Палеозойское рифообразование в Печорской синеклизе и Прикаспийской впадине – опыт сравнительного анализа

Полный текст

ПОСТАНОВКА ЗАДАЧИ И ОБЪЕКТ ИССЛЕДОВАНИЯ

На востоке Восточно-Европейской платформы располагаются две крупные отрицательные структуры – синеклизы, которые получили названия экзогенных впадин [Журавлев, 1972] – Печорская и Прикаспийская, причем последняя чаще фигурирует под более общим или, скорее, нейтральным термином – впадина.

Геологическому строению этих структур и истории их развития посвящена обширная, если не сказать обширнейшая, литература, в которой наряду с общим описанием геологического строения и геологической истории описываются и такие образования, как рифы, сравнительному анализу которых, и в более общей форме – рифообразованию, посвящена данная статья.

Прежде чем перейти непосредственно к теме, несколько вводных замечаний, точнее, обсуждение общих терминов и их определение; обсуждение, которое позволит избежать разных толкований, что, к сожалению, имеет место, особенно в регионе Печорской синеклизы, и, соответственно, более четко определить объекты изучения и их характеристику.

Согласно определениям, данным в словаре-справочнике “Современные и ископаемые рифы. Термины и определения” [Журавлева и др., 1990], риф – это сложное геологическое образование, созданное скелетными остатками и продуктами жизнедеятельности организмов, которое представляет собой карбонатный массив холмовидной формы; последнее обусловливает превышение рифа над дном бассейна, а в ископаемом состоянии большую мощность относительно синхронных ему отложений. Биологический фактор рифообразования, если можно так выразиться, определяют сообщества организмов и их остатков в теле сооружения; литологический – наборы карбонатных пород, закономерности их распределения в объеме постройки и соотношение с породами синхронных отложений; геоморфологический фактор выражается в морфологии постройки и ее соотношении с вмещающими отложениями. Что касается карбонатосаждающих организмов и образованных ими геологических тел, то в статье рассматриваются, в основном, объекты, которые В. Кисслингом и Э. Флюгелем названы истинными рифами, где колониальные рифостроящие организмы формируют жесткий каркас, а также “рифовые холмы”, где подобные организмы присутствуют весьма обильно, но их остатки цементируются и, соответственно, жесткий каркас создается различными не колониальными, часто микробными сообществами; и, наконец, “иловые холмы”, где подобные организмы могут присутствовать, но главную микрозернистую и пелитоморфную по структуре массу генерируют микробные сообщества [Kiеssling et al., 1999; Kiеssling, Flügel, 2002].

Обычно формируются два типа рифов – одиночные относительно симметричные холмовидные образования среди более или менее маломощных синхронных им отложений иного, часто существенно иного литологического состава. Второй тип – это сооружения, возникающие на границе мелководных и в той или иной степени глубоководных обстановок. В связи с этим последние отличаются асимметричным строением с относительно небольшим возвышением над зарифовыми мелководными отложениями и существенно большим – над предрифовыми, которые к тому же отличаются по своему литологическому составу, биоте и характеризуются меньшими, часто значительно меньшими, мощностями.

Во всех случаях бассейны, где росли рифы, были дифференцированы по глубине.

Второе замечание касается временных интервалов самого рифообразования. Как было показано ранее [Ивановский и др., 1994; Кузнецов, 1996, 2003; Кузнецов, Журавлева, 2019 и др.], процессы интенсивного формирования рифов имели циклический характер. В частности, в палеозое обособляются пять подобных циклов – раннекембрийский, ордовикский, силурийско-девонский, поздневизейско-серпуховский и пермский. На силурийско-девонском этапе максимальное развитие каркасных – “истинных” – рифов и “рифовых холмов” приходится на средний девон–фран, а после события Келльвассер (граница франа–фамена) в фамене – турне – начале визе формировались классические “иловые холмы”, которые частично также обсуждаются в нашей работе.

В пределах исследуемых регионов процессы формирования рифов рассмотрены именно в эти эпохи массового рифостроения, причем само рифообразование как по эпохам, так и по регионам далеко не однозначно.

РИФЫ ПЕЧОРСКОЙ СИНЕКЛИЗЫ

Рифовые образования в Печорской синеклизе и прилегающих районах Северного и Приполярного Урала были изучены и описаны в работах Ф. Н. Чернышова, Н. Н. Яковлева, В. А. Варсанофьевой и др. уже в начале и первой половине XX столетия. После открытия связанных с рифами промышленных залежей нефти интерес к этим образованиям, прежде всего погребенным, резко возрос, их исследование, равно как и сооружений, выведенных на дневную поверхность, активно продолжалось и расширялось. И тут необходимо упомянуть имена А. И. Антошкиной, Н. В. Беляевой, Б. Я. Вассермана, М. М. Грачевского, В. А. Жемчуговой, Н. Д. Матвиевской, В. Вл. Меннера, Т. И. Кушнаревой. Наиболее полный и систематический обзор палеозойского рифообразования региона проведен А. И. Антошкиной [2003], материалы монографии которой частично использованы в настоящей статье.

В раннем палеозое синеклиза представляла собой плоский, слабо дифференцированный по глубине шельф Уральского палеоокеана, где накапливались мелководные слоистые карбонатные отложения литоральных, сублиторальных и морских фаций [Жемчугова, Маслова, 2022; Кузнецов, Журавлева, 2014]. Рифовые постройки разного типа формировались лишь по восточному (в современных координатах) краю этого шельфа на границе его с Уральским палеоокеаном и разделяли мелководный бассейн в пределах платформы и в той или иной степени глубоководную область собственно палеоокеана. Первые рифовые постройки, по данным А. И. Антошкиной [2003], возникли в позднем ордовике (ныне – средний катий). Собственно, рифообразование в узком смысле этого термина началось и достигло максимума в прагиене. Сейчас это территория Западного Урала.

Если в ордовике‒силуре дифференциация морского бассейна по глубине была очень незначительна, обособлялись лишь отмельные и несколько более глубоководные зоны, то в девоне, особенно позднем, в пределах шельфа Уральского палеоокеана на территории современной Печорской синеклизы разделение по глубине оказалось весьма значительным. Здесь существовало несколько достаточно глубоких депрессий с накоплением относительно глубоководных глинисто-кремнисто-карбонатных отложений (Ижма-Печорская, Верхнепечорская, Большесынинская, Денисовская, Хорейверская субмеридиональные и несколько отличающиеся по ориентировке Косью-Роговская и Коротаихинская впадины) и разделяющих их поднятий – отмелей (Печоро-Кожвинский, Колвинский мегавалы, валы Сорокина, Гамбурцева, гряды Чернова и Чернышова), где отлагались светлые существенно биокластовые известняки (рис. 1). Именно эта дифференциация – подчеркнем: не только чисто тектоническая, но и палеогеоморфологическая – обусловила наряду с развитием биоты, в том числе рифостроителей, активное рифообразование.

 

Рис. 1. Схема тектонического строения Печорской синеклизы и расположение рифов разных морфологических типов ([Меннер и др., 1991] с упрощениями)

1 – крупные тектонические элементы (римские цифры на схеме): I – Тиманский кряж; Печорская плита: II – Ижма-Печорская впадина, III–Малоземельская моноклиналь, IV – Печоро-Колвинский мегавал, V – Денисовская впадина, VI – Колвинский мегавал, VII–Хорейверская впадина, VIII – Варандей-Адзьвинская структурная зона, IX – вал Гамбурцева; Северо-Уральский краевой прогиб: X – Верхнепечорская впадина, XI–Среднепечорское поднятие, XII – Большесынинская впадина, XIII – гряда Чернышова, XIV – Косью-Роговская впадина, XV – гряда Чернова, XVI – Коротаихинская впадина, XVII – западный склон Урала; 2 – границы тектонических зон; разновозрастные рифогенные зоны: 3 – доманиковые, 4 – сирачойско–нижнеухтинские, 5 – доманиково-нижнеухтинские, 6 – верхнеухтинские, 7 – верхнефранские, 8 – нижнефаменские, 9 ‒ нижне-верхнефаменские, 10 ‒ доманиково-верхнефаменские, 11 ‒ верхнефранско-нижнефаменские, 12 – сочетание разнотипных банок с краевыми рифогенными образованиями, 13 – склоны фаменских клиноформ, 14 – изолированные банки с рифовым окаймлением внутри компенсированных впадин, 15 – одиночные рифы, 16 – залежи нефти.

 

На границе этих двух фациальных зон формировались краевые рифы асимметричного профильного сечения. Иногда в самих депрессиях тоже развивались одиночные относительно глубоководные симметричные рифы. Рифы обоих типов в ряде случаев содержат залежи нефти, поэтому подробно изучены и описаны (см., например, [Меннер и др., 1991]).

Среди асимметричных рифов, сформированных на склонах карбонатных отмелей, можно отметить франские рифы Северо-Командиршорской, Командиршорской площадей, рифы Сотчемью, Западно-Аресский, Северо-Аресский и др. Примером одиночных изолированных рифов является постройка Исаковской площади размером 6.5×4 км и др., а также “изолированные банки” – Сандивейская, Веякская, Седъягинская и др.

Соотношение отмелей – банок с карбонатонакоплением, обрамленных рифовыми постройками и относительно глубоководных зон, а также положение “внутрибассейновых” одиночных рифов в схематическом виде изображено на рис. 2, конкретный профильный разрез в качестве иллюстрации приведен на рис. 3, а более обширный материал есть в упомянутых публикациях.

 

Рис. 2. Принципиальная схема морфологии дна бассейна позднедевонского времени ([Журавлева, 2017] с изменениями)

а – мелководная часть шельфа, б – глубоководная впадина, в – отмели; морфологические типы рифовых сооружений: А – асимметричные рифовые системы, Б – атолловидные сооружения, В – одиночные рифы; циклы рифообразования: dom – доманиковый, sir – сирачойский, uch – ухтинский; уровни моря: I – доманикового, II – сирачойского, III – ухтинского времени; 1 – рифовые тела, 2 – карбонатные отложения, 3 – карбонатно-глинистые отложения, 4 – кремнисто-глинисто-карбонатные отложения.

 

Рис. 3. Палеогеологический профиль Харьягинского участка асимметричной рифовой системы ([Меннер, 1989] с упрощениями)

1–5 – мелководно-шельфовая зона: 1 – карбонатные толщи, 2 – узловатые известняки, 3 – карбонатно-глинистые толщи и пачки, 4 – банки интракластовых известняков, 5 – онколитовые известняки; 6 – красноцветность; 7 – рифогенные образования; 8 – отложения предрифового склона; 9 – отложения депрессионных фаций; 10, 11 – толщи заполнения: 10 – глинистые, 11 – карбонатно-глинистые; 12 – поверхности размывов и стратиграфических перерывов; 13 – зоны резких литофациальных замещений; 14 – интервалы коллекторов; 15 – залежи нефти; 16 – разрезы скважин; 17 – глубина по скважине, м.

 

Кроме рифов, созданных каркасными и вообще скелетными организмами (“истинных рифов” и “рифовых холмов” В. Кисслинга и Э. Флюгеля), в палеозойском разрезе широко представлены морфологически выраженные постройки, известные как “иловые холмы”. Подобные образования фаменского яруса нередко надстраивают “истинные рифы” или, чаще, располагаются на их склонах. Последнее показано, в частности, на рис. 3.

Что касается глобального поздневизейско-серпуховского этапа рифообразования, то какие-либо достоверные сведения о нем непосредственно в пределах синеклизы отсутствуют. Не исключено, что это обусловлено в общем плоским, слабо дифференцированным рельефом дна покрывающих эту структуру морей, что никак не способствовало, а точнее, делало невозможным само рифообразование. Рифы этого возраста известны лишь в пределах Полярного Урала на границе синеклизы с палеоокеаном. Строителями этих рифов были мшанки, ругозы, водоросли. Здесь же обитали многочисленные фораминиферы, брахиоподы, криноидеи, микробные сообщества [Антошкина, 2003].

Сложнее обстоит дело с объектами последнего палеозойского – раннепермского этапа рифообразования. Дело в том, что в карбонатных отложениях этого возраста в пределах синеклизы открыта серия нефтяных месторождений, а нефтегазоносные карбонатные отложения очень часто без достаточных оснований, а нередко и вовсе без таковых, относят к рифовым. Залежи углеводородов в пермских отложениях этой провинции, действительно, локализованы в карбонатных органогенных породах с достаточно разнообразной биотой, в том числе рифостроящей. Однако такой важный и характерный геоморфологический показатель рифа, а именно наличие четко выраженного холмовидного облика карбонатных отложений, отсутствует. Все графические построения, отражающие существование морфологических геологических тел, выполняются со значительным искажением вертикального и горизонтального масштабов, что и создает видимость подобного холмовидного тела. На самом деле это очень уплощенная линза, причем несколько большей мощности и с более обильными органическими остатками на поднятиях. Это нормальный итог обычной карбонатной седиментации, когда на более мелководных участках с большим освещением более активно развита флора, а отсюда и фауна. И, соответственно, широко развиты органогенные, в том числе биоморфные, разности известняков.

В качестве примера подобных образований на рис. 4 показано строение одного из участков северной части Колвинского мегавала.

 

Рис. 4. Схематическая литолого-фациальная карта (а) и схематический литолого-фациальный профильный разрез (б) ассельско-сакмарских отложений северной части Колвинского магавала Печорской синеклизы ([Кузнецов, Оленова, 2012] с изменениями)

1 – скважины, 2 – изогипсы мощности ассельско-сакмарских отложений, 3 – граница фациальных зон, 4 – известняки микрозернистые с органогенным детритом, 5 – известняки биокластовые с яснокристаллическим кальцитовым цементом, микрозернистые с органогенным детритом, 6 – известняки биогермные, 7 – линия профильного разреза.

Значительные углы наклона карбонатного комплекса обусловлены практически двухсоткратным различием вертикального и горизонтального масштабов.

 

В раннепермское время здесь существовала локальная тектоническая структура, которая морфологически была выражена наличием небольшой отмели, где в условиях большей освещенности более активно развивались фототрофные сообщества, а вместе с ними – и потребители. Естественно, в итоге это привело к активной карбонатной седиментации с образованием биоморфных и биогермных известняков, созданных сообществом тубифитов, различных водорослей, палеоаплизин, и, соответственно, их органогенно-обломочных разностей с обильными остатками фораминифер и разнообразного органогенного детрита. На склонах отмели в большей степени формировались детритовые и частично микрозернистые разности, что свойственно спокойным гидродинамическим режимам, реализующимся в склоновых обстановках с отсутствием при этом грубообломочных карбонатных пород. Морфологическое выражение подобных отмелей было крайне незначительно, углы наклона не превышали градуса. Другими словами, из трех, повторим, обязательных составляющих показателей рифов – наличия остатков соответствующих организмов, созданных ими литологических типов известняков и морфологического выражения в виде четко обособленных холмовидных карбонатных тел последний отсутствовал, а подобные тела можно отнести в лучшем случае к сильно уплощенным биостромным массивам.

Современная структура поверхности карбонатного комплекса нижней перми – это результат последующих тектонических процессов, которые и обусловили наличие поднятия и, повторим, тектонически обусловленное морфологическое выражение этого участка, амплитуда которого не менее чем в пять раз больше, чем это могло быть в результате процессов седиментации.

Таким образом, завершая рассмотрение процессов рифообразования в пределах Печорской синеклизы, следует констатировать, что при отсутствии сколько-нибудь существенного субаквального рельефа рифовые сооружения в строгом значении этого понятия в пермское время здесь не формировались.

РИФЫ ПРИКАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ

Переходя к юго-восточной окраине Восточно-Европейской платформы, следует сразу же отметить, что обсуждаются рифы не только самой Прикаспийской впадины и ее непосредственно бортового уступа, но, в определенной степени, и прилегающие к ней области Нижнего Поволжья и южной части Оренбургской области. Сама впадина рассматривается как краевое котловинное море Уральского палеоокеана [Кузнецов, 2000а, 2007].

Возможность развития рифов в этом регионе стала обсуждаться с начала шестидесятых годов прошлого века [Грачевский, 1961; Леонтьев, 1960] и практически тогда же были изучены и описаны одиночные среднедевонские образования на ее западном и северо-западном обрамлении [Машкович, Ваваева, 1962]. Это куполовидные, реже плосковершинные одиночные рифы верхов эйфельского и живетского ярусов, которые развиты среди относительно (подчеркнем: относительно!) более глубоководных отложений в терригенно-карбонатной платформенной (автохтонной, по работе [Шатский, 1960]) формации среднего девона. Существенно более интенсивное рифостроение как по распространенности, так и по мощности сооружений отмечено во франском веке, когда формировались рифы двух типов – в виде определенной цепочки на перегибе от мелководных к глубоководным областям и отдельных сооружений непосредственно в самой впадине. Среди первых можно отметить Бахметьевский, Жирновский, Западно-Линевский, Коробковский и другие по западному обрамлению впадины, одиночные изолированные рифы Котовский, Мирошниковский, Макаровский, Овражный, Петровский, Памятно-Сасовский и др. в западной части Прикаспийского котловинного моря [Новиков и др., 1988, 1994], а также рифы Рубежинско-Перелюбского залива этого моря [Вилесов, 2015; Вилесов и др., 2019].

Локализация отдельных рифов как асимметричных на бровке шельфа, так и одиночных относительно симметричных непосредственно в глубоководном бассейне, как правило, происходит на сводах местных тектонических структур, которые морфологически выражены в рельефе морского дна. В качестве примера можно указать верхнефранский Котовский риф (рис. 5), который сформировался на тектонической структуре, в общем, секущей бортовой уступ, и, соответственно, его осевая часть пересекает под острым углом бровку шельфа, а сам риф развит как на мелководной, так и в пределах глубоководной части водоема. На севере рифовая постройка тесно связана с мелководными шельфовыми отложениями. Южнее риф формировался уже в относительно глубоководной части водоема и морфологически четко отделяется от мелководного шельфа. В связи с этим в поперечном к простиранию рифа сечении на севере риф незначительно возвышался над дном мелководного шельфа, а на юге уже отделен от него существенно более глубоководным заливом, в котором формировались кремнисто-карбонатно-глинистые депрессионные отложения. Таким образом, этот риф с одной стороны, является краевым, прислоненным к мелководной части водоема и обрамляющий глубоководный бассейн, а с другой – уже внутрибассейновым, значительно выдвинутым в бассейн и окруженным со всех сторон глубоким морем. Современная же структура поверхности определяется в значительной степени последующими тектоническими движениями.

 

Рис. 5. Схематическая литолого-фациальная карта зоны развития рифов Новокоробковского (I) и Котовского (II) бортовой зоны Прикаспийской впадины (а), структурная карта кровли (б) и схематические профильные разрезы (в) евланово-ливенских отложений Котовского месторождения

в – палеогеоморфологическое положение относительно уровня моря (а) и современное положение (б); 1 – рифы, 2 – мелководные известняки, 3 – глины, 4 – глинисто-карбонатные депрессионные отложения, 5 – трещиноватость, 6 – водонефтяной контакт.

 

Фаменские постройки в виде иловых холмов известны по обрамлению котловинного моря на бровке шельфа, где они обычно “надстраивают” франские рифы. Подобные образования вскрыты бурением на Воскресенской, Романовской, Ерусланской, Ершовской, Саратовской и других площадях в пределах Саратовского Поволжья [Яцкевич, 1975].

Сложнее обстоит дело с девонскими рифами восточной и, тем более, центральной части Прикаспийского котловинного моря. Они либо развиты в виде одиночных глубоко погруженных ныне внутрибассейновых образований и пока не зафиксированы сейсмическими работами, либо их формирование на бровках мигрирующих к востоку блоков современного Устюрта было ограничено и не установлено. Не исключено, что подобные асимметричные постройки на западном обрамлении карбонатного шельфа все же были на площадях Кенкияк и Жанажол, но это требует специального дополнительного исследования.

Более подробное описание девонского рифообразования Прикаспийской впадины и ее обрамления дано в работах [Кузнецов, 2000а, б, 2007; Кузнецов, Журавлева, 2018].

Следующий глобально выраженный цикл палеозойского рифообразования – поздневизейско-серпуховской – в пределах Прикаспийского котловинного бассейна выражен уже весьма отчетливо и, видимо, наиболее внятно для всей Восточно-Европейской платформы.

С этими образованиями на востоке впадины связаны крупные месторождения углеводородов, поэтому исследуются казахстанскими геологами в содружестве со специалистами западно-европейских и американских компаний, что обусловило определенное терминологическое своеобразие при характеристике и описании этих образований. В частности, атоллы и атолловидные сооружения сейчас фигурируют как изолированные платформы с рифовым обрамлением, что, однако, никак не меняет сути явления.

Кроме изолированных внутрибассейновых рифов имеются и асимметричные рифы, осложняющие, в частности, северный бортовой уступ. Таковы, например, рифовые постройки Ростошинской и Дарьинской площадей, а также Лободинской, Западно-Ровенской, Ершовской, Южно-Ершовской, Карпенской и других площадей западного обрамления Прикаспийского котловинного моря. Рифостроителями этих объектов, равно как и внутрибассейновых рифов, были разнообразные водоросли и мшанки, обильны также остатки других скелетных организмов.

В северной прибортовой зоне расположено крупное газоконденсатное месторождение Карачаганак в пределах одноименного рифа. Это сооружение начало формироваться на бровке карбонатного шельфа Восточно-Европейской платформы в среднем визе – серпухове и представляло собой крупный атолловидный риф общей мощностью порядка 600 м и площадью около 300 км². Сооружение имеет субширотное простирание, в целом параллельное отмеченной карбонатной бровке. Главными строителями были разнообразные водоросли и мшанки с обильными остатками других организмов – фораминифер, иглокожих, брахиопод и др. Средний и поздний карбон – время перерыва мелководного осадконакопления практически по всей акватории Прикаспийского бассейна.

На востоке и юго-востоке в это время формировалась серия крупных изолированных рифов – Тенгиз, Королевский, Каратон, Башенколь и др. В качестве примера на рис. 6 показано профильное сечение Тенгизского массива, размеры которого примерно 17×23 км и который, как отмечено ранее, использует западная терминология. Этот объект сейчас называется карбонатной платформой, причем несколько разного строения в разных стратиграфических интервалах. Визейские биогермные известняки (“столовый” риф) покрывают всю изолированную платформу, а в серпухове сформировались, по крайней мере, две фациальные области – собственно рифовое обрамление и внутририфовая лагуна (см. рис. 6).

 

Рис. 6. Стратиграфический профильный разрез одиночного симметричного рифа Тенгиз ([Kenter et al., 2006] c изменениями)

1 – нерифовые известняки; 2 – рифовое сооружение; 3 – соленосная толща.

 

Наконец, завершающий палеозой, опять-таки глобальный этап интенсификации рифообразования, – позднекаменноугольно-раннепермский, или, более узко и конкретно, ассельско-сакмарский – широко представлен в Прикаспийской впадине. Это прежде всего серия рифов западной и северной бортовой зоны – Сарпинско-Тингутинский, Карпенский, Краснокутский, Ершовский и Южно-Ершовский, Ждановский, Мавринский, Лугово-Пролейский, Токаревский, Цыганковский, Гремяченский, Ростошинский, Северо-Карповский, Дарьинский, Федоровский и др. [Васильев и др., 1973; Кузнецов, Хенвин, 1969; Исказиев и др., 2019; Урусов и др., 1965 и др.]. В самой впадине, что важно, в виде изолированного сооружения формировался риф на площади Карачаганак, надстраивая атолловидное сооружение визе-серпуховского времени.

Следует отметить, что кроме самого Прикаспийского котловинного моря и бровки ограничивающих его шельфов, небольшие одиночные рифы формировались и в пределах самих обрамляющих глубокое море шельфов. Таковы, например, рифы Приволжской моноклинали западного шельфа Прикаспийского глубоководного моря – Уметский, Южно-Уметский, Антиповский [Кузнецов, Хенвин, 1967, 1969].

К середине артинского века началось замыкание Уральского палеоокеана и формирование Уральского складчатого комплекса и горных сооружений. Одновременно складчатость и горообразование на юге привели к образованию кряжа Карпинского и горно-складчатых сооружений Мангышлака, что в целом изолировало краевое Прикаспийское котловинное море Палеоазиатского океана, или, в глобальном масштабе, Палеотетиса. Следствием этого стало прекращение водообмена с Мировым океаном, резкое повышение солености, и, по сути дела, с артинского века биогенное карбонатонакопление, в частности рифообразование, здесь прекратилось.

СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ РИФОСТРОЕНИЯ ДВУХ РЕГИОНОВ

Прежде чем начать сравнение и обсуждение рифов и характера рифообразования Печорской синеклизы и Прикаспийской впадины, следует кратко повторить сведения об этих структурах или, точнее, их происхождении. Последнее особенно касается Прикаспийской впадины, относительно возникновения и истории развития которой существует несколько схем. Без повторов и комментариев этих представлений в нашей работе принят вариант происхождения впадины за счет раскола и выдвижения жесткого блока [Кузнецов, 1998, 2000а].

В раннем палеозое, точнее, видимо, в ордовике, произошел раскол континентального блока (одно из названий которого – Скифия) и начал формироваться Палеоазиатский и, как часть его, Уральский палеоокеан. При этом в северной и центральной частях (в современном положении) Восточно-Европейской платформы это отделение произошло по более или менее прямой линии, а на юге – по системе трехлучевых разломов – Пачелмского авлакогена, субширотного Новоалексеевского и субмеридионального Сарпинского авлакогенов (по некоторым авторам, см., напр., [Крылов и др., 1964]) произошло выдвижение жесткого блока, каким стал Устюртский массив, и на этом месте возникла глубоководная впадина – краевое котловинное море Уральского палеоокеана. О связи этого моря с палеоокеаном свидетельствует, например, наличие на западном борту Прикаспийской впадины девонской фауны Уральского типа [Карпов и др., 1959, 1962].

Одним из следствий подобного выдвижения жесткого блока Устюрта было резкое снижение вертикальной нагрузки и, как следствие, согласно законам изостазии, общий подъем юго-восточной окраины платформы. Последнее обусловило смыв осадочного чехла, который к тому времени здесь образовался, денудацию кровли кристаллического фундамента, и этот материал, хотя бы частично, заполнил образовавшуюся впадину, которая к девону, когда осадконакопление на платформе возобновилось, оставалась глубоководной.

Таким образом, на юго-востоке Восточно- Европейской платформы существовало глубоководное котловинное краевое море, непосредственно связанное с Уральским палеоокеаном или, в более общей форме, Палеотетисом и обрамляющие это море шельфы. Рифообразование в той или иной форме с той или иной интенсивностью осуществлялось в самом море в его глубоководной части, по бровкам обрамляющего его шельфа, а также на самом шельфе.

В полном соответствии с глобальной историей рифообразования интенсификация последнего происходила в среднем девоне – фране, но последнее, как отмечено ранее, известно пока только на западе Прикаспийской впадины, а также в позднем визе – серпухове и ранней перми.

Принципиально иная картина на северо-востоке платформы, в пределах Печорской синеклизы, которая представляла собой шельф Уральского палеоокеана, иногда в той или иной степени дифференцированный по глубине. В раннем палеозое это был в целом очень мелководный и мало меняющийся по глубине водоем, что не способствовало формированию рифов. Однако они формировались на окраине шельфа в позднем ордовике, позднем аэроне, позднем венлоке ‒ раннем лудфордии, позднем лохкове ‒ прагиене ‒ раннем эмсе.

В девоне ситуация поменялась. Дифференцированные тектонические движения привели к довольно резкому расчленению рельефа дна Печорского бассейна с образованием разнородных структур – впадин и разделяющих их поднятий (подробнее см. ранее). На границе этих структур формировались линейно-вытянутые краевые рифы асимметричного поперечного сечения, реже развивались одиночные рифы внутри отмеченных депрессий.

Вообще конец девона – начало карбона – время активизации тектонических движений и, соответственно, разделения по глубине субаквального рельефа всей восточной половины Восточно-Европейской платформы. Вне рассмотренных здесь Печорской синеклизы и Прикаспийской впадины в пределах разделяющей их Волго-Уральской нефтегазоносной провинции в это время была сформирована система Камско-Кинельских прогибов с глубоководным осадкообразованием в позднем девоне – турне, с их рифовым обрамлением и одиночными рифами внутри этих прогибов.

Если, как только что отмечено, в позднем девоне разнонаправленные тектонические движения обеспечили значительную дифференциацию глубин, покрывающих восток платформы морей, что, в числе прочего и определило наличие здесь рифов, то в начале карбона ситуация стабилизировалась, дифференциация морского дна отсутствовала, соответственно, не развивалось и рифообразование.

Следующий глобальный цикл рифообразования – поздневизейско-серпуховской – четко проявился лишь в Прикаспийском море и его обрамлении. В Печорской синеклизе к тому времени субаквальный рельеф был, видимо, достаточно плоским, более или менее глубоководные участки водоема отсутствовали, и рифообразование в виде морфологически выраженных тел не развивалось. Однако в пределах Печорского Урала, Пайхойско-Новоземельской области, севера Восточного Урала они существовали [Кузнецов, Антошкина, 2005].

Выходя за географические рамки нашего сообщения, можно отметить, что визейско-серпуховской этап рифообразования был реализован, в отличие от северо-восточного угла платформы, в частности в пределах Донбасса, где существовал дифференцированный по глубине бассейн, что при наличии соответствующей биоты и определило наличие рифов [Кузнецов и др., 1978]. Это еще один убедительный пример того, что для рифообразования необходим комплекс условий, в том числе геоморфологическая дифференциация и наличие расчлененного по глубине водоема.

Аналогичная ситуация отмечается и для конца карбона – ранней перми. В Прикаспийской впадине – краевом котловинном море, на его бровках и частично на шельфе шло активное рифообразование, в то время как при существенно сглаженном рельефе Печорской синеклизы морфологически выраженных рифов в строгом понимании этого термина не было, существовали обширные слабо выраженные отмели, где накапливались карбонатные отложения существенно биоморфной и биокластовой структуры.

Таким образом, одно из трех обязательных условий рифообразования – наличие расчлененного субаквального рельефа – в Печорской синеклизе было реализовано только в девоне, что и определило развитие рифов только в этот период. В прилегающих же районах Урала, где субаквальный рельеф был дифференцированным, рифообразование началось раньше.

 

Рис. 7. Стратиграфическое распределение рифов и иловых холмов Печорской синеклизы и Прикаспийской впадины

 

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают искреннюю благодарность анонимному рецензенту за сделанные замечания, учет которых немало способствовал более четкому изложению позиции авторов.

ИСТОЧНИК ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена в рамках госзадания ИПНГ РАН (тема № 122022800270-0).

Об авторах

В. Г. Кузнецов

Российский государственный университет нефти и газа (НИУ) имени И. М. Губкина; Институт проблем нефти и газа РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: vgkuz@yandex.ru
Россия, 119991, Москва, Ленинский просп., 65; 119333, Москва, ул. Губкина, 3

Л. М. Журавлева

Российский государственный университет нефти и газа (НИУ) имени И. М. Губкина

Email: zhurawlewa.lilia@yandex.ru
Россия, 119991, Москва, Ленинский просп., 65

Список литературы

Дополнительные файлы