туфоалевролитов, туффитов и туфов дацитов. Выше залегают туфы и лавобрекчии дацитов с прослоями туффитов общей мощностью 200–700 м. В подошве подсвиты юго-западной части бассейна установлены конгломераты мощностью до 5 м, состоящие из продуктов перемыва протерозойских кристаллических сланцев.
Верхнеалчанская подсвита представлена тремя типами разреза, объединяющая особенность которых – наличие в ее подошве туффитов, свидетельствующих о перерыве между двумя вспышками вулканизма. В Змеино-Столбовском грабене подсвита состоит из различно чередующихся вулканогенно-осадочных пород и туфов дацитов общей мощностью 200–800 м. В кровле подсвиты постоянно наблюдаются алевролиты (до 90 м).
Западнее, в Силаньшаньском горсте, выше вулканогенно-осадочных пород залегают туфы, лавобрекчии и лавы андезитов мощностью до 160 м. Выше них отмечены туфы и игнимбриты дацитов, иногда чередующихся с туффитами, мощность которых до 720 м.
В Губеровском грабене выше горизонта вулканогенно-осадочных пород повсеместно залегают чередующиеся лавы и туфы андезитов различный зернистости. Мощности их варьируют от 5–10 до 80–110 м. В средних частях некоторых разрезов установлены вулканогенно-осадочные породы (до 130 м) с растительными остатками. В верхней части подсвиты иногда отмечаются также туфы дацитов мощностью 5–20 м. Общая мощность подсвиты 600–900 м.
Алчанская свита, судя по многочисленным местонахождениям ископаемой флоры, накопилась в континентальных условиях. Прибрежно-морская фауна в этой свите установлена лишь на северо-восточном окончании бассейна на левобережье верховий р. Матай, где в туффитах и туфоалевролитах обнаружены остатки аммонитов и двустворок (Маркевич и др., 2000). Флористические и фаунистические комплексы позволяют датировать свиту второй половиной среднего и поздним альбом (Амельченко и др., 2001; Волынец, 1997; Маркевич и др., 2000).
Столбовская толща выполняет две наиболее глубокие депрессии Змеино-Столбовского и Губеровского грабенов и представлена пестроцветными терригенными породами. В Змеино-Столбовском грабене восток-юго-восточной границей распространения толщи является один из разрывов зоны Арсеньевского разлома. На протяжении 50 км, вплоть до правобережья р. Бикин, ширина депрессии не превышает 10 км, а севернее она расширяется до 25–30 км и в плане приобретает ромбовидную форму. Толща характеризуется резкой изменчивостью состава пород и их мощностей как вдоль бассейна, так и поперек его. В целом она представляет собой крупный ритм, в нижней части которого развиты конгломераты, гравелиты и песчаники, а в верхней – преимущественно алевролиты и туфоалевролиты. На краях депрессии горизонты гравелитов и конгломератов наиболее мощные, а к ее осевой части многие из них выклиниваются и значительно возрастает доля тонкообломочных пород. Состав галек базальных конгломератов свидетельствует, что на первых порах вулканогенная питающая провинция располагалась за пределами бассейна (доля внутрибассейновых вулканитов не превышает 12 %). Выше по разрезу обломочная часть пород представлена преимущественно вулканитами. Мощность столбовской толщи на юге депрессии не более 270 м, а в северной, расширенной, ее части она увеличивается до 900 м и более.
В Губеровском грабене толща имеет сходное строение. В бортовых частях депрессии доминируют грубообломочные и песчаниковые (премущественно вулканомиктовые) породы, в то время как в осевой начинают преобладать красноцветные алевролиты. Мощность толщи здесь около 450 м.
Сеноманский возраст столбовской толщи установлен в обеих депрессиях по спорово-пыльцевым комплексам, а также растительным остаткам и остаткам пресноводных ракообразных – конхострак (Амельченко и др., 2001; Маркевич, 1995).
Имеющиеся данные свидетельствуют о том, что столбовская толща представлена аллювиальными и озерными фациями и формировалась в семиаридных условиях при слабом влиянии вулканизма.
Дислокации
Описанные выше меловые отложения смяты в брахиформные складки северо-восточного простирания с углами падения крыльев 15–30°, а иногда, в зонах влияния разломов, до 60°. В приосевых частях вулканических грабенов слои нередко залегают почти горизонтально.
Зона Алчанского (Мишань-Фушунского) разлома представляет собой серию разрывов северо-восточного простирания, образующих полосу шириной до 15 км. На исследованной территории зона почти не обнажена и поэтому слабо изучена. Она выражена отрицательными линейными аномалиями гравитационного поля, интерпретация которых в комплексе с результатами сейсморазведки свидетельствует о крутом (70–80°) падении сместителей на северо-запад (Амельченко, Павлюткин, 2004). Исключение составляет Култухинский надвиг – крайний северо-западный разрыв зоны, прослеженный вдоль границы Ханкайского супертеррейна и Самаркинского террейна.
Култухинский надвиг лучше всего изучен на правобережье р. Алчан возле устья р. Улитка. Ширина его зоны – 2–3 км. Здесь наблюдалась серия падающих на северо-запад под углами 10–40° тектонических чешуй, мощности которых от нескольких десятков до первых сотен метров. В пакете пластин юрская олистостромовая толща надвинута на триасовые кремни, кремней – на алевролиты ассикаевской и алчанской свит, а алчанские вулканиты – на субвулканические тела габбро и т. д. Наклонные микроскладки волочения в зоне надвига свидетельствуют о перемещении материала с северо-запада на юго-восток. Моделирование по данным гравиразведки показывает общее падение границ террейнов на северо-запад под углами 40–50° при их выполаживании с глубиной (Амельченко, Павлюткин, 2004).
Зона разлома Кедрач севернее пос. Верхний Перевал ответвляется от зоны Алчанского разлома и южнее р. Бикин приобретает почти меридиональное простирание; прослежена до р. Маревка. Зона шириной до 2–2,5 км состоит из серии сместителей, сопровождающихся интенсивным дроблением и истиранием, между которыми вулканиты алчанской свиты нередко превращены в каолинит-гидрослюдистые метасоматиты. Падения сместителей у пос. Верхний Перевал 70–80° на северо-запад. Минимальная амплитуда левосторонних перемещений вдоль зоны этого разлома около 1 км. Кроме того, по данным гравиметрического моделирования, располагающийся западнее Губеровский грабен опущен по этому разлому на глубину 500–600 м (Амельченко, Павлюткин, 2004). В его зону внедрены субвулканические и экструзивные тела риолитов, дацитов и андезитов, трассирующие центры извержений. Силлы субвулканических диоритов и габбро-диоритов распространены несколько восточнее, среди пород ассикаевской свиты.
Зона Силаньшаньского сбросо-сдвига имеет север-северо-восточное (15–25°) простирание. Общая ширина зоны 2–5 км, и она состоит из параллельных или сопряженных под острыми углами разрывов, выраженных полосами шириной 50–300 м рассланцованных, милонитизированных и брекчированных пород, по которым развиваются линейные полосы кварц-серицитовых и каолин-гидрослюдистых метасоматитов. Сместители имеют крутые (70–80°) падения на восток-юго-восток, реже – на запад-северо-запад. Штриховки на их плоскостях свидетельствуют о левосторонних сдвиговых перемещениях. Кроме того, установлена и вертикальная компонента перемещений, составляющая 1,5–2 км. В гравитационном поле разлом выражен ступенью с градиентом 8–10 мГл/км – восточной границей положительной аномалии над Силаньшаньским горстом (Амельченко, Павлюткин, 2004).
Зона Арсеньевского разлома имеет в целом северо-восточное (30–40°) простирание и ярко выраженную надвиговую природу. Южнее простирание разлома меняется на север-северо-восточное (25–30°), и вдоль него установлены только левосдвиговые перемещения (Голозубов, Мельников, 1986). В гравитационном поле разлом подчеркивается гравитационной ступенью на юго-восточной границе отрицательной аномалии над Змеино-Столбовским грабеном (Амельченко, Павлюткин, 2004).
На правобережье р. Бикин у с. Олон зона шириной около 7 км состоит из серии полого падающих (15–45°) на юго-восток тектонических пластин, мощности которых от нескольких десятков до нескольких сотен метров. Пластины, сложенные породами Самаркинского террейна (палеозойскими офиолитами, в том числе – полосами серпентинитового меланжа, верхнепалеозойскими и нижнемезозойскими кремнями и др.), надвинуты на чехол Ханкайского супертеррейна – пермские и верхнетриасовые вулканогенные и терригенные породы; те, в свою очередь, – на ассикаевскую и алчанскую свиты, а алчанская свита – на столбовскую толщу. Ориентировка наклонных и опрокинутых микроскладок в зонах надвигов свидетельствует о перемещении материала с юго-востока на северо-запад.
Вулканиты алчанской свиты Змеино-Столбовского грабена, непосредственно прилегающие к зоне Арсеньевского разлома, представлены обычно фациями склонов вулканических построек, здесь особенно многочисленны субвулканические и экструзивные тела умеренно кислого и кислого состава. Можно полагать, таким образом, что перемещения по этому разлому контролировали размещение центров вулканизма.
Зона Маревского взбросо-сдвига ограничивает с юга Алчанский бассейн и состоит из серии разрывов широтного или восток-северо-восточного простирания, распространенных вдоль долины р. Маревка в полосе шириной 10–15 км. Разрывы сопровождаются полосами катаклазитов и милонитов, мощности которых от нескольких десятков до нескольких сотен метров. В нескольких местах разрывы падают на юг и юг-юго-восток под углами 30–75°. По этим разрывам различные комплексы Ханкайского супертеррейна перекрывают друг друга, и все они надвинуты на Алчанский бассейн. Восточное окончание зоны перекрыто тектоническими пластинами зоны Арсеньевского разлома. В гравитационном поле разлом хорошо распознается гравитационными ступенями, а вдоль него проходит северная граница положительных аномалий, характеризующих выходы докембрийских комплексов (Амельченко, Павлюткин, 2004).
Динамика формирования
Данных о распространении и фациальных особенностях разрезов ассикаевской свиты явно недостаточно для реконструкции конфигурации бассейна в апт-раннеальбское (ассикаевское) время. Лишь для верхнеассикаевской подсвиты установлено, что в восточной части бассейна преобладают континентальные отложения, западнее которых, в приосевой его части, развиты прибрежно-морские отложения. Это может служить косвенным свидетельством синседиментационной активности Арсеньевского разлома, по-видимому, контролировавшего юго-восточную границу бассейна. Остается неопределенным положение северо-западной границы бассейна, поскольку морские отложения его приосевой части ограничены с запада зоной разлома Кедрач, а западнее ассикаевской свиты почти нет, и алчанская свита почти везде перекрывает домеловой фундамент. Вероятно, отложения западного края бассейна этого времени к началу формирования вулканитов алчанской свиты были почти полностью размыты.
Распространение ассикаевской свиты на сочленении региональных сдвиговых зон позволяет предположить, что формирование бассейновой впадины могло быть тесно связано с перемещениями вдоль этих разломов. В рамках стандартных моделей, разработанных для объяснения формирования структур растяжения на участках разветвлений сдвигов (рис. 6.30), каковыми, в частности, являются нефтеносные бассейны Калифорнии (Christie-Blick, Biddle, 1985), по-видимому, Северного Сахалина и др., образование впадины Алчанского бассейна можно связывать с доминированием левосторонних перемещений вдоль Алчанского (Мишань-Фушунского) разлома (рис. 6.30, А). Роль горизонтальных перемещений вдоль Арсеньевского разлома была при этом минимальной или они вообще не происходили. По-видимому, с левосторонними перемещениями связано искривление северного окончания Арсеньевского и серии параллельных ему разломов вблизи Алчанского разлома (рис. 6.30, Б). Эти разломы имеют здесь близмеридиональное, а местами – север-северо-западное простирание, в то время как южнее простирание их устойчиво северо-восточное. В соответствии с предлагаемой моделью вдоль северного окончания Арсеньевского разлома доминировали сбросовые перемещения. Вдоль Алчанского разлома при этом весьма вероятна была и вертикальная, надвиговая компонента перемещений, т. е. надвиги, выявленные в зоне Култухинского разлома, скорее всего, заложились и были активными с самого начала существования Алчанского бассейна.
Рис. 6.30. Схема формирования впадины Алчанского бассейна (пояснения см. в тексте).
На врезке в левом верхнем углу показан предлагаемый вариант стандартной модели формирования бассейна на участке разветвления сдвигов. Точечным крапом обозначены участки прогибания и заполнения бассейнов.
1 – участки прогибания и заполнения бассейна в определенный отрезок времени; 2 – ранее заполненные участки бассейна; 3 – сдвиги; 4 – взбросы и надвиги; 5 – направление регионального сжатия.
Разломы: Ал – Алчанский, Ар – Арсеньевский, ЦСА – Центральный Сихотэ-Алинский
Структуры растяжения, с которыми связано формирование бассейна, для средне-позднеальбского (алчанского) времени установлены достаточно определенно. Ими являются Змеино-Столбовской и Губеровский вулканические грабены, в которых локализованы вулканиты и вулканогенно-осадочные породы. Левосторонние сдвиги этого времени более интенсивные. Они были, по-видимому, причиной растягивающих напряжений на искривленном участке Арсеньевского разлома. Результатом явилось формирование ромбообразного Змеино-Столбовского грабена, вытянутого в север-северо-восточном направлении (рис. 6.30, Б). Погружение без каких-либо структурных перестроек было, вероятно, лишь на востоке ассикаевского бассейна, о чем свидетельствует отсутствие несогласия в подошве алчанской свиты. Западнее алчанская свита перекрывает с размывом и угловым несогласием ассикаевскую свиту либо домеловой фундамент. Можно также предполагать, что растяжение доминировало вдоль Арсеньевского и Силаньшаньского разломов, ограничивающих Змеино-Столбовской грабен, поскольку именно к ним приурочены многочисленные экструзивные и субвулканические тела.
Губеровский вулканический грабен клиновидной формы располагается на сочленении разломов Алчанского и Кедрач. Для объяснения его происхождения также приложима модель растяжения на участке разветвления сдвигов. Любопытно, что в рамках этой модели при существующих пространственных взаимоотношениях зоны сочленения разрывов (рис. 6.30, В) растяжение следует предполагать в зоне разлома Кедрач, в то время как зона Алчанского разлома попадает в область сжатия.
В рамках модели формирования бассейнов на участках разветвления сдвигов, предложенной Д. Кроуелом, а позднее значительно дополненной Н. Кристи-Бликом и К. Биддлем (Christie-Blick, Biddle, 1985) (рис. 6.30, В) наиболее погруженная часть бассейна должна располагаться на сочленении Алчанского и Арсеньевского разломов. Для алчанского времени это предположение полностью подтверждается, поскольку именно здесь, в верховьях р. Матай, среди вулканитов найдены остатки морской фауны, в то время как в остальной части бассейна алчанская свита накопилась в наземных условиях.
Губеровский грабен развивался в определенной степени автономно. Во-первых, седиментация началась здесь несколько позднее, чем в Змеино-Столбовском грабене, – разница определяется временем, необходимым для размыва ассикаевской свиты, в пределах последнего сохранившейся полностью. Во-вторых, более интенсивный вулканизм на начальных этапах становления структур алчанского времени был именно на востоке бассейна, где доминируют лавы, игнимбриты и туфы дацитов и риодацитов. Нижнеалчанская подсвита Губеровского грабена в значительной мере представлена дистальными вулканогенно-осадочными отложениями. Наибольшие различия в развитии сопоставляемых вулканических грабенов видны при сравнении разрезов верхнеалчанской подсвиты. Очень активными в это время были вулканы Губеровского грабена, где доминируют туфы и лавы андезитов. Среди вулканитов Змеино-Столбовского грабена остаются характерными туфы, вулканогенно-осадочные породы, реже лавы дацитов и риодацитов. Различия в составе вулканитов, вероятно, связаны с различной глубиной проникновения структур растяжения при активизации сдвиговых перемещений по основным разломам.
В Змеино-Столбовском грабене континентальная пестроцветная столбовская толща согласно перекрывает алчанскую свиту (в Губеровском эти взаимоотношения не изучены), и развитие впадин в раннесеноманское (столбовское) время можно объяснить продолжающимися левыми перемещениями вдоль разломов, ограничивающих эти впадины с юго-востока и северо-запада. Преобладание грубо-обломочных пород в бортовых частях и тонкообломочных – в осевых частях впадин столбовского времени и в целом значительная продольная и поперечная изменчивость фаций и мощностей, а также ромбовидная форма этих впадин – типичные особенности наиболее распространенной разновидности бассейнов синсдвигового растяжения (pull-apart basins), формирование которых, по мнению Д. Роджерса, происходило в процессе роста навстречу друг другу двух несоосных сдвигов (рис. 6.30, В). При формировании депрессии Змеино-Столбовского грабена депоцентр располагался в северной части бассейна, где его ширина достигает 30 км, а мощность столбовской толщи более 900 м.
Постседиментационные деформации сеноманского (послестолбовского) времени широко проявлены преимущественно вдоль всех ограничений Алчанского бассейна. Здесь установлены многочисленные пологие (обычно до 45°) надвиги, по которым пластины пород Ханкайского супертеррейна и Самаркинского террейна надвинуты на осадочные и вулканогенные образования Алчанского бассейна (рис. 6.30, Г).
Нетрудно заметить, что надвиги южной и юго-восточной частей бассейна в более раннее, в том числе раннемеловое, время маловероятны в рамках модели образования структур растяжения на разветвлениях активных сдвигов (рис. 6.30, В). Для этого времени следует, очевидно, предполагать переориентировку главной оси регионального сжатия от субмеридиональной к северо-западной. При этом левосторонние сдвиговые перемещения могли продолжаться только вдоль зон, близких к меридиональным (например, вдоль Центрального Сихотэ-Алинского разлома, а также вдоль частей Арсеньевского разлома южнее р. Бол. Уссурка и севернее долины р. Бикин). Вдоль северо-восточных и тем более широтных разломов, ограничивающих Алчанский бассейн, в таких условиях должны доминировать надвиги.
Формирование этих надвигов отражает, по-видимому, заключительное крупномасштабное перемещение масс в субмеридиональном направлении вдоль ограничивающих Алчанский бассейн разломов и вдоль всей системы Тан-Лу. Позднее (вплоть до конца мела) в рассматриваемой части восточной окраины Азии реконструируется обстановка активной окраины андийского типа, которая выражена Восточно-Сихотэ-Алинским вулканическим поясом (Геологическая карта…, 1986; Ханчук и др., 1995). Смена геодинамических режимов, как и переориентировка регионального сжатия, связаны, по-видимому, c изменением направления движения плиты Кула, прилегающей к Евразиатскому континенту, и возобновлением в связи с этим субдукции. В кайнозое доминировал рифтогенный режим.
--Boris 09:18, 24 мая 2016 (VLAT) В.В. Голозубов, Г.Л. Амельченко
Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"
