Геологичнская история платформы

Первые устойчивые ядра на территории будущей Сибирской платформы появились в конце архейской эры в результате беломорской складчатости. Эти ядра явились аналогами беломорид Восточно-Европейской платформы.

В протерозойскую эру архейские глыбы испытали переработку в результате более поздних эпох тектогенеза (карельской и др.).

Начиная с рифея на большей части территории Сибирской платформы формировались осадки платформенного чехла. Юто происходило в два этапа авлакогенный и плитный. Одновременно с авлакогенным этапом в западных и южных периферийных частях платформы произошло становление байкальских складчатых сооружений, ставших частью фундамента будущей плиты.

Плитный этап начался в раннем палеозое и знаменовался интенсивным опусканием фундамента и трансгрессией моря, охватившем всю территорию, за исключением Анабарского и Алданского щитов. В это время в морских условиях накапливались терригенные и карбонатные осадки, а в пределах Ангаро-Ленского прогиба и Вилюйской синеклизы – еще и соленосные отложения.

В ордовике наступил период дифференцированных тектонических движений, в процессе которых одни участки платформы погружались, другие испытывали поднятие. В результате этого к концу силура в чехле платформы обособились основные структурные элементы.

В течение среднего палеозоя регион испытывал состояние относительного тектонического покоя.

В позднем палеозое Сибирская платформа прогибалась. В это время интенсивно формировалась Тунгусская синеклиза, где в условиях озерно-болотного режима накапливались угленосные отложения каменноугольной и пермской систем.

В триасе на Сибирской платформе активизировались глубинные разломы, по которым на поверхность поступало огромное количество базальтового расплава, давшего сибирские траппы. Внутри земной коры формировались их интрузивные комагматы.

В юрский и меловой периоды погружение охватило южную и восточную окраины платформы. В это время формируются наложенные впадины: Иркутская, Канская, Рыбинская, выполненные угленосными толщами.

С позднего мела в переделах Сибирской платформы установилась тенденция к воздыманию, которая сохранилась и в кайнозое. В течение палеогена и неогена вся Сибирская платформа была сушей, а в четвертичный период большая ее часть подверглась оледенению.

Полезные ископаемые. Из рудных полезных ископаемых Сибирской платформы наибольшее значение имеют железные руды местрождений Ангаро-Илимской группы, связанные с трапповой формацией (Коршуновское, Рудногорское, Краснояровское, Татьянинское месторождения). С метаморфитами архея и протерозоя связаны месторождения джеспилитовых железных руд. В Южно-Алданском железорудном районе разведаны месторождения богатых магнетитовых руд контактово-метасоматического типа.

С субвулканическими телами сибирских траппов связаны уникальные месторождения богатых сульфидных руд меди, никеля и кобальта (Норильская группа).

На юге платформы к осадочным толщам протерозоя приурочены месторождения медистых песчаников (Удоканское месторождение) с уникальными запасами.

С докембрийскими, палеозойскими и мезозойскими интрузиями связаны многочисленные месторождения золота.

Весьма перспективны для алюминиевой промышленности нефелиновые сиениты. Уже разрабатываются нефелиновые сиениты Кийского и Среднетатарского массивов.

Малые интрузии карбонатитов несут редкометальное оруденение (ниобий, тантал, редкие земли).

На Алданском щите с малыми гранитоидными интрузиями связаны месторождения молибдена и золота (Дарасунское, Ключевское, Шахтаминское, Давендинское месторождения).

В южной части Байкальской складчатой системы разведаны месторождения вольфрама (Амольское, Первомайское).

Из нерудных полезных ископаемых наибольшее значение имеют залежи алмазов и кембрийских солей. На Сибирской платформе размещается один из крупнейших соленосных бассейнов, обеспечивающих солью Восточную Сибирь, Северо-Восток и Дальний Восток (месторождения Усольское, Сунтарское идр.). Кроме соли в соленосных толщах имеются крупные залежи гипса и ангидрита.

Обнаруженные в 1954 г. алмазоносные кимберлитовые трубки ныне дают 99,5% всех алмазов, добываемых в России.

С Гулинским интрузивом щелочно-ультраосновных пород связано месторождение флогопита. В породах архея и протерозоя размещены еще 3 слюдоносных района: Слюдянский, Мамский и Алданский.

В бассейнах Вилюя и Нижней Тунгуски с сибирскими траппами связаны месторождения исландского шпата, а с термическим воздействием траппов на каменные угли тунгусского комплекса связано образование Туруханских месторождений графита. Мощность пластов графита достигает 15-20 м (Боготольское, Курейкинское и др. месторождения).

В Западном Забайкалье с дайками щелочных пород связаны месторождения флюорита мелового возраста (Хурайское, Шаралдайское, Манжинское, Бурин-Ула и др. месторождения).

На Енисейском кряже есть месторождения магнезита (Тальское, Кардакинское).

Однако основное богатство Сибирской платформы заключается в каменных и бурых углях, запасы которых являются самыми крупными в мире. Это Тунгусский каменноуголный бассейн, Иркутский (Черемховский), Канско-Ачинский, Чульманский, Ленский, Вилюйский, Нижнеалданский, Якутский буроугольные бассейны.

ЗАПАДНО - СИБИРСКАЯ ПЛИТА

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ФУНДАМЕНТА ПЛИТЫ

СТРАТИГРАФИЯ И МАГМАТИЗМ

Давно известно, что значительная часть фундамента Западно-Сибирской плиты сложена уралидами. К настоящему времени количество глубоких скважин, вскрывающих фундамент ЗСП, насчитывается несколько тысяч. В основном они размещаются в южной и средней частях плиты. На крайнем севере, где мощность чехла достигает 5-7 км и более, породы фундамента достигнуты лишь единичными скважинами. Для западной (Приуральской) части плиты, где фундамен вскрыт наиболее густой сетью буровых скважин, построены геологические карты домезозойской поверхности. Наиболее крупномасштабная карта Приуральской части ЗСП м 1: 1000 000издана под редакцией И.Д.Соболева (1975). В последующие годы серия карт фундамента Западно-Сибирской плиты опубликована В.Г.Криночкиным (2005 и др.).

В литературе отсутствует общая сводка домезозойских образований, вскрытых скважинами на всей площади Западно-Сибирской плиты, поэтому здесь приводятся сведения, содержащиеся в отдельных монографиях и статьях, а также собственных материалах авторов.

Характеризуя стратиграфию фундамента ЗСП, А.Э.Конторович, И.И.Нестеров и др. (1975) выделяют докембрийские, кембрийские, ордовикские, силурийские, девонские и каменноугольные образования.

Докембрийские породы представлены на западе и в центре плиты гнейсами, биотитовыми, амфиболовыми, хлорит-серицитовыми и другими сланцами, а также филлитами, кварцитами и мраморами; на северо-востоке – доломитами, пестроцветными сланцами и песчаниками. Абсолютный возраст пород определялся методом дисперсии двупреломления. По докембрийским породам в названной монографии приведены только две датировки, полученные калий-аргоновым методом – 750 и 937 млн лет. Обе цифры касаются гранитов. Остальные пробы гнейсов и гранитов, проанализированные калий-аргоновым методом, дали значения в интервале 205-370 млн лет.

Кембрийские образования, также выделенные условно, на большей части плиты сложены песчаниками, порфиритами, туфами, пестроцветными яшмами и известняками. В Приенисейской зоне кембрий представлен известняками, доломитами, мергелями с прослоями алевритов, аргиллитов и красноцветных песчаников.

К ордовикской системе отнесены метаморфизованные эффузивно-осадочные породы, а в Приенисейской зоне – мощная толща известняково-доломитового состава.

Силурийские образования южной части плиты сложены мощной толщей диабазов, порфиритов, туффитов, претерпевших зеленокаменные изменения, с прослоями алевролитов и глинистых сланцев.

Девонские образования в центральной части ЗСП представлены эффузивами среднего и основного состава, туфами, туфопесчаниками с прослоями карбонатных сланцев и известняков. На Колпашевской площади вскрыты черные углистые аргиллиты и алевролиты с прослоями гравелитов и песчаников. В восточной части плиты девон представлен грубообломочными красноцветными породами с прослоями алевролитов и песчаников.

Отложения карбона в западной части плиты сложены углисто-глинистыми сланцами, алевролитами, песчаниками, известняками, туфами и покровами диабазов.

Палеозойские (особенно девонские и каменноугольные) отложения во многих случаях охарактеризованы фаунистически, хотя конкретный материал в монографии не приводится.

В состав фундамента включены образования нижнего и среднего триаса, объединенные Н.Н.Ростовцевым в туринскую и челябинскую серии.

Туринская серия. В ее составе принимают участие эффузивно-осадочные, в том числе угленосные отложения, которые слагают глубокие грабен-рифтовые структуры и впадины среди палеозойских образований. Туринская серия подразделяется на ряд горизонтов и свит. Возраст ее – ранний-средний триас.

Челябинская серия. Она также слагает грабенообразные впадины и представлена главным образом осадочными породами, включающими мощные горизонты бурых углей, а также бокситоносные комплексы. Возраст ее – поздний триас.

Стратифицированные докембрийские и палеозойские образования прорваны интрузиями ультраосновных, основных, средних и кислых пород, содержащих широкий спектр жильных отщеплений.

Пермские осадки, состоящие из субгоризонтально залегающих песчано-глинистых пород с прослоями углей, вскрыты на территории полуостровов Ямал и Гыданский, а также в Ляпинской мегавпадине, где они несогласно перекрываются мезозойскими отложениями. В скв. 200-Р Южно-Бованенковской площади пермские песчаники и алевролиты с нефтегазопроявлениями достигают мощности 400 м (Нестеров, 2004).

По породам фундамента развита древняя кора выветривания, которая хорошо изучена в Приуральской части ЗСП.

Более обширные материалы по составу и строению фундамента ЗСП содержатся в монографии В.С.Суркова и О.Г.Жеро (1981), которые в концентрированном виде приведены ниже (рис.15).

В Приуральском регионе разрез фаунистически охарактеризованного палеозоя начинается с эффузивно-осадочной толщи, вскрытой скважинами на Сысконьинской, Таежной и Шаимской площадях. На Игримской, Сысконьинской и Ахтын-Турской площадях кроме эффузивов и туфов встречены пласты пестроокрашенных яшм и яшмовидных сланцев с остатками радиолярий девонского возраста (определения Р.Х.Липман).

Каменноугольные отложения наиболее полно представлены в Тургайском прогибе. В западной его части нижний карбон представлен вулканогенными образованиями среднего состава валерьяновской свиты, а также глинисто-карбонатными породами, в восточной – карбонатными осадками с большим количеством остатков криноидей, брахиопод и кораллов.

В зоне сочленеия Урала и Казахстана широко развита андезитовая формация, вскрытая скважинами на Новонежинской, Заводоуковской, Покровской площадях. На Заводоуковской и Покровской площадях скважинами пробурена эффузивно-осадочная толща, состоящая из порфиритов среднего и основного состава и их туфов, чередующихся с аргиллитами, алевролитами и редкими прослоями доломитизированных органогенных известняков с фораминиферами девона. Скв. 115 пробурила 835 - метровую толщу переслаивающихся туфоалевролитов, туфопесчаников, туфогравелитов туфобрекчий, туфолав с прослоями дацитовых и диабазовых порфиритов. Эта же толща вскрыта скважинами 2, 38, 20, 8 на Кустанайском опорном профиле. Возраст толщи по остаткам фауны ранне-среднедевонский. Вулканогенно-осадочная толща, вскрытая многочисленными скважинами на Новонежинской площади Тургайского прогиба, сильно загипсована. Гипс и ангидрит заполняет трещины в породах и образует в них прослои толщиной до 30 см. По комплексу фораминифер в органогенных известняках возраст толщи определен фаменским.

На этой же площади скважинами вскрыты фаунистически охарактеризованные отложения турнейского, визейского и серпуховского ярусов нижнего карбона, представленные терригенными, отчасти вулканогенными и туфогенными породами. На Убинской, Мулымьинской, Горной, Комсомольской и Яхлинской площадях вскрыты молассовые отложения с фауной фораминифер среднего карбона.

В Приуральской части фундамента широко развиты отложения триаса, которые подразделены на челябинскую и туринскую серии.

Челябинская серия объединяет отложения среднего и верхнего триаса. Она залегает в небольших грабенах и сложена внизу базальтами и базальтовыми порфиритами, которые в верхней части разреза чередуются с пачками песчано-глинистых отложений, включающих прослои конгломератов. В Приуралье челябинская серия представлена угленосной толщей.

Наиболее полный разрез отложений туринской серии вскрыт Тюменской опорной скважиной и Ярской скважиной 3-Р, которые пересекли покровы основных эффузивов, чередующихся с туфами, конгломератами, песчаниками, алевролитами и аргиллитами. В северной части Приуральского региона базальты туринской серии вскрыты Усть-Ляпинской скважиной 150 и Шеркалинскими скважинами 136 и 139.

В Приуральском регионе скважинами вскрыты крупные гранитные батолиты, получившие наименования по названиям разведочных площадей: Красногвардейский, Улугушский, Смоленский, Гришинский, Шаимский, Пунгинский, Березовский. Они сложены биотитовыми, биотит-амфиболовыми, амфиболовыми и двуслюдяными гранитами. Наиболее крупный из них (2000 км²) –Красногвардейский, расположенный в пределах Камышловского поднятия, сложен гнейсовидными гранитоидами и окружен гнейсовой оторочкой.

На этих же площадях вскрыты многочисленные массивы ультраосновных и основных пород. Скважины Сартыньинские 152, 153, 154; Владимировская 1, Карабашская 5, Южно-Таежная 9, Перегребинская 125, Карабашская 1, Луговская 1 пересекли дуниты, аподунитовые серпентиниты, пироксениты, верлиты, гарцбургиты. Массивы габбро, габбро-норитов, амфиболовых габбро, габбро-диоритов вскрыли скважины Пунгинская 287, Сев.Казымская 175, Сотэ-Юганская 359, Нарыкарская 121, Мало-Деминская 14, Асмановская 102, Сев.Казымская 185, Мало-Деминская 29.

В Центрально-Западносибирском регионе в Иртышско-Васюганском междуречье многочисленными скважинами вскрыты вулканогенные и вулканогенно-осадочные толщи, претерпевшие метаморфизм зеленых сланцев. В пределах Каймысовского и Нижневартоского районов встречена флишоидная толща, состоящая из серицитизированных и хлоритизированных песчаников, алевролитов, аргиллитов (скважины Весенняя 255, Аэросейсмическая 100, Первомайская 264, Волковская 1). Возраст этих толщ не определен.

В пределах Томской и Тюменской областей (Останинская, Мыльджинская, Средневасюганская, Колотушная, Верхнесалатская, Чарымовская, Гужихинская, Пуглалымская, Парбигская площади) широко распролстранена карбонатно-глинистая формация с фауной фораминифер фаменского и турнейского ярусов. Наиболее молодые отложения этой формации встречены в Средневасюганской скважине 1. Здесь возраст этих отложений определен по богатой фауне фораминифер, мшанок и губок башкирского яруса среднего карбона. Углы падения всех вскрытых пород палеозоя около 45⁰.

На Верхтарской, Малоичской, Майской, Речной, Урманской, Тамбаевской, Фроловской площадях вскрыта среднепалеозойская карбонатная формация, представленная темно-серыми органогенными известняками, доломитами с маломощными прослоями эффузивов основного состава. Известняки и доломиты битуминозные. Породы брекчиевидные, разбиты многочисленными трещинами с зеркалами скольжения. По многочисленным остаткам фауны табулят, строматопор, фораминифер, остракод , мшанок, брахиопод и криноидей возраст формации определен в широких рамках – от позднего силура до позднего девона. Тамбаевская параметрическая скважина 3 вскрыла мощную (953 м) толщу известняков с богатой фауной силура-среднего девона. Скв. 2 Еллей-Игайской площади прошла по породам палеозоя 1500 м, вскрыв толщу известняков среднего девона с пластовыми телами спилитов мощностью до 20 м. На Водораздельной площади скв. 2 вскрыла карбонатный разрез с кораллами лландоверийско-венлокского возраста. Вартовская скв.335 вскрыла 150-метровую толщу песчаников с растительным детритом и спорово-пыльцевым комплексом среднего карбона-перми.

Липаритовая формация предположительно пермского возраста встречена в Чебурлинских скважинах 1,2,3,4,5. Вскрытая мощность липаритов 87 м. Кислые эффузивы встречены скважинами в Васюганском Приобье на Инкинской, Овражной, Тунгольской, Линейной, Тайжинской, Киев-Еганской, Чуэльской, Шингинской, Моисеевской, Восточно-Моисеевской, Южно-Моисеевской, Шахматной площадях. В керне задокументированы розовато-серые липариты, фельзиты, кварцевые кератофиры, фельзит-порфиры. Липариты лежат на толще известняков с фауной позднего девона - раннего карбона.

Скважины Центрально-Западносибирского региона вскрыли многочисленные интрузии, среди которых преобладают гранитоидные. На Межовской, Веселовской, Бергульской, Ургульской, Братской, Тартасской площадях встречены нормальные биотитовые и биотит-амфиболовые граниты серого и розовато-серого цвета. Салымский массив сложен гранит-порфирами, Нарымский –кварцевыми диоритами.

На Ипатовской площади в скв.3 и на Фестивальной площади в скв. 252 и 255 вскрыты серпентинизированные гарцбургиты. Серпентиниты вскрыты скважинами на Нововасильевской, Пимской, Усть-Балыкской, Мало-Балыкской и Сургутской площадях.

Согласно опубликованной схеме геологического строения доюрского основания Западно-Сибирской плиты (Криночкин, Муртаев, Савин, 2005), на доюрскую поверхность этой территории выходят геологические комплексы в возрастном диапазоне от протерозоя до позднего триаса. Протерозойские комплексы в пределах Красноленинского свода представлены гнейсами, амфиболитами и кристаллическими сланцами. На периферии свода залегают парасланцы, кварцито-песчаники и зеленые вулканогенные сланцы предположительно рифей-вендского и раннепалеозойского возраста. Среднепалеозойские отложения, охарактеризованные фаунистически, представлены терригенно-карбонатными толщами девона и карбона, содержащими пачки вулканических пород среднего и кислого состава. Рядом скважин встречен разрез среднего палеозоя, сложенный преимущественно вулканитами островодужного генезиса. Ограниченное распространение имеют отложения среднего карбона, а верхний карбон и пермь повсеместно отсутствуют. Все палеозойские породы сложены в складки.

Приказахстанский регион. В южной части в фундаменте плиты продолжаются структуры Центрального и Восточного Казахстана. На Новопокровской площади скв.2 вскрыла светло-серые кварциты; скв.29 – темно-серые кварцево-слюдистые сланцы; скв.41 – гнейсы. Севернее этого района многочисленные картировочные скважины также вскрыли метаморфические породы : скв. Володарская 97 – хлоритовые сланцы; скв. Гурьяновская 105 – гранат-биотит-кварцевые сланцы; скв. Иваново-Павловская 50 – серицит-кварцевые сланцы; скв. Ишимская 36 – слюдистые сланцы; скв. Карасьевская 48 и Куприяновская 41 - кварц-хлоритовые сланцы;скв. Озерная 28 – тальк-слюдистые сланцы; скв. Шалак-Узенская – кристаллические сланцы и кварциты. В.С.Сурков и О.Г.Жеро (1981) отнесли все эти породы условно к докембрию – раннему палеозою на основании сходства их с соответствующими образованиями Кокчетавской глыбы.

На Вяткинской площади скважинами 1,2,3 и 4 вскрыты горные породы, хорошо сопоставляющиеся с нижне-среднедевонской андезитовой формацией Центрального Казахстана.

На Яковлевской площади скважинами 1 - 6 вскрыта континентальная красноцветная терригенная толща, состоящая из переслаивающихся аргиллитов, алевролитов, песчаников, карбонатных песчаников, гравелитов и мергелей. Сероцветная континентальная терригенная толща, лежащая на фаунистически охарактеризованных известняках нижнего карбона, вскрыта скважинами 1,3,5 на Рявкинской и Ракитинской площадях.

Большое количество скважин вскрыли разнообразные гранитоиды с абсолютным возрастом 259-323 млн лет (калий-аргоновый метод), слагающие Согринский, Тобольский, Абалакский, Южный, Рублевский, Кировский, Ленинградский, Молодогвардейский, Октябрьский, Челноковский, Михайловский, Малиновский, Новологиновский, Сергеевский массивы. Самый крупный из них – Кировский с размерами в плане 40 х 100 км.

В Приказахстанском регионе несколькими скважинами встречены небольшие тела серпентинизированных гипербазитов и габбро, группирующиеся в цепочки вдоль глубинных разломов.

Приенисейский регион. В этой части плиты пробурено небольшое количество скважин, достигших фундамента. Скважины размещаются в районах севернее и северо-западнее Енисейского кряжа. На Больше-Лайдинской, Ермаковской, Щучинской, Костровской, Кыксинской и Елогуйской площадях скважинами вскрыты метаморфические породы (хлорит-биотитовые, слюдисто-кварцевые сланцы с графитом). Они отнесены авторами (Сурков, Жеро, 1981) условно к докембрию. На Нижне-Баихской площади всрыты менее метаморфизованные породы – песчаники и доломитизированные известняки, отнесенные (также условно) к рифею. Скважины Касская 1-к, 2-к; Елогуйская 1-р; Суходудинские 1,2,3-р, Кыксинские, Верещагинские, Игарские вскрыли карбонатные породы (органогенные известняки, доломиты с небольшим количеством терригенного материала) кембрия, ордовика и силура.

Касская опорная скважина пробурила 840 м терригенных платформенных отложений (переслаивающиеся красно-бурые песчаники, алевролиты, аргиллиты с прослоями конгломератов и известняков). Возраст этих осадков – девонский, карбоновый и триасовый. Скв.1 на Западно-Ермаковской площади вскрыла темно-серые аргиллиты и углистые алевролиты, которые хорошо сопоставляются с каменноугольными отложениями Сибирской платформы.

На Семеновской, Тампейской, Тундровой площадях вскрыта терригенная формация триаса. Скв. 13 Малохетской площади вскрыла трапповую формацию триаса (диабазы и долериты.).

Такова общая литологичечская и петрографическая картина состава фундамента плиты вблизи Енисейского кряжа, из которой сторонникам симметричного развития Уральского палеозойского палеоокеана трудно извлечь какие-либо аргументы.

В Пур-Тазовском районе глубокие скважины вскрывают несколько типов разрезов палеозоя:

а)карбонатный (Верхне-Пурпейская площадь);

б)терригенный (Комсомольская и Южно-Русская площади);

в)туфогенно-терригенный (Северо-Толькинская, Южно-Часельская и Светлогорская площади);

г)вулканогенный (Толькинская, Харампурская, Западно-Красноселькупская и Западно-Таркосалинская площади).

Вулканогенный разрез этого района изучен по глубоким скважинам В.Д.Старковым (Баранов, Старков, Паршин 1991), что позволило предварительно разделить осадочно-вулканогенную толщу на два комплекса.

К первому комплексу относятся монотонного состава базальтовые лавы, вскрытые в Западно-Красноселькупской скважине 46 в интервале 4165-4427 м.

Второй комплекс включает туфы и туффиты с обломками вулканитов среднего и основного состава и подчиненные им по объему базальтовые порфириты, вскрытые скважинами 15 (Южно-Часельская площадь, интервал 3857-3879 м), 300 (Толькинская площадь, интервал 3691-3702 м), 304 (Северо-Толькинская площадь, интервал 3861-3870 м).

Комплекс базальтовых лав, вскрытый Западно-Красноселькупской скважиной 46, сложен темно-серыми, иногда с зеленоватым оттенком массивными или слабо пористыми базальтовыми порфиритами. Под микроскопом структура пород порфировая. В основной массе микролиты плагиоклаза и мелкие зерна оливина или пироксена связаны хлоритизированным стеклом. Зерна оливина и моноклинного пироксена часто сгруппированы. Структура основной массы пойкилоофитовая или интерсертальная. Фенокристы плагиоклаза встречаются не часто и варьируют по размеру от 2 до 8 мм. Как правило, породы сильно карбонатизированы, причем кальцит размещается в массе породы очень неравномерно, образуя скопления неправильной формы до 1 см в поперечнике. Нередко порфириты содержат миндалины размером до 5 мм, заполненные цеолитами, пренитом, кварцем и кальцитом. К крупным миндалинам иногда приурочены сегрегации рудного магнетита. В интервале 4165-4180 м породы пронизаны трещинами, заполненными мелкими зернами кварца, серицита, хлорита и крупными обособлениями кальцита. В интервале 4295-4307 м базальты подвержены краснокаменным изменениям, что может свидетельствовать о субаэральной обстановке их формирования.

Химический состав базальтового комплекса, вскрытого скважиной 46, довольно выдержанный. Содержание кремнезема колеблется в небольших пределах (47-49%). Имеются анализы базальтов с резко пониженным количеством кремнезема (32-38%). Их использовать для петрохимических выводов нельзя, так как первичное соотношение петрогенных окислов в них нарушено, ввиду сильных вторичных изменений. Потери при прокаливании этих пород достигают 15% (за счет разложения карбонатов).

К петрохимическим особенностям комплекса базальтов можно отнести довольно выокую глиноземистость (А=20-23) и титанистость (содержание TiO₂ = 0,72-1,0%). В ряду базальтов отчетлио выступает преобладание натрия над калием (n= 80-90). Особо следует отметить довольно высокий коэффициент агпаитности (К_а = 0,35-0,40). Значение этого коэффициента трудно переоценить, поскольку он является пока единственныи надежным критерием петрохимического отличия пород, относящихся к различным формационным типам магматитов. Из таблицы 13 видно, что базальты и андезиты, формирующиеся в разной термодинамической обстановке основных структурных элементов земной коры, сходны почти по всем петрохимическим параметрам за исключением единственного – коэффициента агпаитности. Недоучет коэффициента агпаитности в петрохимических исследованиях может привести к досадным недоразумениям. В частности, в литературе можно встретить утверждение о полном сходстве рассматриваемых базальтов с трапповой формацией триаса северо-западной части Сибирской платформы (Бочкарев, 1989). Действительно, такое сходство существует почти по всем петрохимическим характеристикам, что хорошо видно в таблице 23. Однако по коэффициенту агпаитности базальты скважины 46 (Западно-Красноселькупская площадь) имеют сходство не с трапповой формацией и не с толеитовой серией океанов, а с базальтами известково-щелочной серии островных дуг (см.табл. 23). Этому не противоречат значения всех остальных петрохимических характеристик. Соотношение суммы щелочей и кремнезема в базальтах скважины 46 также указывает на правомерность такого вывода. На диаграмме кремнезем – щелочи (рис.16) фигуративные точки базальтов скважины 46 размещаются в поле известково-щелочной серии. Следует отметить, что химизм траппов вообще несколько иной, чем известково-щелочных вулканитов островных дуг, что видно из простого сопоставления данных химических анализов. Отличие этих серий вулканитов заключается не только в первичном соотношении щелочных окислов и глинозема (что и выражается в разных значениях коэффициента агпаитности), но и в разной магнезиальности и титанистости. Базальты траппов в этом отношении приближаются к океаническим толеитам, что уже отмечалось в литературе (Румянцева, Остроумова, 1981).

Комплекс туфов и туффитов представлен обломочными породами массивного или слоистого сложения, причем, обломки представлены лишь пирокластикой. Туффиты состоят из обломков вулканических пород среднего, кислого и реже основного состава. Структура обломков стекловатая, витрофировая, реже фельзитовая с множеством ожелезненных участков. Форма обломков угловатая, неправильная или изометричная, границы их не всегда четкие. В цементе туффитов главную роль играет осадочный материал хемогенного происхождения, среди которого преобладают тончайшие зерна кальцита, сидерита и глауконита, а также гидроокислов железа оолитового сложения. Кроме того, в цементе есть мелкие кремнистые стяжения округлой формы. Содержание сидерита колеблется в разных участках от 5 до 35%, то есть во многих случаях эти породы могут рассматриваться как руда на железо. Среди туффитов преобладают кристалло-витрокластические разности. Породы состоят из мельчайших обломков полуразложенного вулканического стекла среднего состава и более редких кристаллов моноклинного и ромбического пироксена, иногда нацело хлоритизированного. Цементирующая масса пепловая, состоящая из того же материала, что и обломки. Осадочно-туфогенный комплекс вмещает прослои измененных базальтов миндалекаменной текстуры со структурой близкой к спилитовой. Основу этих пород составляет плагиоклаз, образующий идиоморфные зерна в виде тонких микролитов с полисинтетическими двойниками, и биотит. Зерна биотита несколько удлиненные или изометричные оранжево-бурого цвета. Иногда биотит переходит в хлорит, приобретая зеленоватый оттенок. Биотит – вторичный минерал, развившийся за счет моноклинного пироксена, реликты которого едва различимы в некоторых участках породы. Разложение пироксена и превращение его в биотит сопровождается выделением мелких зерен магнетита, которые приурочены к скоплениям табличек биотита. Стекловатый мезостазис всюду полностью разложен и замещен кальцитом и хлоритом. Содержание кальцита достигает 20%. Причем, кальцит замещает не только стекло, но и захватывает участки микролитов плагиоклаза. В базальтах наблюдается множество округлых миндалин величиной до 7-8 мм, заполненных кальцитом и кварцем.

Петрохимический анализ вулканического вещества комплекса туфов и туффитов затруднен, ввиду значительной примеси в них осадочного материала. Для этой цели пригоден лишь один образец из скважины 46 (интервал 4150-4165 м), сложенный сугубо вулканическим материалом. Это кристалло-витрокластический туф андезитового состава с содержанием кремнезема около 60%. Характерной особенностью его является резкое преобладание калия над натрием (n = 36). По значению этого параметра рассматриваемые туфы сходны с андезитами завершающей (континентальной) стадии развития складчатых систем или стадии активизации платформ. Коэффициент агпаитности (К_а = 46) указывает на принадлежность их к андезитам известково-щелочной серии островных дуг. Значение остальных петрохимических характеристик противоречиво.

Среди комплекса туфов и туффитов встречены прослои базальтов (Скв.300, интервал 3691-3702). Микроскопические и химические их исследования показывают сильные вторичные изменения, что не позволяет использовать данные химического анализа этих пород для петрохимических построений. По соотношениям калия, натрия и алюминия базальты скважины 300 сходны с базальтами известково-щелочной серии островных дуг (табл.12,13). Из всего комплекса осадочно-вулканогенной толщи особый интерес представляет комплекс туфов и туффитов, вмещающий сидеритовые руды. Его можно сопоставить с подобными образованиями других регионов. По вещественному составу комплекс имеет сходство со среднедевонской вулканогенно-молассовой формацией зеленокаменных зон восточного склона Среднего и Южного Урала, выделенной Г.Ф.Червяковским (1972). Формирование таких толщ происходит в конце позднеостроводужной стадии развития подвижных зон в эпоху тектонической перестройки, являющейся предвестником континентального этапа. Продолжающаяся вулканическая деятельность, носящая в основном взрывной характер (вулканы центрального типа) вследствие наличия в расплаве большого количества летучих веществ, поставляет в осадочные бассейны пирокластический материал. По-видимому, в данном районе Западно-Сибирской плиты пирокластика в совокупности с продуктами эксгаляционной деятельности на дне морских бассейнов, в которых господствовали застойные условия осадконакопления, привела к формированию туффитов с карбонатным цементом. Главная масса цемента представлена кальцитом, но в некоторых горизонтах (скважины 46 и15) обломки пирокластики связаны сидеритом, причем по содержанию закисного железа туффиты соответствуют промышленной руде.

В.Г.Криночкиным (1983) изучены вулканиты западного крыла Красноленинского поднятия. Здесь в скважинах 800-р и 802-р Емъеговской площади вскрыт разрез андезито-базальтового комплекса, представленный базальтовыми, андезито-базальтовыми порфиритами и их туфами с подчиненными прослоями тонкоплитчатых глинистых сланцев. Базальтовые порфириты зеленовато-серого цвета массивные или миндалекаменные, часто милонитизированные. Вкрапленники представлены плагиоклазом и моноклинным пироксеном. В туфах обломочный материал состоит из базальтов и редких обломков мраморизованных известняков. Мощность вскрытой толщи 1100 м. Ниже приведен средний химический состав базальтовых порфиритов по 11 пробам : SiO₂ = 47,97; TiO₂ = 0,53 ; Al₂O₃ = 17,51; Fe₂O₃ = 1,74; MgO = 7,45; FeO = 5,16; CaO = 10,88; Na₂O = 2,97; K₂O = 0,36.

По мнению В.Г.Криночкина, кратко охарактеризованные вулканиты по химизму близки к базальтовым высокоглиноземистым порфиритам островодужных серий, уральскими аналогами которых являются вулканические породы именновской и ирендыкской свит.

Интересный разрез палеозоя описан В.Г.Криночкиным и В.А.Нефедовым (1982) по керну скважины Боровская 4-П, пробуренной в 80 км к востоку от г.Тюмени. Здесь под 1700-метровым мезозойско-кайнозойским чехлом вскрыты следующие породы:

Интервал 3600 – 3041 м (мощн. 562м) – трахилипариты, трахиандезиты, андезиты и их туфы с редкими прослоями красноцветных туфопесчаников и туфоаргиллитов. В верхах интервала пачка базальтов и трахибазальтов темно-зеленого и кирпично-красного цвета.

Интервал 3041 – 2979 м (мощн. 66 м). Внизу интервала алевролиты и алевропесчаники, которые выше сменяются красноцветными конгломератами и гравелитами. Обломочный материал составляет 80-90%. Обломки размером до 2-3 см представлены кварцевыми и фельзитовыми порфирами липаритового состава, дацитовыми порфирами, гранит-порфирами, аплитами, туфами порфиров, порфиритами среднего и основного состава, кремнистыми породами, слабо метаморфизованными алевролитами, кварцито-песчаниками. Цемент глинисто-кварцевый, иногда с ангидритом. Породы обогащены гематитом и гидроокислами железа.

Интервал 2979 – 1700 м (мощн. 1278 м) – терригенно-карбонатная толща. В интервале 2942 – 2940 м обнаружено большое количество брахиопод, из которых Л.И.Ляшенко (ВНИГНИ) определила : Camarotoechia ex gr. Zadonica Nal., Сyrtospirifer cf. radonicus Jasch., Cyrtospirifer ex. gr. Archiaci Vern. non MÜrch, что позволяет отнести данные отложения к нижнему фамену – турне.

В последние годы были проведены комплексные исследования магматических и метаморфических комплексов доюрского основания Западно-Сибирской плиты, результаты которых изложены в ряде статей К.С.Иванова, Ю.Н.Федорова, Ю.Л.Ронкина, Ю.В.Ерохина и других. Изучен состав, возраст, формационная и геодинамическая природа гранитоидов Северо-Нялинской, Каменной, Северо-Каменной, Урьевской, Адым-Юганской, Восточно-Окуневской площадей. Обнаружены относительно низкие величины первичных отношений ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr (0,7046 – 0,7047), свидетельствующие о значительной доле океанического и островодужного материала, служившего субстратом для генерации материнского расплава гранитоидов. При определении абсолютного возраста гранитоидов, вскрытых скважиной Нялинская 31-П на территории Уват-Хантымансийского срединного массива на глубине 3050-3055 м, получены значения 230, 231, 202, 228 млн лет (калий-аргоновый метод). Рубидий-стронциевая изохрона дала пермский возраст вскрытого гранитоидного массива (Иванов и др., 2005).

Этими же авторами составлен ряд карт доюрского фундамента области сочленения Западно-Сибирской плиты и структур Приполярного Урала. Установлены тектонические границы Северо-Сосьвинского грабена, к западному краю которого приурочен ряд тел серпентинитов. В пределах грабена выделены (снизу вверх) три горизонтально залегающие формации: базальтовая, базальт-терригенная и терригенная (Федоров, 2004; Иванов и др., 2004). Базальты грабена относятся к внутриплитным толеитам и имеют возраст 208 – 250 млн лет (K – Ar метод); 232 – 238 млн лет (Rb – Sr и Sm – Nd методы).

На карте фундамента Шаимского нефтегазоконденсатного района (Иванов и др., 2005) в составе нижнего (палеозойского) структурного этажа выделены следующие комплексы пород:

1. Офиолиты (базальты, яшмы) ордовикского возраста;

2. Батиальная терригенно-черносланцевая формация ордовика-раннего силура;

3.Вулканогенно-осадочные комплексы среднего палеозоя островодужного типа (девон);

4. Карбонатные отложения девона и карбона;

5. Терригенные и терригенно-сланцевые отложения карбона;

6. Серпентиниты;

7. Плагиограниты;

8. Граниты (ранняя пермь);

9. Метаморфическое сланцевое обрамление гранитов.

Возраст гранитов и их метаморфического обрамления – раннепермский (калий-аргоновый метод).

Образования промежуточного структурного этажа к которым относится триасовая система, вскрыты многими картировочными и глубокими скважинами. Наиболее полный разрез триаса опубликован ИИ.Нестеровым (2004) по Тюменской сверхглубокой скважине 6-СГ, который приводится ниже в сокращенном варианте (снизу вверх).

Общая глубина скважины 7502 м. Забой ее находится в толще нижнетриасового базальтоидного комплекса.

7502 – 7324 м. Пачка 1. Чередование базальтов, туфов с дайками и силлами микродолеритов. Углы наклона слоев от 0 до 25⁰. Базальты зеленоватые, сургучно-красные, пятнистые, стекловатые и микролитовые, часто с амигдалоидными пустотами, выполненными кварцем, кальцитом и хлоритом. Туфы залегают в виде прослоев толщиной до 3 м, вулканические мелко- и крупнообломочные гематитизированные и аргиллитизированные.

7324 – 7258 м. Пачка 2. Туфы с прослоями аргиллитов. Туфы тонкообломочные, состоящие из обломков вулканического стекла базальтового состава, сцементированные кремнистым веществом, интенсивно аргиллитизированные, с тонкими прослойками микродолеритов. Углы наклона слоев 20 – 45⁰. В интервале 7309 – 7317 м выделен комплекс спор и пыльцы верхней перми-нижнего триаса.

7258 – 6956 м. Пачка 3. Базальты с прослоями кварц-серицитовых пород. В основании пачки туфы с прожилками микродолеритов толщиной 30-40 см. Туфы зеленоватые псаммитовой размерности, состоят из обломков стекловатых базальтов с амигдалоидными пустотами. Базальты серые, зеленовато-серые, интенсивно пропилитизированные. Плагиоклаз соссюритизирован, пироксен замещен баститом, ортохлоритом и гематитом.

6956 – 6676 м. Пачка 4. Чередование базальтов и аргиллитизированных туфов. Базальты серые и зеленоватые, хлоритизированные, эпидотизированные с вторичным кварцем и цеолитом. Туфы сильно гидротермально изменены и превращены в аргиллитоподобную породу.

6676 – 6510 м. Пачка 5. Частое чередование базальтов и интенсивно измененных туфов. Туфы мелкообломочные, иногда сильно карбонатизированные.

6510 – 6426 м. Пачка 6. Чередование песчаников, аргиллитов, алевролитов и гравелитов. В верхней части пачки залегает пласт хлоритизированных и карбонатизированных базальтов. Песчаники серые, мелкозернистые, грауваккового сотава, местами с косой параллельной слоистостью, с одиночными гальками серых и темно-серых аргиллитов. Аргиллиты серые и темно-серые алевритистые с тонкой параллельной слоистостью. Углы наклона слоев 40-45⁰. Встречаются зеркала скольжения с плоскостью наклона 15 – 40⁰. На породах пачки горизонтально залегают отложения тампейского надгоризонта, в которых встречаются гальки серых аргиллитов, указывающих на наличие размыва и перерыва между базальтовым комплексом и платформенными отложениями тампейского надгоризонта. В нижней части пачки 6 в листоватых темно-серых аргиллитах С.И. Пуртовой определен спорово-пыльцевой комплекс индского яруса нижнего триаса. В этих же интервалах спорово-пыльцевые комплексы, выделенные А.И.Киричковой, датируются средним триасом.

Таким образом, базальтоидный комплекс, вскрытый скважиной 6-СГ, скорее всего имеет раннетриасовый возраст, перекрывает палеозойские платформенные отложения и по отношению к мезозойско-кайнозойским отложениям чехла Западно-Сибирского гипербассейна является фундаментом (Нестеров, 2004).

6426 – 5596 м . В этом интервале вскрыты породы тампейского надгоризонта среднего-верхнего триаса, которые с размывом и угловым несогласием залегают на нижнетриасовом базальтовом комплексе. Разрез тампейского надгоризонта представлен тремя пачками, сложенными глинисто-алевролитовыми отложениями с прослоями песчаников и мелкогалечных конгломератов. Гальки состоят из темноцветных аргиллитов, базальтов и кремнистых пород. По плоскостям напластования налеты углистого детрита. Породы датированы С.И.Пуртовой и А.И.Киричковой средним – поздним триасом по спорово-пыльцевым комплексам.

Выше залегают породы заводоуковского надгоризонта ранне – среднеюрского возраста.

Давно установлен триасовый возраст базальтов туринской серии, который подтвержден и в современной работе А.Я.Медведева, А.И.Альмухаметова, М.К.Рейчова и др. (2003). По данным этих авторов возраст базальтов туринской серии 250 млн лет.

Структурно-геологическая позиция и вещественный состав вулканитов туринской серии, локализующихся на Урале и в приуральской части Западно-Сибирской плиты, охарактеризованы в ряде работ ( Иванов, 1974; Коротеев, Иванов и др., 2006; и др.). Наиболее свежие данные, посвященные этому вопросу, опубликованы в статье К.П.Иванова, К.С.Иванова, Ю.Н.Федорова (2007), в которой приводится большой фактический материал по содержанию петрогенных окислов и микроэлементов в породах туринской серии (табл. 14). Авторы отмечают, что вулканиты представлены базальтами и долеритами, которые связаны с зонами активного рифтогенного растяжения. К характерным петро- и геохимическим особенностям эффузивов относятся: повышенная щелочность вулканитов калиевого типа, повышенное содержание Fe, Ti, P, низкое содержание когерентных элементов и высокое содержание крупноионных литофилов.

ТЕКТОНИКА

В монографической работе «Нефть и газ Западной Сибири» 1975 года, написанной А.Э.Конторовичем, И.И.Нестеровым, Ф.К.Салмановым, А.А.Трофимуком, Ю.Г.Эрвье, в составе фундамента выделено два структурных этажа. Нижний, складчатый, представлен глубоко метаморфизованными, сильно дислоцированными породами докембрия и палеозоя, прорванными интрузиями различного состава и возраста.

Между складчатым основанием и платформенным чехлом выделен комплекс отложений, занимающих промежуточное положение. Его авторы отнесли к верхнему этажу фундамента. Кроме того, в верхней части верхнего структурного этажа фундамента выделены тафрогенные образования, лежащие на подстилающих толщах с угловым несогласием. В пределах Западно-Сибирской плиты они представлены эффузивными и эффузивно-осадочными толщами туринской и челябинской серий (Ростовцев, 1955).

При характеристике тектонического строения и стратиграфии фундамента ЗСП в вышеназванной монографии отправной точкой является положение о том, что складчатые области, обрамляющие Западно-Сибирскую плиту, постепенно погружаются под мезозойско-кайнозойский чехол и прослеживаются под ним на большие расстояния, образуя фундамент плиты. Исходя из этой предпосылки, авторы выделяют в фундаменте плиты складчатые системы разных периодов стабилизации. Отсюда вытекает вывод о гетерогенности фундамента.

Этот же принцип взят при характеристике фундамента плиты и в другой монографии, авторами которой являются В.С.Сурков и О.Г.Жеро (1981). В этой книге приведено много нового фактического материала, особенно в части, касающейся триасового рифтогенеза. Итак, авторы двух названных монографий, используя геологические и геофизические данные, выделяют в фундаменте ЗСП ряд разновозрастных складчатых систем (рис. 15).

Енисейская складчатая система байкальского возраста является самой древней в фундаменте плиты. Она протягивается широкой полосой вдоль восточной границы плиты от Восточного Саяна и Енисейского кряжа до Туруханской зоны. Система заложилась на коре континентального типа в результате дробления в раннем докембрии единого материка, включающего Русский и Сибирский древние кратоны. Енисейская складчатая система фундамента плиты ограничена с запада и востока глубинными разломами, фиксирующимися геофизическими методами.

В пределах байкалид фундамента авторы выделяют два древних массива : Верхнекетский, расположенный в юго-восточной части плиты, и Нядояхский – на севере Приенисейской зоны.

Салаирско-Кузнецкоалатауская складчатая система продолжает структуры Алтае-Саянской складчатой области, сформированные салаирским тектогенезом и погруженные под чехол юго-восточной части плиты. Эти складчатые структуры сложены докембрийскими и нижнепалеозойскими метаморфическими комплексами, образующими ряд блоковых выступов. Западной границей салаирид фундамента плиты считается Кузнецко-Алатауский, а восточной – Верхнекетский глубинные разломы.

Центрально-Казахстанская складчатая система каледонид слагает фундамент ЗСП в междуречье Тобола и Иртыша. Структурно-формационные зоны этой складчатой системы со всех сторон обтекают Кокчетавский массив. Тектоническое строение этого района осложняется системой разновозрастных древних блоков архейского и протерозойскго возраста, оказывавших влияние на развитие каледонид Центрально-Казахстанской складчатой системы.

Салымская складчатая система. Образуя фундамент южной части Западно-Сибирской плиты (Обь-Иртышское междуречье), эта складчатая система продолжается в ее обрамлении в виде Чингиз-Тарбагатайской складчатой зоны Восточного Казахстана. В пределах Салымской складчатой системы фундамент предствален главным образом палеозойскими вулканическими породами, которые слагают Старосолдатско-Михайловскую и Верхне-Демьянскую мегантиклинорные зоны, разделенные Тарско-Муромцевским мегасинклинорием. В пределах названных антиклинориев зеленокаменно измененные эффузивы вмещают серию гранитоидных массивов: Нагорнинский, Малиновский, Тарбожинский, Нижнеомский и др.

Салымская складчатая система отделяется от Центрально-Западно- Сибирской Иртышским краевым прогибом, в котором Омская опорная скважина вскрыла туринскую серию триаса.

Центрально-Западносибирская складчатая система слагает фундамент в центральной части плиты. На юге, в ее обрамлении, система представлена Калба-Нарымской и Томь-Колыванской складчатыми зонами.

Эта складчатая система была заложена в силуре или начале девона на коре континентального типа и в ранние периоды формирования была сложена преимущественно осадочными породами, которые в заключительную фазу герцинского тектогенеза были метасоматически переработаны и гранитизированы. Здесь глубокие скважины вскрыли в фундаменте метаморфические породы и метасоматические гранитоиды среднего палеозоя и вулканогенно-осадочные образования позднего палеозоя.

Несколько восточнее г.Ханты-Мансийска герциниды Центрально-Западносибирской складчатой системы по зоне глубинного разлома граничат с Уват-Хантымансийским срединным массивом байкальского возраста. В северной части герциниды Центрально-Западносибирской складчатой системы по краевому шву граничат с герцинидами Уральской складчатой системы.

Уральская складчатая система. В западной части плиты ее фундамент сложен погруженными под чехол герцинскими структурами Урала.

На северном продолжении Тагильского синклинория выделяется Ляпинский синклинорий, слагающий фундамент ЗСП. Эта структура образована девонскими и каменноуголными отложениями. По бортам ее развиты интрузии основного и ультраосновного состава.

В Восточно-Уральской мегантиклинорной зоне в пределах фундамента ЗСП выделяются Пелымский и Северо-Сосьвинский антиклинории. В их приосевой части буровыми скважинами вскрыты гранитные плутоны позднепалеозойского возраста и гнейсовые комплексы докембрийского возраста, а на крыльях – метаморфизованные эффузивно-осадочные комплексы ордовика и силура.

На северном продолжении открытых структур Восточно-Уральского прогиба в фундаменте плиты выделяются Верхне-Кондинский (Шеркалинский) и Талицкий синклинории, сложенные преимущественно отложениями каменноугольной системы. В ядрах локальных поднятий буровыми скважинами вскрыты силурийские и девонские вулканогенные комплексы.

К осевой части положительных структур Зауральской мегантиклинорной зоны, почти полностью перекрытой платформенным чехлом, приурочены гранитные массивы позднепалеозойского возраста. Крылья этих структур сложены эффузивными образованиями ордовика – нижнего карбона.

Среди герцинид фундамента ЗСП выделяются два крупных срединных массива байкальского возраста Уват-Хантымансийский и Барнаульский. Первый из них располагается между Уральской и Центрально-Западносибирской герцинскими складчатыми системами. Он раздроблен на блоки (выступы), к которым приурочены гранитные плутоны докембрийского и позднепалеозойского возраста. Таковы Красноленинский, Ляминский, Ныловский выступы. К отрицательным структурам Уват-Хантымансийского срединного массива относятся Надымская и Ханты-Мансийская впадины.

Другой срединный массив – Барнаульский, расположен в южной чати ЗСП. Строение его аналогичное Уват-Хантымансийскому массиву. В его строении выделяются впадины, сложенные среднепалеозойскими образованиями.

Грабен-рифты. В центральной части Западно-Сибирской плиты выделяются узкие линейные протяженные субмеридиональные структуры, названные грабен-рифтами (Сурков, Жеро, 1981). Они отражаются в гравитационных и магнитных полях интенсивными положительными аномалиями. На поверхности фундамента эти зоны выражены глубокими грабенообразными впадинами, в основании которых отсутствуют геосинклинальные складчатые комплексы и развиты интрузии основного состава (Конторович, Нестеров и др., 1975; Шаблинская, 1976). Геофизические расчеты, сделанные на основе плотностных характеристик, показывают, что эти грабен-рифты на всю мощность земной коры заполнены базитами и только в их верхней части имеется вулканогенно-осадочный покров (рис.17,18). Над рифтогенными структурами четко отмечено увеличение современного теплового потока на 0,1 мкал/ (с∙см²).

Время формирования грабен-рифтов – триасовое, поскольку они рассекают пермские образования и перекрываются юрскими осадками платформенного чехла. В их строении участвуют два структурно-формационных комплекса: комплекс основания (собственно рифтовый) и комплекс грабенов. Первый сложен интрузиями основного состава, второй – вулканогенно-осадочными и осадочными образованиями. Между этими двумя комплексами нет четко выраженной границы. Верхний комплекс постепенно сменяется юрскими осадками платформенного чехла.

Собственно рифтовый комплекс и вулканогенно-осадочная часть верхнего комплекса могут быть сопоставлены с нижнетриасовой туринской серией Зауралья, а существенно осадочная часть комплекса грабенов – с тампейской серией среднего-верхнего триаса.

Главной и крупнейшей структурой системы грабен-рифтов ЗСП является Колтогорско-Уренгойский грабен-рифт.

Основываясь на материале глубоких скважин, пробуренных в южной части Колтогорско-Уренгойского грабен-рифта, В.С.Сурков и О.Г.Жеро приводят описание триасовых рифтогенных образований. Так, в разрезе Саймовской скважины триас представлен переслаивающимися лавами, лавобрекчиями, туфами и пластовыми интрузиями базальтоидного состава. Лавовые покровы толщиной 5-50 м разделены пластами туфов толщиной 3-5 м. Мощность пластовых интрузий достигает 100 м. Лавовые покровы состоят из миндалекаменных базальтовых порфиритов, долеритов и брекчий порфиритов. Пластовые интрузии сложены долеритами и оливиновыми базальтами. Породы сильно изменены гидротермальными процессами, выражающимися в альбитизации плагиоклаза, хлоритизации и карбонатизации темноцветных минералов. Никольская скважина вскрыла рифтогенные образования триаса на глубину 1374 м. Разрез представлен чередующимися пачками осадочных пород (песчаники, алевролиты и глинистые разности), миндалекаменных базальтов и габбро-диабазов. В Александровской и Никольской скважинах рифтовые образования сложены миндалекаменными порфиритами, пироксеновыми и оливиновыми долеритами и туфами. Верхняя часть разреза состоит из туффитов.

В своей недавней работе И.И.Нестеров (2004) в фундаменте северной части ЗСП (территория Ямало-Ненецкого автономного округа) выделяет следующие тектонические области: байкалиды с толщиной земной коры до 50 км. Они протягиваются вдоль Енисея, захватывают Гыданский полуостров и северную часть полуострова Ямал. На северо-востоке фундамент выходит на поверхность. В Пур-Тазовском междуречье выделяется область, где байкалиды в значительной степени переработаны в герцинский тектоно-магматический этап; байкалиды с активизацией тектонических движений в юрско-меловой этап (бассейн р. Мессояха, левого притока Енисея); герциниды эвгеосинклинального типа (крайние северо-западная и юго-западная части площади); герциниды миогеосинклинального типа (бассейн р.Надым; герциниды с активизацией тектонических движений в юрско-меловой этап (узкая полоса, пересекающая всю площадь с юго-востока на северо-запад; пермский бассейн на герцинском основании (Зауралье, низовья Оби и Байдарацкая губа).

Завершая рассмотрение тектоники фундамента Западно – Сибирской плиты, следует кратко остановиться на одном принципиальном вопросе, связанным с понятием «тафрогенез». В стройной череде событий, характеризующих последовательное формирование геосинклиналей (Хаин, Михайлов, 1985) или складчатых подвижных поясов (Хаин, Ломизе, 1995), традиционно выделялась тафрогенная стадия их развития, в значительной степени разработанная тектонистами на основе уральского и западно-сибирского материала. Продукты тектогенеза этого типа, слагающие триасовые тощи, широко развиты на восточном склоне Урала и в фундаменте ЗСП. Едва ли павомерно относить эти образования к уралидам. Правильнее считать их результатом активизации фундамента Западно-Сибирской эпигерцинской платформы, в значительной мере сложенного уралидами. Пожалуй самым главным аргументом в пользу такого утверждения будет факт одновременного проявления рассеянного триасового рифтогенеза не только в фундаменте молодой Западно-Сибирской плиты, но и в древнем Сибирском кратоне, который также был подвергнут процессу мезозойской «неудавшейся океанизации».

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЧЕХЛА

ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ

СТРАТИГРАФИЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ

В начале мезозойской эры уралиды в целом представляли собой молодую эпигерцинскую платформу. Тектонические события, протекающие в ее пределах, во многом совпадали с таковыми на Русской и Сибирской платформах, что подтверждает монолитность этих участков литосферы в триасовый период.

Так, в триасе древний Сибирский кратон испытывал режим активизации магматических процессов. Из глубоких трещин в земной коре изливалось колоссальное количество базальтовой лавы, которая, застывая в условиях суши, дала горные породы основного состава. Это знаменитые сибирские траппы, с которыми в районе г.Норильска генетически связаны месторождения меди, никеля и других металлов с уникальными запасами. Базальтовые покровы, весьма сходные с сибирскими траппами, обнаружены в уралидах, которые в этот период также испытывали активизацию тектонических движений и магматизма.

К этому же времени относится эпоха мощного угленакопления, которое охватило северную и западную части Сибирской платформы, а в пределах уралид бурыми углями заполнялись линейные отрицательные структуры - грабены. Мощность угленосных толщ триаса достигает 3-4 км, а отдельные угольные пласты в Челябинском грабене имеют мощность до 100 метров.

Линейные структуры триаса (грабены) особенно широко распространены в центральной части Западно-Сибирской плиты. В них практически отсутствует палеозойский фундамент. Его замещают интрузии основных пород и покровы базальтов триасового возраста, которые прослежены бурением и геофизическими наблюдениями на глубину более 1,5 километров. Над ними располагаются впадины глубиной около 1 километра, заполненные осадками юрского возраста. Таким образом, кровля магматических пород триаса (траппов) опущена относительно палеозойских бортов грабенов на 1-1,5 км (Сурков, Жеро, 1982).

Охарактеризованные структуры представляют собой зоны раскола фундамента, в которых некогда зияющие трещины заполнены затвердевшим базальтовым расплавом. Природа их рифтовая, а механизм образования подобен развитию осевых грабенов современных срединноокеанических хребтов. Грабен-рифтовые структуры интенсивно развивались в триасе, но они живы и в настоящее время, ибо в них зафиксирован повышенный тепловой поток.

Сибирские исследователи В.С.Сурков и О.Г.Жеро (1982) выделяют в фундаменте плиты несколько рифтовых структур, но главной из них является Колтогорско-Уренгойский грабен-рифт, прослеживающийся субмеридионально через плиту на расстояние 1800 км от г.Омска на юге, до Карского моря на севере. Далее, в этом же направлении, он соединяется с желобом Святой Анны в Северном Ледовитом океане. Эта структура известна также под другим названием – Пурский желоб. Ширина рифта постепенно увеличивается с юга на север от первых километров до нескольких сотен км. Это наиболее крупная и хорошо изученная рифтовая структура плиты, возникшая в триасе, когда сформировавшаяся к концу палеозоя единая литосферная плита, снова раскололась. Колтогорско-Уренгойский грабен стал играть роль центрального глубинного разлома, от которого происходило растяжение литосферы в мезозое.

Однако раскол плиты и последующий раздвиг образовавшихся бортов не достиг крупных масштабов и, соответственно, не привел к образованию нового океанического бассейна с возобновлением островодужных и последующих событий формирования мезозойской складчатой системы. Поэтому Западно-Сибирскую плиту М.Я.Рудкевич (1987) назвал «несостоявшимся океаном». Этот ученый полагал, что Пурский желоб возник над палеозойским рифтом, как долгоживущей структурой. Не исключено таким образом, что в палеозое в этой части планеты существовало два океана – Уральский с осью раздвига, проходящей вдоль современного Урала, и Западно-Сибирский, осью спрединга которого являлась структура, породившая в мезозое Пурский желоб.

При всей своей активности, триасовый рифтогенез плиты был рассеянным и носил континентальный характер, Об этом свидетельствует пыльца и споры наземных растений и обуглившиеся остатки древесины в осадочных породах, перемежающихся с пластовыми телами базальтов.

Не состоявшаяся «океанизация» Западно-Сибирской плиты в мезозойскую эру сыграла свою положительную роль в накоплении углеводородов в ее чехле, когда этот регион был залит мезозойским континентальным морем. В юрский и меловой периоды Пурский желоб являлся осью растяжения и прогиба фундамента плиты. Именно здесь, над желобом создавались относительно глубоководные условия, благоприятные для накопления нефтегазоматеринских пород богатых отмершей фауной. Повышенный тепловой поток в рифтогенных структурах способствовал переработке органического вещества в углеводороды. По выражению М.Я.Рудкевича, «неудавшиеся океаны потому и являются крупнейшими нефтегазоносными бассейнами, что их образование не состоялось».

Поскольку триасовый базальтовый вулканизм в уралидах по времени был синхронен с трапповым магматизмом Сибирской платформы, то можно предположить, что литосфера последней также подвергалась растяжению в этот период. Вероятно, полному разрыву континентальной коры в мезозое и образованию здесь океанической структуры помешали мощные напряжения сжатия, поступающие со стороны зарождающейся в это время Атлантики.

Касаясь палеогеографической обстановки триасового периода, необходимо отметить, что Урал и большая часть Западной Сибири в это время представляли собой слабо приподнятую довольно выровненную сушу. Складчатые, а затем и глыбове горы, сложенные уралидами, к этому времени уже разрушились и превратились в пенеплен. Континентальные водные бассейны существовали лишь на крайнем северо-востоке плиты и в наложенных впадинах триасовых грабенов. В последних происходила аккумуляция терригенного материала, сносимого с суши, излияние лав основного состава из трещинных вулканов, чередующееся с угленакоплением. Опускание дна грабенов происходило довольно быстро, вследствие чего на поверхности они занимались речными долинами, по которым происходил снос обломочного материала с бортов этих структур. Пышное развитие растительности привело к накоплению мощных залежей торфа в заболоченных участках. Впоследствии скопления торфа превратились в толщи бурого угля.

Триасовые отложения Западно-Сибирской плиты тектонистами относятся к промежуточному структурному этажу.

Одной из крупных грабенообразных структур триаса является Северо-Сосьвинский (Саранпаульский) грабен, развившийся на коре выветривания палеозойских пород Урала (рис.21). В позднетриасовое, юрское и меловое время в этой структуре образовались угленосные отложения, входящие в состав Сосьвинско-Салехардского буроугольного бассейна.

Изучение геологического строения Северо-Сосьвинского района, проведенное Уральским геологическим управлением, привело к открытию буроугольных месторождений юрского возраста (Тольинское, Оторьинское, Няйское, Лопсинское, Усть-Маньинское). Дальнейшие геологические исследования партий Главтюменьгеологии позволили открыть в районе Люльинское и Турупьинское месторождения, относящиеся к триасовой эпохе угленакопления.

Стратиграфическое расчленение мезозойских отложений Северо-Сосьвинского угленосного района проведено В.А.Лидером (1964), А.И.Сидоренковым и А.В.Гурским (1977). Ниже приводится стратиграфическая схема Северо-Сосьвинской грабенообразной структуры по данным указанных исследователей.

Триасовая система представлена карнийским, норийским и рэтским ярусами. Первые два яруса выделены в саранпаульскую свиту зеленоватых глин, глинистых алевролитов и мелкозернистых песчаников, которые фациально замещаются красноцветными псаммо-псефитовыми породами с редко встречающимся растительным детритом. Рэтский ярус сложен фациально замещающими друг друга семьинской и ятринской свитами.

Семьинская свита с размывом и угловым несогласием залегает на выветрелых породах палеозоя или на пестроцветах саранпаульской свиты. Она представлена светлыми и красными каолинитовыми глинами, глинистыми алевролитами, песчано-гравийно-галечным материалом. В разрезе свиты наблюдаются линзы бокситов светло-серого и светло-бурого цвета толщиной до 17 м. Мощность свиты до 48 м.

Ятринская свита мощностью до 230 м с размывом и угловым несогласием залегает на коре выветривания палеозойских пород и представлена переслаивающимися гравелитами, песчаниками, каолинитовыми глинами с сидеритовыми стяжениями. Свита содержит пласты бурых углей.

Юрская система начинается охтлямской свитой молассоидов, сложенная алевритистыми глинами, углистыми аргиллитами, алевролитами и пластами угля толщиной до 7 м и залегающая на ятринской свите с размывом. В нижней части свиты развиты пески и песчаники с глинистым и известковистым цементом с прослоями гравелитов и конгломератов. Фациальным аналогом охтлямской свиты в западном борту Турупьинской впадины является турупьинская свита, содержащая туфогенный материал. Возраст охтлямской и турупьинской свит – лейас-ааленский.

Байос-келловейские осадки представлены тольинской свитой. По литолого-фациальным особенностям и спорово-пыльцевым комплексам она подразделяется на две подсвиты: нижнюю (континентальную) и верхнюю (лагунную). Нижняя подсвита мощностью до 85 м с размывом ложится на подстилающие осадки лейаса-аалена и согласно перекрывается мелководно-морскими отложениями маурыньинской свиты. В составе нижней подсвиты алевритистые глины, углистые аргиллитоподобные глины, алевриты и алевролиты, глинистые пески и песчаники, гравийно-галечный материал. В пределах Вольинской впадины нижняя подсвита сложена глинистыми алевролитами, мелкозернистыми кварцевыми песками и шоколадными глинами, подстилающими угольный пласт Главный, с которым связана основная угленосность юрских отложений. Средняя мощность угольного пласта 5,4 м. Южнее р.Няйс осадки нижней подсвиты отсутствуют и на Усть-Маньинском и Лопсинском месторождениях угленосный разрез представлен лагунными отложениями верхней подсвиты.

На территории, занятой Вольинской впадиной и Мансийским горстом, верхняя подсвита трансгрессивно перекрывает нижнюю подсвиту, а вверх по разрезу постепенно переходит в морские осадки маурыньинской свиты келловей-оксфордского возраста.

Морские осадки келловей-берриасского возраста не являются угленосными. Они расчленяются на три свиты (снизу вверх): маурыньинскую (келловей-оксфорд), лопсинскую (кимеридж) и федоровскую (титон-берриас). Первая сложена алеврито-глинистыми осадками бурого цвета мощностью 5-40 м; вторая – зеленовато-серыми глинами мощностью 60-120 м; третья – глауконитовыми алевритами и песчаниками мощностью 15-70 м.

Морские отложения титона-берриаса наращиваются алеврито-глинистыми породами валанжина (хорасоимская свита мощностью 50-80 м) и готерива-баррема (улансынская свита мощностью 50-110 м) с фауной пелеципод и белемнитов.

Комплекс морских осадков перекрывается апт-альбскими глинистыми, алевритовыми и песчаными континентальными осадками с маломощными пластами угля, которые выделены в северо-сосьвинскую свиту мощностью 80-400 м.

В южной части района альбские отложения представлены аргиллитоподобными глинами ханты-мансийской свиты мощностью 50-70 м.

В наиболее погруженных частях Усть-Маньинского и Северо-Сосьвинского прогибов развита толща морских осадков мощностью до 110 м, относящихся к сантонскому и кампанскому ярусам (усть-маньинская и леплинская свиты).

В восточной краевой зоне Северо-Сосьвинской депрессии развиты морские и континентальные отложения палеогена, представленные песками, глинами, диатомитами и опоками мощностью до 150 м.

Северо-Сосьвинская грабенообразная структура подразделена А.И.Сидоренковым, А.В.Гурским и другими (1971, 1972) на две субмеридиональные депрессионные зоны – Западную и Восточную. Первая граничит на западе с палеозойскими образованиями Урала, а на востоке – с Мансийским валом. Это сложно построенная отрицательная структура, в которой обособлены кулисообразно расположенные впадины (с запада на восток): Сертыньинская, Люльинская, Турупьинская, Вольинская и Усть-Маньинская. Ширина их варьирует от 4 до 18 км. Наибольшую протяженность в субмеридиональном направлении имеет Вольинская впадина (90 км). Впадины отделены друг от друга блоковыми поднятиями палеозойского фундамента и ограничены разломами. Наибольшая глубина погружения фундамента наблюдается в Турупьинской впадине (900 м).

Наиболее древние осадки в Западной зоне относятся к рэтскому ярусу триаса. Они интенсивно дислоцированы. Углы наклона пластов в центральных частях впадин 5-10⁰, а в прибортовых достигают 45-60⁰. От вышележащих юрских осадков триасовые отложения отделены четким угловым несогласием.

Мансийский вал вытянут в меридиональном направлении на 130 км при ширине от 2 до 20 км. В результате ундуляции его шарнира в пределах вала обосабливается ряд поднятий. Наиболее приподнятое из них – Семьинский горст. Обычные глубины залегания палеозойского фундамента в пределах Мансийского вала варьируют от 100 до 300 м, но на отдельных участках палеозойские породы обнаруживаются непосредственно под четвертичным покровом (Семьинский горст).

Восточная депрессионная зона изучена слабо. Глубина залегания фундамента в ней 1300-2000 м. Буровыми скважинами и комплексом геофизических исследований в пределах района установлено большое количество разрывных нарушений, ориентированных субмеридионально и косоширотно. Протяженность их достигает 70 км, а амплитуда смещения – 600 м.

В Северо-Сосьвинской грабенообразной структуре обнаружено 9 буроугольных месторождений, общие запасы которых достигают 6,4 млрд тонн. Угленосными являются ятринская и тольинская свиты мезозоя. Максимальные запасы углей связаны с ятринской свитой рэта.

В послетриасовое время жизнь рифтогенных зон на территории уралид продолжалась, но рифтогенез был рассредоточенным. Он не сопровождался больше вулканизмом, но приводил к утонению земной коры, что вызывало ее прогибание. В результате этого в интервале времени от юры до палеогена в Западной Сибири существовала огромная по размерам морская впадина, в которой накапливались осадки платформенного чехла плиты (верхнего структурного этажа). Погружения касались и восточной периферии Урала, но большая часть осевой зоны этой страны в течение мезозоя и кайнозоя представляла собой сушу, поэтому послетриасовые осадки имеют здесь ничтожную мощность.

В общей сложности послетриасовый цикл осадконакопления в Западной Сибири длился более 190 млн лет. Естественно, что палеогеографические условия такого огромного промежутка времени не оставались постоянными. А.Э.Конторович, И.И.Нестеров и другие (1975) выделяют в пределах Западно-Сибирской плиты в юрский период семь основных этапов смены палеогеографической обстановки, а в меловой период – четырнадцать. В геттангский, синемюрский и плинсбахский века на юге и юго-западе Западно-Сибирской плиты существовала денудационная равнина, служившая областью сноса. Далее к северу она сменялась денудационно-аккумулятивной равниной, где накапливались озерно-аллювиальные песчано-глинистые осадки. На крайнем северо-востоке, как и в триасе, находился морской бассейн, к которому с юга, запада и юго-запада примыкала низменная денудационно-аккумулятивная равнина, периодически заливавшаяся морем. В это время на территории всего Западно-Сибирского региона был гумидный умеренно-теплый климат, поэтому здесь росли гинкгово-хвойные леса и теплолюбивые папоротниковые заросли. На северо-западе равнины располагалось много сфагновых болот.

Континентальные условия на большей части равнины сохранялись с тоарский и ааленский века. На северо-востоке продолжал существовать морской водоем, изолированный от арктического (бореального) бассейна. Прибрежные аккумулятивные равнины северной части территории периодически заливались морем. Морская фауна этого времени представлена главным образом угнетенными фораминиферами.

В байосском и батском веках началось прогибание Западно-Сибирской плиты и прилегающего к ней восточного склона Урала. Денудационная равнина сохранилась лишь на юге. Вся северная половина плиты, включая Среднее Приобье, представляла собой низменную и прибрежную аккумулятивную ранину, на территории которой накапливались глинистые (часто битуминозные) осадки. Влажный теплый климат в байосском веке господствовал лишь в западной и северо-восточной частях равнины, а в южном, центральном и юго-восточном районах появились признаки сухого (аридного) климата.

В южной части плиты послетриасовый цикл осадконакопления начинается заводоуковской серией, которая залегает на породах фундамента. Возраст заводоуковской серии – нижняя, средняя и низы верхней юры. В это время на территории юга Тюменской области в условиях денудационной равнины происходило отложение континентальных осадков, объединенных в тюменскую свиту. Во всех изученных разрезах тюменская свита сложена сероцветной угленосной толщей, в которую входят песчаники, алевролиты, аргиллиты с растительным детритом и тонкими пропластками бурого угля. В Заводоуковском районе на породах палеозоя залегает континентальная покровская свита песчаников, красноцветных глин с прослоями глинистых доломитов, являющаяся возрастным и генетическим аналогом тюменской свиты. Мощность тюменской и покровской свит на юге Тюменской области оценивается в 30-35 м.

В конце келловея (поздняя юра) в Западной Сибири наступила крупная трансгрессия северного бассейна, охватившая и территорию юга Тюменской области. Режим суши сохранился лишь в узкой полосе, обрамляющей морской бассейн со стороны Урала, Казахстана и Енисейского кряжа, где в это время располагалась низменная денудационно-аккумулятивная равнина. В районе Березово и Шаима в это время находился архипелаг островов. В конце оксфорда на юге произошла некоторая гумидизация климата. С этого времени в теплом юрском море происходило отложение морских осадков полудинской серии келловей-валанжинского возраста. (верхняя юра – нижний мел). Осадки полудинской серии на юге Западной Сибири входят в состав марьяновской и вогулкинской (абалакской) свит, представленных морскими глинами, алевролитами, песчаниками, известняками и мергелями.Мощность полудинской серии в пределах Тюменского района около 130 м.

Трансгрессия моря продолжалась в киммериджском и волжском веках, охватив всю территорию равнины. Площади суши остались лишь на западе, северо-западе, а также в виде узких полос вдоль современных границ плиты, за пределами Тюменской области. Центральная часть бассейна не успевала заполняться глинистыми осадками, сносимыми с суши, вследствие чего она значительно углубилась. Рельеф восточного склона Северного, Приполярного и Полярного Урала был дифференцированным за счет продолжающих жизнь грабенов и горстов. Влажный теплый климат способствовал развитию пышной растительности, за счет отмирания которой в юрских депрессиях формировались угленосные толщи (тольинская свита).

Палеогеографическая обстановка конца юрского периода сохранилась в берриасском и валанжинском веках раннего мела. Большая часть территории плиты была покрыта морем, за исключением узких полос ее обрамления. Территория Урала в течение всего мела оставалась приподнятой. На западном побережье климат был теплым и влажным (субтропическим). Температура не опускалась ниже 0⁰С даже зимой. Здесь произрастали теплолюбивые папоротники. На южном и юго-восточном побережьях господствовал сухой и жаркий климат.

В готеривский и барремский века наступила устойчивая регрессия моря, площадь которого сократилась более чем вдвое. Морские условия сохранились лишь в северной половине равнины. На северо-западе в это время существовала низменна аккумулятивная равнина. Вдоль Урала протягивалась более высокая страна, служившая источником сноса материала, а на юге и востоке в условиях низменной суши с субтропическим климатом происходило отложение осадков. Это отложения неокома, объединенные в саргатскую серию нижнего мела.

Саргатская серия представлена ахской, киялинской и черкашинской свитами, состоящими из глин, песчаников и алевролитов общей мощностью 50-75 м.

Новое наступление бореального бассейна произошло в аптском веке, когда было затоплено Среднее Приобье и Уватский район, а в альбском веке морской бассейн распространился до широты г.Тюмени и даже южнее. Этому отрезку времени соответствуют осадки покурской серии (конец аптского – начало сеноманского веков), представленной континентальными и мелководно-морскими осадками, входящими в состав уватской, покурской и викуловской свит. Отложения состоят из полимиктовых песчанников, алевритов и глин мощностью до 130 м.

В сеноманский век почти вся территория плиты испытывала поднятие, вследствие чего море покинуло ее. Мелководный бассейн сохранился лишь в западной части, вдоль Урала.

Следующая крупная трансгрессия моря произошла в туронский век. Как и в начале мела, суша существовала только вдоль границы плиты. Такая обстановка сохранялась с некоторыми изменениями до конца мелового периода, когда позднемеловое континентальное море Западно-Сибирской плиты соединялось с Туранским морем через Тургайский пролив. Последний возник в туроне, а в кампанский и маастрихтский века достигал наибольшей ширины. В это время происходил свободный обмен фауной Западно-Сибирского моря с южными морями.

В условиях этой крупной морской трансгрессии образовались осадки дербышинской серии (туронский век позднего мела - датский век палеогена). В южной части плиты в состав серии входят кузнецовская, березовская и ганькинская свиты. Первая сложена темно-серыми глинами и алевритами, вторая – опоковидными глинами и алевритами, третья – известковистыми глинами. Мощность отложений дербышинской серии в южной части плиты достигает 115 м.

Западно-Сибирское море позднего мела соединялось с Восточно-Европейским через проливы в северной части Урала. На уральском побережье в условиях теплого климата росли каштаны, платаны, дубы, масличные, папоротниковые и хвойные деревья. На южном побережье Западно-Сибирского моря, где климат достигал тропического, произрастали ильмовые, миртовые и платаны.

К югу от побережья, в глубине континента, существовали зоны с сухим жарким климатом. Там развивались ландшафты, похожие на современные тропические саванны с разреженными лесами и пышными оазисами в долинах рек. В конце мела тепло было по всей территории современной Западной Сибири. На севере Западно-Сибирской равнины среднегодовая температура достигала 14⁰С (Страхов, 1962). Тепло было даже на островах современной Арктики, где обнаружена богатая флора того времени.

В течение мелового времени на Урале продолжала интенсивно формироваться кора выветривания. За счет выщелачивания из нее окислов алюминия, железа и последующего отложения их в озерах и лагунах возникали месторождения бокситов и бурых железняков оолитового сложения. В условиях размыва коры выветривания магматических пород на Урале образовывались россыпи золота и платины, залежи каолиновых глин и чистых кварцевых песков.

В первой половине палеоцена Западно-Сибирский бассейн переместился на юг и приблизился к Уралу. В конце палеоцена западный берег моря максимально продвинулся на запад и достиг границы современного Главного Уральского хребта. Одновременно трансгрессия охватывает всю северную часть плиты, включая полуострова. Такая палеогеографическая обстановка сохранялась в эоцене и начале олигоцена. Во второй половине олигоцена произошла постепенная смена морского режима на континентальный, вследствие общего поднятия территории Урала, Зауралья и Западной Сибири. Континентальный режим продвигался с юга на север в течение длительного времени, постепенно завоевывая морские акватории. Море сменилось равнинной сушей, покрытой множеством пресных и солоноватых озер.

Соответственно палеогеографической обстановке в палеогене сформировались две толщи осадков. Нижняя толща морская и состоит гланым образом из глин, опок и диатомитов. Она выделена под названием называевской серии эоцена-олигоцена, сложенной рядом свит.

Нижняя граница этой серии достаточно четкая: она выражена контактом светлых, голубовато-серых глин датского яруса и темно-серых до черных с коричневым оттенком глин палеоцена, составляющих талицкую свиту. На юге Западно-Сибирской плиты отложения талицкой свиты часто отсутствуют. В этом случае на датских глинах лежат опоки, опоковидные глины и диатомиты эоцена, выделяемые в люлинворскую свиту, достигающую мощности 130 м. В основании слоя опок люлинворской свиты мощностью 60-80 м нередко присутствует пачка базальных песков мощностью 5-6 м. Вверх по разрезу опоки сменяются диатомитами и желто-серыми тонкослоистыми диатомовыми глинами толщиной до 100 м. Еще выше диатомовые глины постепенно сменяются бескремнистыми жирными, пластичными слоистыми или листоватыми глинами оливково-зеленого и зеленовато-серого цвета, в которых присутствуют прослои сидерита и линзы тонкозернистого песка. Это чеганская свита позднего эоцена – раннего олигоцена, мощность которой на юге достигает 150 м.

Разрезы чеганской (тавдинской) свиты всюду однотипны: зеленые и зеленовато-серые плитчатые жирные глины с тонкими (1-2 мм) прослоями и гнездами мелкозернистого песка и алеврита с включениями пирита и стяжениями глинистого сидерита. Содержание сидерита иногда достигает 50-70%. В минеральном составе легкой фракции глин преобладает кварц и полевой шпат с примесью слюды. Комплекс минералов тяжелой фракции постоянен: пирит, сидерит, магнетит, ильменит и эпидот.

Глины чеганской (тавдинской) свиты нижнего олигоцена покрывают плащом почти всю территорию Запрадно-Сибирской плиты. В ней найдены многочисленные остатки морских рыб, в том числе зубы акул. Разрез их вскрыт Кыштырлинским карьером возле пос. Винзили, на окраине Тюмени (рис.23). Стенки карьера сложены зеленоватыми тонкослоистыми, плотными плитчатыми глинами, содержащими большое количество сидеритовых стяжений. Глины чеганской свиты относятся к монтмориллонитовой группе и представлены бейделлитом.

По данным химического анализа чеганские глины, освобожденные от сидеритовых стяжений, содержат более 2 % щелочей (калия и натрия), около 3 % щелочных земель, 7 % железа. Они могут применяться для изготовления кирпича, керамзита, аглопорита.

Монтмориллонитовые глины обладают свойством сильно разбухать в воде, что обусловлено способностью кристаллической решетки монтмориллонита раздвигаться и вмещать жидкие вещества. На этом основаны очищающие и отбеливающие свойства монтмориллонитовых глин. Поэтому их используют в качестве сорбентов при очистке шерсти в сукновальном производстве, для очистки и осветления нефтяных продуктов, растительных масел, вин, пива, фруктовых соков, уксуса. Они – прекрасный очиститель сточных вод, в том числе радиоактивных. В последние годы монтмориллонитовые глины все чаще используются в косметике для очищения кожи.

При послойной документации геологического разреза в серии уступов Кыштырлинского карьера удалось установить следующие литологические особенности чеганской свиты.

В типичном своем виде чеганская свита представлена в карьере зеленовато-серыми глинами различных оттенков. Текстура глин тонкослоистая и тонкоплитчатая за счет тончайших прослоек и примазок слюдисто-кварцевого алеврита. На плоскостях наслоения местами алевритовый материал образует мелкие линзообразные скопления. Количество и мощность прослойков алеврита и тонкозернистого песка увеличивается вверх и вниз по разрезу. В низах свиты песчаные прослойки содержат примесь зеленого минерала – глауконита.

В толще глин встречаются желваки и линзы сидерита самой различной формы (рис.24). Преобладают круглые и овальные формы сидеритовых стяжений. Сидериты имеют внешнюю корочку, которая в обнажениях выглядит бурой, иногда фиолетово-бурой. Внутренняя часть стяжений сидерита имеет более светлые тона: желтоватые, розоватые, голубоватые и серые. Структура породы скрытокристаллическая. Содержание алевритовой примеси достигает 10 %. Довольно часто сидеритовые скопления содержат глинистый материал в количестве 25 % и более. В глинах также часты стяжения пирита и марказита.

В линзах сидерита часто наблюдаются богатые скопления фауны пелеципод и гастропод. Наиболее часто встречаются пелециподы (двустворчатые моллюски), родов Cardium, Unio, Mactra и гастроподы родов Turritella, Cerithium и Trochus (рис.25 ). Иногда в местах караваеобразных скоплений сидерита встречаются банки пелеципод, состоящие из сотен раковин одного итого же рода (преимущественно рода Mactra).

Наблюдается четкая тенденция увеличения количества песчаных и алевритовых прослойков, а также их мощности в направлении к нижней части разреза, что указывает на вскрытие карьером почти полной мощности чеганской свиты, поскольку опесчанивание ее нижней части отмечали многие авторы (Захаров, 1968; Конторович, Нестеров, 1975 и др.).

Некоторые авторы (Сигов, 1969) отмечают увеличение количества и мощности прослойков алеврита и слюдисто-кварцевого песка в верхних частях свиты. В разрезе чеганских глин Кыштырлинского карьера не наблюдается такая тенденция, что может указывать на значительный эрозионный срез свиты в данном участке.

Поверхность чеганских глин в обнажениях очень характерна: вследствие периодического увлажнения, сменяющегося высыханием, глины превращаются в пухляки, содержащие стяжения сидерита с корочками лимонита.

Разрез называевской серии в северной части плиты (особенно в бассейне р.Пур) венчается корликовской свитой олигоцена, сложенной белыми и светло-серыми косослоистыми песками с галькой магматических пород. Отложения ее формировались в условиях сильно обмелевшего моря.

С морскими палеоцен – нижнеолигоценовыми отложениями связаны месторождения железных и марганцевых руд. Линзы и пласты бурых железняков арало-тургайского типа приурочены к древним руслам, сложенным песками и песчаниками. Таковы Лисаковское месторождение в Тургайском прогибе и Бакчарское в Западной Сибири.

После накопления глин чеганской свиты морской бассейн в Западной Сибири редуцируется и эта область превращается в систему крупных изолированных озерно-болотных впадин, где в средне- позднеолигоценовое время и в неогене отложились алевролито-песчано-глинистые осадки континентального типа. Средне-верхнеолигоценовые образования составляют некрасовскую серию, которая коррелируется с тургайской серией Казахстана. Отложения серии накапливались в озерных, озерно-болотных, озерно-аллювиальных условиях и представлены песками, алевритами, супесями и суглинками с прослоями лигнитов и остатками наземных растений. Они расчленяются на 4 горизонта: атлымский, новомихайловский, журавский и абросимовский.

Атлымский горизонт включает атлымскую и кутанбулакскую свиты, развитые на юге. На севере этот горизонт представлен нижней частью куртамышской свиты и средней частью корликовской свиты.

Атлымская свита, выделенная Н.К. Высоцким в 1896 г., имеет наибольшее распространение внутри атлымского горизонта, отсутствует лишь в краевых частях Западно-Сибирской плиты. Она согласно залегает на чеганской свите и перекрывается отложениями новомихайловской свиты. Русловый и дельтовый аллювий атлымской свиты представлен светло-серыми сахаровидными мелкозернистыми песками с редкими прослоями глин и лигнитизированной древесины. Мощность свиты до 80 м.

Кутанбулакская свита развита в юго-западной части плиты и в Тургайском прогибе. Она представлена песками с прослоями глин и алевритов, формировавшихся в условиях озерно-аллювиальной равнины. Мощность свиты около 30 м. Главным членом осадков этой свиты являются белые или светло-серые мелко- и тонкозернистые горизонтально-слоистые кварцевые или слюдисто-кварцевые пески, содержащие прослойки ильменита. Последние встречаются почти во всех разрезах свиты и могут служить маркирующим горизонтом. Пески иногда слагают всю толщину свиты, но чаще переслаиваются с алевритами, глинами и суглинками.

По данным А.П. Сигова (1969), состав песков кутанбулакской свиты преимущественно кварцевый. Химический анализ песка, из которого отмучена глинистая фракция, показывает содержание кремнезема 93-97 %. Состав тяжелой фракции, удивительно выдержанный во всех разрезах, выглядит следующим образом:

ильменит и лейкоксен 67-73 %;

циркон 10-12 %;

рутил 2,5-4,5 %;

кианит, турмалин, ставролит 4,5 %;

магнетит 0,5 %;

эпидот, цоизит 5,2-10 %;

амфибол, пироксен, гранат 0,5-1,5 %

Новомихайловский горизонт включает новомихайловскую, чиликтинскую свиты, а также верхи куртамышской свиты и среднюю часть корликовской свиты.

Новомихайловская свита развита в западных, центральных и южных районах плиты. Она согласно залегает на породах атлымской свиты и перекрывается журавской свитой. Осадки, формировавшиеся в условиях озерно-аллювиальных равнин, представлены чередованием серых, буровато-серых глин со светло-серыми песками, прослоями бурых углей и лигнитов. В верхах свиты преобладают глины, в низах – пески и алевриты. Мощность свиты до 150 м.

Чиликтинская свита согласно залегает на кутанбулакской и развита на восточном склоне Урала, в Тюменском районе и Тургае. Свита сложена разными комплексами пород. На одних участках преобладают шоколадно-коричневые глины с прослоями серых песков, в других – белые и светло-серые кварцевые и полимиктовые пески с прослоями бурых глин.

Осадки вытягиваются полосами вдоль долинообразных понижений в поверхности морского олигоцена или образуют пятна среди гораздо более обширных полей распространения кутанбулакской свиты. Свита сложена чаще всего шоколадно-коричневыми глинами, реже светло-серыми, свинцово-серыми и черными глинами, переслаивающимися с тонкозернистыми слюдисто-кварцевыми песками. Мощность свиты составляет 10-20 м. Контакт свиты с чеганскими глинами всегда резкий, иногда подчеркнут слоем кварцевого гравия.

Взаимоотношения кутанбулакской и чиликтинской свит часто приобретают характер фаций.

В глинах чиликтинской свиты обнаружены остатки флоры среднего и верхнего олигоцена, в том числе отпечатки листьев деревьев листопадного типа.

В Тугулымском районе Свердловской области, в 50 км от г. Тюмени, карьер вскрывает верхнюю часть кутанбулакской свиты (рис.26,27).

В вертикальных стенках карьера хорошо виден типичный разрез озерно-аллювиальных отложений. При послойной документации одной из стенок карьера были описаны следующие слои (снизу вверх):

1. Песок кварцевый мелкозернистый сахаровидного облика. Цвет породы белый, на отдельных участках желтоватый за счет ожелезнения. При макроскопическом наблюдении в нем хорошо видны чешуйки белой слюды. Пескам присуща горизонтальная слоистость, подчеркиваемая скоплением черных зерен ильменита. Прослойки песка, обогащенного ильменитом варьируют по мощности от нескольких мм до 10-15 см. Контакт таких прослойков с основной массой песка либо резкий, либо наблюдаются постепенные переходы от сгустков зерен ильменита к участкам белого песка, не содержащего рудные минералы. Мощность слоя песка 2,9 м.

2. Плотный суглинок серого и коричневато-серого цвета с неясной горизонтальной слоистостью, состоящий из глинистого (70 %) и алевритового (30 %) материала. Контакт суглинка с нижележащим песком согласный. Мощность 0,8 м.

3. Кварцевый песок мелко- и тонкозернистый, подобный песку, обнажающемуся в основании разреза (1 слой). Отличается от него отсутствием прослойков, обогащенных ильменитом, отчего в нем почти не видна слоистость. Мощность 2 м.

4. Плотный суглинок серого до желтовато-серого цвета, подобный породе второго слоя. В породе слабо видна слоистость, подчеркнутая тонким прослойком супеси и кварцевого песка. Мощность 1,9 м.

5. Супесь серовато-коричневого цвета, состоящая из алевритового и глинистого материала в соотношении 3:1. Встречаются участки черного и серого обугленного растительного детрита. Мощность 0,5 м.

6. Суглинок серого цвета с участками погребенных почв и известковистыми журавчиками размером до 3 см. В породе наблюдается отчетливая горизонтальная слоистость, подчеркнутая слоями разного оттенка. Встречены редкие стяжения марказита темного цвета размером до 1 см. Мощность 0,2 м.

7. Тонкозернистый кварцевый песок, неравномерно окрашенный в светло – и темнобурый цвет за счет ожелезнения. Песок имеет пятнистый облик, обусловленный неравномерным распределением гидроокислов железа, отложенных грунтовыми водами. Мощность 1,3 м.

8. Супесь серовато-коричневого цвета с редкими известковистыми журавчиками. Мощность 0,2 м.

9. Кварцевый песок тонкозернистый, ожелезненный желтовато-коричневого цвета. Мощность 0,5 м.

10. Супесь серовато-коричневая, подобная слою 8.

11. Кварцевый песок ожелезненный с тонкими прослойками алеврита. Мощность 0,5 м.

12. Серая песчано-гравийная смесь. В составе гравийного материала отмечаются хорошо окатанные зерна кварца, кремнистых пород и кавернозных кварцитов. Песчаный материал крупностью 0,5-1 мм представлен зернами серого кварца и желтоватого полевого шпата. Количество гравийного и песчаного материала находится в соотношении 2:1. Мощность 0,8 м.

13. Серый до светло-серого кварцевый песок, крупнозернистый, с редкими гравийными зернами. В составе песка зерна серого кварца, иногда с бурым оттенком за счет ожелезнения. Гравийные зерна размером до 0,5 см, представлены кремнистой породой. Примерное содержание гравийных зерен около 3-5 %. Мощность 1,4 м.

14. Элювиально-делювиальные отложения, состоящие из суглинка бурого цвета с включениями кусков погребенной почвы. В нижней части слоя делювия наблюдаются редкие гравийные зерна и отдельные гальки кремнистых пород, неравномерно распределенные в массе породы. Довольно часто встречаются известковые стяжения белого цвета размером 1-2 см в поперечнике.

Необходимо отметить, что выделение самостоятельных кутанбулакской и чиликтинской свит в значительной мере условно, ввиду большого сходства их литологического состава. Л.Б. Рухин в свое время (1935) предложил отказаться от этих стратиграфических подразделений и картировать соответствующие им отложения под названием одной свиты – чиликской, однако это не нашло поддержки стратиграфов.

Палеогеографическая обстановка олигоценового времени на Урале и в Западной Сибири вполне соответствовала общей тектонической картине Земли в этот период. Континенты вступили тогда в неотектонический этап своей истории, который продолжается в настоящее время и характеризуется ростом эпиплатформенных горных сооружений (вторичных орогенов).

Климат палеогена на месте бывших уралид изменялся от жаркого в палеоцене и эоцене до умеренно-теплого и влажного в конце олигоценового времени, вследствие чего на приподнятых участках Урала продолжали образовываться коры выветривания, россыпи платины, золота, ильменита и циркона. Пески, обогащенные титановыми минералами, известны в Западной Сибири (кутанбулакская свита континентального олигоцена).

Неогеновые отложения впадин Урала и юга Западной Сибири представлены исключительно континентальными глинами и песками, свидетельствующими об отсутствии моря в пределах этой территории. В Западной Сибири они объединены в бурлинскую серию континентальных осадков, представленных неравномерным чередованием сероцветных песчано-глинистых пород с прослоями бурых углей и лигнитов.

В южной части плиты бурлинская серия представлена кочковским горизонтом, включающим кочковскую и кустанайскую свиты.

Кустанайская свита среднего и верхнего плиоцена распространена на юге Тобол-Ишимского междуречья в виде меридиональных полос шириной до 50 км. В основании свиты залегают озерно-аллювиальные пески синевато-серого, желто-бурого и серого цвета с прослоями гравия. Верхняя часть разреза представлена грязно-серыми, буроватыми, зеленовато-серыми глинами с гнездами алевритов и песков с известковыми конкрециями и железистыми бобовинами.

Северная половина Западно-Сибирской равнины в плиоцене была подвергнута обширной трансгрессии полярного бассейна, в результате которой отложилась мощная толща песков, алевритов, глин и диатомитов шурышкарской свиты с фауной фораминифер и моллюсков (Генералов, 1979). В южной половине равнины в это время в континентальных условиях отлагалась толща алевритов (павлодарская свита). Синхронно с плиоценовой трансгрессией полярного бассейна на Урале, Пай-Хое и Новой Земле прогрессировало оледенение.

Конец плиоцена – начало четвертичного периода ознаменовалось резким похолоданием климата, в связи с развитием оледенений. В это время полярный бассейн покрылся ледяным панцырем и стал Северным Ледовитым океаном.

С наступлением четвертичного периода продолжалось опускание области морских трансгрессий северной части Западно-Сибирской равнины, начатое в плиоцене. Оно вызвало ямальскую морскую трансгрессию (максимальная для неоген-четвертичного времени). В это время произошло отложение полуйской свиты раннего плейстоцена и казымской и салехардской свит среднего плейстоцена, состоящих из песков, супесей, суглинков и глин с включениями гальки кремнистых пород. В них обнаружены остатки холодолюбивой морской фауны пелеципод и радиолярий, свидетельствующие о низкой температуре воды бассейна.

Полуйская свита, лежащая с в основании ямальской серии, представлена супесями, суглинками и глинами мощностью до 60 м. Встречаются прослои валунно-галечного материала толщиной от десятков сантиметров до десятков метров, состоящего из кристаллических и осадочных пород. Свита имеет ледово-морской и ледниково-морской генезис.

Одновременно с ямальской трансгрессией моря в раннем плейстоцене с Урала двигались ледники шайтанского оледенения, отложившие моренный материал в ледниковой области, куда входят предгорья Урала и низовья р.Оби. Ледники соприкасались с водами ямальского бассейна и айсберги, откалывающиеся от края ледника, разносили крупнообломочный материал по всему северу равнины. При таянии плавающих льдов моренный материал отлагался на дне морского бассейна.

Отложения шайтанского ледника мощностью до 70 м состоят из плохо отсортированных валунных суглинков и супесей, широко представленных в бассейне Сев.Сосьвы, а также в низовьях Оби и Казыма. На востоке шайтанская морена известна в низовьях Енисея. Среди морены иногда встречаются водно-ледниковые отложения, состоящие из ленточных глин.

Основными палеогеографическими событиями среднего плейстоцена было тобольское межледниковье и самаровское максимальное оледенение. Отложения тобольского межледникового периода на севере представлены морскими осадками ямальской трансгрессии (казымская и салехардская свиты), которые к югу от зоны затопления (ледниковая область) фациально замещаются озерно-аллювиальными отложениями тобольской свиты (пески и суглинки).

Казымская свита накапливалась в спокойной морской среде, поскольку сложена хорошо отсортированными супесями, суглинками и песками с тонкой слоистостью. Крупнообломочный материал в составе свиты отсутствует. Видовой состав фораминифер и моллюсков свидетальствует о нормальной солености вод Бореального бассейна во время накопления осадков казымской свиты. Максимальная мощность свиты 9100 м) зафиксирована в низовьях р.Казым.

Салехардская свита, наряду с хорошо отсортированными тонкослоистыми глинами и алевритами, содержит мощные линзы и прослои мореноподобного материала. Обломочный материал в западной (приуральской) области состоит из гранитов, гнейсов, песчаников, кварцитов и кремнистых пород. В восточной части равнины в обломках преобладают базальты, долериты, диабазы и диориты (Лазуков, 1989). Свита содержит богатый комплекс фораминифер, морских моллюсков, диатомей и остракод. Мощность свиты до 220 м.

Тобольская свита представлена аллювием равнинных рек. Русловая фация сложена песками мощностью до 70 м с небольшими прослоями гравия и гальки. Пойменная отложения состоят из супесей, суглинков и алевритов мощностью до 30 м. В тобольских отложениях известны находки остатков млекопитающих (слона, носорога, лошади, лося, бизона и др.).

В южной части плиты А.П.Астапов (1973) выделяет смирновскую свиту плиоцена-плейстоцена, сформировавшуюся в условиях «озера-моря». Состав свиты: супеси, суглинки, алевриты.

Самаровское максимальное оледенение, наступившее вслед за тобольской «оттепелью», сопоставляется с днепровским оледенением Русской равнины. Ледники наступали двумя широкими языками: с северо-запада (со стороны Урала) и северо-востока (со стороны Таймыра и плато Путорана). Северо-восточный ледник достиг широты Сибирских Увалов, а уральский – широты г.Ханты-Мансийска. Севернее ледниковой области, как и во во ремя шайтанского оледенения, был залив холодного бореального бассейна с плавающими айсбергами. Ледник, продвигавшийся с Урала, запрудил р.Обь, образовав обширный подпрудный бассейн, воды которого с трудом пробивались в Северный Ледовитый океан. Еще южнее располагалась внеледниковая область.

В самаровское время, одновременно с мореной, в северном бассейне продолжали аккумулироваться осадки салехардской свиты (суглинки с галькой кремнистых пород), а южнее ледниковой области – подпрудно-озерные глины, сменяющиеся к югу озерно-аллювиальными суглинками, супесями и песками краснодубровской свиты. Континентальные отложения внеледниковой зоны самаровского времени объединяются под названием бахтинского надгоризонта, основу которого составляет сузгунская толща суглинков, супесей и песков. Г.И Лазуков (1989) относит к бахтинскому надгоризонту также все отложения самаровского ледника. Мощность самаровской морены на территории Белогорского материка достигает 200 м. Здесь валунные суглинки и супеси переслаиваются с водно-ледниковыми и озерно-ледниковыми осадками. Суглинки имеют разный цвет (серый, бурый, коричневый, черный). Водно-ледниковые и озерно-ледниковые осадки представлены среднезернистыми песками, суглинками, галечниками и ленточными глинами.

Некоторые исследователи, кроме самаровского ледникового горизонта, выделяют в среднем плейстоцене еще ширтинский и тазовский горизонты, соответствующие ширтинскому межледниковью и тазовскому оледенению. Однако, один из старейших исследователей плейстоцена Г.И.Лазуков (1989) полагает, что самаровский, ширтинский и тазовский горизонты являются единым сложнопостроенным надгоризонтом самаровского оледенения.

В позднеплейстоценовое время трансгрессии арктического бассейна еще дважды повторялись (казанцевская и каргинская), но они имели гораздо меньшие масштабы.

Между временем казанцевской и каргинской трансгрессий моря районы, прилегающие к Приполярному и Полярному Уралу, подвергались зырянскому оледенению. Ледники спускались также с гор Таймыра и плато Путорана. Средняя часть Севера Западно-Сибирской равнины оледенению не подвергалась. Здесь синхронно казанцевской трансгрессии происходило формирование четвертой надпойменной террасы рек.

После окончания зырянского оледенения происходило образование третьей и второй надпойменных террас синхронно каргинской морской трансгрессии, охватившей лишь самый север полуостровов.

В следующий этап антропогена сформировалась первая надпойменная терраса рек, синхронная сартанскому оледенению в горах.

Аллювий третьей надпойменной террасы среднечетвертичного возраста представлен разнозернистыми песками с гравием и галькой, песчанистыми и алевритистыми глинами серого цвета. Иногда песчано-гравийный материал сцементирован вязкими глинами желто-бурого цвета.

Аллювий второй надпойменной террасы среднечетвертичного возраста обнаруживает значительное непостоянство в литологическом отношении в разных частях площади. В западной части низы террасы представлены слюдистыми глинами серого цвета, иногда с буроватым оттенком с прослоями песков. В средней части разреза глины переслаиваются с песками, а верхи террасы представлены песками желтовато-бурого цвета с единичными гальками. В восточной части территории низы террасы сложены глинистыми песками, постепенно сменяющимися вверх по разрезу глинами. В глинах однородной массивной текстуры зеленовато-серого цвета повсеместно обнаруживается карбонатное вещество.

Аллювий первой надпойменной террасы среднечетвертичного возраста сложен карбонатными глинами зеленовато-серого цвета массивной текстуры. В верхней части разреза преобладают алевриты и тонкозернистые пески.

Аллювий современного возраста связан с формированием пойм.

Низы пойменной террасы р. Туры слагают тонкозернистые пески синевато-серого цвета с прослоями песчанистых глин. Выше по разрезу залегают желто-бурые разнозернистые пески. Завершают разрез поймы глины синевато-серого и темно-бурого цвета, обогащенного растительным детритом. Мощность отложений поймы 1-10 м.

В современную эпоху происходит постепенное опускание северной части Западно-Сибирской равнины, о чем свидетельствуют затопленные устья Байдараты, Оби, Таза и других северных рек.

Болотные отложения современного возраста покрывают значительную часть площади Западно-Сибирской равнины. Разрез их состоит из торфа, сапропеля, суглинков, песков, а также охристых и бобовых железных руд и карбонатной гажи.

Заканчивая рассмотрение последовательности геологических событий, происходивших на территории Тюменской области, обратим внимание читателей на два важных вопроса, имеющих немаловажное значение для расшифровки геологической истории этого региона.

Первый вопрос касается происхождения крупнообломочного материала в четвертичных осадках чехла Западно-Сибирской плиты, особенно часто встречающегося в отложениях ямальской серии плейстоцена и принимаемого некоторыми исследователями за ледниковые отложения. Проблемой проис-хождения грубообломочного материала в четвертичных осадках Западной Сибири долгое время занимался И.Л.Кузин. Приведем некоторые сведения, опубликованные этим исследователем на основе изучения кайнозойских отложений в Сибирских Увалах. В этом регионе И.Л.Кузин выделил сабунскую толщу позднемиоцен – раннеплиоценового возраста, подстилающую самую высокую поверхность выравнивания, соответствующую гипсометрическому уровню 200 м. Сабунская толща сложена морскими аркозовыми мелко- тонкозернистыми песками с прослоями грубозернистых горизонтальнослоистых песков. Мощность свиты достигает 100 м. Сабунская толща залегает на подстилающих отложениях с эрозионным размывом. В ней содержатся принесенные плавучими льдами крупные обломки размером до 2-3 м в поперечнике (рис.28). Их количество составляет в западной части Сибирских Увалов до 30%, а в центральной их части – до 1% от объема пород толщи. В обломках встречаются не только породы горного обрамления Западно-Сибирской равнины, но и опоки и опоковидные песчаники – продукты размыва диапиров, сложенных осадками палеогена и мела.

В среднем – позднем плиоцене, после накопления осадков сабунской толщи, произошло понижение базиса эрозии от отметок + 200-250 м до отметок – 200-250 м, в результате была выработана система переуглубленных речных долин, в которых осаждались в том числе продукты размыва сабунской толщи и корликовской свиты. Мелкообломочная часть выносилась за пределы региона, а грубообломочная образовала горизонт перлювия, накопившегося не только в самих долинах, но и на водоразделах.

В конце плиоцена – начале плейстоцена базис эрозии повысился до отметок + 120-140 м. Как следствие этого произошло заполнение переуглубленных долин морскими, озерными или речными осадками, которые перекрыли горизонт перлювия. По мнению И.Л.Кузина, его и принимают сторонники ледниковых эпох за морены.

Второй вопрос касается Уральских гор и звучит так: «Седой ли Урал?» Этим эпитетом часто пользуются экскурсоводы, имеющие, как правило, географическое образование и недостаточно хорошо разбирающиеся в процессах формирования горных систем. К этому привела практика выделения «молодых» и «древних» гор в 60-е годы ХХ века (Герасимов, Мещеряков, 1967). В результате в настоящее время многие географы полагают, что «древние» горы сохранились с ранних этапов развития Земли (даже с докембрия). Однако давно известно, что любая неровность рельефа на континентах разрушается в интервале времени от 5 до 25 млн лет. Поэтому весь рельеф континентов молодой. На суше нет мезозойского горного рельефа. Как первичные орогены (складчатые горы), так и вторичные орогены (глыбовые горы) имеют возраст, укладывающийся в рамки времени неотектонического этапа (от 30 млн лет до современности). Мезозойский горный рельеф на Земле сохранился лишь на дне океанов, где несравненно медленнее проходят экзогенные процессы, нивелирующие рельеф.

Таким образом, чтобы ответить на поставленный вопрос: «Седой ли Урал?», мы должны с одной стороны проследить историю формирования Урала как структурного подразделения литосферы, с другой стороны - как элемента рельефа Земли.

История становления горного рельефа Урала весьма длительна. Из раздела книги, посвященного формированию уралид, можно заключить, что она начинается с момента закрытия палеозойской океанической структуры.

В карбоне и начале перми уралиды пережили основной этап развития, который соответствует завершению герцинского тектоно-магматического цикла в глобальной систематике тектонических движений. В эту эпоху окончательного «захлопывания» океанического бассейна и гигантских надвигов островных дуг вместе с океаническим основанием на восточный край Русской платформы, была создана высокая складчатая горная страна, занимающая огромное пространство от современного Предуралья до Енисея. Однако горы того времени не сохранились. Они были разрушены денудационными процессами в течение нескольких миллионов лет и превращены в пенеплен – слабо всхолмленную равнину.

Во второй половине пермского периода территория Урала и Западной Сибири была подвергнута еще одному орогегнезу – глыбовому позднеконтинентальной (позднеорогенной в старой терминологии) стадии развития уралид. Виновниками этого орогенеза явились уже не горизонтальные, а вертикальные блоковые подвижки. В результате этого была вновь создана горная страна с альпийским рельефом. У западного подножья ее заложился предгорный прогиб, заполненный молассовыми отложениями, которые на Южном и Среднем Урале несут залежи каменных и калийных солей и нефти, а в северном сегменте – каменного угля (Печорский угольный бассейн). Глыбовые горы поздней перми ожидала та же участь, что и судьба складчатых гор. В позднепермское время в условиях пустынного жаркого климата, который способствовал денудации, вновь возникла равнина, среди которой возвышались невысокие остаточные холмы. Такой рельеф на территории уралид существовал в течение всего триаса.

Начиная с юрского времени уралиды разделились на две части: узкую полосу на западе (территория современного Урала) и широкую на востоке (территория современной Западно-Сибирской равнины). Западная часть уралид в течение всего юрско-олигоценового времени сохраняла тенденцию к умеренному поднятию, поэтому здесь господствовала слабо приподнятая суша. Восточная часть уралид, начиная с юры испытывала обратную тенденцию - к погружению, обусловленному рассеянным рифтогенезом. Поэтому на ее территории вплоть до палеогена существовала обстановка теплого континентального моря, в котором накапливались большие массы органики, превратившиеся впоследствии в залежи углеводородов.

Начиная с конца олигоцена восточная полоса уралид начинает воздыматься и сбрасывать с себя плащ континентального моря. Западная же часть уралид значительно ускоряет темп поднятия своей территории. С этого времени начинают расти современные Уральские горы, которые относятся к категории вторичных (эпиплатформенных) орогенов.

Поэтому, называя Урал «седым», нужно иметь ввиду, что этот эпитет относится лишь к древнему возрасту горных пород, слагающих этот «каменный пояс». Сами же горы (как элемент рельефа) современного Урала сравнительно молоды – им не более 30 млн лет.

Территория уралид поднимается и сейчас, но скорости воздымания западной и восточной их частей значительно различаются. Поэтому на западе сохраняется режим невысокой горной страны, а на широких восточных просторах с конца олигоцена развивается плоский рельеф Западно-Сибирской равнины.

ТЕКТОНИКА

Современные представления о тектонике платформенного чехла изложены в ряде работ М.Я.Рудкевича (1969, 1970, 1973 и др.), Ф.Г.Гурари (1971), Г.К.Боярских (1965). Эти авторы выделили на территории плиты Внешний пояс и Внутреннюю область. Во Внутренней области выделены Обская ступень и Ямало-Тазовская региональная депрессия.

На «Схеме структурно-тектонического районирования платформенного чехла Западно-Сибирской плиты», составленной М.Я.Рудкевичем (1969), Внешний пояс включает структуры I и II порядков: Южно-Таймырскую, Северо-Сибирскую, Южно-Енисейскую, Приаргинскую, Кийскую, Припайхойскую и Приновоземельскую моноклинали; Тобольский и Шаимский незамкнутые валы; Плетневский, Верхнее-Кондинский структурные заливы и Пелымский выступ. Внутренняя область включает следующие структуры: Северо-Ямальское, Трехбугорное, Геофизическое, Красноселькупское, Ягинецкое,Красноленинское, Амникское, Ново-Васильевское, Завьяловское, Межовское, Тебисское и Нижнее-Омкинское куполовидные поднятия; Рассохинско-Балахнинский, Дорофеевский, Парвангский, Гыданский, Сидоровский, Часельский, Харампурский, Нижнее-Пурский, Айваседапурский, Медвежий, ВынгапурскийКомсесьеганский, Ажарминский, Айтульский, Левохеттинский, Пякутинский, Туйский, Георгиевский мегавалы и валы; Средне-Ямальский, Северо-Тазовский, Пайдугинский, Александровский, Средне-Васюганский, Пудинский, Парабельский своды; Пясино-Жданихский, Верхнее-Вахский, Верхнее-Толькинский, Салацкий мегапрогибы; Южно-Ямальскую моноклиналь.

Как видно из приведенного перечня структур, во Внешнем поясе преобладают моноклинали, а во Внутренней области – поднятия, валы, своды, прогибы и впадины.

Примерно такой же принцип классификации структур чехла принят в монографии А.Э.Конторовича, И.И.Нестерова, Ф.К.Салманова и др. (1975). Эти авторы выделяют в пределах Западно-Сибирской плиты Внешний тектонический пояс и две тектонические области – Центральную и Северную (рис.28-а). В пределах отмеченных региональных тектонических структур выделяются структуры отрицательного знака (впадины и прогибы), поднятия, группы поднятий, валы, группы валов, сводообразные поднятия, структурные носы и выступы.

Во Внешнем тектоническом поясе площадью 1,43 млн км² преобладают незамкнутые и полузамкнутые пликативные структуры типа моноклиналей, выступов и структурных носов. Реже встречаются отрицательные структуры типа впадин.

Центральная тектоническая область площадью 0,95 млн км² включает замкнутые структуры разных порядков – своды, мегавалы, валы, куполовидные поднятия, впадины, мегавпадины, прогибы и мегапрогибы. Положительные структуры составляют около 40% от площади тектонической области, амплитуда их по поверхности фундамента достигает 600 м.

В Северной тектонической области, занимающей площадь 0,92 млн км², преобладают крупные замкнутые структуры типа валов, мегавалов, мегапрогибов и прогибов с амплитудой по поверхности фундамента до 1500 м. Суммарная площадь положительных структур здесь составляет около 20%.

Мощность осадочного чехла (и соответственно глубина до поверхности фундамента) увеличивается от обрамления плиты к центральным и северным районам. В Северной тектонической области поверхность фундамента находится на глубине 6-11 км. Максимальные глубины зафиксированы в Усть-Енисейском (9-10 км) и Пурском (10-11 км) мегапротибах. В Центральной тектонической области максимальная мощность чехла наблюдается в Ханты-Мансийской и Юганской впадинах.

Для нефтегазовой геологии особое значение имеет изучение локальных поднятий, служащих ловушками углеводородов. На территории Западно-Сибирской плиты закартировано несколько тысяч локальных поднятий площадью от 5 до 1200 км². Большинство из них являются конседигенными и сформированы над выступами фундамента. Углы наклона мезозойских пород, залегающих непосредственно на фундаменте, составляют 2-5⁰, а верхние горизонты палеогена наклонены не более 20-30^!.

По направлению от окраин плиты к ее центру и северу отмечается смена структурных ловушек во все более молодых отложениях. Так, по окраинам плиты ловушки имеются в основном в юрских осадках. В центральной части плиты, кроме юрских, появляются неокомские ловушки, а по направлению к северу они фиксируются по всему мезозойскому разрезу. Устанослено, что перспективы нефтегазоносности локальных поднятий возрастают от зон с преобладанием локальных поднятий юрского роста, к зонам с интенсивным ростом ловушек в более позднее время.

Подсчитана общая площадь локальных поднятий в мезозойских осадках Западно-Сибирской плиты. Она составляет более 325 тыс. км², что соответствует 10% площади всей плиты.

Большинство залежей нефти на территории Западно-Сибирской плиты имеют литологические экраны. Типы таких ловушек приведены на рис.84 (Нестеров, 2004).

Помимо ловушек углеводородов в юрских и меловых осадках на территории плиты имеются залежи нефти и газа в нефтегазоносном горизонте зоны контакта орточехла с образованиями фундамента. Этот горизонт включает ловушки в древних корах выветривания доюрских пород. По мнению В.Г.Криночкина, И.С.Мкртаева, В.Г.Савина (2005), территория Западной Сибири имеет большие перспективы на обнаружение углеводородных залежей в таких коллекторах. Причем, эти авторы полагают, что так называемые «коры выветривания» формировались длительное время не только за счет гипергенных процессов. В их образовании принимали активное участие гидротермы, а также тектонические движения блоков фундамента, приводящие к дезинтеграции пород, залегающих в зоне крупнейшего стратиграфического и углового несогласия в Западной Сибири (зона контакта орточехла и фундамента). Для образования вторичных коллекторов особенно благоприятны изверженные породы кислого состава (граниты и липариты), что подтверждается наличием залежей нефти в фундаменте в Шаимском и Красноленинском районах (Криночкин, Муртаев, Савин, 2005).

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ

ПЛИТЫ

Углеводородное сырье

В юрско-меловое время в относительно глубоководных зонах теплого Западно-Сибирского моря, в котором процветала жизнь, накапливались глины, обогащенные рассеянным органическим веществом – продуктом гниения организмов. Эта органика в условиях высоких давлений и температур постепенно преобрвазовывалась в углеводороды (нефть и газ). Последние при уплотнении глин (нефтематеринских пород) перемещались в близлежащие песчаные толщи (нефтеносные породы), где слагали нефтяные и газовые залежи. Количество таких месторождений и запасы в них углеводородного сырья воистину огромны – в полном соответствии с гигантской чашей мезозойских осадков (рис.85).

Пористые нефтеносные породы носят название коллекторов нефти и газа. Но не все коллекторы нефтегазоносны. Залежи углеводородов образовывались в так называемых «ловушках», которые находятся в сводовых частях складок, участках выклинивания песчаних пластов, тектонически экранированных зонах и.т.д. Типы ловушек приведены на рис.84. Месторождения углеводородов Западной Сибири приурочены к ловушкам антиклинального типа. К ним в частности относятся залежи нефтяных гигантов: Самотлорское, Федоровское, Мамонтовское, Приобское, Русское, в которых нефть образует пластовые сводовые залежи. Уникальные газовые месторождения (Медвежье, Ямбургское, Уренгойское, Губкинское, Бованенковское, Заполярное) приурочены к таким же ловушкам, но состоят из массивных сводовых залежей. Известны также месторождения, состоящие из стратиграфически экранированных залежей, распространенные в Шаимском нефтеносном районе.

В современных условиях падающего дебита нефтяных скважин в Западной Сибири И.И.Нестеров особое значение придает ловушкам без жесткого скелета коллектора (баженитам), которые образуются одновременно с формированием залежей углеводородного сырья. Эти ловушки присущи горным породам, способным расслаиваться по плоскостям напластования с образованием мелкочешуйчатой текстуры с размерами до долей мм. В пределах Тюменской области углеводородные залежи в таких ловушках приурочены к баженовской и тутлеймской свитам верхней юры и берриаса. В породах этих свит ловушки без жесткого скелета коллектора могут быть образованы искусственно путем гидроразрыва пластовой системы. По мнению И.И.Нестерова (2004), такие искусственно созданные ловушки в битуминозных породах баженовской свиты уже в ближайшие годы будут основным резервом добычи нефти в Тюменской области.

Промышленные залежи углеводородов приурочены к юрско-меловым отложениям, состоящим из чередующихся слоев глин, песков и алевритов, образующих структуры типа сводов и валов, в которых и размещаются нефтегазоносные залежи. Мощность юрских и меловых осадочных толщ постепенно возрастает с юга на север. В этом же направлении растет количество углеводородов, заключенных в недрах. На самом юге Тюменской области мощность осадочного чехла составляет всего несколько сотен метров. В акватории Карского моря толщина нефтегазоносного чехла Западно-Сибирской плиты достигает 8-15 км.

Газоносные пласты на севере области находятся на глубине около 1 км и приурочены к песчаным пластам верхнего мела, а ниже, в юрских осадках, на глубине более 2,5 км, расположены газоконденсатонефтяные залежи. Газоконденсат – это природная смесь легкокипящих жидких нефтяных углеводородов. В недрах Земли в условиях высоких температур и давлений они находятся в парообразном состоянии. В условиях же земной поверхности из добытого газа выпадает светлая жидкая смесь.

Ниже дается краткая характеристика Самотлорского нефтегазоконденсатного и Уренгойского нефтегазоконденсатного месторождений по материалам А.Э.Конторовича, И.И.Нестерова, Ф.К.Салманова и др. (1975); И.И.Нестерова (2004); энциклопедий «Ямал» (2004) и «Югория» (2002).

Самотлорское нефтегазоконденсатное месторождение. Расположено в Нижневартовском районе, в правобережной части долины р.Обь. Открыто в 1965 г. Входит в Вартовский нефтегазоносный район Средне-Обской нефтегазоносной области. По величине извлекаемых запасов относится к категории уникальных. Месторождение приурочено к серии локальных поднятий Нижневартовского свода (рис.86). Буровыми скважинами на глубине 2743 м вскрыт фундамент Западно-Сибирской плиты, представленный трещиноватыми известняками и оливиновыми пироксенитами. На фундаменте залегает тюменская свита нижней-средней юры. Выше лежат осадки верхней юры и мела. Разрез завершают новомихайловская свита среднего олигоцена и четвертичные осадки мощностью до 40 м.

Промышленная нефтегазоносность связана с отложениями мегионской свиты (оксфорд, берриас, валанжин) вартовской свиты ( валанжин-апт), алымской и покурской свит (апт-сеноман). Залежи углеводородов находятся в пластах: ЮВ₁; ЮВ₁¹; ЮВ₁^1-2; БВ_21-22; БВ_19-22; БВ₁₉; БВ₁₀; БВ₈^1-3; БВ₈⁰; БВ₇; БВ₂; БВ₁; БВ₀; АВ₈; АВ₇; АВ₆; АВ_4-5; АВ_2-3; АВ₁³; АВ_1-2; ПК₁. Всего известно 45 залежей, из них 39 нефтяных, 2 нефтегазовых, 3 нефтегазоконденсатных, 1 газовая. Все залежи пластового сводового типа, некоторые из них осложнены литологическим экраном. Коллекторы порового типа. В разработке находится 38 залежей.

Пластовое давление достигало 220 кгс/см². В начальный этап эксплуатации месторождения дебиты нефти и газа достигали 200 м³/сут. Максимальная температура нефти 75⁰С.