CC BY
63
УДК 551.7
Переходные комплексы платформ
НА Крылов
ООО «Газпром ВНИИГАЗ», Российская Федерация, 142717, Московская обл., Ленинский р-н, с.п. Развилковское, пос. Развилка, Проектируемый пр-д № 5537, вл. 15, стр. 1 E-mail: [email protected]
Тезисы. Классическое представление о фундаменте и чехле как основных элементах вертикального разреза платформы было поколеблено введением понятия переходного комплекса. На древних платформах, имеющих допалеозойский фундамент и палеозойско-кайнозойский чехол, переходный комплекс включает структуры двух основных классов: чехлы массивов, или протоплатформенные чехлы, и древние авлакогены. Первые представляют собой субгоризонтальные покровы осадочных и эффузивных пород, включающие гранитоидные интрузии. Они развиты на массивах ранней консолидации и синхронны более молодым по времени консолидации тектоническим зонам фундамента. Авлакогены представляют собой грабенообразные прогибы, как правило, более молодые, чем время консолидации фундамента. Главные формации авлакогенов - красноцветные массы, основные эффузивы и карбонатные формации. Чехлы массивов могут частично перекрывать по возрасту образования авлакогенов.
На молодых платформах, имеющих допалеозойский и палеозойский возраст фундамента и мезозойско-кайнозойский платформенный чехол, переходный комплекс включает три основных типа структур: чехлы массивов, межгорные впадины и тафрогены. Чехлы массивов развиты на допалеозойских массивах, имеют палеозойский возраст и представлены широким комплексом умеренно метаморфизованных осадочных и эффузивных пород с гранитоидными интрузиями. Межгорные впадины развиты в зонах каледонской консолидации фундамента и выполнены средне-верхнепалеозойским комплексом осадочных пород с редкими гранитоидными интрузиями в комплексах. Формационные ряды комплексов всех впадин практически идентичны, несмотря на разобщенность. Тафрогены (грабенообразные прогибы) моложе складчатости во внутренних зонах герце-нид и лишь частично синхронны самым молодым образованиям герцинских краевых прогибов. Они выполнены широким комплексом осадочных и эффузивных пород, среди которых обязательными формациями являются красноцветные или угленосные терригенные.
Глыбовые дислокации являются основными тектоническими осложнениями всех типов структур переходных комплексов. Единство, позволяющее объединить весьма различные структурно-формационные толщи в переходный комплекс, заключается в их залегании между настоящим кристаллическим или складчатым фундаментом и платформенным чехлом.
Платформы - крупные участки континентальной земной коры, характеризующиеся в течение длительного отрезка геологического времени сравнительно слабым размахом тектонических движений (и что особенно важно, как правило, небольшим градиентом движений), ослабленным проявлением эффузивного и практическим отсутствием интрузивного магматизма, отсутствием полной складчатости. С момента возникновения этого понятия платформы рассматривались как двухъярусные структуры. Обязательными элементами были фундамент и платформенный чехол, собственно и несущий все признаки платформы. Платформы в пределах континента противопоставлялись в историческом плане геосинклинальным областям, а в современном структурном плане - складчатым областям, отделяясь от последних краевыми прогибами или краевыми швами. В то же время складчатые области составляют фундамент платформы. Это классические представления о платформах, обоснованные главным образом в России в первой трети прошлого века.
Платформы возникали на месте складчатых областей в разное время. Ныне принято разделять их по возрасту на древние и молодые. Первые имеют кристаллический допалеозойский фундамент и палеозойско-кайнозойский чехол, вторые - допа-леозойский и палеозойский фундамент и мезозойско-кайнозойский чехол.
Однако классическое представление о двухъярусном строении платформы постепенно начало подвергаться ревизии. Важнейшим толчком к пересмотру послужили зоны каледонской складчатости в Центральном Казахстане и Алтае-Саянской
Ключевые слова:
переходный
комплекс,
разлом,
грабенообразный
прогиб,
тафрогены,
межгорные
впадины,
чехол массива,
авлакоген,
формационный ряд.
области, где между складчатым и метамор-физованным фундаментом и платформенным чехлом были обнаружены и изучены межгорные впадины, заполненные осадочными и осадочно-эффузивными формациями, которые по структурным признакам не вписывались в рамки понятий ни чехла платформы, ни складчатого фундамента.
Аномальные, не свойственные платформенному чехлу и складчатому фундаменту структуры были обнаружены и описаны и в зонах герцинской складчатости, которые пытались относить к специфическому нижнему этажу платформенного чехла, или к верхней мо-лассе геосинклинали, или к изолированным позднепалеозойско-мезозойским «моногеосинклиналям».
На древних платформах изучены структуры, которые лишь с большими натяжками относили к нижнему ярусу осадочного чехла. Сначала структуры, не являющиеся органическими элементами складчатых областей, были изучены в обнажениях в зонах, лишенных платформенного чехла. Они рассматривались как индивидуальные экзотические структуры в орогенах. Вопрос объединения их в единый этаж не вставал, тем более что в зонах различного возраста консолидации такие структуры имели различную морфологию и разный формационный ряд.
Интерес к этим комплексам усилился позднее в связи с развитием глубокого бурения и региональных сейсмических исследований на платформах, в ходе которых была установлена их промышленная нефтегазоносность. Скважины ниже типично платформенных образований встречали не фундамент с ожидаемыми формационным составом и степенью изменения пород, а непредвиденные на первых порах породы. Так, при бурении в Прикумском районе Предкавказья в предположении нахождения под платформенной субугленосной юрой складчатого терригенного карбона фактически были вскрыты светлые известняки и красноцветные терригенные породы без следов складчатости [1]. Подобное явление - существование между мезозойско-кайнозойским чехлом и фундаментом новых толщ терригенного и карбонатного состава - было обнаружено в Западной Сибири. Появилось понятие переходного, или промежуточного, комплекса [1-5 и др.]. В качестве синонима данного термина употреблялось название «второй структурный этаж» и др.
Сейсмические исследования - на первом этапе корреляционным методом переломных волн, а позднее методом общей глубинной точки (МОГТ) - ниже платформенного чехла выявили новые тектонические элементы с более сложной структурой, чем у вышележащих осадочных толщ. Выделение переходного, или промежуточного, комплекса как самостоятельного этажа в разрезе платформы вошло в отечественную геологию в конце пятидесятых годов прошлого века, но было воспринято не всеми исследователями [6-9]. По вопросу выделения переходного комплекса возникла многолетняя дискуссия. Один из аргументов против этого на начальном этапе дискуссии считался достаточно значимым, поэтому хотелось бы обратить на него особое внимание. Утверждалось, что обособлять переходные комплексы, отделяя их и от фундамента и чехла, геологов якобы заставляют слабая изученность и недостаточная ясность строения этих комплексов.
Прошло время, и к этой проблеме можно попытаться вернуться с учетом нового геолого-геофизического материала, накопленного за последние десятилетия.
Переходный комплекс молодых платформ
Единство каждой молодой платформы определяется приблизительной одновременностью начала формирования платформенного чехла на плитах платформы, т.е. приблизительной одновременностью становления платформенных условий. Фундамент практически всех молодых платформ гетерогенен по времени консолидации [10]. Так, на самой обширной молодой Центрально-Евразийской платформе Земли чехол начал формироваться в период от рэтского века до среднеюрской эпохи. Фундамент этой платформы образован сложной мозаикой линейных складчатых систем герцинского, каледонского и позднебайкальского возраста, а также многочисленными, обычно изоморфными, массивами байкальской и, видимо, более древней консолидации. Отметим, что по мере изучения структуры фундамента выяснилось, что роль древних массивов оказывалась все больше и больше.
На Западно-Европейской молодой платформе чехол начал формироваться с перми, местами с поздней перми, а фундамент образован герцинидами, каледонидами и древними массивами частично байкальского, частично до-байкальского возраста.
Таким образом, становление платформы отделено от консолидации фундамента не только длительными, но и различными периодами. Это время и является в понимании большинства исследователей переходным этапом, продуктом которого в разрезе земной коры молодых платформ служит переходный комплекс.
Возраст консолидации фундамента в конкретной зоне молодой платформы определяет не только длительность переходного периода, но и характер структур и формационный ряд переходного комплекса [2, 11]. Одной из особенностей переходного комплекса является его неповсеместное развитие между фундаментом и чехлом; он слагает изолированные структуры, среди которых могут быть выделены три главных типа: грабенообразные прогибы, межгорные впадины и чехлы массивов, или доплат-форменные (протоплатформенные) чехлы.
Грабенообразные прогибы. Среди структур, контролирующих распространение комплекса, структуры этого типа широко развиты в зонах герцинской консолидации и на древних массивах. Примерами могут служить Челябинский грабен на Восточном Урале и система рифтов на Западно-Сибирской плите, грабен Ньюарк и др. в Аппалачах, Манычский прогиб в Предкавказье, грабен Эск в Восточной Австралии, гигантский рифт, простирающийся от Каспийского моря до восточной границы Устюрта, грабены и односторонние грабены в зоне герцинской складчатости Европы и многие другие линейные структуры протяженностью от многих сотен километров до локальных, измеряющихся единицами километров. Индивидуальной геологической характеристике этих структур посвящена обширная литература. В качестве отправного примера рассмотрим сравнительно недавно выявленный и изученный сейсморазведкой МОГТ Южно-Актумско-Кульбайский рифт на Устюрте, полностью погребенный под платформенным мезозойско-кайнозойским чехлом. Палеодепрессия расположена в северной части плато Устюрт. По отношению к структурам платформенного чехла она занимает южную часть Актумского поднятия и расположенную южнее Кульбайско-Аторбайскую депрессию и имеет субширотное простирание. Размеры палеопрогиба 150x50 км.
Рифт выполнен пермотриасовым комплексом, представленным единой пестроцветной терригенной формацией, и фиксируется тол-
щинами до 4 км и, возможно, несколько больше. Морфологически это односторонний грабен. На севере он по Центрально-Актумсукскому разлому граничит с Байтерекско-Кассарминским палеоподнятием, где юрские отложения чехла залегают непосредственно на складчатых породах палеозоя, образующих фундамент платформы. На юге прогиб выполаживается, переходя в палеоподнятие с толщинами пермотриаса 500.. .100 м. Помимо упомянутого Центрально-Актумсукского разлома (не находящего отражения в платформенном чехле) Кульбайско-Атор-байский рифт осложнен многочисленными дизъюнктивными нарушениями (рис. 1).
Крупнейшим из серии разломов, осложняющих борт палеодепрессии, который условно можно считать и южным ограничением рифта, является Южно-Актумсукский разлом субширотного простирания. Местами он раздваивается. Расстояние между ветвями не превышает при этом 4.5 км. В местах раздвоения южная ветвь имеет большую вертикальную амплитуду по пермотриасу (до 900 м) и находит четкое отражение в платформенном чехле (что отличает этот разлом от Центрально-Актумсукского). По этому разлому в пермотриасе опущенным было северное крыло, а в юрских и более молодых отложениях - южное, т.е. на границе триаса и юры имела место инверсия движений. Разлом имеет характер крутого взброса с падением сместителя на север, правда, очень небольшой горизонтальной амплитуды.
Общее количество разломов, выявленных сейсморазведкой в пределах Южно-Актум-сукского-Кульбайского рифта и южнее, где развит пермотриасовый комплекс сокращенной мощности, велико. Важно отметить, что большинство разрывных нарушений затрагивает только пермотриасовый комплекс и не фиксируется в платформенном чехле. Это наглядно демонстрируют временные сейсмические разрезы (рис. 2).
Завершая краткое описание Южно-Актумсукского-Кульбайского палеопрогиба, отметим, что северное короткое крыло претерпело инверсию: кровля пермотриаса оказалась в современном структурном плане высоко поднятой, образовав Теренгкудук-Байтерекский вал в платформенном чехле (см. рис. 1). От западного окончания вала (локальная структура Каракалпакия) до его центральной части (структура Теренгкудук) основание вала сложено пермотриасовым комплексом, а на востоке
ю
2001Бкш 1Агн
о:
1Тлк
N+Q-
1пЦ.Хр 1Рзл ЗЦ.Хр
2п Бтр
1Кср
а -3000
-5000
Агыинский выступ
Кульбайско-Аторбайский Актумсукская система поднятий прогиб
-1000 -2000 -3000 -4000 -5000
-6000
:> I
ю
1Агн
1Тлк
1пЦ.Хр 1Рзл 4 3M.XD
2п Бтр
1Кср
-2000
-3000
-4000
Н, м
Рис. 1. Современный геологический (а) и палеогеологический к началу юры (б) профили через Кульбайско-Аторбайский прогиб и Актумсукскую систему поднятий
0
б
(Байтерек) южное крыло лежит на пермотриа-се, а северное - на складчатом палеозое, о чем было сказано выше.
Данные сейсморазведки МОГТ 2Б 20072014 гг. не только расширили представление о тектонике юрско-кайнозойского чехла и пер-мотриасового комплекса, но дали принципиально новую картину внутренней структуры доверхнепермского палеозоя, подтвердив априори принимавшийся тезис о гетерогенности этого этажа.
Упомянутые сейсморазведочные работы позволили выделить и проследить ниже юрских отложений ряд отражающих горизонтов. Из них широко прослеживаемые - Ту, отождествляемый с поверхностью пермо-триасового комплекса, и Т№ отождествляемый с поверхностью доверхнепермского палеозоя. Кроме того, были выделены горизонты ограниченной прослеживаемости по площади: внутри пермотриасового комплекса, разделяющий этот комплекс на две условные
стратиграфические единицы - «нижний пермо-триас» (P-T)j и «верхний пермотриас» (P-T)2; TVIpz ниже раздела TVI, т.е. внутри доверхнепермского палеозоя. Наконец, местами фиксируется сейсмический раздел TV в самой верхней части пермотриасового комплекса внутри «верхнего пермотриаса» (P-T)22, что важно для суждения об истории развития пермотриасо-вых структурных элементов.
Как отмечалось ранее, под пермотриасо-вым комплексом на Устюрте скрыта сложная структура. В первом приближении она включает массивы древней (возможно, байкальской, но, возможно, и добайкальской) консолидации и герцинские складчатые системы. Древние массивы, в свою очередь, расчленены палеорифтами, выполненными средне-верхнепалеозойскими осадочными породами, иногда слабо метаморфизованными, иногда претерпевшими те или иные стадии катагенеза. Они, как считают А.Я. Гризик и Н.А. Крылов [4, 12], не могут быть отнесены к фундаменту
Мгновенная амплитуда, у.е.
Мгновенная амплитуда, у.е.
8 8 8 8 8 8 ^ ^ й ^ 8
. ЮЗ
св
160081ША 027071ША 02807и2ЫА 15508и7ЫА 04407игЫА
~Г ~Г ~Г ~Г ~Г
3600 5100 6600 8100 9600 11100 12900 14700 16500 18300 20100 21900 X, м
2000 4
2500 4
2000
3 3 3 3
< юз
007071ШААК ~Г
1000 5000
СВ
125081ЕМ 03207игМА 02807и2ЫА 15508и2ЫА 04407игЫА 114081ЕМ
~г ~г ~г ~г ~г ~г
10000 12000 14000 16000 18000 20000 X, м
2100
22004
23004
2400 41
25004
Ь 2500 2600
27004
Ь 2100
2200
2300
2400
Ь 2500
2600
к 2700
Рис. 2. Восточный Устюрт. Фрагменты временных разрезов по сейсмическим профилям 16408UZNA (а) и 02407UZNA (б)
(по материалам ОАО «Саратовнефтегеофизика»)
и по степени преобразования пород, и по сейсмическим данным - развитию ниже горизонта ТУ1 слоистой сейсмофации, имеющей резкие ограничения на временных сейсмических разрезах. Средне-верхнепалеозойские прогибы имеют форму рифтов, ограниченных разломами. Авторы посчитали возможным отнести эти образования к нижнему структурному этажу переходного комплекса.
На северо-востоке Устюрта выделяется Северо-Актумсукско-Куанышская зона гер-цинской складчатости, где вскрыты дислоцированные флишоидные образования средне-палеозойского возраста. Южным ограничением ее является Центрально-Актумсукский разлом. Южнее и западнее располагается Куль-байско-Аторбайский палеозойский палео-рифт, характеризующийся слоистой сейсмофа-цией пород, залегающих ниже горизонта ТУ1. Мощность слоистой палеозойской толщи составляет 3500 м. Сейсмические данные указывают на интенсивные блоковые дислокации толщи. На Кульбайско-Аторбайский палеозойский палеорифт наложен Южно-Актумсукско-Куль-байский пермотриасовый палеопрогиб, охарактеризованный выше, а сам палеозойский палео-рифт наложен на северный край древнего (скорее всего, байкальского) Северо-Устюртского (Агыинско-Яркимбайского) массива. Таким образом, Южно-Актумсукско-Кульбайский пермо-триасовый рифт может считаться унаследованным от грабенообразного прогиба предыдущего этапа геологического развития. Оснований считать эти разновозрастные прогибы единой структурой сквозного развития нет. Стоит остановиться на констатации двух этапов рифтогене-за в условиях древнего массива. Наиболее важной является связь рифта с крупным древним (во всяком случае, допермским) Центрально-Актумсукским разломом.
Как было отмечено выше, грабенообразные прогибы являются широко распространенным типом структур переходного комплекса молодых платформ. М. Кэйем применительно к триасовым рифтам Аппалачей предложен термин «тафрогеосинклиналь» [13], который в отечественной геологической литературе был преобразован в «тафроген» и использовался для обозначения грабенобразных прогибов переходного этапа развития [14]. Грабенообразные прогибы-тафрогены довольно широко развиты во внутренней зоне Аппалачей. Наиболее крупным тафрогеном здесь является односторонний
грабен Ньюарк, протягивающийся от Нью-Йорка на юго-запад на 450 км при ширине до 45 км. С юго-востока структура ограничена крупным сбросом, северо-западное крыло относительно спокойно под углом 20° погружается к упомянутому сбросу. В пределах тафрогена отмечены многочисленные продольные и поперечные сбросы, а также сдвиги. Следов складчатости или инверсионного поднятия у ограничивающего тафроген сброса геологами, изучавшими этот регион, не отмечено. Тафрогены выполнены серией Ньюарк триасового возраста, представленной красноцветной формацией с базальтами. Последние образуют покровы, силлы и дайки. Мощность серии Ньюарк в одноименном тафрогене достигает 6 км. Мощность силлов - 540 м, протяженность даек - 100 км. Односторонние грабены широко развиты в Аппалачах, однако там встречаются и нормальные грабены, например прогиб Дин Ривер. Складчатость и образование фундамента молодой Северо-Американской платформы завершились в конце перми, возможно, в самом начале триаса. Возраст серии Ньюарк обычно ограничивается верхним триасом. Интересно, что В.Е. Хаин [15] назвал эпоху образования аппалачских тафрогенов завершением геосинклинального и началом платформенного этапа.
Будучи структурами одного большого ряда, тафрогены существенно различаются не только размерами, но и важными деталями строения. Можно предложить несколько моделей их строения (рис. 3).
Мангышлакская модель. Грабенообразный асимметричный палеопрогиб большой амплитуды прогибания (замеренная толщина комплекса на Мангышлаке - 8300 м) с инверсией и складчатостью в конце переходного этапа. Кроме Горного Мангышлака эта модель характеризует триасовый прогиб Ейско-Березанского района в Западном Предкавказье.
Туаркырскская модель. Односторонний грабенообразный палеопрогиб с амплитудой прогибания в первые тысячи метров (замеренная глубина на Туаркыре около 4000 м) с сильной блоковой раздробленностью и инверсией самой глубокой части без складчатости. К этой модели относится Южно-Актумсукско-Кульбайский палеорифт. В развившейся в платформенный этап положительной структуре (вале) одно из крыльев подстилают образования переходного комплекса, другое (за древним разломом) - более древние образования.
Рис. 3. Структурные модели тафрогенов: а - мангышлакская; б - туаркырская; в - манычская; г - южноустюртская
Манычская модель. Односторонний грабен или асимметричный грабенообразный прогиб с палеоамплитудой прогибания во многие сотни метров. Иногда отрицательная структура переходного этапа наследуется в платформенном чехле, как, например, Манычский прогиб в Предкавказье и многие триасовые тафрогены в Аппалачах. Отличается от туаркырскской модели отсутствием следов инверсии.
Южноустюртская модель. Нормальный грабен или относительно симметричный
грабенообразный прогиб с палеоамплитудой прогибания в сотни метров, реже в первые тысячи метров. Крупные рифты этой модели наследуются в платформенном чехле. Модели отвечают Челябинский грабен и большое число более мелких депрессий переходного этапа развития.
Первым двум моделям соответствуют только крупные тафрогены, а третьей и четвертой - как крупные, так и мелкие структуры переходного этапа развития. Единый протяженный палеорифт в разных сечениях может
отвечать разным моделям. Так, Мангышлакско-Устюртский рифт, простирающийся от Каспия до восточной части Устюрта, меняет характер морфологической модели от мангышлакской в Горном Мангышлаке до туаркырской в районе Западного Устюрта и до южноустюртской на самом Устюрте [3, 12].
Морфологические особенности изученных тафрогенов позволяют заключить, что в их развитии было две стадии. Первая, более длительная, характеризовалась растяжением земной коры в орогене, образованием разрывных нарушений сбросового типа, формированием тафрогенов и локальным осадконакоплени-ем чаще всего именно в рифтах. Вторая, более короткая, характеризовалась сжатием, образованием взбросов, местами инверсией и в отдельных редких случаях настоящей складчатостью. Со второй стадией развития связаны, например, складчатость с образованием надвигов в Горном Мангышлаке в зоне самого большого прогибания рифта, формирование Байтерек-Теренгкудукского вала путем инверсии в самой глубокой части в Южно-Актумсукско-Кульбайской палеодепрессии. Завершение развития многих тафрогенов было спокойным и не сопровождалось явлениями инверсии.
Формационные ряды, выполняющие таф-рогены, различаются между собой, но обязательно включают красноцветную (или пестро-цветную) или угленосную терригенные формации, которые расположены в нижней части вертикального формационного ряда. В некоторых случаях одна из этих формаций замещается эффузивной или эффузивно-терригенной толщей. Выше красноцветной или угленосной формации в некоторых тафрогенах присутствуют карбонатные или терригенные сероцветные формации морского происхождения.
Тафрогены в Западной Сибири широко развиты не только на восточном склоне Урала (Челябинский грабен), но и в Тургайском прогибе, и по всей площади плиты (рис. 4). Для этих структур особенно характерны два типа формационного наполнения. Многие грабены, подобно Челябинскому, содержат две формации: 1) терригенно-эффузивную, или эффузивную (туринская свита), представленную в основном базальтами, и 2) терригенно-угленосную (челябинская свита). Некоторые грабены содержат одну формацию. Например, Кушмурунский грабен, прижатый к краевому шву уралид в Тургайском мезозойском прогибе,
содержит только терригенно-эффузивную формацию пермотриасового возраста.
Наиболее полные формационные ряды переходного комплекса в герцини-дах изучены в горном Мангышлаке (западная часть Мангышлакско-Устюртского таф-рогена) и Восточно-Манычском прогибе в Предкавказье. В последнем при общей мощности около 2 тыс. м можно выделить формации (снизу вверх): красноцветную терри-генную субаквального происхождения (верхняя пермь), известково-доломитовую (индский и частично оленекский ярусы - нижний триас), терригенно-карбонатную (верхи оленекского яруса - средний триас), эффузивно-осадочную (верхний триас).
Эффузивный магматизм в переходный период в герцинидах развит весьма широко, но не повсеместно. Известны лавы и туфы и основного, и кислого составов. Время проявления вулканизма в разных регионах неодинаково: от начала этапа до его окончания.
Итак, грабены и грабенообразные прогибы разной морфологии широко распространены в переходном комплексе молодых платформ и являются господствующим типом па-леодепрессий в зонах герцинской складчатости. В последних изометричные палеовпадины редки. Зато грабенообразные прогибы того же возраста заложения часто переходят границы позднепалеозойской складчатости и встречаются в каледонидах и древних жестких массивах. Таковы, например, многочисленные триасово-юрские грабены в каледонидах Центрального Казахстана вблизи упомянутого выше Кушмурунского грабена в Тургае [16, 17].
Межгорные впадины. Если грабенообраз-ные прогибы - это палеоструктуры в основном зон герцинской складчатости, то межгорные впадины есть элементы тектоники переходного комплекса каледонид и поздних байка-лид. В данном случае речь пойдет о впадинах средне-верхнепалеозойского выполнения среди выступов допалеозойского или нижнепалеозойского фундамента. Структуры этого класса широко развиты на поверхности в Центральном Казахстане и на крайнем юго-западе Западной Сибири, а также в Англии и Шотландии. Они изучались длительное время геологической съемкой, а затем бурением и сейсморазведкой. Комплексы, выполняющие впадины, со всей очевидностью отличались от фундамента и платформенного чехла, и для них в разное
туринская серия челябинская серия
поля траппов в Кузбассе
молассы герцинского возраста Предуральского и Предтаймырского прогибов
интрузии траппов
области вероятного распространения траппов
I Разломы
| граница Западно-Сибирской плиты
Рис. 4. Схема размещения тафрогенов Западно-Сибирской плиты (по П.К. Куликову [16, 17])
время было предложено несколько названий: брахигеосинклинали (А.В. Пейве), парагео-синклинали (В.В. Белоусов), орогенные впадины (А.А. Богданов и др.), квазиплатформенные впадины (Ю.А. Зайцев). Каждый из перечисленных терминов мог бы быть подвергнут критике, но дело в конечном итоге не в термине. Содержательным, хотя и громоздким, представляется название «средне-верхнепалеозойские впадины зон каледонской складчатости».
Типичными конкретными примерами этого типа структур являются Минусинская,
Чу-Сарысуйская, Тенгизская впадины. Сходные черты мы видим в британских каледонидах -впадине Срединной Долины (Мидленд) и др.
Минусинская впадина, расположенная между Кузнецким Алатау, Восточными и Западными Саянами, представляющими собой выступы каледонского и позднебай-кальского фундамента, выполнена осадочно-вулканической формацией нижнего-среднего девона, терригенной формацией молассо-идного характера среднего-верхнего девона и угленосной каменноугольно-нижнепермской
формацией. Вулканиты имеют главным образом базальтовый состав, выше по разрезу появляются кислые и щелочные эффузивы. Общая мощность осадочно-вулканогенного выполнения впадины составляет до 6 км. Помимо эф-фузивов в пределах впадины имеются небольшие интрузии нифелиновых сиенитов и щелочных габроидов.
Минусинская впадина состоит из нескольких впадин 2-го порядка овальной формы. Сама впадина изометрична, Средне-верхнепалеозойское выполнение ее умеренно дислоцировано. Кроме разломов здесь отмечаются крупные складки в основном сундучного типа, связанные с разрывами. Минусинская впадина - весьма типичная палеоструктура переходного комплекса каледонид и поздних байкалид (салаирид). Однако ее рассмотрение не исчерпывает всех особенностей структуры и формационного ряда межгорных впадин на каледонском основании.
Большими размерами, большим набором внутренних структурных осложнений и более полным формационным рядом характеризуется Чу-Сарысуйская средне-позднепалеозойская впадина на юго-западе Центрального Казахстана [2]. Ее размеры составляют 800x300 км, толщина комплекса выполнения, включающего девон, карбон и пермь, достигает в частных прогибах, по геофизическим данным, 7 км. Это наложенная структура с ясным несогласием и скачкообразной сменой степени изменения пород между каледонско-допалеозойским фундаментом и средне-верхнепалеозойским комплексом впадины [2, 11, 18]. Самым крупным структурным осложнением впадины является Уланбель-Таласское поперечное поднятие, которое делит общую депрессию на Джезказгано-Сарысуйскую и Восточно-Чуйскую палеодепрессии. По бортам этих впадин прослежен ряд крупных разломов. Внутри этих палеодепрессий 2-го порядка также имеется серия дизъюнктивных нарушений, расчленяющих их на разновеликие блоки. Вместе с тем здесь развиты и пликативные структурные осложнения.
Особого внимания заслуживает вертикальный формационный ряд среднего и верхнего палеозоя. Снизу вверх он включает следующие формации [2, 18 и др.]:
1) вулканогенную, представленную андезитами и диабазовыми порфирами, их лавами и туфами с включением красноцветных
глубокообломочных пород. Реже встречаются эффузивные породы кислого состава. Местами формация прорвана интрузиями гранитоидов. Возраст ее считается нижне-среднедевонским, толщина ее ~ 2 км;
2) нижнюю красноцветную, которая обычно перекрывает вулканогенную, но нередко замещает ее по простиранию и даже подстилает ее. Формация представлена в основном тер-ригенными красноцветными породами, грубыми в нижней части и более тонкими в верхней. Среди терригенных красноцветных пород встречаются кислые эффузивы. В центральной части палеовпадины, в верхней части нижней красноцветной формации может быть выделена эвопоритовая субформация, включающая и каменную соль. Последняя обусловила возникновение солянокупольной тектоники в северо-западной части впадины. Нормальная мощность формации достигает 2,5 км. Возраст ее определяется обычно как верхняя часть среднего девона - поздний девон;
3) терригенно-карбонатную, представленную карбонатными породами в нижней части, переходящими в переслаивание карбонатов и терригенных пород. Возможно разделение этой формации на две формации: нижнюю карбонатную фоменско-визейскую и верхнюю - собственно терригенно-карбонатную. Нижняя формация (или субформация) имеет широкое распространение, выходя за границы Чу-Сарысуйской впадины на территорию современного Центрально-Казахстанского щита, соседней Тенгизской впадины и сопредельных герцинид. Мощность субформации ~ 1,5 км. С конца визе начинаются обмеление бассейна седиментации, сужение его границ, привнос терригенного материала и усиление глыбовой дифференциации палеовпадины;
4) верхнюю пестроцветную возраста среднего карбона - ранней перми, представленную в нижней части пестроцветными терригенны-ми породами с включением эвапоритов, в верхней части - мергелями.
Формационный ряд средне-верхнепалеозойской впадины Мидленд в британских кале-донидах в значительной мере сходен с форма-ционным рядом Чу-Сарысуйской депрессии, несмотря на территориальную удаленность. В основании разреза впадины здесь залегает мощная (7,5 км) нижнедевонская вулканогенная андезито-базальтовая формация. Выше следует нижняя красноцветная терригенная
формация среднего и верхнего девона, затем сероцветная терригенная формация (свита жерновых песчаников) континентального и морского происхождения, которая сменяется карбонатной формацией нижнего карбона. Заканчивается формационный ряд терри-генной угленосной паралической (средний карбон) формацией мощностью до 2,5 км и верхней красноцветной терригенной формацией континетального генезиса. Общая суммарная толщина средне-верхнепалеозойского комплекса Мидленда превышает 10 км.
Подобно Чу-Сарысуйской впадине нижняя часть разреза впадины Мидленд пронизана гранитными интрузиями. Впадина характеризуется широко развитой глыбовой тектоникой, более интенсивной, чем в Чу-Сарысуйской впадине.
В этом классе большинство структур имеют форму, близкую к изометричной, мощность средне-верхнепалеозойского выполняющего комплекса - чаще первые километры. Типичные межгорные впадины каледонид являются наложенными. В основании комплекса выполнения имеется четкое несогласие. Характерна эффузивная деятельность с разным составом лав. Отличительным от рассмотренных грабенов качеством является широкое распространение интрузий, особенно на начальном этапе формирования межгорной впадины. Для межгорных впадин характерна глыбовая тектоника, однако она играет не столь исключительную роль, как в грабено-образных прогибах в герцинидах. Характерно присутствие в средней части формационного ряда карбонатных формаций и красноцветных терригенных в самых низах разреза и иногда в верхней части.
Чехлы массивов. Понятие чехлов массивов применительно к древним платформам возникло раньше, чем к молодым. Е.В. Павловский в 1962 г. впервые отметил существование на участках древней консолидации покровных протерозойских образований, близких по фор-мационным и структурным признакам к чехлу, и предложил для таких участков название «про-топлатформа». Эти образования древних платформ будут рассмотрены ниже. Аналогичные по тектоническому положению комплексы имеются и на молодых платформах.
Одной из категорий структур фундамента молодых платформ, как уже отмечалось, являются массивы древней консолидации. По мере изучения фундамента молодых платформ
выяснилась все большая роль древних жестких массивов, обтекаемых более молодыми складчатыми системами или (чаще) обрезаемых молодыми складчатостями по разломам. Среди обнаженных древних массивов следует упомянуть прежде всего три массива Молданубской зоны в герцинидах Западно-Европейской молодой платформы - Армориканский, Центральный и Молданубский, а среди погребенных -Карабогазский и Центрально-Каракумский на Туранской плите.
Массивы Молданубской зоны явились областями консолидации в основном в результате байкальской складчатости. Массивы на поверхности сложены в первом приближении тремя категориями пород: глубоко метаморфи-зованными допалеозойскими породами древнего фундамента разного состава и генезиса, палеозойскими (главным образом герцински-ми) гранитоидами и палеозойскими осадочными и эффузивными породами, образующими чехол массива.
Чехол массива в Молданубской зоне резко отличается от собственно платформенного чехла неравномерной степенью изменения пород вплоть до метаморфизма в отдельных зонах, неравномерной и разнообразной дислоци-рованностью вплоть до шарьяжной тектоники. Рассматриваемый комплекс залегает отдельными обрывками на гранитно-метаморфическом цоколе. Относительно небольшие толщины, относительно плавная фациальная изменчивость и небольшой градиент мощности - это то, что позволяет называть данный комплекс чехлом. Стратиграфически он включает породы от кембрия до карбона. Преобладают мелководные и континентальные отложения. Широко развиты эффузивы. В качестве примера приведем разрез такого протоплатформенного чехла южной части Центрального массива.
Разрез начинается с кембрия, представленного внизу кислыми вулканитами и конгломератами. Выше залегают известняки и доломиты с археацитами, относящимися к верхам нижнего кембрия. Выше следует песчано-аргиллитовая толща среднего и верхнего кембрия и нижнего ордовика. В среднем ордовике был развит андезито-риалитовый вулканизм. В позднем ордовике и силуре отлагались маломощные черные сланцы, а выше них - песчаники и известняки. Завершается разрез нижним карбоном, представленным песчано-глинистой флишоидной формацией, граувакковой
формацией и известняками. Таков пример наиболее полного разреза чехла массива молодой платформы.
В возрастном отношении обычно чехлы массивов - наиболее древние образования переходного комплекса молодых платформ. Чехлы массивов в областях герцинской складчатости синхронны образованиям каледонских и герцинских геосинклинальных систем, в то время как комплексы межгорных впадин в каледонидах синхронны лишь геосинклинальным образованиям герцинид, а комплексы тафрогенов моложе всех образований фундамента платформы и лишь частично совпадают по возрасту с самыми молодыми породами орогенного комплекса герцинского геосинклинального цикла, завершающими разрез краевых прогибов.
Переходный комплекс древних платформ
Фундамент древних платформ в еще большей мере, чем молодых, гетерогенен по возрасту консолидации. Он включает как блоки древнейшей гранито-гнейсовой формации с возрастом до 4 млрд лет, иногда слабо переработанные более поздними деформациями, гранитоидным магматизмом и метаморфизмом, и относительно молодые ранне- и сред-непротерозойские геосинклинальные системы с возрастом пород до 1650.. .1700 млн лет. На Северо-Американской платформе самые молодые образования фундамента имеют возраст 1000 млн лет.
Собственно платформенный чехол на разных древних платформах начинается с верхнего венда, иногда с верхов рифея. Здесь необходимо еще раз пояснить, что речь идет об истинно платформенном (плитном) чехле, имеющем возраст пород не старше 550.600 млн лет. Многие авторитетнейшие тектонисты, пересматривая историю развития древних платформ «снизу вверх», отмечают появление «платформенных чехлов» в разрезе намного раньше. К примеру, к чехлу относят ятулий-ский комплекс среднепротерозойского возраста на Карельском щите и тем более перекрывающий его вепский комплекс (с возрастом габбро, диабазов и долеритов 1650 млн лет). В эту же категорию попадают овручанская серия Украинского щита и многие другие претерпевшие складчатость и умеренный метаморфизм толщи. На них мы специально остановимся позднее.
Итак, завершение формирования фундамента древних платформ было отделено от начала формирования платформенного чехла многими сотнями миллионов лет. Период геологической истории между этими событиями и представляет переходный этап развития на древних платформах. В эту длительную геоисторическую эпоху формировались два основных типа структур, частично перекрывая друг друга по времени развития. Это древние авла-когены и чехлы массивов. Несмотря на различия, они должны быть отнесены к переходному комплексу древних платформ.
Древние авлакогены. Термин «авла-коген» (бороздой рожденный) предложен Н.С. Шатским в 1960 г. Позднее появилось разделение этого вида структур на древние авла-когены, возникшие до начала формирования собственно платформенного (плитного) чехла, и поздние, возникшие в уже плитную стадию развития платформ.
Древние авлакогены (далее - авлакоге-ны) широко развиты на Восточно-Европейской и Сибирской платформах, где они образуют целые системы, редки на Северо- и ЮжноАмериканской, Австралийской и Африканской платформах. Примером хорошо изученного ав-лакогена служит Пачелмский на ВосточноЕвропейской платформе [19], несмотря на то что погребен под платформенным чехлом. Этот ав-лакоген протягивается от Москвы до Волгограда, заполнен породами рифея толщиной до 2 км. Структура депрессии сложная: разломы не только обрамляют авлакоген, но и нарушают его вну-тренее строение, образуя систему подчиненных грабенов и горстов. На фундаменте в авлакоге-не залегает терригенная красноцветная формация нижнего рифея. Подобно тафрогенам молодых платформ вверх по разрезу обломочный материал становится тоньше. Если низы нижнего рифея представлены исключительно континентальными образованиями, то выше появляются породы морского происхождения, в том числе содержащие глауконит, а окраска толщи в целом меняется на пеструю, вплоть до серой. На границе раннего и среднего рифея происходит некоторое усиление динамики движений. Среднерифейское время знаменуется примерным повторением более раннего цикла осадкона-копления. Верхний рифей вместе с нижним вендом имеет небольшую толщину, меньшую площадь распространения, но представлен в существенной мере морскими осадками. В плитную
стадию развития над авлакогеном развился более широкий Рязано-Саратовский прогиб.
Пачелмский авлакоген входит в систему древних авлакогенов Восточно-Европейской платформы (рис. 5), имеющих в целом рифейско-ранневендский возраст и заполненных в основном пестроцветными терригенными формациями с включением в некоторых авлакогенах мощных карбонатных толщ в верхней части разреза и пластовых габбро-диабазовых интрузий в основном в средней части разреза. В этой системе наиболее крупными авлакогенами являются Оршанский, Крестецкий, Среднерусский,
протягивающиеся с юго-запада на северо-восток, и Калтасинский, простирающийся вдоль восточной границы платформы.
Отдельно от этой системы располагаются изученные только геофизическими методами Днепровско-Донецкий древний авлакоген, унаследованный и полностью скрытый платформенной Днепровско-Донецкой впадиной. Подобные явления имеются на Африканской платформе под обширной синеклизой Конго.
Формирование авлакогенов началось после завершения складчатости в протерозойских геосинклиналях.
изопахиты,км
Г"^ современная граница платформы
г7*7"/! область отсутствия отложений Г // i рифея и нижнего венда
{"^»»у] граница распространения отложений
Рис. 5. Схема размещения авлакогенов Восточно-Европейской платформы [15].
Авлакогены: 1 - Оршанский; 2 - Крестецкий; 3 - Среднерусский; 4 - Пачелмский; 5 - Приладожский; 6 - Беломорский; 7 - Кажимский; 8 - Калтасинский; 9 - Радаевский. Щиты: 10 - Балтийский;
11 - Сарматский; 12 - Волго-Камский
о н.
12
|"—■——| отражающие горизонты 3 11 глубокие скважины
| разрывные нарушения | | рифейские отложения
венд-палеозоиские отложения
Средне-учаминский
рифт ВК-3
Курейская венд-
Среднеучаминский перегиб
Чамбэнское поднятие
Таймуринский грабен-рифт
Приенисейская рифейская рифтогенная система
Непско-Ботуобинская антеклиза Хш-256 В ПК, км
Рис. 6. Сейсмогеологический разрез по широтному профилю через юго-западную часть Сибирской платформы [20]
На Сибирской платформе выявлено большое число авлакогенов. Среди них выделяются две группы: перикратонные, располагающиеся вдоль западной границы платформы, и интер-кратонные, находящиеся во внутренней части платформы. Подобно авлакогенам ВосточноЕвропейской платформы сибирские рифты обычно образуют системы, где один грабено-образный прогиб является продолжением другого или они разветвляются.
Крупнейшая перикратонная система -Байкало-Енисейская, включающая целую серию авлакогенов, часть из которых претерпела инверсию, превратившись в складчатые сооружения. Крупной интеркратонной системой является Ангаро-Катуйская (рис. 6). Восточнее, между Анабарскими и Оленекскими сводами, располагается Уджинский авлакоген, а Уринский - вдоль Патомского нагорья.
Авлакогены Сибирской платформы формировались в рифее. В отличие от рифтов Восточно-Европейской платформы они не включают нижний венд, имеют, как правило, существенно большие палеоглубины (толщины выполнения), в большей мере обогащены магматическими породами, среди которых широко распространены основные, основные щелочные, ультраосновные щелочные и ультраосновные породы. Набор осадочных пород, так же как и на Восточно-Европейской платформе, весьма широк - от терригенных крас-ноцветов до карбонатов.
Палеоглубины сибирских авлакогенов, по данным сейсмических исследований, обычно составляют около 10 км, достигая иногда 15 км [20, 21]. По сообщению В.В. Харахинова [20], под многими авлакогенами находятся вертикальные зоны дезинтеграции коры, уходящие на глубину 30 км и более. Эти зоны обеспечивали, видимо, мощный приток глубинных флюидов, в том числе основной и ультраосновной магмы. В общем структурном стиле всех сибирских авлакогенов преобладает глыбовая тектоника.
Продолжительность формирования сибирских авлакогенов достигает 1 млрд лет. В.В. Харахинов [20] выделяет до шести этапов, различающихся геодинамикой процесса авлакогеногенеза. В самом первом приближении история развития авлакогенов включает раскол коры и растяжение с сопутствующим проникновением в тело рифта глубинных флюидов. Затем наступает эпоха сжатия. Последняя проявляется с различной интенсивностью
вплоть до образования складчатости в отдельных авлакогенах или их частях. В образовании древних авлакогенов Сибирской и ВосточноЕвропейской платформ многие геологи основную роль отдают крупным сдвигам.
Чехлы массивов. Становление фундамента древних платформ происходило неоднофазно. Так, на Восточно-Европейской платформе отдельные массивы были консолидированы уже 2 млрд лет назад, а наиболее широкое по площади становление жесткого фундамента на этой платформе датируется 1650 млн лет назад. Примерно с этой даты начинается формирование древних авлакогенов. Широко развитый плитный чехол начал формироваться здесь в позднем венде, то есть 600 млн лет назад.
На массивах древней консолидации вплоть до образования авлакогенов, а иногда и позднее - параллельно с авлакогенезом, происходили не только денудация и периодическое выравнивание палеорельефа, но и накопление осадочных и эффузивных образований. Эти толщи, не относящиеся уже к фундаменту, но подстилающие плитный чехол, Е.В. Павловский и предложил выделять как протоплатформен-ные чехлы массивов [22].
Примерами чехлов массивов на ВосточноЕвропейской платформе могут служить песчаники иотния, синхронные наиболее молодым геосинклинальным системам юга Скандинавии (средний рифей), породы которого умеренно дислоцированы и находятся на низкой стадии регионального метаморфизма. Первично осадочный комплекс включает лавы и пластовые интрузии основных пород, а также редкие гранитные интрузии. В.Е. Хаин [15] отмечает, что и более древний субиотний местами может быть отнесен к предплатформенным образованиям из-за сокращенной мощности, слабой складчатости и умеренного метаморфизма.
На Украинском щите к чехлу массива следует отнести овручский комплекс, представленный кварцитами и кварцитопесчаниками, а также сланцами с включением магматических пород-порфиритов, ортофиров и диабазов. Породы характеризуются начальной стадией метаморфизма. Структурно овручский комплекс выполняет относительно пологую синклиналь, осложненную более мелкими складками и сбросами. Размеры Овручской синклинали 90x20 км.
Оба комплекса, отмеченные выше как примеры чехлов массивов древних платформ, являются молодыми образованиями среди комплексов этого класса. Под критерии протоплат-форменных чехлов древних платформ подходят и некоторые более древние комплексы, например субиотний и ятулий среднепротерозой-ского возраста на Карельском щите. Вместе с тем следует отметить, что чем древнее прото-платформенный чехол, тем меньше «платформенных» черт он несет. Это касается прежде всего фаций метаморфизма, а также напряженности дислокаций.
В кратком обзоре переходного комплекса древних платформ, если сопоставлять его с характеристикой аналогичных образований молодых платформ, не нашлось места межгорным впадинам. Есть ли таковые на древних платформах? Есть, однако, степень их самостоятельности как типов структур гораздо меньше, чем на молодых платформах в зонах каледонской консолидации фундамента. Аналоги межгорных впадин следует искать в протоплатфор-менных чехлах. К таковым условно можно было бы отнести Карельскую и Южно-Карельскую впадины среднепротерозойского возраста, выполненные ятулийским комплексом, а также Овручскую синклиналь. Однако более правильным представляется отнесение перечисленных палеодепрессий просто к структурам
соответствующих протоплатформенных чехлов без выделения их в самостоятельный класс.
***
Итак, переходный комплекс платформ, имеющий вполне определенное место в вертикальном разрезе земной коры, действительно крайне неоднороден и включает несколько классов резко различающихся структурно-формационных толщ. Однако нельзя согласиться с тем, что обособление этого комплекса является результатом незнания. Что же фактически представляет собой этот объект? Автор сделал попытку, используя достоверную геологическую информацию по щитам платформ и складчатым областям палеозойского возраста, конкретизировать типы структурно-формационных объектов, составляющих переходные комплексы и молодых, и древних платформ, и дать каждому из типов краткую характеристику, опираясь на конкретные изученные толщи и структуры.
По мнению автора, выделение в переходном комплексе древних платформ двух основных классов и в переходном комплексе молодых платформ трех основных типов толщ и образуемых ими структур может служить отправной точкой для дальнейшего изучения этих образований и дифференцированного прогноза нефтегазоносности.
Список литературы
1. Летавин А.И. О переходном комплексе Предкавказья / А.И. Летавин, Н.А. Крылов // Доклады АН СССР. - 1959. - Т. 125 (4).
2. Дитмар В.И. Особенности геологического развития и перспективы нефтегазоносности Чу-Сарысуйской депрессии / В.И. Дитмар // Молодые платформы, их тектоника
и перспективы нефтегазоносности. - М.: Наука, 1965.
3. Крылов Н.А. Крупные линейные платформенные депрессии эпигерцинской платформы юга СССР / Н.А. Крылов // Геотектоника. - 1965. - № 2.
4. Крылов Н.А. Доверхнепермские отложения Восточного Устюрта и перспективы
их нефтегазоносности. (Республика Узбекистан) / Н.А. Крылов, А.Я. Гризик // Геология нефти и газа. - 2013. - № 2. - С. 8-14.
5. Соболевская В.Н. Тектоника и общие закономерности становления и развития эпипалеозойских плит. - М.: Наука, 1973. -258 с.
6. Арбатов А.А. О нецелесообразности выделения «переходного комплекса» на молодых платформах / А.А. Арбатов, М.С. Бурштар, Ю.Н. Швембергер // Молодые платформы
и их нефтегазоносность. - М.: Наука, 1975.
7. Гарецкий Р.Г. Главные структурные комплексы молодых платформ / Р.Г. Гарецкий // Молодые платформы и их нефтегазоносность. -
М.: Наука, 1975.
8. Гарецкий Р.Г. Тектоника молодых платформ Евразии / Р.Г. Гарецкий. - М.: Наука, 1971.
9. Шлезингер А.Е. Структурное положение и развитие Мангышлакской системы дислокаций / А.Е. Шлезингер // Молодые платформы, их тектоника и перспективы нефтегазоносности. - М.: Наука, 1965. - 221 с.
10. Мирчинк М.Ф. О возрасте платформ
и содержании понятия «молодые платформы» / М.Ф. Мирчинк, Г.И. Амурский, Н.А. Крылов и др. // Доклады АН СССР. - 1970. - Т. 191. -№ 6. - С. 1362-1365.
12. Крылов Н.А. Новые данные о структуре пермотриасового комплекса Устюрта, Узбекистан / Н.А. Крылов, А.Я. Гризик // Геотектоника. - 2015. - № 4. - С. 54-66.
11. Крылов Н.А. Общие особенности тектоники и нефтегазоносности молодых платформ / Н.А. Крылов. - М.: Наука, 1971.
17. Куликов П.К. Структура фундамента ЗападноСибирской плиты / П.К. Куликов // Тектоника Урало-Монгольского складчатого пояса. -М.: Наука, 1974.
18. Моссаковский А.А. Орогенные структуры и вулканизм палеозоид Евразии / А.А. Моссаковский. - М.: Наука, 1975. - 316 с.
13. Кэй М. Геосинклинали Северной Америки / М. Кэй. - М.: Иностранная литература, 1955.
19. Шатский Н.С. О происхождении Пачелмского прогиба / Н.С. Шатский // Бюллетень МОИП. Отделение геологии. - 1955. - Т. ХХХ (5). -С. 5-26.
14. Летавин А.И. Тафрогенный комплекс молодой платформы юга СССР (тектоника, формации и нефтегазоносность) / А.И. Летавин. -М.: Наука, 1978. - 148 с.
20. Харахинов В.В. Древние рифты Восточной Сибири / В. В. Харахинов // Геология нефти и газа. - 2016. - № 4. -http://www.oilandgasgeology.ru/4-2016.
15. Хаин В. Е. Региональная геотектоника. Внеальпийская Европа и Западная Азия / В.Е. Хаин. - М.: Недра, 1977. - 359 с.
21. Филипцов Ю.А. Геологическое строение
рифейских прогибов западной части Сибирской платформы / Ю.А. Филипцов // Геология и минерально-сырьевые ресурсы Сибири. -2011. - № 4 (8). - С. 30-47.
16. 16. Бочкарев В. С. Тектонические условия замыкания геосинклиналей и ранние этапы развития молодых платформ (на примере Западно-Сибирской плиты и ее обрамления) / В.С. Бочкарев. - М.: Недра, 1973.
22. Павловский Е.В. Происхождение и развитие древних платформ / Е.В. Павловский // Вопросы сравнительной тектоники древних платформ. - М.: Наука, 1964. - 156 с.
Transient platform formations
N.A. Krylov
Gazprom VNIIGAZ LLC, Bld. 1, Estate 15, Proyektiruemyy proezd no. 5537, Razvilka village, Leninsky district, Moscow Region, 142717, Russian Federation E-mail: [email protected]
Abstract. Classical view of a foundation and a mantle as the main elements of a vertical platform profile has been challenged after introduction of a transient complex concept. At the ancient platforms having a pre-Paleozoic foundation and a Paleozoic-Cainozoic mantle the transient complex includes two main classes of structures: mantles of masses (or platform mantles) and ancient aulacogens. The first ones represent subhorizontal covers of sedimentary and effusive rocks with granitoidal intrusions. They expanded at the masses of early consolidation and are synchronous to younger tectonic zones of the foundation. Aulacogens correspond to graben-like depressions usually being younger than the age of consolidation of the foundation. The main formations of aulacogens are the redstones, main effusives and calciferous formations. The mantles of masses can partially overlap the aulacogenes in age.
At young platforms with a pre-Paleozoic, or Paleozoic foundation and a Mesozoic-Cainozoic platform mantle a transient complex includes three main types of structures: mantles of masses, intermountain basins and taphrogens. The mantles of masses maturated on the pre-Paleozoic massifs, have Paleozoic age and are presented with a wide complex of moderately metamorphically altered sedimentary and effusive rocks with granatoid intrusions. The intramountain basins advanced in the zones of Caledonian consolidation of the foundation and are made of the Middle-Upper-Paleozoic sedimentary rocks with rare granatoid intrusions. Formation sequences in all depressions are nearly identical despite of disunity. Taphrogens (graben-like depressions) are younger than the orogenesis in the inner zones of Hercynides, and only partially are synchronous to the youngest bodies of the Hercynian fore deeps. They consist of wide-range sedimentary and effusive rocks, among which the necessary formations are the redstones or the coal-bearing terrigenous ones.
The block faulting is the main tectonic dislocation for all types of structures in transient complexes. Unanimity which provides combining of rather different structural-formational strata into a transient complex lies in their presence between a true crystal or folded basement and a platform mantle.
Keywords: transient complex, fault, graben-like depression, taphrogen, intermountain basin, mass mantle, aulacogen, formation sequence.
References
1. LETAVIN, A.I., N.A. KRYLOV. On transient formation of Ciscaucasia [O perekhodnom komplekse Predkavkazya], Doklady ANSSSR. 1959, vol. 125 (4). (Russ.).
2. DITMAR, V.I. Features of geological evolution and outlooks for oil-gas-bearing capacity of Chu-Sarysuy depression [Osobennosti geologicheskogo razvitiya i perspektivy neftegazonosnosti Chu-Sarysuyskoy depressii]. In: Young platforms, their tectonics and prospects for oil and gas presence [Molodyye platform, ikh tektonika i perspektivy neftegazonosnosti]. Moscow: Nauka, 1965. (Russ.).
3. KRYLOV, N.A. Big lineal platform depressions of an epi-Hercynian platform at the south of the USSR [Krupnyye lineynyye platformennyye depressii epigertsinskoy platformy yuga SSSR]. Geotektonika. 1965, no. 2. ISSN 0016-853X. (Russ.).
4. KRYLOV, N.A., A.Ya. GRIZIK. Pre-Upper-Permian sediments of Eastern Ustyurt and prospects for their oil-gas-bearing capacity. (Republic of Uzbekistan) [Doverkhnepermskiye otlozheniya Vostochnogo Usttyurta i perspektivy ikh neftegazonosnosti. (Respublika Uzbekistan)]. Geologiya Nefti i Gaza. 2013, no. 2, pp. 8-14. (Russ.). ISSN 0016-7894. (Russ.).
5. SOBOLEVSKAYA, V.N. Tectonics and general patterns related to establishment and development of epi-Paleozoic plates [Tektonika i obshchiye zakonomernosti stanovleniya i razvitiya epipaleozoyskikh plit]. Moscow: Nauka, 1973. (Russ.).
6. ARBATOV, A.A., M.S. BURSHTAR, Yu.N. SHVEMBERGER. On non-expedience to outline a "transient formation" at young platforms [O tselesoobraznosti vydeleiya "perekhodnogo kompleksa" na molodykh platformakh]. In: Youngplatforms and their oil-gas-bearing capacity [Molodyye platform i ikh neftegazonosnost]. Moscow: Nauka, 1975. (Russ.).
7. GARETSKIY, R.G. Main structural complexes of young platforms [Glavnyye strukturnyye kompleksy molodykh platform]. In: Young platforms and their oil-gas-bearing capacity [Molodyye platform i ikh neftegazonosnost]. Moscow: Nauka, 1975. (Russ.).
8. GARETSKIY, R.G. Tectonics of young Eurasian platforms [Tektonika molodykh platform Evrazii]. Moscow: Nauka, 1971. (Russ.).
9. SHLEZINGER, A.Ye. Structural location and development of Mangyshlak dislocation pattern [Strukturnoye polozheniye i razvitiye Mangyshlakskoy sistemy dislokatsiy]. In: Young platforms, their tectonics and prospects for oil and gas presence [Molodyye platform, ikh tektonika i perspektivy neftegazonosnosti]. Moscow: Nauka, 1965. (Russ.).
10. MIRCHINK, M.F., G.I. AMURSKIY, N.A. KRYLOV et al. On age of platforms and subject of a "young platforms" concept [O vozraste platform i soderzhanii ponyatiya "molodyye platformy"]. Doklady AN SSSR. 1970, vol. 191, no. 6, pp. 1362-1365. (Russ.).
11. KRYLOV, N.A. General features of tectonics and oil-gas-bearing capacity of young platforms [Obshchiye osobennosti tektoniki i neftegazonosnosti molodykh platform]. Moscow: Nauka, 1971. (Russ.).
12. KRYLOV, N.A., A.Ya. GRIZIK. New data about structure of Permian-Triassic Ustyurt formation, Uzbekistan [Novyye dannyye o structure permotriassovogo kompleksa Ustyurta, Uzbekistan]. Geotektonika. 2015, no. 4, pp. 54-66. ISSN 0016-853X. (Russ.).
13. KAY, M. North American geosynclines. Geological Society ofAmerica, 1951. Memoir 48.
14. LETAVIN, A.I. Taphrogenic complex of a young platform at the south of the USSR (tectonics, formations and oil-gas presence) [Tafrogennyy kompleks molodoy platform yuga SSSR (tektonika, formatsii i neftegazonosnost)]. Moscow: Nauka, 1978. (Russ.).
15. KHAIN, V.Ye. Regional geotectonics. Non-Alpine Europe and Western Asia [Regionalnaya geotektonika. Vnealpiyskaya Evropa i Zapadnaya Aziya ]. Moscow: Nedraa, 1977. (Russ.).
16. BOCHKAREV, V.S. Tectonic provisions for bridging of geosynclines and earlier stages of evolution of young platforms (on example of Western-Siberian platform and its margins) [Tektonicheskiye usloviya zamykaniya geosinklinaley i ranniye etapy razvitiya molodykh platform (na primere Zapadno_Sibirskoy plity i yeye obramleniya)]. Moscow: Nedra, 1973. (Russ.).
17. KULIKOV, P.K. Structure of Western-Siberian plate foundation [Struktura fundamenta Zapadno-Sibirskoy plity]. In: Tectonics of Urals-Mongol fold belt [Tektonika Uralo-Mongolskogo skladchatogo poyasa]. Moscow: Nauka, 1974. (Russ.).
18. MOSSAKOVSKIY, A.A. Orogenic structures and volcanism of Eurasian paleozoids [Orogennyye struktury i vulkanizm paleozoid Evrazii]. Moscow: Nauka, 1975. (Russ.).
19. SHATSKIY, N.S. On the origin of Pachelma depression [O proiskhozhdenii Pachelmskogo progiba]. Bulletin of Moscow Society of naturalists. Geology section. 1955, vol. XXX (5), pp. 5-26. (Russ.).
20. KHARAKHINOV, V.V. Ancient rifts of Eastern Siberia [Drevniye rifty Vostochnoy Sibiri]. Geologiya Nefti i Gaza. 2016, no. 4. ISSN 0016-7894. (Russ.). Available from: http://www.oilandgasgeology.ru/4-2016.
21. PHYLIPTSOV, Yu.A. Geological structure of Riphean depressions in the western part of Siberian platform [Geologicheskoye stroyeniye rifeyskikh progibov zapadnoy chasti Sibirskoy platformy]. Geologiya i Mineralno-Syryevyye Resursy Sibiri. 2011, no. 4(8), pp. 30-47. ISSN 2078-0575. (Russ.).
22. PAVLOVSKIY, Ye.V. Origin and evolution of ancient platforms [Proiskhozhdeniye i razvitiye drevnikh platform]. Moscow: Nauka, 1964. (Russ.).
