Складкоутворення за інверсії палеорифтового осадового басейну (на прикладі Дніпровсько-Донецького авлакогену)

Размещено на http://allbest.ru

10

Складкоутворення за інверсії палеорифтового осадового басейну (на прикладі Дніпровсько-Донецького авлакогену)

Віктор Гончар

Незалежний дослідник

Анотація

Робота присвячена дослідженню механізмів становлення різноманітних складчастих форм інверсії осадового басейну на прикладі та з урахуванням особливостей будови Дніпровсько-Донецької палеорифтової системи. З цією метою систематизовані дані про структури і літофаціальне наповнення ДДЗ-Донбасу, застосоване чисельне моделювання деформацій континентальної літосфери і чохла басейну в умовах колізійного стиснення.

Показано, що прояв основних форм складчастості - переривчастої, перехідної, повної - супроводжується характерними літофаціальними особливостями чохла; відповідно до цього сформульоване базове припущення про залежність процесу складкоутворення від літофаціального і літогенетичного факторів, що визначили властивості міцності осадової товщі, що вступає у стадію деформаційної інверсії (принцип літофаціальної механіки). У цілому моделюванням підтверджене визначальне значення умов горизонтального стиснення в становленні складчастих структур; відзначено роль осадового басейну як самодостатнього аттрактора деформацій в масштабі літосфери. Встановлено, що перехідний складчастий парагенезис Донбасу - гребнеподібна

Головна антикліналь і прилягаючі положисті структури - може бути наслідком неоднорідностей міцності особливого роду: осьової ослабленої зони в чохлі і високоміцного (компетентного) шару з осьовим мінімумом потужності; сам механізм формування парагенезису

Головної антикліналі визначається як комплексний, що включає вертикальну в'язкопластичну течію уздовж осі басейну і вигин на видаленні. Показано, що переривчасті складки (підняття) ДДЗ можуть трактуватися як результат стиску чохла з довільним сполученням ослаблених і зміцнених порід; натомість, повна складчастість Східного Донбасу і кряжа Карпінського зв'язується з вигином компетентного шару постійної потужності.

Наукова новизна. Вперше отримано модельне підтвердження механізмів формування складчастих структур первиного (основного) етапу інверсії ДДЗ і Донбасу (у тому числі Головної антикліналі), які тривалий час являли собою проблему в регіональних тектонічних дослідженнях і реконструкціях. Складкоутворення безпосередньо пов'язане з особливостями осадового наповнення западин у рамках сформульованого принципу літофаціальної механіки.

Результати моделювання і висновки з необхідною обережністю можна запропонувати як основу для пояснення походження основних типів складчастості в межах як внутрішньо-континентальних осадових басейнів, так і крайових складчастих поясів. Практичне значення. Виконане чисельне моделювання, розроблені принципи аналізу можуть бути використані в реконструкціях, кількісному дослідженні розвитку складчастих структур (підняттів) інверсованих басейнів, зокрема під час вивчення і прогнозу зв'язаних з ними покладів корисних копалин.

Ключові слова: тектонічна інверсія, палеорифтовий осадовий басейн, механізми складкоутворення, Дніпровсько-Донецький авлакоген, Головна антикліналь, літофаціальна будова, чисельне моделювання.

Вступ

У занурених областях платформ, утворених древніми рифтовими системами, формуються різноманітні інверсійні структури, стосовно причин виникнення яких цілком можна вважати загальні умови горизонтального стиснення літосфери [Лобковский и др., 2004]. Механізми формування складчастих структур, підняттів чохла залишаються багато в чому дискусійними. Ситуацію не рятує і сучасна парадигма скибово-насувного формування складчастості, у рамках якої найчастіше вертикальна регматична сітка розломів лише заміняється на розрізах покривно-насувною розломною системою.

Незалежно від того, як ставитися до зазначеної методики, не можна заперечувати того, що вона не є універсальною і до басейнових структур застосована обмежено - як окремий випадок. Більш вірогідною є ситуація, коли чохол і фундамент (літосфера) деформуються спільно і не розділені настільки драматично поверхнею детачмента.

Взагалі питання про походження складчастості (як на платформах, так і в рухомих поясах) може ефективно вивчатися на основі “безрозломних” моделей, тому що немає більш міфологізованого поняття в тектоніці, ніж “розлом”. Подібний підхід до аналізу басейнової складчастості присутній у сучасних чисельних дослідженнях [Іагозішкі, еі: аі., 2011], але процеси, як правило, відтворюються на загальнолітосферному рівні. Щоб відповідати потребам структурного басейнового аналізу, моделі повинні містити конкретні геологічні, незалежно визначені структурно-речовинні неоднорідності чохла, що сприяють локалізації деформації та складкоутворенню. Як найбільш придатний об'єкт подібного дослідження може бути використаний Дніпровсько-Донецький палеорифт (ДДЗ) і Донбас з його східним продовженням - кряжем Карпінського [Гавриш, 1974; СЬекипоу, еі аі., 1992]. Володіючи винятковою довжиною і лінійністю, він демонструє основний спектр складчастості в класифікації В. В. Белоусова [Белоусов, 1986]: платформну переривчасту в межах ДДЗ, перехідну в Донбасі, повну безперервну складчастість “геосинклінального” типу далі до сходу [Попов, 1963; Хаин, 1977; Майданович, Радзивилл, 1984; Волож и др., 1999; БатЮ:, еі: аі., 2003; Стовба, 2008]. Особливу значиму позицію в цій системі займає Донецький басейн, до інтерпретації інверсійного розвитку якого більшою мірою звернена ця стаття, що є також безпосереднім продовженням досліджень в області чисельного модельного аналізу тектонічної еволюції і геодинаміки ДДЗ і Донбасу [Гончар, 2018; Гончар, 2019].

Мета. Приймаючи за основу положення про генезис складчастих структур в обстановці загального горизонтального стиснення, ми підтримуємо погляди багатьох дослідників Донбасу [Разницын, 1973; Беличенко и др., 1999; Юдин, 2003; Паталаха и др., 2004; Бартащук, Суярко, 2020]. Тим більше, показовою є криза поглядів у відношенні механізму формування т. зв. Головної антикліналі (ГА), правильна інтерпретація якої могла б слугувати ключем до розуміння тектонічного процесу в цілому [Паталаха и др., 2004]. Маючи низку виняткових рис (домінуюче положення в структурі, значна довжина, витриманість її будови, рудоконтролююча роль тощо [Попов, 1963; Нагорний, Нагорний, 1976; БатМ, еі: аі., 2003]), ГА найбільш яскраво представляє тип гребенеподібної перехідної складчастості за класифікацією В. В. Белоусова [Белоусов, 1986]. Запропонований ряд гіпотез формування ГА: вертикальні рухи фундаменту [Ткаченко, 1976], підсув кори басейну (умови квазі- субдукції) при замиканні осадового басейну [Юдин, 2003], соляний діапіризм в умовах регіональної транстенсії [Баіпіоі, еі: аі., 2003], ламінарна течія в умовах загального горизонтального стиснення кори [Паталаха и др., 2004], гравітаційне нагнітання і підйом осадового матеріалу [Гордиенко и др., 2015]. Наскільки відомо, жодна з них не одержала поки свого експериментального підтвердження. Сучасний стан невизначеності, як видається, багато в чому є наслідком переоцінки можливостей моделі складчасто-насувної луски, що позиціонується в якості сучасної парадигми складкоутворення [Юдин, 2003]. Очевидною є нечастосованість таких уявлень у відношенні структур чохла Донбасу, які зберегли автохтонне залягання, про що говорять геофізичні дані [Стовба, 2008]. Повернення до класичних трактувань механіки складкоутворения як прояву вигину компетентного шару, а також одночасної чи накладеної течії, на основі комп'ютерного моделювання, може бути необхідною відповіддю часу. Спроба, що пропонується, через очевидну складність задачі, є скоріше протомоделюванням, покликаним вивести загальні принципи відтворення структур інверсійної басейнової тектоніки. У ній походження складчастого спектра погоджується з відповідним (передбачуваним) літофаціальним наповненням різноманітних з геотектонічної позиції сегментів западин, кореспондуючи склад порід з механічними (міцносними) властивостями розрізу.

Протяжний Дніпровсько-Донецький палеорифто- вий басейн, що зазнав неодноразової тектонічної переробки, з його продовженням за межі Східно-Європейського кратона у формі кряжа Карпінського [Хаин, 1977; Майданович, Радзивилл, 1984; Волож и др., 1999; Spiegel et al., 2004: Стовба, 2008], містить у собі всі основні типи складчастості в рамках загальної морфологічної класифікації В. В. Белоусова [Белоусов, 1986]: переривчасту, що характеризує платформні структури, повну - геосинклінальної приналежності, а між ними перехідну - у межах основної частини Донбасу і ПдС закінчення ДДЗ (рис. 1).

Рис. 1. Схема тектонічної будови півдня Східно-Европейської платформи:

Перехідний комплекс складається з осьової гребенеподібної Головної антикліналі і положистих синкліналей, що її обрамляють, а також антикліналей первісного етапу інверсії, він не включає дрібну складчастість ПнС і ПнЗ обрамлення Донбасу, що має більш пізній, накладений характер [Разницьін, 1976; Бартащук, Суярко, 2020].

Рис. 2. Сейсмогеологічні розрізи, що демонструють особливості складчастості в межах ПдС ДДЗ (А) [Перспективи освоєння..., 2013], Донбасу (Б-Г) [Юдин, 2003; Стовба, 2008] і кряжа Карпінського (Д) [Волож и др., 1999]:

Умовні позначення: косе штрихування - фундамент, г - соленосні поклади

Характерні структури описаного ряду показані на розрізах (рис. 2): складчастість ДДЗ, що відноситься до переривчастого типу (А), Головна антикліналь в області зчленування ПдС ДДЗ і ПнЗ Донбасу (Б), ГА трохи на схід у складі перехідного комплексу на профілі DOBRE (В), прояв повної складчастості Сх. Донбасу, де ГА втрачає свою домінантну ідентичність (Г), і повна вергентна складчастість кряжа Карпінського (Д).Виступи докембрійського фундаменту: УЩ Український щит; ВМ - Воронежський масив; елементи Дніпровсько-Донецької палеорифтової системи: ДДЗ - Дніпровсько-Донецька западина; ДБ - Донецький басейн; КК - кряж Карпінського; СП - Скіфська плита.

Ізолініями показана потужність фанерозойського платформеного чохла: 1-2 - простягання осей складок (1 - переривчастої; 2 - Головної антикліналі [Попов, 1963; Субботин и др., 1977; Стовба, 2008]); 3 - положення сейсмічного профілю БОБКЕ [Стовба, 2008]За рамками чіткої формальної класифікації постає непроста проблематика встановлення механізмів формування всього аналізованого спектру складчастих структур, що з максимальною гостротою виявляється в ситуації з ГА. Її відмінні риси спонукають дослідників до заперечення зовнішнього стиснення і твердження іншого механізму складкоутворення.

Так, вважали і продовжують вважати, що слабо дислоковані, положисті синкліналі не дозволяють визнати горизонтальне стиснення головною причиною виникнення ГА [Ткаченко, 1976; Гордиенко и др., 2015], як наслідок, відповідальність за її утворення покладалася на вертикальні рухи фундаменту [Ткаченко, 1976], або на адвекцію осідань унаслідок гравітаційної нестійкості [Гордиенко и др., 2015]. Однак, глибинні розрізи не дозволяють допускати якого-небудь істотного впливу рухів фундаменту (блокових чи розломних, див. рис. 2, В).

Питання про реалізацію гравітаційної нестійкості більш складне, і в цій статті не розглядається (хоча можна зазначити, що гравітаційне сгруження і стискання викладів у депоцентрі повинно було б, по ідеї, супроводжуватися одночасним видаленням і розтяганням їх по бортах западини, чого не спостерігається). Іншим дослідникам симетрична будова та відсутність вергентності ГА не дозволили погодитися з уявленнями про значне односпрямоване переміщення осадового чохла щодо фундаменту (тобто, з концепцією надвигання чохла) [Беличенко и др., 1999]; стиснення, на їхню думку, варто зв'язувати з рухами фундаменту, вираженими в системі співпадаючих з віссю складки розломів.

ГА маркує осьову лінію Донбасу, і саме в цій позиції, на думку багатьох дослідників, криються причини її формування. У роботі ^аіпїої, еї аі., 2003] серединне положення ГА відзначене як вказівка на зв'язок умов її закладення зі зоною колишньої рифтової осі, щоправда, пропоновану авторами ситуацію транстенсії (розтягання+зсув) не можна прийняти згідно з тектонофізичними даними (див. [Гончар, 2019]).

На думку В. В. Гордієнко, осьове положення антикліналі пов'язане зі спливанням, що компенсує гравітаційне ковзання викладів по схилах [Гордиенко и др., 2015]. Е. І. Паталаха першим дав осьовій позиції ГА реологічний зміст, визначивши її як маркер ослабленої витонченої “шийки” кори (наслідок рифтогенезу), що дала при стисненні максимум деформації і в чохлі, що одночасно дозволило уточнити гіпотезу формування - механізмом ламінарної течії [Паталаха й ін., 2004].

Варто зазначити також деякі дані фізичного моделювання, згідно з якими саме у центральній частині компенсованого осадового басейну внаслідок стиснення виникає масштабна антиклінальна складка [Копйапй- поузкауа, еі: аі., 2007] (але вона не має властивостей ГА як за розміром, так і за формою). складкоутворення кряж добас осадовий палеорифт

Рідше звертають увагу на той факт, що ГА має не менш однозначну поздовжню тектонічну прив'язку, практично збігаючись із границями Донецького вугільного басейну, на що побічно в контексті загальної характеристики вказували І. А. Майданович і А. Я. Радзивілл: “Донецкий бассейн в региональном плане является обширной областью перехода геосинклинальной части Доно-Днепровского прогиба в его платформенную часть, и именно это промежуточное положение Донбасса определяет его тектоническую индивидуальность...” [Майданович, Радзивилл, 1984, с. 29]. Раніше А. Я. Дубинський вказував, що паралічна формація Донецької зони може розглядатись як область виклинювання розповсюдженої на схід флішоїдної формації [Дубинский, 1982]. Цими визначеннями на авансцену тектонічного аналізу виводиться літофаціальний фактор генезису складчастості Донбасу, якому ми надаємо центрального значення: на формування перехідного комплексу структур могли впливати ті самі фактори, що визначили наявність вугленосності, тобто, літофаціальні і літогенетичні характеристики палеориф-тового басейну (рис. 3, а).

Склад осадового наповнення басейну міг (та й повинен, за ідеєю) безпосередньо визначати деформаційні (міцностні) властивості розрізу, і в першу чергу осьове положення місця концентрації деформації (місце розташування ГА), обумовлене мінімумом міцності порід. Як підтвердження цьому можна використовувати кіль кісний палеоглибинний профіль, побудований на основі досліджень історії занурення ПнС закінчення ДДЗ [Гончар, 2018] (рис. 3, Б, ІІ).

Від бортів у напрямку схилів і далі до депоцентру западини відбувається в цілому послідовне, хоча й змінне за вертикаллю, збільшення глибин накопичення викладів в син-, пострифтовому басейні. Така зміна глибин означає також послідовну зміну фацій від континентальних до прибережних, мілководно-морских і потім - склонових помірковано- і глибоководних. Практично вся внутрішня частина осадового басейну, за винятком верхнього шару, що відповідає етапу пізньокарбонової осадової компенсації, прогнозується в цій моделі як область заповнення від-носно глибоководними викладами.

Рис. 3. Дані щодо літофаціального развитку Дніпровсько-Донецького палеорифтового басейну:

А - усереднений поздовжній профіль області переходу ДДЗ-Донбас-кряж Карпінського [Майданович, Радзивилл, 1986]); 13: морські (1), прибережноморські (2) виклади, угольні пласти (3); Б - моделі глибин осадконакопичения в центральній (I) (профіль Сагайдак-Лебедин), південно-східній (II) (профіль Богатойка- Мерефа) частинах ДДЗ [Гончар, 2018]) і гіпотетичний профіль трогового басейну “геосинклінальної” зони (III); В - гіпотетична схема границь морського глибоководного трога в межах палеорифта і відповідний розподіл типів інверсійної складчастості: а - переривчастої; Ь - перехідної; с - повної. Очікувана зміна петрографічного складу відповідно до цієї трансформації глибини така: зміна порід з переважанням грубоуламкових, піщаників і вапняків у прибережних і мілководноморських фаціях породами з істотною питомою вагою або перевагою глинистої речовини в умовах відкритого моря і позначених глибин. Осьову зону пострифтового осадового басейну, що характеризуеться максимальними швидкостями осадона- копичення, апріорі можна визнавати областю зі зниженими літогенетичними змінами порід порівняно з прибортовими ділянками.

Такий літофацільний профіль спричиняє відповідний прогноз міцності порід потрифтового осадового басейну, що вступає в процес тектонічної (тобто деформаційної) інверсії. Прибережні бортові зони і верхня частина центральної області викладонакопичення, де переважали прибережно-морські і континентальні умови викладонакопичення, утворюють шар підвищеної міцності з перемінною потужністю, що зменшується до депоцентру. На глибині він змінюється центральною глибинною зоною менш міцних, ослаблених порід. Зміцнений шар, як верхній обмежувач, повинен мати межу стійкої літифікації (~3 км). В. С. Попов, підкреслюючи в цілому залежність основних структурних форм від первісного контуру прогину, зазначав про зменшення загальної потужності вугленосної товщі й окремих її стратиграфічних підрозділів від центра до периферії [Попов, 1969]. Заслуговує на увагу також його вказівка про зменшення ступеня метаморфізму вугілля в присклепінній зоні порівняно з крилами складки ГА [Попов, 1963]. Ця закономірність, очевидно, повинна поширюватися й на інші породи, тим більше, що відзначено, що пісковики, розповсюджені в області розвитку вугіль низьких ступенів метаморфізму, мають механічну міцність, як правило, до 200 кг/см², а в області розвитку антрацитів - до 6002000 кг/см². Більш пізніми даними картувания встановлюється різке зниження марочного складу вугіль поблизу осі горлівської частини ГА [Гордиенко и др., 2015]. З неминучістю ми приходимо до висновку, що літофаціальні зміни, які відбуваються як по проляганню басейну, так і в напрямку від бортів до його осі, супроводжують зміну характерних форм складчастості. Отже, інверсійні структури що виникають, зобов'язані своєю появою вихідним літофаціальним неоднорідностям, властивим чохлу. Відповідно до цього формулюється базове припущення про залежність складкоутворчого процесу від літофаціального і літогенетичного факторів, що визначили міцносні властивості осадової товщі; роль фундаменту віднесена на другий, а “розломів” - на третій план. У випадку Головної антикліналі міцнісну модель компенсованого викладами пострифтового осадового басейну (ПнС ДДЗ і Донбас) можна уявити на основі двох складових літофаціального змісту: 1) центральної ослабленої зони (породи відносно глибоководного генезису); 2) зміцненого шару перемінної потужності з мінімумом у центрі й уздовж осі басейну - конструкції типу “аркового мосту”, що з'єднує обидва борти западини (рис. 3, Б).

Поза межами перехідної області вугленосного Донбасу до ПнЗ (власне ДДЗ) і до ПдС (кряж Карпінського) принципові літофаціальні розрізи чохла можна уявити також на підставі моделей глибин викладонакопичення (рис. 3, Б, І). У типовому перетині ДДЗ повинні переважати континентальні, прибережно- і мілководноморські вікладення, лише в центральній частині може прогнозуватися лінза більш глибоководних викладів (до 400-600 м). Відповідно, можна припустити, що переривчаста (платформного типу) складчастість ДДЗ є результатом літомеханічного “свавілля” у розрізі чохла, тобто, відсутності регулярності в складі порід і в зміні їхніх властивостей, що спричиняє незакономірні варіації міцності. З іншого боку, типова геосинклінальна складчастість Сх. Донбасу і кряжу Карпінського є відображення найвищою мірою упорядкованого прояву міцнісних властивостей розрізу, в ідеалі - чергування компетентних і некомпетентних шарів постійної потужності від борта до борта, що забезпечується стабільними умовами морського седиментогенезу. Отже, якщо задатися питанням про те, який основний фактор контролю інверсійного процесу з боку літофаціального наповненя в межах усього Дніпровсько-Донецького палеорифту, то в першу чергу мова повинна йти про глибоководний морський трог та ступені його “упровадження” у басейнові структури (рис. 3, В). Обмеження впливу морського викладонакопичення у просторі та в часі нівелює міцнісну уніфікацію і відбувається це, ймовірно, поступово. У межах деякої перехідної області формуться баланс впливу “хаотичного” континентально-прибережно-морського седиментогенезу та упорядкованого морського, інверсійним від ображенням такої області є центральний Донецький сегмент.

II. Моделі тектонічної інверсії осадового бассйну в умовах стиснення

Особливості деформації в масштабі літосфери. Хоча літосферному моделюванню інверсії має приділятися першорядна роль, через недостатню детальність літосферна модель тут покликана від образити лише деформаційний ефект (дальнодію) колізії на континентальну літосферну плиту, що вміщує палеорифтовий осадовий басейн (рис. 4). Останній прийнятий неоднорідним за властивостями - містить центральну ослаблену зону в основі чохла, чим враховується обґрунтована вище наявність глибоководних відкладів у нижній частині розрізу Донбасу і ПдС ДДЗ. Задане середовище пружнов'язко-пластичне; для літосферної мантії використовувалася проста експонентна залежність в'язкості від температури, для кори - ефективна в'язкість крихко-пластичного переходу [Трубицын, 2012]; потужність літосфери під западиною визначалася у функції тривалості пострифтового остигання, рівного 95 млн років (ранній карбон початок середньої пермі).

Рис. 4. Модель колізійного деформування континентальної літосферної плити, що вміщає палеорифтовий басейн:

Ізолініями показаний розподіл величин еквівалентної деформації

Як основний результат, як і раніше [Гончар, 2019], варто зазначити кумулятивний ефект самої западини, що притягує і диференціює деформацію, для чого не потрібні які-небудь додаткові умови (наприклад, корові розломи, чи наявність детачмента в основі чохла). У межах кори і літосферної мантії деформація розподілена більш-менш рівномірно з тенденцією до посилення в низах літосфери, що відповідає умові закріплення підошви астеносферного шару. Деформація чохла басейну характеризується проявом трьох максимумів у верхах розрізу. Середній максимум, обумовлений наявністю ослабленої зони, розташовується в осьовій частині і, у принципі, забезпечує умови прояву як ГА, так і центральних підняттів ДДЗ. Прибортові рівновеликі максимуми деформацій також відповідають у цілому характеру розподілу деформацій у поперечних перерізах ДДЗ і Донбасу. Особливо це стосується протилежного стосовно напрямку дії колізії максимуму деформованості чохла, якому відповідає посилення складчастості у межах північно- східного флангу пострифтових западин (див. рис. 1).

Деформація чохла басейну. У серії експериментів з деформування чохла осадового басейну були відпрацьовані принципові схеми формування переривчастої, перехідної (з осьовою гребенеподібною антикліналлю) і повної складчастості. До рівновеликих (глибина - до 10 км, довжина - 200 км), але різноманітних за властивостями моделей застосовувався рівний кінцевий зсув лівої бічної стінки (рис. 5). Відправною є модель з однорідними міцносними властивостями (рис. 5, І). Як видно, у результаті стиснення формується загалом рівномірне підняття чохла, із симетричним розподілом максимумів деформацій на глибині поблизу схилів западини; над максимумами по краях інверсійного орогена формуються відносні підняття. Ці структури можна розглядати як прообрази переривчастої складчастості. Результат схожий з тим, що отриманий у роботі [Jarosinski et al., 2009] - в рамках чисельного моделювання інверсії бассейну з однорідними властивостями на початковому етапі скорочення.

Незважаючи на простоту інверсійної картини її подібність можна бачити на деяких глибинних сейсмічних розрізах (наприклад [Brun, Nalpas, 1996]). Введення в модель центральної ослабленої зони цілком переформатуе інверсійну картину - виникають серединне підняття й осьовий максимум деформації на глибині (модель ІІ на рис. 5); при цьому відсутні прибортові максимуми деформації в основі чохла як у першій моделі. Крайові зони чохла над бортами западин характеризуються мінімумами деформованості і, видповідно, підняття в їхніх межах не формуються. Причиною цього, мабуть, служить інтегральне зміцнення розрізу, у яке свій внесок вносять породи фундаменту. Цей ефект відрізняє і реальні розрізи ДДЗ, де основні складки розвинені лише в області максимального занурення фундаменту (див. рис. 2, А). З отриманого вже стає зрозуміло, що переривчасту складчастість, а саме - ізольовані підняття різного масштабу і форми, можна зв'язувати з ефектами локалізації, посилення деформації в чохлі, викликаними особливостями складу і будови. “Потрібне” розташування ослаблених зон може пояснити закономірності, що спостерігаються у розташуванні піднят- тів чохла на розрізах, як, наприклад, осьовий мінімум міцності підходить для обгрунтування причин виникнення серії серединних підняттів ДДЗ; він же в принципі підходить і для пояснення механізму формування ГА, до уточнення якого ми звернемося нижче. Інша потребуюча роз'яснення закономірність укладена в тяжінні переривчастої складчастості до ПнС борта ДД (див. рис. 1). Наблизитися до такого розподілу підняттів у моделі можна за допомогою базального ослабленого шару, що протягається від центра до борта западини (рис. 5, ІІІ). У якості заключного кроку в серії, що відтворює складчасті структури переривчастого типу, пропонується модель з випадковим розподілом деформаційних властивостей чохла, але, як і в попередньому випадку, у ній є присутнім базальний ослаблений шар у протилежній половині басейну (рис. 5, ІУ). Коефіцієнт Пуассона заданий таким, що варіює у межах 0,15-0,45, модуль Юнга - 0,3--0,9-10¹⁰ кг/м - однорідний чохол; II - у присутності ослаблених за міцністю зон у центральній частині однорідного чохла; III - при наявності базальної ослабленої зони; IV - з довільним коливанням механічних властивостей чохла (коеф. Пуассона, модуля Юнга, в'язкості); V - за наявності зміцненого шару перемінної потужності (мінімум у центрі - 110 м); VI - модель, що генерує повну складчастість при наявності компетентного шару ^{постійної потужності (100 м); V! - приведення складчастості до асиметричного типу за рахунок накладення неспіввісної горизонтальної течїї. 1-2 - зони зниженої міцності; 3 - зміцнений (компетентний) шар. Штрихові лінії - положення первісно горизонтальних маркерів, жирні - в області підняттів}, в'язкість - 1-10¹⁸-1-10²⁰ Пуаз.

Відповідне їй поле деформацій приймає складний, можна сказати хаотичний характер розподілу максимумів і мінімумів, що позначається і на розташуванні одержуваних підняттів. У цілому вони тяжіють до місць посилення деформації, при цьому не виходять за рамки найбільш зануреної частини басейну, тобто, область схилів для них залишається “забороненою”. Ця модель уявляється найбільш придатною для відтворення складчастості, розвиненої на основній частині ДДЗ, де відповідно до прогнозованих умов викладонакопичення (див. рис. 3, Б), їй повинні відповідати слабко диференційовані за властивостями нагромадження порід континентального, прибережного та мілководноморського генезису.

Рис. 5. Розподіл деформацій, вектора зсувів і структури осадового чохла в моделях при бічному стисненні басейну з різною будовою:

Прояв у ПдС частині ДДЗ і далі в межах Донбасу складчастості перехідного типу, як було з'ясовано в попередньму розділі, повинен означати зміну умов викладонакопичення з відокремленням зони стійкого літофаціального режиму (у першу чергу варто говорити про появу досить великого, відносно глибоководного морського трогу). Але введення тільки осьової ослабленої зони уявляється неадекватним у відношенні морфології перехідної складчастості (ГА і її обрамлення). Для її більш точного відтворення - у намаганні задіяти вигинний механізм складкоутворення - в однорідний за властивостями чохол вводиться зміцнений (компетентний) шар перемінної потужності: більш 2000 м біля бортів і мінімумом у центрі, що складає 110 м. Його задані властивості в цілому відповідають параметрам порід кори, за винятком коефіцієнта Пуассона, що варіює в діапазоні максимальних значень 0,495-0,498, чим забезпечується практична нестисливість. Скорочення басейну в цьому випадку приводить до локалізації деформації і більш інтенсивному підняттю в осьовій зоні западини, антиклинальна складка здобуває виразний гребенеподібний характер, що відповідає образу ГА; крім цього, можна помітити ознаки вигину компетентного шару, що починається з боків антикліналі і на що вказують вектори активних спадних рухів у намічених синкліналях. Отриманий результат дає принципові відповіді на питання про ймовірні механізми формування як осьової гребенеподібної складки, так і її повного структурного парагенезису. Основну роль тут грає присутність компетентного шару з поступовим зменшенням потужності до центра басейну, що формує центральний інтегрований мінімум міцності. Виникає осьова область концентрації деформації у виді смуги вертикальної течії, над якою формується максимальний підйом поверхні, що відображає процес становлення антиклінальної складки. Течія у центральній зоні супроводжується вигином шару з боків, унаслідок чого утворяться положисті синклінальні, а далі - антиклінальні структури.

Щоб відтворити безперервну складчастість геосинклінального типу, відповідно до принципу взаємозв'язку літофаціальних особливостей розрізу з виникаючою при деформаційній інверсії структурою, модель треба наділити властивостями розрізу глибоководного трогового басейну (рис. 3, Б, ІІІ). Стабільний характер викладонакопичення в межах усього трога повинна відображати деформаційна модель, близька по суті принципу механічної стратиграфії, коли зміна міцнісних властивостей основних породних комплексів враховується тільки по вертикалі. Для цього випадку принципова модель інверсії в рамках нашого підходу задана в такий спосіб: у товщу, що володіє зниженими міцнісними властивостями поміщений безперервний від борта до борта компетентний шар з незмінною потужністю 100 м. Бічний стиск такого басейну вже на початковому етапі призводить до утворення послідовності складок вигину (рис. 5, VI), у якій в однаковій мірі розвинуті як антикліналі, так і синкліналі. Останні є активними структурами, на що указують вектори зсувів, спрямовані вниз; відповідно, видно специфічний розподіл деформації з максимумами, розташованими в низах розрізу. Це відрізняє даний тип складчастості як від підняттів у моделях переривчастого типу, так і від парагенезису складчато-насувної луски, де синкліналі - пасивні утворення. Еволюціонуючи в умовах властивих для складчастих областей горизонтальної неспіввісної течїї - стиснення й одночасного горизонтального зсуву [Гончар, 2000] (рис. 5, VI'), - відтворена нами повна складчастість набуває також вергентності, характерної для структур Східного Донбасу і кряжа Карпінського.

Наукова новизна. Геодинаміка і фації (висновки у відношенні принципів моделювання інверсійної складчастості). Отримані результати моделювання і висновки з необхідною обережністю можна запропонувати як основу для пояснення походження основних морфологічних типів складчастості по В. В. Белоусову [Белоусов, 1986], пов'язуючи їх з відповідними до геотектонічної позиції басейнів літофаціальними особливостями чохла.