Учебное пособие по курсу «Региональная геология» («Геология России») Часть Подвижные пояса неогея

До конца 1940 гг. описываемая область оставалась очень слабо изученной. В конце 1940 гг. на ее площади были развернуты геофизические исследования и глубокое бурение. В середине 1950 гг. в районе п. Березово в низовьях Оби было обнаружено первое газовое месторождение, а в 1960-1970 гг. в северной части платформы выявлен и разведан обширный нефтегазоносный бассейн, месторождения которого дают основную часть нефти и газа, добываемых в России.

В строении платформы выделяют три структурных этажа: домезозойский фундамент, нижнемезозойский грабеновый комплекс и мезозойско-кайнозойский плитный чехол.

Фундамент платформы сложен складчатыми комплексами докембрийского и палеозойского возраста. Геологические образования фундамента перекрыты платформенным субгоризонтальным чехлом различной мощности. Глубина их залегания варьирует от сотен метров (западная, южная и восточная краевые части) до 5-8 км (северная и центральная части).

Под плитным чехлом прослеживаются перекрытые им геологические комплексы, входящие в состав Енисейско-Восточно-Саянского, Алтае-Саянского, Обь-Зайсанского, Казахстанского и Уральского складчатых сооружений.

Слагающие фундамент разновозрастные (байкальской, салаирской, каледонской и герцинской стабилизации), в основном вытянутые в близмеридиональном направлении структурные зоны шириной до 250-500 км разделены разноразмерными блоками предположительно раннедокембрийских гранито-гнейсовых образований. Наиболее контрастно и отчетливо прослеживаются под плитным чехлом островодужно-офиолитовые зоны (в частности, Чарская шириной до 200-250 км, именуемая здесь Усть-Балыкской) и окраинно-континентальные андезит-риолитовые с офиолитами (Тюмено-Кустанайская и др.) зоны, перемежающиеся с полосами, сформированными в пределах пассивных континентальных окраин палеомикроконтинентов и сложенными осадочными (терригенно-карбонатными и карбонатными) породами, содержащими (вероятно, в виде аллохтонов) тела альпинотипных ультрамафитов.

Грабеновый комплекс. Фундамент платформы рассечен грабенообразными прогибами, маркируемыми магнитными и гравитационными аномалиями и вьполненными отложениями триасового и раннеюрского возраста. Прогибы группируются в зоны, наиболее протяженная из которых (Колтогорско-Уренгойская) имеет длину 2000 км и ширину 250-500 км. Триас представлен здесь континентальными толщами мощностью 2-4 км, сложенными в основном базальтами, реже риолитами и их пирокластитами, а также конгломератами и туфопесчаниками, объединяемыми в туринскую свиту нижнего-среднего триаса. Геодинамический режим формирования грабенообразных вулканогенных прогибов определяется как рифтогенный внутриконтинентальный. Верхнетриасовые отложения в пределах прогибов представлены терригенной лимнической буроугольной толщей (челябинская свита), выходящий на дневную поверхность на Урале восточнее г. Челябинска. В западной части платформы известны нижне-среднеюрские маломощные (0,n км) отложения того же состава, также выполняющие грабенобразные прогибы.

Плитный чехол Западно-Сибирской платформы несогласно перекрывает складчатые комплексы, формировавшиеся в рифее - позднем палеозое в пределах Урало-Азиатского палеоокеана и слагающие ее фундамент, а также грабеновый раннемезозойский комплекс.

Плита представляет собой огромную плоскую впадину (мегасинеклизу). Наиболее нагружена (до 5-8 км) ее северная часть (приложение 5). Мощность сложенного мезозойско-кайнозойскими отложениями плитного комплекса варьирует от первых сотен метров до 8 км.

Залегает плитный комплекс субгоризонтально, но в структуре его нижних горизонтов (как и в структуре доюрского комплекса) отчетливо вырисовываются три обширные синеклизы (Надым-Тазовская на юге, Ямало-Гыданская на севере и Мансийская) и две антеклизы (Хантейская и Кеть-Вахская). В структуре меловой-палеогеновой составляющей чехла Надым-Тазовская синеклиза сохраняется, а на месте Ямало-Гыданской наблюдается палеогеновый Ямалский прогиб - на западе и сложенное меловыми отложениями Гыданское поднятие - на востоке.

На фоне крупных структурных элементов юрско-кайнозойского комплекса вырисовывается множество более мелких структурных форм (брахиформных, коробчатых поднятий и прогибов, сводов, желобов, валов, флексур и др.). Выше по разрезу эти структуры в основном исчезают и кайнозойские отложения образуют синеклизу.

Формирование плитного комплекса в северной части платформы началось в среднем-позднем триасе. Отложения этого возраста образуют здесь горизонтально залегающую толщу прибрежно-морских аргиллитов и алевролитов мощностью 2-4 км. В центральных и восточных частях платформы начало формирования плитного чехла, сложенного аллювиально-озерными отложениями с пресноводной фауной, датируется ранней-средней юрой.

Верхняя юра формируется на фоне общего опускания территории. Отложения этого возраста представлены мелководными морскими сероцветными существенно глинистыми отложениями мощностью 0,1-0,2 км и прибрежно-континенталъными песчано-глинистыми угленосными отложениями также небольшой мощности.

Неоком (берриасский-барремский ярусы нижнего мела) сложены морскими песчано-алевролито-глинистыми отложениями мощностью от 0,5 км (средняя часть платформы) до 1-2 км (северная периферия), сменяющимися вверх по разрезу мелководно-морскими терригенными отложениями.

Аптский и альбский ярусы нижнего мела и сеноманский ярус верхнего мела представлены мелководными морскими отложениями (песчаники с прослоями алевролитов и глин или глины с прослоями песчаников) мощностью в первые сотни метров.

Верхний мел сложен терригенным трансгрессивным комплексом варьирующей мощности: от 0,2-0,3 км в средней, до 0,4-0,6 км в восточной и 0,8-1 км в северной частях платформы.

Палеоценовые отложения представлены глинами, глинистыми опоками и глауконит-кварцевыми песками.

Эоцен сложен кремнисто-терригенными отложениями (опоки, трепелы и др.), песчаниками, алевролитами и глинами мощностью 0,4-0,6 км (западная часть платформы) до 0,1-0,2 км (восточная часть).

Олигоцен в нижней своей части представлен морскими глинами с линзами песчаников, сменяющимися вверх по разрезу маломощными (0,1-0,2 км) континентальными терригенными отложениями с прослоями бурых углей. Конец олигоценовой эпохи на большей части плиты ознаменовал смену морского осадконакопления на континентальное.

Неогеновые отложения, развитые в основном в южной части плиты, перекрывают ее чехлом мощностью до 0,1-0,2 км. Представлены они (снизу вверх): озерными, озерно-аллювиальными и аллювиальными (гравелито-песчаными по составу) отложениями.

Квартер образует сплошной чехол мощностью до 100-200 м и более. Генетическая принадлежность слагающих его отложений достаточно широка. Среди них отмечаются аллювиальные, аллювиально-озерные, озерные, гляциальные, флювиогляциальные и морские (северная часть платформы) отложения.

В пределах Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна наблюдается, таким образом, четкая пространственно-временная дифференциация концентраций нефтяных и газовых залежей.

Основные запасы нефти (в том числе, гигантские месторождения Самотлорское, Мамонтовское, Федоровское, объекты Приобской зоны и др.) связаны с нижнемеловыми (в основном, неокомовыми) отложениями и, в меньшей степени, с отложениями апта и верхнемеловыми.

Главные газовые месторожжения (Надым-Пурская, Пурско-Тазовская, Ямальская и др. зоны северной и арктической нефтегазоносных областей) приурочены к верхнемеловым и, главным образом, сеноманским отложениям. Отмечу здесь, что глубины залегания кровли сеномана находятся на уровне от -800 м (Мессояхское месторождение до -1200 -1300 м (Уренгойское, Ямбургское и др. месторождения). Высоты (мощности) сеноманских залежей газа измеряются величинами от 50 до 200 и более метров.

Описываемая территория включает в себя тектонические структурные элементы разного возраста и геодинамической принадлежности, а также ареалы развития интрузивного магматизма, как бы «съедающие» их. Автором выделены следующие геодинамические типы тектонических структур:

- пассивная континентальная окраина Сибирского кратона;

- палеомикроконтиненты;

- островодужно-офиолитовые пояса;

- герцинские складчато-блоковые зоны;

- юрско-меловые грабенообразные впадины и прогибы;

- олигоцен-четвертичные впадины и прогибы;

- ареалы развития интрузивного гранитоидного магматизма позднего рифея-раннего палеозоя, позднего (карбон-пермь) палеозоя и юры.
Пассивная континентальная окраина Сибирской платформы рифейского возраста (так называемый Байкало-Патомский складчатый пояс, или мегазона) сложена терригенно-карбонатными, черносланцевыми и, в меньшей степени, -вулканогенными отложениями общей мощностью 9-11 км. В осевой ее части отмечено Чуйско-Нечерское поднятие, сложенное дорифейскими апотерригенными и аповулканогенными глубокометаморфизованными комплексами (гнейсами и кристаллическими сланцами), представляющими фундамент описываемой мегазоны.

В составе мегазоны выделяют три зоны: Байкало-Патомскую, Чуйско-Тонодскую и Мамско-Бодайбинскую.

Чехол Байкало-Патомской зоны сложен отложениями среднего рифея-венда, объединяемыми в патомский комплекс общей мощностью 8-10 км.

В составе среднего-верхнего рифея выделяют три серии, отвечающих трем седиментационным циклам, каждый из которых начинается конгломерато-гравийно-песчаными отложениями и заканчивается известняками и доломитами. Вендские отложения представлены молассами: конгломератами, гравелитами и песчаниками общей мощностью 0,5-1 км. Отложения патомского комплекса смяты в линейные острые складки. Процессы складкообразования датируются поздним протерозоем-ранним палеозоем.

Чуйско-Тонодская зона представляет собой цепь антиклинальных структур (Чуйский, Тонодский и Нечерский антиклинории), сложенных археем-нижним протерозоем и перекрытых рифейскими отложениями. Архей-нижнепротерозойские первично терригенные (в меньшей степени здесь развиты кислые эффузивы и туфы) отложения (гнейсы и различного состава сланцы) метаморфизованы в зеленосланцевой- амфиболитовой фации и прорваны гранитами возрастом в 1,85-2,1 млрд. лет. На юго-западе зоны эти отложения перекрыты толщей акитканской серии (очень слабо метаморфизованные континентальные терригенно-вулканогенные отложения, эффузивная составляющая которых представлена трахиандезитами и трахилипаритами) раннерифейского (?) возраста, принадлежащей молассово-порфировой формации и образующей протяженный пояс. Эти отложения в совокупности с прорывающими их комагматами эффузивов – лейкогранитами - рапакиви, датируемыми 1,65-1,7 млрд. лет (?),объединяются в одноименный вулкано-плутонический комплекс. Предполагается, что акитканский комплекс формировался в раннем рифее в геодинамической обстановке активных континентальных окраин.

Мамско-Бодайбинская зона сложена отложениями верхней части тонодско-бодайбинской серии (кварциты, аркозовые песчаники, полимиктовые песчаники, конгломераты и др.) общей мощностью 10-12 км, метаморфизованными в условиях зеленосланцевой и амфиболитовой фаций. В некоторых блоках рифейского возраста проявлены процессы гранитизации и гранито-гнейсового тектогенеза, сопровождавшегося формированием гранито-гнейсовых куполов. Примером проявления этого типа структур является Мамский синклинорий.

Юго-западная часть Сибирской платформы развивалась в геодинамическом режиме пассивной континентальной окраины предположительно в течение рифея, будучи расположенной севернее существовавшего южнее (в современных координатах) ее Байкало-Витимского палеоокеана, фрагментами ложа которого являются офиолиты одноименного пояса.

Палеомикроконтиненты, отделенные в период своего существования от пассивной окраины Сибирской платформы и друг от друга океаническими бассейнами (выражены в современной структуре офиолитовыми поясами), реконструируются для рифея - начала раннего кембрия. В современной структуре региона они представлены Баргузино-Витимским, Малхано-Яблоновым и Аргунским кристаллическими массивами (приложение 7).

Описываемые структуры характеризуются двухярусным строением. Нижний ярус (фундамент) сложен глубокометаморфизованными, верхний (чехол) – слабо метаморфизованными и умеренно-деформированными комплексами.

Фундамент Малхано-Яблонового массива сложен отложениями архея-нижнего протерозоя общей мощностью более 5 км, объединяемыми в малханскую серию. Они представлены биотит-амфиболовыми гнейсами, амфиболитами, слюдяными сланцами и гнейсами, кварцитами и мраморами. В ядерных частях нижнедокембрийских блоков развиты структуры типа гранито-гнейсовых куполов, и проявлены процессы гранитизации. Широким развитием пользуются здесь интрузии раннепалеозойских гранитоидов и габбро.

Основание Баргузино-Витимского массива также сложено метаморфитами амфиболитовой фации. В составе чехла преобладают терригенно-карбонатные отложения с незначительной вулканогенной (эффузивы среднего и кислого состава) составляющей общей мощностью до 8 км, смятые в брахиформные складки. Большая часть площади Бургузино-Витимского массива (более 120 тыс. кв. км) занимает одноименный гранитный батолит, прорывающий и «замещающий» разновозрастные метаморфические образования архея, нижнего протерозоя и рифея, сохранившиеся участками в кровле батолита. Он имеет сложную (удлиненную в плане) линзовидную форму. Максимальная вертикальная его мощность превышает 20км. Формирование слагающих батолит гранитоидов произошло в конце протерозоя-начале палеозоя, как предполагается, в период столкновения пассивной окраины Сибирской платформы с Баргузинским, а последнего, в свою очередь, с Малхано-Яблоновым палеомикроконтинентом.

По наиболее поздним данным (В.В.Ярмолюк, В.И.Коваленко, 2003 г.) формирование Ангаро-Витимского батолита произошло 320-290 млн. лет назад (U-Pb, Rb-Sr геохронологические исследования), что соответствует позднему карбону-ранней перми.

Массивы баргузинского комплекса распространены по всей площади батолита. Их формирование происходило в два этапа. Породы раннего этапа представлены кварцевыми монцонитами, монцосиенитами. реже кварцевыми сиенитами, образующими небольшие выходы среди более поздних гранитоидов. С породами этого этапа ассоциируют многочисленные синплутонические дайкообразные интрузии базитов. Гранитоиды позднего (главного) этапа представлены нормальными гранитами. Среди них различаются аллохтонные и автохтонные разности. Автохтонные гранитоиды, как правило, гнейсовидные и местами характеризуются бездеформационными переходами к метаморфическим породам через зоны мигматитов. Аллохтонные гранитоиды выделяются крупносреднезернистым, а также порфировидным строением и обладают четкими срезающими границами с вмещающими породами. Предполагается, что обе разновидности гранитов отвечают разным уровням становления батолита, разделенным многокилометровым интервалом глубин и отвечающим уровню зарождения магм (автохтонные гранитоиды) и уровням внедрения перемещенных (аллохтонных) расплавов. Гранитоиды зазинского комплекса представлены ранними кварцевыми сиенитами и более поздними лейкократовыми гранитами. Интрузивные массивы этих пород, в основном, тяготеют к юго-юго-восточному наименее эродированному флангу батолита, где общая площадь их выходов превышает 25 000 км³.

Важной особенностью процесса батолитообразования стала его связь со щелочным магматизмом, с продуктами которого породы батолита образуют общий позднекарбоновый Баргузино-Витимский магматический ареал. В непосредственном обрамлении батолита щелочные породы образуют две зоны большой протяженности – Сыннырскую (северо-западное обрамление батолита) и Удино-Витимскую (юго-восточное обрамление). Сыннырская зона выделяется по ряду массивов щелочных пород, объединяемых в сыннырский комплекс. Для комплекса характерны нефелиновые и псевдолейцитовые сиениты, пуласкиты, щелочные граниты, а также субщелочные породы – сиениты, кварцевые сиениты и граносиениты. Изохронный Rb-Sr возраст этих пород отвечает интервалу 300-285 млн лет.

В составе Удино-Витимской зоны участвуют щелочные пироксениты, ийолиты, уртиты, нефелиновые сиениты и карбонатиты, выделяемые в качестве сайженского комплекса, а также расслоенные габбро-монцонитовые массивы, щелочные граниты, граносиениты и сиениты. В целом зона наложена на юго-восточную краевую часть батолита.

Одновременно в позднем карбоне – перми функционирует расположенный юго-восточнее вулкано-плутонический пояс и, южнее – Монголо-Охотский океанический прогиб.

Островодужно-офиолитовые пояса в пределах рассматриваемого региона маркируют древние разновозрастные границы зон столкновения (коллизии) пассивной континентальной окраины Сибирской платформы с Баргузино-Витимским палемикроконтинентом (Байкало-Витимский пояс – средний рифей), Баргузино-Витимского палеомикроконтинента с Малхано-Яблоновым (Джидино-Селенгино- Верхневитимский пояс, поздний рифей-венд) и последнего с Аргунским (Агинский пояс, поздний рифей-венд, ордовик-ранний карбон и, предположительно, триас(?)).

Возраст офиолитов и островодужных комплексов в южном складчатом обрамлении Сибирской платформы, таким образом, постепенно уменьшается в южном направлении.

Пояса представляют собой протяженные (сотни – до 1 тыс.км) линейно вытянутые серии блоков-пластин, сложенных ультрамафитами и мафитами (габбро, толщи спилитов и диабазовых порфиритов в ассоциации с конгломератами и гравелитами мощностью до 3 км).

Верхние части разрезов островодужно-офиолитовых поясов (мощностью до 1,5-2,5 км) сложены островодужными (энсиматические дуги?) комплексами, в составе которых преобладают флишоиды, вулканогенно-кремнистые, терригенные и карбонатные отложения.

Островодужно-офиолитовые комплексы смяты в складки различного типа (от сильно сжатых до брахиформных) и прорваны интрузиями гранодиорит-плагиогранитовой и гранитовой формаций кембрия. Отдельные грабен-синклинории, рассекающие описываемые пояса выполнены красноцветными молласами позднего кембрия.

Герцинские складчатые комплексы сложены отложениями рифея-среднего палеозоя, сформированными, в основном, в мелководных (шельфовых) и, в меньшей степени глубоководных условиях на пассивных окраинах палеомикроконтинентов, и позднее (в позднем палеозое) в разной степени деформированными (смяты в складки, рассечены разрывными нарушениями) и прорванными интрузиями разновозрастных гранитоидов.

Кратко охарактеризуем разрезы основных структур герцинид.

Приаргунская зона (в венде-ордовике – это шельфовая зона пассивной континентальной окраины Аргунского палеомикроконтинента). Низы ее разреза сложены вулканогенно-терригенными отложениями верхнего рифея-венда, метаморфизованными в Р-Т-условиях зеленосланцевой фации. Выше залегают:

- песчано-алевролито-глинистая толща нижнего венда;

- известняково-доломитовая толща верхнего венда-нижнего кембрия (мощность до 2 км);

- карбонатно-терригенная толща среднего кембрия-нижнего ордовика (1,5-2,5 км);

- карбонатная толща среднего-верхнего ордовика;

- толща морских сероцветных моласс каменоугольного возраста.

Общая мощность рифея-палеозоя в пределах зоны достигает 10 км.

Осадочные толщи, слагающие Приагунскую зону, смяты в линейные тесно сжатые (до изоклинальных) складки . Время складкообразования датируется поздним палеозоем.

Даурская зона в рифее – начале позднего палеозоя представляла собой шельфовую зону пассивной континентальной окраины Южно-Монгольского спредингового океанического бассейна). Разрез зоны имеет следующий вид:

- терригенная толща (верхний протерозой);

- кремнисто-терригенная толща (силур-нижний карбон);

- морская терригенная толща;

- континентальная молассовая толща (средний-верхний карбон).

Осадочные комплексы Даурской зоны в позднем палеозое были смяты в линейные складки северо-северо-восточного простирания и прорваны интрузиями гранитовой формации пермского возраста и габбро-диорит-гранитовой – триасового. Крупные интрузивные тела занимают большую часть площади Даурской зоны.

В состав герцинских структур входит также и Ингодинский (Ингода-Ононский) линзовидный в плане прогиб. Выполнен он, пермско-триасовыми пологоскладчатыми терригенными молассами, несогласно залегающими на среднепалеозойских. Выше по разрезу эти отложения перекрыты континентальными осадочными породами ранней- средней юры мощностью до 2 км (см. ниже).

Юрско-меловые впадины и грабенообразные прогибы образуют пояс шириной более 250 км и протяженностью более 1200 км, рассекающий байкальско-каледонско-герцинский фундамент Байкальской и Забайкало-Охотской складчатых систем и юго-западную часть нижнедокембрийского основания Алдано-Станового щита (приложение 7).

Всего закартировано около 200 структур описываемого типа.

В тектоническом отношении пояс представляет собой зону проявления внутриконтинентального рифтогенеза, сформированную в условиях линейного растяжения, которая позднее в результате воздействия процессов сжатия была преобразована в зону широкого проявления гранитоидного магматизма.

Юрские отложения в пределах описываемой области представлены:

- в Газимурском прогибе – средне-, верхнеюрскими морскими и континентальными терригенными отложениями общей мощностью 4-6 км, смятыми в сундучные брахиформные синклинальные и узкие гребневидные антиклинальные складки;

- в Ингода-Ононском прогибе – нижне-, среднеюрскими континенталь-ными терригенными отложениями мощностью 2 км;

- в Малхано-Яблоновом поднятии – средне-верхнеюрскими континенталь-ными грубообломочными молассовыми отложениями и субщелочными вулканитами основного и среднего состава, перекрытыми конгломерато-песчано-алевритовой толщей с прослоями углей общей мощностью 1-1,5 км.

Нижнемеловые впадины и грабенообразные прогибы выполнены континентальными лимническими преимущественно терригенными угленосными отложениями мощностью до 2-3 км.

Формирование описываемых впадин и прогибов происходило в обстановке проявления растягивающих тектонических напряжений северо-западного направления.

Отметим здесь, что в конце средней – начале поздней юры в южной части области (Даурская, Ингода-Ононская и Газимурская зоны) зафиксировано проявление фазы складчатости. В поздней юре южная часть области – это зона проявления интенсивного интрузивного гранитного магматизма (см. ниже). Интересно отметить, что северо-западнее ее юрские гранитоиды практически не проявлены, но полоса интрузий этого возраста трассируется в СВ направлении в пределы Станового блока Алдано-Станового щита.

Для объяснения механизма и условий образования юрских-раннемеловых впадин привлекаются представления о регенерации на этой территории геосинклинального режима или проявлении процессов тектоно-магматической активизации. Однако, наиболее вероятным представляется предположение о том, что описываемый пояс в юрское время представлял из себя западную периферийную (краевую) часть Становой активной континентальной окраины «закрывавшегося» в этот период Охотского сегмента Урало-Азиатского палеокеана, тупо выклинивающуюся в юго-западном направлении, либо продолжение этой континентальной окраины (Восточно-Забайкальский ее сегмент).

В конце раннего–позднем мелу отложения, слагающие описываемые прогибы и впадины, испытывают последние складчатые деформации, далее, пояс развивается в платформенном режиме вплоть до новейшего времени.