CC BY
30
УДК571.72 (470.44)
СЕДИМЕНТАЦИОННО-ФОРМАЦИОННЫЕ ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ РИФЕЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ ПАЧЕЛМСКО-САРАТОВСКОГО АВЛАКОГЕНА
© 2016 г. В. И. Сухоруков, С. В. Яцкевич, В. Ю. Писаренко, Ю. А. Писаренко, Г. Н. Андреев
АО "Нижне-Волжский НИИ геологии и геофизики"
Рифейские отложения являются самыми древними осадочными образованиями на западе Волго-Уральской НГП. Их мощность может достигать 4-4,5 км, а область распространения ограничивается Пачелм-ско-Саратовским авлакогеном, охватывающим в современном структурном плане [4, 5] большую часть Рязано-Саратовского прогиба и южные склоны Жигулёвско-Пу-гачёвского свода.
В результате работ, проведенных в рамках темы «Разработка региональных стратиграфических схем нового поколения рифея, венда и нижней перми южной части Волго-Уральской НГП», на территории Пачелм-ско-Саратовского авлакогена нами были выделены Каверинская и Сердобско-Пуга-чёвская структурно-формационные зоны со своими типами рифейского разреза [10]. Принадлежностью Каверинской зоны является одноименная серия, условно отнесенная к нижнему рифею, а также верхне-рифейские сомовская, пересыпкинская и пачелмская серии. В Сердобско-Пугачёв-ской зоне к нижнему рифею, с определенной долей условности, отнесена татищев-ская свита, а верхний рифей представлен соколовогорской свитой, саратовской, пере-сыпкинской и пачелмской сериями. Отложения среднего рифея не установлены [10].
Анализ истории геологического развития Пачелмско-Саратовского авлакогена позволил выделить в его рифейской эпохе три крупных этапа, которые отличаются спецификой условий седиментации и типами накопившихся формаций. Эти этапы
охватывают время отложения каверинской серии и татищевской свиты, сомовской серии и соколовогорской свиты, а также саратовской, пересыпкинской и пачелмской серий. Для каждого из этапов нами построены седиментационно-формационные карты осадочных комплексов рифея, позволившие существенно уточнить позднепро-терозойскую историю геологического развития региона.
Седиментационно-формационная карта отложений каверинской серии и татищевской свиты нижнего рифея
Основой для построения седиментацион-но-формационной карты нижнерифейских фациальных аналогов - каверинской серии и татищевской свиты, послужила карта толщин этих отложений, составленная по общепринятой методике с проведением изопахит через 100 м. При ее составлении в тех единичных случаях, когда нижнери-фейские отложения вскрывались до контакта с породами кристаллического фундамента, какой-либо корректировки полученных толщин не требовалось. Однако большинство изученных нами скважин, в силу специфики поискового и разведочного бурения, не достигли кристаллического фундамента. Часть из них (~ 75 скв.) была остановлена в нижнерифейских отложениях, а другая (~ 35 скв.) - в породах верхнего рифея.
В первом случае толщина нижнерифей-ских отложений в каждой конкретной скважине определялась разницей между глубиной залегания кровли кристаллического фундамента, которая бралась со структур-
ной карты его поверхности [8], и суммарной мощностью перекрывающих нижний рифей образований. Полученные таким методом значения можно считать достаточно надежными, так как сравнение глубин залегания кровли фундамента по достигшим его скважинам и скважинам, взятым со структурной карты, показало высокую (до 85-90 %) сходимость результатов.
Во втором случае толщина нижнерифей-ских отложений определялась более сложным путем. Для этой цели по структурной карте поверхности кристаллического фундамента [8] устанавливалась глубина его залегания в каждой конкретной скважине и вычислялась общая мощность рифея в данном пересечении по разнице с суммарной толщиной перекрывающих образований. В дальнейшем, опираясь на результаты интерпретации ближайших к этим скважинам сейсмических профилей и учитывая общие тенденции к изменению рифейских толщин в том или ином направлении в конкретных тектонических блоках, полученные разрезы рифея подразделялись нами, с известной долей условности, на нижний и верхний отделы с соответствующими каждой скважине толщинами.
Составленная таким образом карта толщин нижнерифейских отложений послужила, как отмечалось выше, основой для построения собственно седиментационно-формационной карты (рис. 1).
На основе литологического и петрографического изучения разрезов нижнего рифея, а также анализа палеоструктурной обстановки и раннерифейской истории геологического развития региона нами были выделены три типа субплатформенных терригенных формаций: континентальная, континентально-морская и собственно морская, и установлены области их распространения, ограниченные, как правило, крутопадающими разрывными нарушениями и выступами кристаллического фундамента.
К сожалению, более детальное расчленение выделенных формаций невозможно из-за скудности фактического материала.
Континентальная красноцветная терри-генная грубообломочно-песчано-гравийная формация распространена на северо-западе исследуемого региона в районе Морсо-во-Каверино и, видимо, прослеживается далее по направлению к Сомово в пределах Каверинской структурно-формационной зоны. Кроме того, она наблюдается в непротяженной Юлово-Ишимской палеокотло-вине на юго-восточном склоне Токмовского свода (рис. 1).
Литологическим (стратиграфическим) выражением формации в регионе являются тырницкая и инкашская свиты каверин-ской серии. Эта толща (каверинская свита по И. Е. Постниковой, 1962), представлена в основном разнозернистыми, до грубозернистых с гравийной примесью, плохо отсортированными песчаниками кварцевого, полевошпатово-кварцевого и кварцево-по-левошпатового состава, нередко содержащими линзы и прослои не более 30 см мелко- и крупногалечных конгломератов с плотно сцементированной галькой кварца, кварцитовых, гранитоидных и кремнистых пород. Иногда грубообломочные разности резко сменяются хорошо отсортированными песчаниками или алевролитами и в этом случае, на фоне массивной текстуры, отмечается горизонтальная или косая слоистость. По данным того же исследователя, характерной особенностью толщи является красная, мясо-красная и бурая окраска пород, а также наличие белесых пятен каолинита.
Литологический анализ известных разрезов (Каверново, Морсово) тырницкой и инкашской свит, не претендующий на абсолютную объективность из-за малого объема фактического материала, показывает, что в составе отвечающей им континентальной формации резко преобладают грубообло-мочные породы (разнозернистые песчани-
ки, гравелиты, конгломераты), а доля мелкозернистых хорошо отсортированных песчаников и алевролитов не превышает 5-10 %.
Седиментация в период накопления континентальной формации, вероятно, происходила в условиях влажного и теплого климата, способствовавшего интенсивному развитию процессов химического выветривания пенепленезированных участков раннерифейской суши, представленных на территории исследований, скорее всего, выступами кристаллического фундамента. Образовавшиеся коры выветривания насыщались тонкодисперсными соединениями окисного железа, которые также обволакивали прочными пленками зерна кварца, что и обусловило в дальнейшем характерный красноцветный облик формации.
Дезинтегрированные продукты кор выветривания временными и сезонными потоками сносились с близлежащих пенепле-незированных выступов кристаллического фундамента в мелководные, периодически разобщающиеся между собой внутриконти-нентальные водоемы и, вероятно, являлись основным источником обломочного материала. Об этом свидетельствует и наличие в составе синхронных осадков большого количества полевых шпатов, каолинита, угловатых обломков изверженных пород и кварцитов. Непосредственно с бортовых уступов, видимо, поступали и грубообло-мочные продукты механического разрушения, а с отдаленных участков суши в небольших количествах переносились хорошо отсортированные пески, возможно эолового генезиса. Дальнейшее распределение обломочного материала в водоемах и степень его окатанности во многом зависела от гидродинамического режима не только временных потоков, но и самих водоемов.
Континентально-морская пестроцвет-ная грубообломочно-песчано-алевритовая формация распространена к юго-востоку от района Морсово до реки Волги на терри-
тории Пензенской и Саратовской областей в пределах Сердобско-Пугачёвской струк-турно-формационной зоны (рис. 1). Область ее развития разделена Аткарским па-леовыступом кристаллического фундамента на две неравные части. Меньшая из них (юго-западная) в современном структурном плане [4] охватывает часть Ртищевско-Баландинского прогиба и Елшанскую впадину, а большей (северо-восточной) отвечают части Чембарско-Петровского прогиба, Центральное поднятие и Тёпловская впадина.
Континентально-морская формация, как следует из названия, являет собой парагенез двух формаций: собственно континентальной и собственно морской. Ее литологи-ческим (стратиграфическим) выражением на площади распространения служит тати-щевская свита, стратотип которой описан в 1970 г. по скв.1 Татищевской [12], где она с размывом залегает на породах кристаллического фундамента и с размывом перекрывается среднедевонскими образованиями.
Мощность свиты в стратотипе составляет 410 м, а ее разрез представлен грубым чередованием (от 2-5 м до 20-30 м) пачек красноцветных массивных разнозерни-стых (до грубозернистых) кварцито-песча-ников кварцевого и кварцево-полевошпато-вого состава, содержащих прослои и линзы гравелитов, с пачками серых, розовато-серых, к кровле светло-серых мелкозернистых, иногда алевритистых, тонко-горизон-тальнослоистых, хорошо отсортированных кварцевых и кварцево-полевошпатовых разновидностей. В этом чередовании также присутствуют пачки (2-10 м) тонко-го-ризонтальнослоистых песчанистых и глинистых алевролитов и, в меньшей степени, аргиллитов. Для алевролитов и аргиллитов характерны серые, зеленовато-серые и пятнисто-зелено-коричневые тона окраски. Доля разнозернистых песчаников и граве-
Рис. 1. Седиментационно-формационная карта отложений каверинской серии и татищевской свиты нижнего рифея
литов в этом разрезе составляет около 30 %, мелкозернистых и алевритистых тонкослоистых песчаников ~ 42 %, алевролитов ~ 24 % и аргиллитов ~ 4 %.
Литологический анализ другого (одного из наиболее полных) опорного разреза та-тищевской свиты, вскрытого скв.3 Косола-повской, где ее мощность достигает 1066 м, показывает, что по сравнению с вышеописанным стратотипом соотношения отдельных разновидностей пород в нем несколько варьируют, однако характер строения разреза, его литологический состав и структурно-текстурные особенности остаются вполне сопоставимы. Доля разнозернистых песчаников и гравелитов в этом разрезе составляет ~ 31 %, мелкозернистых и алеври-тистых тонкослоистых песчаников ~ 29 %, алевролитов ~33 % и аргиллитов ~ 7 %.
Следует отметить, что в цементе тонкослоистых песчано-алевритистых пород обоих разрезов иногда присутствует примесь карбонатного материала. В этих же разновидностях изредка отмечается пятнистая пиритизация.
Очевидно, что красноцветные разнозер-нистые (до грубозернистых) плохо отсортированные песчаники с массивной текстурой и гравелиты отвечают континентальной формации, доля которой в вышеназванном формационном парагенезе составляет около 30 %. Хорошо отсортированные мелкозернистые и алевритистые тонко-горизон-тальнослоистые песчаники, алевролиты и аргиллиты сероцветной и пятнистой окраски являются литологическим выражением морской формации, доля которой в этом па-рагенезе достигает 70 %.
Образование такого парагенеза формаций мы объясняем некоторой спецификой геологического развития региона. Вероятно, к началу раннего рифея территория юго-восточнее будущего Пачелмского палеовы-ступа представляла собой пенепленезиро-ванную слабохолмистую равнину кристал-
лического фундамента с наметившимися контурами континентального рифта, в осевой части которого заложились Сердобская палеовпадина, разделенная Аткарским па-леовыступом, и Саратовский палеопрогиб. В раннерифейское время ее северо-восточная часть, включающая Сердобскую палео-впадину с прибортовыми участками, испытывала, за счет разнонаправленных колебательных движений по разломам древнего заложения, неоднократное трансгрессивно-регрессивное воздействие обширного морского бассейна, занимающего, по-видимому, площадь Саратовского палеопрогиба (современного Саратовского Заволжья) и открытого в сторону современной Прикаспийской впадины.
В периоды трансгрессивных циклов северо-восточная часть рассматриваемой территории покрывалась водами этого па-леобассейна и представляла собой неглубокий слабосоленый морской залив протяженностью около 300 км и шириной до 50-100 км. Основным источником обломочного материала, вероятно, служили дезинтегрированные коры выветривания и продукты механического разрушения бортовых уступов Сердобской палеовпадины и Аткарского палеовыступа. Этот материал в процессе трансгрессии перемещался волочением и во взвешенном состоянии на большие территории, измельчался и отсортировывался по крупности зерен и обломков. В дальнейшем при стабилизации гидродинамического режима его дополнительная «очистка» и сортировка происходили за счет приливно-отливных течений.
Определенную роль в осадконакопле-нии, видимо, играли и удаленные источники сноса, обломочный материал с которых мог транспортироваться временными потоками, а пылевидные (алевритовые) частицы и тонко-мелкозернистые пески, возможно, переносились в бассейн седиментации песчаными бурями.
Дополнительным поставщиком обломочного материала служили и нелитифициро-ванные раннерифейские осадки, накапливавшиеся в сокращенных объемах на бортовых уступах Сердобской палеовпадины и на Аткарском палеовыступе. При регрессии моря они повторно дезинтегрировались и смывались в ложе палеовпадины.
Такая многовариантность условий седиментации способствовала накоплению на указанной территории в периоды трансгрессивных циклов типичной морской пят-нисто-сероцветной терригенной песчано-алевритовой формации. Этот процесс, вероятно, происходил в условиях, близких к восстановительному режиму, о чем свидетельствует слабая пиритизация песчаников и алевролитов. Наличие в окраске пород, наряду с серыми и зеленовато-серыми тонами, пятнисто-розоватых, буроватых и коричневатых разностей объясняется, возможно, поступлением в бассейн седиментации с древних кор выветривания большого количества гидроокислов железа, находящихся в форме коллоидных растворов [1].
Логично предположить, что в периоды регрессивных циклов северо-восточная часть рассматриваемой территории на большей площади осушалась, а разрозненные замкнутые неглубокие водоемы оставались только в ложе Сердобской палеовпадины. Временными и сезонными потоками они дополнительно опреснялись, и в течение того или иного регрессивного цикла здесь происходило накопление континентальной красноцветной терригенной грубообломоч-но-песчано-гравийной формации, протекавшее по охарактеризованной выше схеме.
Следует отметить, что продолжительность регрессивных циклов, вероятно, была существенно короче трансгрессивных. Это подтверждается и долей в парагенезе кон-тинентально-морской формации литологи-ческого выражения каждой из них - 30 % и 70 % соответственно.
Морская пятнисто-сероцветная терри-генная песчано-алевритовая формация в основном распространена в Саратовском Заволжье. Она наблюдалась по многим скважинам в пределах Сердобско-Пугачёв-ской структурно-формационной зоны, в выделенном нами Саратовском палеопрогибе, а в современном структурном плане [4] площадь ее развития приурочена к Западно-Пугачёвскому и Восточно-Пугачёвскому сводам, западной части Иргизско-Перелюбско-го прогиба и Степновскому сложному валу. Скорее всего, отложения морской формации присутствуют и в пределах саратовской части Прикаспийской впадины, но все пробуренные здесь скважины были остановлены на глубинах 4-5,5 км в породах нижнего или среднего девона, не дойдя до кристаллического фундамента 2,5-5,0 км.
По имеющимся наблюдениям каких-либо резких отличий в литологическом выражении собственно морской формации Саратовского Заволжья от охарактеризованной выше (в парагенезе с континентальной формацией) не отмечается. Тем не менее, считаем логичным предположить, что ран-нерифейский морской бассейн на территории современного Саратовского Заволжья был более стабильным, чем на площади развития континентально-морской формации, и по направлению к его юго-восточной (открытой) части могли накапливаться отложения не только фаций мелководного, но также углубленного и глубокого шельфа. Не искючено, что последние из них являются самыми древними, неизученными из-за отсутствия фактического материала рифей-скими образованиями Пачелмско-Саратов-ского авлакогена.
Седиментационно-формационная карта
отложений сомовской серии и соколовогорской свиты верхнего рифея
Основой для построения седиментацион-но-формационной карты верхнерифейских фациальных аналогов - сомовской серии
и соколовогорской свиты, также послужила карта толщин соответствующих отложений. При ее составлении в тех редких случаях, когда эти отложения пересекались скважинами полностью (10 скв.), какой-либо корректировки полученных толщин не требовалось. Однако абсолютное большинство изученных нами скважин, в силу специфики поискового и разведочного бурения, были остановлены или в саратовско-пачелмском интервале верхнего рифея (33 скв.), или же не достигнув нижнего контакта верхнери-фейских отложений (28 скв.). Часть скважин вскрыла только породы нижнего рифея, залегающие непосредственно под девонскими образованиями (39 скв.), и выступы кристаллического фундамента, над которыми рифейские отложения полностью размыты или же не накапливались (~ 115 скв.).
Таким образом, если при полном пересечении скважинами сомовских или соко-ловогорских отложений значения полученных толщин не вызывают сомнений, то во всех остальных случаях для их определения нам приходилось опираться на тенденцию в геологическом развитии территории, так или иначе обоснованную нами на примере раннего рифея. Тем самым, признавая значимую роль раннерифейского этапа формирования основных рифейских палеоструктур, мы, возможно, привносим и «унаследованную» ошибку в трактовку сомовско-соколовогорской геологической истории региона.
К сожалению, дефицит имеющегося фактического материала не позволил нам полностью следовать традиционным путем при составлении характеризуемой карты толщин. Тем не менее, определенная степень надежности наших построений контролируется следующими неоспоримыми фактами:
- имеется в наличии 10 скважин, полностью пересекающих сомовские или соко-ловогорские отложения;
- во всех 38 скважинах, полностью или частично вскрывших сомовские (соколо-вогорские) отложения, зафиксирована их верхняя граница;
- во всех 110 скважинах, в том или ином объеме вскрывших рифейские отложения, зафиксирована не только их верхняя граница, но (с учетом карты поверхности кристаллического фундамента [8]) с высокой степенью надежности (85-90 %) определяется и общая мощность (толщина) этих образований.
Составленная на базе вышеизложенного карта толщин сомовской серии и соко-ловогорской свиты послужила исходным материалом для построения собственно се-диментационно-формационной карты этих отложений (рис. 2).
На основе литологического и петрографического изучения разрезов сомовской серии и соколовогорской свиты, а также анализа палеоструктурной обстановки и соответствующего этапа геологического развития региона нами были выделены четыре типа субплатформенных терригенных формаций: континентальная, субконтинентальная, континентально-морская, собственно морская. Установлены области их распространения, ограниченные, как правило, крутопадающими разрывными нарушениями, а также выступами кристаллического фундамента и приподнятыми блоками нижнерифейских отложений. К сожалению, более детальное расчленение выделенных формаций оказалось невозможным из-за скудности фактического материала.
Следует отметить, что при выделении формаций мы, по мере возможности, использовали классификационные признаки, предлагаемые в соответствующей литературе [2], а при характеристике условий их накопления принимали во внимание разделяемые нами представления А. А. Клевцо-вой [3] о том, что данному этапу развития Русской платформы предшествовала эпоха
поднятий, перерыва в осадконакоплении и формирования кор выветривания с частичным размывом раннерифейского протоплат-форменного чехла.
Континентальная красноцветная песча-но-гравийная формация распространена на северо-западе исследуемого региона, охватывая, как и аналогичная раннерифейская формация, район Морсово-Каверино-Со-мово, прослеживаясь в пределах выделенной нами Каверинской структурно-форма-ционной зоны. Однако, в отличие от ран-нерифейской континентальной формации, область ее развития в районе Морсово-Ка-верино расширяется к северо-востоку до Зубовой Поляны и Беднодемьяновской группы скважин, а в непротяженной Юло-во-Ишимской котловине на юго-восточном склоне Токмовского свода она, скорее всего, не накапливалась, так как здесь, в приподнятом блоке, сохранились лишь реликты нижнерифейских отложений (рис. 2).
Литологическим (стратиграфическим) выражением континентальной красно-цветной формации в регионе являются рти-щевская и цнинская свиты, выделенные И. Е. Постниковой [7] и объединенные позднее Л. Ф. Солонцовым и др. [9] в со-мовскую серию, со стратотипом в скв.1 Со-мовской.
Ртищевская свита в стратотипе сложена красноцветными разнозернистыми поле-вошпатово-кварцевыми, а в верхней части преимущественно кварцевыми песчаниками с многочисленными прослоями и линзами гравелитов, реже алевролитов и аргиллитов. Ее мощность составляет 725 м. Цнинская свита в стратотипе представлена разнозернистыми красноцветными полево-шпатово-кварцевыми песчаниками и гравелитами мощностью до 379 м. Континентальный генезис этих образований не отрицают и другие исследователи [6, 3, 11].
Литологический анализ сомовской серии в области распространения континенталь-
ной формации показывает, что примерно две трети ее объема составляют плохо отсортированные разнозернистые полево-шпатово-кварцевые и кварцево-полевошпа-товые песчаники с прослоями и линзами гравелитов, состоящих из угловатых и плохо окатанных обломков кварца, полевых шпатов, кварцитов и гранито-гнейсов. Доля алевролитов и аргиллитов среди этих пород составляет не более 8-10 %. В средней части серии, соответствующей верхам рти-щевской свиты, выделяется пачка (до 480 м) существенно кварцевых песчаников, количество полевых шпатов в обломочной составляющей которых не превышает 3-5 %.
Определяющим фактором в вещественном выражении формации послужило то, что одним из основных источников сноса обломочного материала, вероятно, являлись пологие склоны зарождающегося Токмов-ского палеосвода, сложенные пенеплене-зированными останцами пород кристаллического фундамента и раннерифейского проточехла. Об этом свидетельствует и наличие в составе синхронных осадков большого количества полевых шпатов, каолинита, угловатых обломков изверженных пород и кварцитов.
Исключением является сформированная в позднертищевское время толща практически «чистых» от примеси кварцевых песков, что не противоречит общей концепции, так как согласуется с представлениями об условиях образования кварцево-песчаной формации, которая «распространена главным образом на платформах, залегая на периферии областей сноса, испытывающих медленное поднятие» [2, с. 161]. Очевидно, что в нашем случае раннертищевские и цнин-ские осадки накапливались при медленном воздымании Токмовского палеосвода.
Седиментация в течение всего периода накопления характеризуемой континентальной формации, вероятно, происходила в условиях преимущественно влажного и
Рис. 2. Седиментационно-формационная карта отложений сомовской серии и соколовогорской свиты верхнего рифея
теплого климата, способствовавшего развитию процессов интенсивного химического выветривания пенепленезированных участков сомовской суши. Образовавшиеся при этом коры выветривания насыщались тонкодисперсными соединениями окисного железа, которые в форме коллоидных растворов поступали в бассейн седиментации, а также обволакивали прочными пленками зерна кварца, что и обусловило в дальнейшем характерный красноцветный облик формации [1].
Дезинтегрированные продукты кор выветривания временными и сезонными потоками сносились в опресненные мелководные, периодически разобщающиеся между собой водоемы, которые располагались, по всей вероятности, в ложе грабенообразной (?) Сомовской палеовпадины. С бортовых уступов последней, видимо, поступали и грубообломочные продукты механического выветривания, дробящиеся до угловатых зерен гравийной размерности, а с отдаленных участков суши в небольшом количестве могли переноситься хорошо отсортированные пески эолового генезиса. Линзы глин, видимо, формировались за счет при-вноса временными потоками сопутствующих им грязевых частиц. Дальнейшее распределение обломочного материала во многом зависело как от частоты и интенсивности временных потоков, так и от гидродинамического режима самих водоемов, обусловленного колебательными движениями территории.
Субконтинентальная существенно красноцветная песчано-глинисто-алеври-тово-гравийная формация распространена к юго-востоку от Морсово по направлению к реке Волге на территориях Пензенской и Саратовской областей в пределах выделенной нами Сердобской палеовпадины, на северо-западной половине Сердобско-Пу-гачёвской структурно-формационной зоны (рис. 2). Она частично повторяет площадь
развития раннерифейской континентально-морской формации, однако, в отличие от последней, ее территориальные границы расширяются к юго-западу в сторону Пе-ресыпкино-Инжавино и к северо-западу в направлении Сомово, но от выделенной в Сомовской палеовпадине континентальной формации она отделена в районе исследований Пачелмским палеовыступом кристаллического фундамента. В современном структурном плане [4] субконтинентальная формация занимает юго-восточную половину Чембарско-Петровского прогиба, Центральное поднятие, юго-восточную часть Ртищевско-Баландинского и северо-восточное окончание Ивановского прогибов. С юго-востока площадь ее развития ограничивают палеовыступы пород кристаллического фундамента и раннерифейского проточехла, отвечающие в современном структурном плане [4] Корсаковской террасе, Карамышскому и Аткарскому выступам. Эти палеовыступы, видимо, в какой-то мере проявившиеся к концу раннего рифея, послужили одним из определяющих моментов в накоплении данной формации, так как они, вероятно, отделили область ее (формации) развития от располагающегося юго-восточнее открытого морского бассейна. Это, в свою очередь, привело к образованию в пределах Сердобской палеовпадины протяженного (более 250 км) мелководного и слабозасоленного внутриконтинентально-го моря, что способствовало, наряду с другими факторами, созданию специфических условий седиментации.
Типичным литологическим (стратиграфическим) выражением субконтинентальной формации в исследуемом регионе служит разрез соколовогорской свиты, вскрытой скв.1 Салтыковской до контакта с нижнерифейской татищевской свитой. Мощность соколовогорской свиты в этом пересечении равна 980 м, ее максимальные значения в поле развития субконтиненталь-
ной формации достигают 1023 м (скв.2 Ко-лышлейская), а минимальные составляют 67 м (скв.2 Папановская).
В наиболее изученной нами скв.1 Сал-тыковской разрез соколовогорской свиты представлен неравномерным чередованием (от 1-2 м до 5-15 м) песчаников кварце-во-полевошпатовых, полевошпатово-квар-цевых, иногда аркозовых, реже кварцевых, в основном разнозернистых до грубозернистых и гравелитов, реже мелкозернистых, алевритистых и глинистых с пачками переслаивания аргиллитов и алевролитов.
Обломочная составляющая в песчаниках и гравелитах выполнена кварцем, полевыми шпатами, которые нередко замещены као-линит-диккитовым агрегатом, кварцитами, реже - гранито-гнейсами и мелкими чешуйками гематита. Цементом может служить глинисто-алевритовая или песчано-алеври-товая (в зависимости от зернистости пород) фракция, раскристаллизованный каолинит или же каолинит-гидрослюдисто-кварце-вый железистый материал. Зерна кварца довольно часто покрыты пленками из окислов железа. Обломочные зерна чаще всего угловатые или угловато-окатанные. Отмечается наличие горизонтальной, реже косой слоистости. Песчаники и гравелиты характеризуются вариациями в окраске от светло-серой до розовато- и буровато-серой, розовой, густо- и буровато-розовой.
Алевролиты и аргиллиты, как правило, сильно слюдистые и обогащены окислами железа. Их окраска варьирует от красновато-бурой до буро-коричневой, но встречаются прослои серого и зеленовато-серого цвета, нередко отмечаются пятнисто-окрашенные разности с участием всех вышеперечисленных оттенков.
В верхней трети характеризуемого разреза (около 320 м) существенно преобладают разнозернистые песчаники, аналогичные по составу и окраске вышеописанным. В целом же по разрезу соотношение слагающих
его пород выглядит следующим образом: доля разнозернистых песчаников и гравелитов составляет около 41 %, мелкозернистых и алевритистых песчаников ~19 %, алевролитов ~26 %, аргиллитов ~14 %.
Таким образом, вещественный состав рассматриваемой субконтинентальной формации, выраженной охарактеризованным набором пород, по своим качественным и количественным параметрам в значительной мере отвечает в классификационном отношении песчано-глинистой красно-цветной формации [2]. Последняя также состоит преимущественно из песчаников, а глинистые породы находятся в подчиненном количестве. Характерной для нее является «красная и бурая окраска пород, связанная с обилием окислов железа. Строение формации слоистое, несложное, часто наблюдается косая слоистость; мощность достигает 1000 м. Свойственна платформенному режиму; наибольшим распространением пользуется в протерозое. Образуется на приморских равнинах в условиях влажного климата с периодическими засухами» [2, с. 163].
Приведенная выше литолого-петрогра-фическая характеристика соколовогор-ского разреза, вскрытого скв.1 Салтыков-ской, свидетельствует о том, что основные источники сноса в период накопления субконтинентальной формации находились на незначительном удалении от бассейна седиментации. Преобладающим поставщиком обломочного материала, как и во время образования континентальной формации, очевидно, служили обогащенные окислами железа дезинтегрированные продукты кор химического выветривания, развивавшихся на пенепленезированных останцах пород кристаллического фундамента и раннерифейского проточехла. Таковыми источниками, скорее всего, могли служить пологие склоны Токмовского палеосвода и, возможно, зарождающейся Воронежской
палеоантеклизы. Более грубый обломочный материал, вероятно, поступал в бассейн седиментации с разрушаемых механическим путем (временные потоки, обрушения и т. д.) бортов грабенообразной (?) Сердоб-ской палеовпадины, Аткарского палеовы-ступа и относительно мелких приподнятых блоков юго-восточного обрамления.
Своеобразие условий осадконакопления в период образования субконтинентальной формации, видимо, заключалось в том, что возникшее в начале позднего рифея в ложе Сердобской палеовпадины внутреннее (внутриконтинентальное) мелководное слабозасоленное море, изолированное, как отмечалось выше, от располагающегося юго-восточнее открытого морского бассейна, наряду со всей территорией испытывало разноскоростные колебательные движения переменного знака по разломам древнего заложения. При возрастании скоростей этих движений в бассейн седиментации поступало большее количество грубообломочно-го материала, чем при их замедлении. Вместе с тем возникали и грязевые (мутьевые) потоки, поставлявшие глинистую фракцию. Определенную роль в транспортировке пылевидных частиц и хорошо окатанных тонко-мелкозернистых песков могли играть пыльные и песчаные бури, видимо возникавшие в засушливые климатические периоды.
Разнонаправленные колебательные (блоковые) движения территории, очевидно, сопровождались «тряской» морского дна, что способствовало гравитационному расслоению осадков по зернистости, а неровности дна и «субдельтовые» фации временных и сезонных потоков наряду с этим могли инициировать образование косой слойчатости и линзовидное распределение грубозернистого и гравийного материала.
Периоды относительной стабильности климатических условий (периоды засухи) и
тектонической обстановки, наряду с другими вышеотмеченными факторами, вероятно, были благоприятными для осаждения илов и тонких глинистых фракций.
Высокие концентрации окисного железа, поступавшего в разной форме (механической примеси, коллоидных растворов и т. д.) в бассейн седиментации, способствовали приобретению субконтинентальной формацией характерного красноцветного облика.
Следует отметить, что в позднесоко-ловогорское время интенсивность восходящих блоковых движений на рассматриваемой территории, видимо, значительно возросла. В результате этого накопилась достаточно мощная толща плохо отсортированных кварцево-полевошпатовых песков с линзами и прослоями обломков гравийной размерности и резко подчиненным количеством глин. В процессе диагенеза она была преобразована в верхнюю, преимущественно песчаниково-гравелитовую пачку (~ 320 м) соколовогорского разреза, охарактеризованного нами в скв.1 Салты-ковской.
Не исключено, что следствием возросшей тектонической активности территории в конце соколовогорского времени явилось и отделение от единого, ранее внутреннего моря его юго-восточного окончания приподнятым блоком кристаллического фундамента (рис. 2).
Континентально-морская пестроцвет-ная глинисто-алевритово-песчано-гравий-ная формация распространена по обоим берегам реки Волги на юго-восточном окончании Сердобской палеовпадины и в северной половине Саратовского палеопро-гиба, в пределах Сердобско-Пугачёвской структурно-формационной зоны. В современном структурном плане [4] площадь ее развития охватывает Елшанскую и Тё-пловскую впадины, западную половину Степновского сложного вала, Иргизско-
Перелюбский прогиб, западное окончание Восточно-Пугачёвского и северную половину Западно-Пугачёвского сводов. С северо-запада, на правобережье Волги, она отграничена от области развития субконтинентальной формации палеовыступами пород кристаллического фундамента и ран-нерифейского проточехла, а на левобережье «расклинена» тремя палеовыступами ниж-нерифейских образований (рис. 2).
Рассматриваемая формация, как следует из названия, являет собой парагенез двух формаций: собственно континентальной и собственно морской. Ее литологи-ческим (стратиграфическим) выражением на площади распространения служит стра-тотип соколовогорской свиты, описанной в 1970 г. С. В. Яцкевичем по скв.11 Соколовогорской, вскрывшей разрез этого стра-тона на мощность, равную 705 м. Данное пересечение, хотя и не достигшее нижнего контакта соколовогорской свиты, который, судя по карте поверхности кристаллического фундамента [8], располагается на 200 м глубже, является самым полным и наиболее изученным в районе развития континентально-морской формации. В этой скважине, как и в ряде других, пробуренных в Елшанской впадине, соколовогор-ская свита с размывом залегает на породах кристаллического фундамента и с несогласием перекрывается девонскими отложениями [12].
Более глубокие части ее разреза вскрыты до контакта с нижнерифейской тати-щевской свитой на левобережье Волги в скв.27 Грязнушинско-Квасниковской (439 м) и скв.9 Квасниковской (253 м) [12]. Максимальная мощность соколовогорской свиты в пределах распространения конти-нентально-морской формации оценивается нами в 900-1000 м.
Литолого-петрографический анализ сводного разреза свиты показывает, что его слагают несколько разновидностей пород,
находящихся в неравномерном чередовании (от 2-3 м до 10-20 м). Их представляют:
1) Песчаники розовые, густо-розовые, буровато- и красновато-розовые, красно-коричневые, кварцево-полевошпатовые и по-левошпатово-кварцевые, толстослоистые и косослоистые, разнозернистые (до грубозернистых и гравелитов), плохо отсортированные. Их обломочная составляющая представлена, в основном, угловатыми, иногда угловато-окатанными неотсортированными зернами кварца, полевых шпатов (до 10-20 %), реже кварцитов и грани-то-гнейсов. Полевые шпаты (микроклин, иногда - ортоклаз) разной степени выветре-лости. Нередки зерна микроклина с идио-морфными очертаниями, обычно чистые и «свежие», с четко выраженным двойни-кованием, но изредка нацело серицитизи-рованные или замещенные гидрослюдами. Некоторые из них пелитизированы и окрашены в бурый цвет с примесью гидроокислов железа. Отмечаются сильно деформированные и хлоритизированные пластинки биотита, нередко ожелезненные. Окислы железа или покрывают тонкими пленками обломочные зерна кварца и полевых шпатов, или же встречаются в виде скоплений и землистых агрегатов, неравномерно распределенных в породе. Цемент сложный: глинисто-алевритовый или песчано-алев-ритовый, гематитовый (?), каолинит-дик-китовый или же каолинит-гидрослюдисто-кварцевый. Большое количество окислов железа, присутствующих в разной форме, придает породам красноцветный облик.
2) Песчаники светло- и розовато-серые, светло-розовые и серые с зеленоватым оттенком, кварцевые и полевошпато-во-кварцевые, мелко- и среднезернистые, алевритистые; от вышеописанных отличаются меньшей интенсивностью «крас-ноцветных» тонов, наличием горизонтальной, реже - наклонной слоистости, хорошей сортировкой и, главным образом, окатан-
ностью обломочного материала, отсутствием гематитового (?) цемента и «пятнистой» известковистостью в нижней половине разреза.
3) Алевролиты розовато- и зеленовато-серые, иногда светло-коричневые и розовато-бурые. Характеризуются смешанным составом с не всегда высокой степенью окатанности зерен кварца и полевых шпатов. Последние в основном выветрелые, каолинизированы и гидрослюдизированы. Цементом в алевролитах служит глинисто-слюдистый, реже глинисто-гематитовый (?) материал.
4) Аргиллиты красно-коричневые, коричневато- и зеленовато-бурые, реже - серые и зеленовато-серые, в нижней части разреза нередко пятнисто-окрашенные с участием всех вышеперечисленных оттенков. Породы обогащены окислами железа, обладают оптически ориентированным строением основной массы. В качестве примеси в них встречаются алевритовые зерна кварца и полевых шпатов, пластинки гидрослюд и хлоритизированного биотита. В нижней половине сводного разреза аргиллиты часто известковистые, количество кальцита и доломита достигает 30-45 % от основной массы.
Следует отметить, что хотя все охарактеризованные в сводном разрезе литологи-ческие разновидности находятся в неравномерном чередовании, как минимум половина объема неотсортированных раз-нозернистых (до грубозернистых) песчаников и гравелитов приурочено к его верхней трети, доля алевролитов, мелкозернистых и алевритистых песчаников здесь заметно уменьшается, аргиллиты практически отсутствуют.
Соотношение пород в разрезе свиты, вскрытом скв.11 Соколовогорской, выглядит следующим образом: доля разнозер-нистых неотсортированных песчаников и гравелитов составляет около 40 %, мелко-
среднезернистых и алевритистых песчаников ~ 31 %, алевролитов ~ 18 % и аргиллитов ~ 11 %. В этом неполном разрезе около 55 % от общего объема разнозернистых (до грубозернистых) неотсортированных песчаников и гравелитов сосредоточено в его верхних 220 м, а по отношению к другим литологическим разновидностям, слагающим эту часть соколовогорского разреза, их доля достигает 70 %, и лишь около 30 % приходится на алевролиты, мелко-среднезерни-стые и алевритистые песчаники; аргиллиты практически отсутствуют.
Таким образом, литологический набор верхней трети разреза соколовогорской свиты служит, по нашему мнению, вещественным выражением собственно континентальной формации, а нижележащие соко-ловогорские образования знаменуют собой собственно морскую формацию.
Изложенные выше факты дают основание предполагать, что в начале позднего рифея область развития континентально-морской формации, видимо, подверглась трансгрессии со стороны открытого морского бассейна, длительное время существовавшего юго-восточнее исследуемого региона на месте современного Прикаспийского прогиба. Образовавшееся на интересующей нас территории мелководное сла-бозасоленное море, вероятно, распадалось на ряд заливов с «островами» (приподнятыми блоками кристаллического фундамента с чехлом раннерифейских отложений), которые могли возникнуть в результате интенсивных восходящих тектонических движений, проявившихся в конце раннего рифея и обусловивших длительный (?) перерыв в осадконакоплении [3].
Судя по объему, который занимает в парагенезе континентально-морской формации собственно морская, ее накопление продолжалось большую часть (две трети) соколовогорского времени. Как следует из литолого-петрографического анализа ве-
щественного состава, она представлена пе-строцветными, мелко- и среднезернистыми, преимущественно хорошо отсортированными кварцевыми и полевошпатово-квар-цевыми, иногда пятнисто-известковистыми песчаниками; алевритистыми песчаниками, алевролитами и сильно известковистыми (прослоями до 30-45 %) аргиллитами. Обломочный материал песчаников и алевролитов, за редким исключением, относительно хорошо окатан. В его составе, наряду с кварцем, значительную роль играют полевые шпаты (до 10-15 %). Отмечается примесь зерен кварцитов и гранитогнейсов, в цементе нередко присутствует каолинит. Все разновидности пород в той или иной степени обогащены примесью гидрослюд и окислов железа.
Все это может свидетельствовать о том, что основным поставщиком обломочного материала служили коры химического выветривания, длительное время интенсивно развивавшегося в условиях теплого и преимущественно влажного климата на пене-пленезированных останцах пород кристаллического фундамента и раннерифейского проточехла, видимо обрамлявших бассейн седиментации почти по всему периметру, исключая лишь его соединяющуюся с открытым морем юго-восточную часть. Определенную роль источников обломочного материала могли играть и внутренние «острова» раннерифейских пород, периодически поднимавшиеся над уровнем моря в результате тектонических подвижек по разломам древнего заложения.
Относительно хорошая окатанность и сортированность обломочного материала объясняется тем, что дезинтегрированные продукты кор выветривания не только доставлялись в бассейн седиментации временными и сезонными потоками, но, перемещаясь в нем морскими и прилив-но-отливными течениями, дополнительно окатывались и отсортировывались по круп-
ности зерен. Вероятно, имело место и гравитационное распределение обломочного материала, происходившее в результате «тряски» морского дна разнознаковыми тектоническими подвижками. Свою лепту в доставку пылевидных частиц, тонко-мелкозернистых и алевритовых песков вносили и песчано-пылевые бури, возникавшие, видимо, в кратковременные засушливые климатические периоды. Редкие линзы и прослои неотсортированных песков крупногрубозернистой и гравийной размерности, возможно, формировались в «субдельтовых» фациях приустьевых частей временных и сезонных потоков. Меньшая «крас-ноцветность» собственно морской формации, по сравнению с охарактеризованными ранее, по-видимому, объясняется деконцен-трацией коллоидных растворов окислов железа морскими течениями.
Последняя треть соколовогорского времени, видимо, ознаменовалась на юго-восточном окончании Сердобской палеовпа-дины и в северной половине Саратовского палеопрогиба интенсивным воздыманием площади развития континентально-мор-ской формации по разломам древнего заложения и, как следствие, регрессией моря с образованием на рассматриваемой территории «остаточных», возможно изолированных между собой, чрезвычайно мелководных водоемов озерно-болотного типа. Здесь, в условиях, сходных с условиями накопления описанной выше красноцвет-ной континентальной формации Сомовской палеовпадины, отлагались близкие по составу осадки собственно континентальной формации характеризуемого в этом разделе парагенеза. Единственным существенным отличием (не принимая во внимание мощность) является увеличение в ее вещественном наполнении доли алевролитов, алевритистых и мелко-среднезернистых песчаников (до 30 % против 8-10 % в составе Сомовской континентальной формации).
Это, вероятно, объясняется тем, что в процессе регрессивного цикла морского бассейна, происходившего не мгновенно, его гидродинамический режим (течения, приливы и отливы, перемыв нелитифицирован-ных осадков) оказал существенное влияние на образование и распределение исходных, относительно хорошо отсортированных и в разной степени окатанных алевритовых и мелко-среднезернистых песков собственно континентальной формации рассматриваемого парагенеза.
Морская, преимущественно сероцветная песчано-глинисто-алевритовая формация распространена в южной части Саратовского палеопрогиба на юго-восточном окончании Сердобско-Пугачёвской структур-но-формационной зоны, а в современном структурном плане охватывает северное обрамление Прикаспийской впадины в пределах Саратовского Заволжья (рис. 2).
Выделение этой формации является в некоторой степени условным, так как почти все скважины, пробуренные в поле ее развития до рифейских отложений, были остановлены в саратовско-пачелмском интервале разреза, и лишь одна из них (скв.21 Вол-ковская) на глубине 2875 м вскрыла верхнюю границу соколовогорской свиты. Судя по карте поверхности кристаллического фундамента [8], до его кровли здесь остается еще около 1300-1400 м, в которые, предположительно, «укладывается» разрез тати-щевской и соколовогорской свит.
Очень показательна в этом отношении скв.3 Коптевская, вскрывшая в интервале 2103-3601 м самый мощный из известных в регионе (1498 м) «предсоколовогорский» разрез верхнего рифея. Здесь, ниже подошвы пересыпкинской серии (т. е. иргизской свиты) в интервале 3348-3601 м установлены неизвестные ранее верхнерифейские слои, выделенные нами в саратовскую серию, имеющую терригенно-карбонатный состав. По данным интерпретации вре-
менного сейсмического профиля МОГТ № 090-04, поверхность дорифейского кристаллического фундамента в скв. 3 Коптевской имеет абсолютную отметку - 5520 м, а кровля нижнерифейской татищевской свиты зафиксирована на абсолютной отметке - 4540 м, то есть эти границы располагаются на глубинах ~6630 м и ~4650 м соответственно. Исходя из анализа общей геолого-структурной обстановки в указанном районе, нахождение кровли соколово-горской свиты или ее фациальных аналогов предполагается на глубине 3900-3950 м. При этом не исключено, что вдоль северного обрамления Прикаспийской впадины и в ее внутренней области следует ожидать не только существенного увеличения мощности отложений верхнего рифея, но и появления в нижней части его разреза, то есть в соколовогорской мелководно-морской терригенной формации, более глубоководных, в том числе карбонатных, фаций открытого шельфа.
Седиментационно-формационная карта отложений саратовской, пересыпкинской
и пачелмской серий верхнего рифея
Основой для построения седиментацион-но-формационной карты саратовско-пачелм-ского интервала верхнерифейского разреза (рис. 3), как и в предыдущих вариантах, послужила карта толщин этих отложений. При ее составлении в тех случаях, когда саратовско-пачелмский интервал верхнери-фейского разреза пересекался скважинами полностью (19 скв.), какой-либо корректировки полученных толщин не требовалось. Однако большинство скважин в силу специфики поискового и разведочного бурения, ориентированного на палеозойские нефтегазоносные уровни, были остановлены, не достигнув подошвы интересующего нас интервала разреза (37 скв.). Часть скважин непосредственно под девонскими отложениями вскрыла только породы татищевской (31 скв.) и соколовогорской (23 скв.) свит
нижнего и верхнего рифея соответственно или же палеовыступы кристаллического фундамента, на которых рифейские отложения в силу разных причин отсутствуют (~ 115 скв.). При этом следует отметить, что скважин, частично вскрывших разные уровни рифея, в районе исследований значительно больше (> 200 скв.), но они малоинформативны в масштабе предлагаемой карты. Из них отбирались лишь те, которые несли полезную нагрузку, помогающую увязать в единую логическую цепочку формирование определенных палеоструктур и условия пачелмско-саратовского этапа седиментации.
Таким образом, если при полном пересечении скважинами пачелмско-саратовского интервала верхнерифейского разреза значения вскрытых толщин не вызывают сомнений, то во всех остальных случаях для их определения нам приходилось опираться на тенденцию в геологическом развитии региона и данные, полученные при составлении аналогичных карт нижележащих образований рифея (рис. 1, 2).
Надежность наших построений объясняется следующими фактами:
- наличием 19 скважин, полностью пересекших сохранившиеся части саратовско-пачелмского интервала верхнерифейского разреза;
- в 56 скважинах, полностью или частично вскрывших саратовско-пачелмские отложения, зафиксирована их верхняя граница;
- в 110 скважинах, в том или ином объеме вскрывших отложения рифея, можно определить их мощность по разнице глубин залегания поверхности кристаллического фундамента [8] и кровли рифейских образований. Принимая во внимание предшествующие построения (рис. 1, 2), можно определить в этих пересечениях (с некоторой долей условности) мощность (толщины) недовскрытых частей саратовско-па-челмского интервала рифейского разреза.
На основе литолого-петрографического изучения ряда опорных разрезов саратов-ско-пачелмских отложений, а также анализа позднерифейской истории геологического развития региона нами были выделены два типа мелководно-морских формаций: карбонатно-терригенная и терригенная. Области их распространения приурочены, соответственно, к Сердобско-Пугачёвской и Каверинской структурно-формационным зонам и, как правило, ограничены крутопадающими разрывными нарушениями, а также палеовыступами кристаллического фундамента и приподнятыми блоками (горстами) более древних отложений рифея (рис. 3).
Для выделения формаций мы использовали классификационные признаки, предлагаемые в соответствующей литературе [2]. По этим признакам выделенные нами формации относятся к группе платформенных, накопление которых происходило в мелководном эпиконтинентальном морском бассейне с нормальной соленостью, преимущественно в условиях гумидного климата. Их характерными особенностями в исследуемом регионе являются четко выраженная трансгрессивная ритмика в строении разреза, выдержанность состава в пределах тех или иных палеоструктур, а также присутствие глауконита, как неравномерно распределенного в общей массе пород (до 1-2 %), так и образующего отдельные слойки (1-3 мм) с повышенной (до 4050 %) концентрацией. Трансгрессивные макроритмы (саратовская, пересыпкинская и пачелмская серии) разделены региональными перерывами, сопровождающимися разноамплитудными размывами, глубина которых закономерно возрастает в северозападном направлении.
Карбонатно-терригенная формация охватывает большую часть исследуемой территории. Область ее распространения, как отмечалось выше, приурочена к Сердоб-
Рис. 3. Седиментационно-формационная карта отложений саратовской, пересыпкинской и пачелмской серий верхнего рифея
ско-Пугачёвской структурно-формационной зоне и прослеживается в границах Пачелм-ско-Саратовского авлакогена от Беднодемья-новской группы скважин на северо-западе до Ершовских скважин на юго-востоке, вплоть до северного обрамления Прикаспийской впадины (рис. 3). В максимальном выражении (Саратовское Заволжье) она включает в свой состав весь саратовско-пачелмский интервал верхнерифейского разреза, отдельные члены которого выпадают из формационного ряда в результате перерывов и размывов, прогрессирующих в северо-западном направлении.
По особенностям литологического наполнения карбонатно-терригенная формация подразделяется на три субформации: глинисто-алевритово-известняковую с глауконитом (1), глинисто-алевритово-песчано-известняковую с глауконитом (2) и извест-няково-доломитовую глинисто-алевритово-песчаную с глауконитом (3). Каждой из этих субформаций отвечают определенные области накопления, обусловленные спецификой геологического развития региона в позднем рифее.
В то же время в составе, строении и условиях накопления субформаций (1) и (2) отмечается много общего. Они знаменуют собой максимальный объем карбонатно-терригенной формации и распространены только на левобережье Волги (в Саратовском Заволжье), охватывая в современном структурном плане [4] южную часть Иргиз-ско-Перелюбского прогиба и юго-западные склоны Восточно-Пугачёвского и Западно-Пугачёвского сводов. Литолого-стратигра-фическим выражением субформаций (1) и (2) являются карбонатно-терригенные отложения саратовской, пересыпкинской и пачелмской серий, в формационном ряду которых отсутствуют лишь терригенные образования красноозерской свиты, венчающие рифейскую последовательность региона и уничтоженные предвендским раз-
мывом. Областью накопления обоих субформаций служила конседиментационная палеовпадина, являющаяся частью Саратовского палеопрогиба, формирование которой активизировалось, по крайней мере, с начала позднего рифея (в соколовогор-ское время). В саратовское время на фоне устойчивого медленного прогибания этой части рассматриваемой территории и очередной трансгрессии моря, видимо, возобновились восходящие движения отдельных блоков кристаллического фундамента по разломам древнего заложения, ограничивающим в современной структуре Степ-новский сложный вал и северо-восточные склоны Западно-Пугачёвского свода (район Балаковской вершины). Подтверждением этому служит отсутствие в указанных структурах саратовско-пачелмских отложений, которые, скорее всего, накапливались на приподнятых участках дна в незначительных объемах и размывались в процессе неоднократных трансгрессивно-регрессивных циклов. Исключением являются лишь небольшие по площади останцы пород пе-ресыпкинской серии, наблюдаемые в пределах Степновского сложного вала, где они с размывом перекрывают красноцветно-пестроцветные терригенные образования татищевской и соколовогорской свит (рис. 3).
Литолого-петрографический анализ верх-нерифейских отложений, вскрытых скв.10 Пугачёвской и скв.3 Коптевской, показывает, что саратовский и пересыпкинский макроритмы субформаций (1) и (2) имеют четко выраженное трансгрессивное строение. Нижняя составляющая их разрезов (спартаковская и иргизская свиты) представлена неравномерным переслаиванием сероцветных, существенно кварцевых, пес-чано-алевритовых и слюдисто-глинистых в различной степени известковистых пород, содержащих примесь глауконита (песчаники, алевролиты и аргиллиты). Верхняя
часть этих макроритмов (коптевская, бе-лынская и секретаркинская свиты) сложена серыми, темно-серыми и пестроцветными известняками.
Сероцветные известняки (коптевская и белынская свиты), мелкокристаллические и пелитоморфные, слоистые и массивные, нередко глинистые и песчано-алеврити-стые, прослоями органогенные, содержат пакеты их тонкого горизонтально-волнистого и линзовидного переслаивания с темно- и буровато-серыми известковистыми слюдисто-глинистыми и алевритовыми породами (аргиллитами и алевролитами). По плоскостям наслоения отмечаются скопления тонкокристаллического пирита и гидрослюд, иногда глауконита. Характерным для известняков является наличие су-туро-стилолитовых швов, выполненных бурым глинистым веществом с примесью гидроокислов железа. Видимо, накопление этих известняков знаменует собой максимальное проявление саратовского (коптевская свита) и пересыпкинского (белынская свита) трансгрессивных циклов седиментации [2].
При рассмотрении строения разреза вновь выделенной коптевской свиты, залегающей ниже терригенной морской иргиз-ской свиты, нами неоднократно отмечалось, что ее карбонаты, по аналогии с разрезами калтасинской свиты, развитой в Удмуртии (рис. 4), могут иметь биостромово-биогер-мный генезис.
В карбонатном разрезе коптевской свиты мощностью более 200 м преобладают известняки в разной степени доломитизи-рованные, с примесью онколитов и ката-графий. Они слоистые, весьма плотные, прослоями с незначительной примесью песчано-алевритового материала. Эти органические остатки могли в условиях мелководного морского бассейна и сложно расчлененного рельефа морского дна на отдельных приподнятых участках сформиро-
вать биогермы и биостромы, а на дальнем южном погружении в пределах Прикаспийской впадины создать зоны барьерных рифов, как это установлено по данным бурения в Орьебашской скв 82 в Барско-Верхне-камском перикратонном авлакогене (рис. 5).
На схематической литолого-фациальной карте восточных областей Русской платформы (рис. 4), составленной Клевцовой А. А., показана зона развития рифов барьерного типа. Максимальная их толщина составила 1733 м. В сторону Предуральского прогиба толщина их уменьшается до сотен метров (рис. 6). Сложены они глубоководной биту-минозно-кремнисто-доломитовой породой. Перекрывающая терригенная толща имеет верхнерифейско-вендский возраст.
В настоящее время при проведении сейсмических работ МОГТ-3 D (Андреев Г. Н. АО «Запприкаспийгеофизика») на территории восточнее Коптевской площади (Марьевский участок) на серии субширотных и субмеридиональных профилей в низах предполагаемого верхнего рифея, то есть на уровне коптевской и спартаковской свит, была обнаружена целая серия гор-стообразных образований, ограниченных разрывными нарушениями, которые по своей форме напоминают сооружения био-гермно-биостромового генезиса. Высота их 300-500 м (?), площадь горстов 3,5-4,0 км (?). Не исключено, что некоторые из них могут содержать залежи УВ, как это и предполагается в восточной части ВУНГП.
В отдельные этапы эволюции позднедо-кембрийских седиментационных бассейнов существовали благоприятные обстановки для накопления и последующего преобразования органического вещества в углеводороды нефтяного ряда.
Повышенным содержанием битумоидов
отличается Калтасинская свита (С 0,14 орг 3
0,4 %). Периодически в это время в мелководно-морском бассейне существовали участками восстановительные и слабо вос-
Рис. 4. Схематическая литолого-фациальная карта восточных областей Русской платформы. Время накопления осадков калтасинской свиты
(составила А. А. Клевцова)
становительные условия, способствовав- мовую формацию. Вероятно, УВ мигриро-
шие накоплению и сохранению ОВ.
вали из карбонатных пород калтасинской
Источником ОВ являлись сине-зеленые свиты, а часть их могла накапливаться в
водоросли, их остатки-микрофитолиты, порово-каверново-трещинных коллекторах
строматолиты, а также акритархи. Кел- самой свиты.
лер Б. М. в Осинско-Калтасинском прогибе Накопление доломитовых осадков хемо-
в 1971 г. выделил абстрактную карбостро- генного и биогенного генезиса в пределах
I
о д
р
р
я
о
(Я
о ж
№ и
Я
р
8
Я с
Я
ю п.
8
Ш 2
О 6
г.
Рис. 5. Геолого-геофизический разрез предполагаемого Орьебаш-Кушнаренковско-Бузовьязовского рифейского барьерного рифа
(Ф. И. Хатьянов и В. А. Тихонова, 1966-1971)
1 - поверхность кристаллического фундамента по данным КМПВ; 2 - опрный электрический горизонт по данным метода ЗСП; 3 - условный отражающий горизонт МОВ; 4 - кривая электрической проводимости до девонских отложений; 5 - кривая электрического параметра ; 6 - кривая электрического параметра 5 р п ; 7 - кривая лока-
лизованных аномалий с А £ ; 8 - кристаллический архей-нижнепротерозойский фундамент; 9 - нижний терригенный комплекс (арланская свита рифея); фации: 10 - шель-фовая; 11 - рифовая; 12 - депрессионная, 13 - верхний терригенный комплекс (вендские и верхнерифейские отложения); 14 - интрузии габбро-диабазов; 15 - залежи нефти
И О й
о Г
И Я
Рис. 6. Глубинный динамический палеосейсмический субмеридиональный профиль
через Марьевскую площадь
(составил А. Абрамов, 2016 г.)
1 - отражающие горизонты; 2 - положение предпологаемых биостромовых построек верхнери-фейского возраста (коптевская свита); 3 - скважина глубокого бурения; 4 - разрывные нарушения
прибрежного мелководья сопровождалось поступлением с запада незначительного количества глинисто-алевритового материала. Соседство территории с аридным климатом способствовало накоплению хемогенных доломитов, активный гидродинамический режим - формированию обломочного доломита и доломитов с органическими остатками водорослевого происхождения. Осадки часто, видимо, выходя на поверхность, разрушались. К востоку от бортовой зоны в более глубоких условиях увеличивалось содержание хемогенного и биогенного доломита и известняка.
В калтасинской свите могут быть развиты порово-каверново-трещинные коллекторы с преобладанием коллекторов трещинного типа. Коллекторы преимущественно вторичные. На стенках некоторых трещин наблюдался твердый битум.
Пестроцветные отложения секретар-кинской свиты, залегающие в кровле пе-ресыпкинского макроритма, в основном представлены зеленовато-серыми, бурыми, коричнево-бурыми и пятнисто-окрашенными известняками. Породы в разной степени обогащены глинистым и алевритовым материалом, иногда переходят в доломитовые мергели. Среди зеленовато-серых известняков присутствуют прослои оолитовых (ми-крофитолитовых) разностей. Отмечаются пакеты тонкого горизонтально-волнистого и линзовидного переслаивания пестроцвет-ных карбонатных пород с шоколадно-ко-ричневыми, зеленоватыми и пятнисто-из-вестковистыми слюдисто-глинистыми и алевритовыми разностями (аргиллитами и алевролитами). Характерным для этих образований является широкое развитие сутуро-стилолитовых швов, текстур взмучивания и внутриформационных брекчий. Видимо, в конце пересыпкинского цикла седиментации осадконакопление происходило в несколько обмелевшем морском бассейне, в условиях, приближенных к лагун-
ным, что и способствовало формированию отложений с охарактеризованными выше структурно-текстурными особенностями. Вероятно, завершающая стадия пересып-кинского цикла является переходной к регрессивной серии осадков [2], которые если и накопились в незначительном объеме, то были размыты и переотложены в процессе пачелмской трансгрессии.
Пачелмский трансгрессивный макроритм субформаций (1) и (2) в основном представлен неравномерным переслаиванием сероцветных, существенно кварцевых, песчано-алевритовых и слюдисто-глини-стых в различной степени известковистых пород (песчаников, алевролитов и аргиллитов), содержащих примесь глауконита (ве-деняпинская свита). Верхняя часть макроритма (воронская свита) сложена тонким горизонтальным и линзовидным чередованием пестроцветных известковистых алевролитов, аргиллитов, песчаников и редких маломощных (до 1,5 см) прослоев светлосерых алевритистых доломитов. Видимо, эти пестроцветные существенно терриген-ные отложения переходного типа, накопившиеся в условиях обмелевшего предвенд-ского моря, и завершили в охарактеризованной выше палеовпадине пачелмский цикл седиментации.
Одним из основных источников обломочного и глинистого материала в период накопления субформаций (1) и (2), судя по хорошей (неоднократной) сортировке и составу (преимущественно кварцевому) кластиче-ской составляющей пород, могли служить нелитифицированные или слабо литифици-рованные осадки, сносимые в морской бассейн с подводных поднятий или островов, располагавшихся на месте современного Степновского сложного вала и Балаковской вершины. Какая-то часть его, видимо, поступала также из дезинтегрированных кор выветривания, фрагментарно сохранившихся на пенепленизированных выступах
кристаллического фундамента, окружавших палеорифтовую систему Пачелмско-Саратовского авлакогена. Не исключены и отдаленные источники сноса, с которых в засушливые климатические периоды пылевыми бурями поставлялся пелитовый материал.
Следует отметить, что несмотря на ряд общих признаков, способствовавших накоплению субформаций (1) и (2), все же имеются различия в количественном соотношении пород, слагающих эти образования, а также в областях их распространения.
Субформация (1) - глинисто-алеври-тово-известняковая с глауконитом - развита в Саратовском Заволжье. Область ее распространения в современной структуре [4] охватывает южную часть Иргизско-Перелюбского прогиба, а также западные склоны Восточно-Пугачёвского и Западно-Пугачёвского сводов (рис. 3). Накопление субформации (1) происходило на мелководном шельфе в прибортовой зоне, охарактеризованной выше конседиментацион-ной палеовпадины. Поставщиком глинисто-пелитового материала в это время могли служить дезинтегрированные коры выветривания, пылевые бури и перемытые продукты нелитифицированных или слабо литифицированных соколовогорских отложений, сносимые с приподнятых участков морского дна, расположенных в районах современной Балаковской вершины и северного блока Степновского сложного вала. С этих же палеогорстов, особенно в начале трансгрессивных циклов седиментации, скорее всего, поступала и основная масса псаммитового и алевритового материала, преимущественно кварцевого состава. В завершающие стадии циклов (за исключением пачелмского), наряду с известкови-стыми глинисто-алевритовыми осадками, происходило накопление существенно карбонатных (известковых) илов, нередко с примесью органических остатков. На про-
тяжении всего времени отложения субформации (1) при благоприятных условиях иногда образовывались повышенные концентрации глауконита.
Мощность сохранившегося в современной структуре объема субформации (1) варьирует в пределах 100-500 м, уменьшаясь по мере приближения к району Балаковской вершины и северному окончанию Степновского сложного вала. В лито-логическом наполнении субформации (1) преобладают алевролиты и аргиллиты, доля которых достигает 55-60 %; количество песчаников не превышает 8-9 %, а карбонатная составляющая (известняки) колеблется в пределах 35-40 % (скв.10 Пугачёвская).
Субформация (2) - глинисто-алеврито-во-песчано-известняковая с глауконитом -наблюдалась только в Саратовском Заволжье. Область распространения субформации (2) в современной структуре [4] охватывает южные склоны Западно-Пугачёвского свода и Степновского сложного вала, а также северное обрамление и, вероятно, центральные районы Прикаспийской впадины (рис. 3). Ее накопление происходило в условиях, во многом отвечающих режиму отложения субформации (1). Отличием являлся более интенсивный темп прогибания этой части конседиментационной палеовпади-ны, где в результате компенсированного осадконакопления мощность саратовско-пачелмского разреза (субформации (2)) достигла в районе скв.3 Коптевской 1800 м, а по мере продвижения к югу, в сторону открытого морского палеобассейна, может возрасти до 1900-2000 м. Минимальное значение мощности (~500 м) отмечено на границе областей распространения субформаций (1) и (2) в районе скв.1 Комсомольской и скв.1 Северо-Милорадовской (рис. 3).
Своего максимума скорость прогибания, видимо, достигала в иргизское время, в стадию формирования терригенной составляющей пересыпкинского трансгрессивного
макроритма, что отразилось как на мощности, так и на составе синхронных осадков. Мощность иргизской свиты в области развития субформации (2) увеличивается в южном направлении от 260 м (скв.1 Миусская) до 965 м (скв.3 Коптевская) против обычных для карбонатно-терригенной формации значений в 115-130 м на остальной территории ее распространения. В этом же направлении значительная роль в разрезе иргизской свиты начинает принадлежать песчаникам, доля которых оценивается ~ в 19 % от их общего количества в составе субформации (2). В целом же в современном выражении субформации (2) доля песчаников составляет ~ 30 %, алевролитов и аргиллитов ~ 25 %, а известняков ~ 45 % (скв.3 Коптевская). Песчано-алевритовый (кластический) материал пород отличается худшей сортировкой, чем в соответствующих разностях субформации (1). Эти различия в составе и мощности охарактеризованных выше субформаций, скорее всего, обусловлены более интенсивным размывом Степновского палеогорста в процессе накопления субформации (2), особенно в иргиз-ское время пересыпкинского цикла седиментации.
Субформация (3) - известняково-доло-митовая глинисто-алевритово-песчаная с глауконитом - развита в правобережной части реки Волги на территории Саратовской и Пензенской областей (рис. 3). В современном структурном плане [4] область ее распространения охватывает Воскресенскую впадину, большую (юго-восточную) часть Чембарско-Петровского прогиба и Центральное поднятие, которому в палео-структуре отвечала Сердобская впадина. В литологическом (стратиграфическом) выражении субформация (3) представлена трансгрессивно построенными пересыпкинской и пачелмской сериями (макроритмами). Синхронные саратовскому циклу седиментации отложения в составе субформации (3)
отсутствуют. Скорее всего, это обусловлено как предпересыпкинским региональным перерывом, так и редуцированным (конденсированным) осадконакоплением, происходившим на фоне устойчивых восходящих движений данной части Пачелмско-Сара-товского авлакогена. В начале пересыпкинского трансгрессивного цикла (в иргизское время) накопившиеся нелитифицирован-ные осадки были размыты и переотложены.
В целом же, начиная с иргизского времени и до венда, рассматриваемая часть Пачелмско-Саратовского авлакогена испытывала разнонаправленные блоковые движения. В ее юго-восточном окончании на правобережье Волги продолжалось формирование системы палеогорстов, которым в современной структуре отвечают Аткарский выступ, часть Ртищевско-Баландинского прогиба, Корсаковская терраса, Елшанская впадина и т. д. Эти палеогорсты, кроме прочих факторов, охарактеризованных ранее, служили одним из основных источников псаммитового и глинисто-алевритового материала, поступавшего в область консе-диментационного прогибания, охватывавшую северо-западное окончание Сердоб-ско-Пугачёвской структурно-формацион-ной зоны.
Следует отметить, что пересыпкинский цикл седиментации в этой части региона также проявился формированием трансгрессивного карбонатно-терригенного макроритма. Однако, в отличие от субформаций (1) и (2), его карбонатная составляющая (белынская и секретаркинская свиты) в большей степени представлена доломитами неопределенного генезиса, а ее мощность сокращается в 1,5-2 раза.
Пачелмский цикл седиментации в период отложения субформации (3) ознаменовался очередной трансгрессией моря и накоплением терригенных осадков, близких по составу аналогичным образованиям субформаций (1) и (2). Отличительными
особенностями пачелмского макроритма субформации (3) являются: многократное увеличение мощности пестроцветных во-ронских отложений (с 42-90 м в скв.10 Пугачёвской и скв.1 Миусской до 250-390 м в скв.10, 5 Воронских), а также появление в разрезе красноозерской свиты, завершающей рифейскую последовательность региона. Эти аномальные отличия на площади развития субформации (3) и всей карбонат-но-терригенной формации проявились только в пределах Чембарско-Петровского прогиба, протягивающегося к северо-западу и юго-востоку от сочленения Каверинской и Сердобско-Пугачёвской структурно-фор-мационных зон между скв.1 Морсовской и скв.2 Колышлейской. Прототипом данной структуры в воронско-красноозерское время, видимо, являлась узкая грабенообраз-ная палеовпадина с компенсированным осадконакоплением, формирование которой происходило на фоне общего предвендско-го обмеления бассейна седиментации.
В целом же субформация (3) по ряду параметров (условия накопления, литологиче-ский состав и т. д.) близка субформациям (1) и (2), но отличается от них соотношением тех или иных литологических разностей. В ее современном выражении доля карбонатных пород колеблется в среднем около 2428 % (причем доломиты заметно преобладают над известняками), а количество тер-ригенных образований (алевролитов, аргиллитов и песчаников) достигает 72-76 %, среди них превалируют (35-40 %) в различной степени известковистые кварцевые и полевошпатово-кварцевые песчаники.
Мощность субформации (3) в полных пересечениях варьирует от 198 м (скв.3 Бед-нодемьяновская) и 266 м (скв.1 Широкопольская) до 608 м (скв.4 Красноозерская) и 638 м (скв.1 Северо-Секретарская), сокращаясь по направлению к палеогорстам.
Терригенная формация - глинисто-алев-ритово-песчаная с глауконитом - распро-
странена в Каверинской структурно-фор-мационной зоне и, видимо, охватывает выделенную ранее Сомовскую палеовпадину (рис. 3). В исследуемом регионе формация наблюдалась на юго-восточном окончании Каверинской зоны (скв.1 Каверинская, скв.1 Зубово-Полянская, скв.1 Морсовская и скв.1 Беднодемьяновская). Ее литологи-ческим (стратиграфическим) выражением служат терригенные образования пересып-кинской и пачелмской серий. В составе формации отсутствуют отложения саратовской серии, а пересыпкинская серия представлена только иргизской свитой. Следовательно, из формационной последовательности трансгрессивных макроритмов выпадает базальный саратовский макроритм (спартаковская и коптевская свиты) и карбонатная (завершающая) часть пересыпкинского макроритма (белынская и секретаркинская свиты).
Отсутствие саратовского макроритма, скорее всего, обусловлено как предпересыпкин-ским региональным перерывом, так и редуцированным (конденсированным) осад-конакоплением, происходившим в соответствующий цикл седиментации на фоне устойчивого воздымания области развития терригенной формации.
Пересыпкинский цикл седиментации ознаменовался морской трансгрессией, продолжавшейся до конца иргизского времени. Трансгрессия сопровождалась размывом предшествующих осадков и накоплением глинисто-алевритово-песчаных отложений, в разной степени известковистых, иногда содержащих примесь (до 1-2 %), а в отдельных слойках (1-3 мм) - и повышенные (до 30-40 %) концентрации глауконита. Соответствующая этим отложениям иргизская свита отличается от аналогичных образований карбонатно-терригенной формации сокращенной в несколько раз мощностью (~ 40 м). В ее разрезе возрастает роль песчаников, среди которых отмечаются про-
слои плохо отсортированных полевошпа-тово-кварцевых разностей, что может являться результатом размыва окружающих Сомовскую палеовпадину выступов кристаллического фундамента и дезинтегрированных кор выветривания.
В белынское и секретаркинское время пересыпкинского цикла седиментации рассматриваемая территория, видимо, испытывала разнонаправленные колебательные движения, среди которых преобладали восходящие, обусловившие предпачелмский перерыв в осадконакоплении. Синхронные этому времени осадки могли накапливаться в редуцированном варианте и были размыты в начале пачелмской трансгрессии.
Пачелмский цикл седиментации в области развития терригенной формации начался в веденяпинское время очередной трансгрессией моря и продолжался до венда. За этот период в Сомовской палеовпадине сформировалась трансгрессивно построенная терригенная толща, представленная в разной степени известковистыми глини-сто-алевритово-песчаными отложениями. В современном выражении ей отвечает пачелмский трансгрессивный макроритм, сложенный аргиллитами, алевролитами, кварцевыми и полевошпатово-кварцевыми песчаниками веденяпинской, воронской и красноозерской свит. Состав, строение и условия осадконакопления этого макроритма сопоставимы с таковыми синхронных образований охарактеризованной выше субформации (3) Сердобско-Пугачёвской зоны, а максимальная мощность воронских отложений (230 м) и наличие красноозерской свиты, завершающей рифейскую последовательность региона, также приурочены к Чембарско-Петровскому прогибу (северозападное окончание, скв.1 Морсовская).
Литологический анализ разрезов тер-ригенной формации (скв.1 Каверинская, скв.1 Морсовская, скв.1 Зубово-Полянская)
показал, что в ее составе преобладают раз-нозернистые кварцевые и полевошпато-во-кварцевые в различной степени извест-ковистые песчаники, количество которых варьирует в пределах 40-48%. Полная вскрытая мощность формации колеблется от 166 м (скв.1 Зубово-Полянская) до 486 м (скв.1 Морсовская) и уменьшается к бортам Сомовской палеовпадины.
Таким образом, построенная нами се-диментационно-формационная карта сара-товско-пачелмских отложений позволяет существенно уточнить позднерифейскую историю геологического развития региона, выделить ряд палеоструктур, формаций и субформаций, а также определить области распространения тех или иных формацион-ных типов верхнерифейских образований. В частности, охарактеризованные выше карбонатно-терригенная и терригенная формации являются принадлежностью Сер-добско-Пугачёвской и Каверинской струк-турно-формационных зон. Каждой из трех субформаций Сердобско-Пугачёвской зоны отвечают определенные области развития, которые могут быть выделены в качестве Пугачёвской, Коптевской и Сердобской подзон.
Следует отметить, что возможность выделения этих подзон намечалась уже при составлении седиментационно-формацион-ных карт каверинской серии и татищевской свиты, а также сомовской серии и соколово-горской свиты (рис. 1, 2). Однако наиболее четко их границы определились в саратов-ско-пачелмском этапе геологического развития региона.
В целом же комплект охарактеризованных выше карт иллюстрирует седимента-ционно-формационные особенности формирования рифейских отложений Пачелм-ско-Саратовского авлакогена и отражает историю геологического развития региона в позднем протерозое.
Л и т е р а т у р а
1. Геология и нефтегазоносность рифейских и вендских отложений Волго-Уральской области / М. М. Алиев, С. Г. Морозов, И. Е. Постникова и др. - М.: Недра, 1977. - 157 с.
2. Геологические формации. - М.: Недра, 1982. - Т. 2. - 397 с.
3. Клевцова А. А. Авлакогены Русской платформы - очаги генерации углеводородов // Разведка и охрана недр. - 2000. - № 6. - С. 19-26.
4. Писаренко Ю. А. Тектоническая схема протерозой-верхнедевонского структурного этапа (PR-D3fm1) масштаба 1:1 000 000 // Завершающий отчет по проекту № 7.2-14/06. Граф. приложение № 31 / ФГУП НВНИИГГ. - Саратов, 2008 ф.
5. Результаты региональных геолого-геофизических работ на территории юго-восточной части Русский плиты и перспективы их дальнейшего проведения / Ю. А. Писаренко, В. Я. Воробьёв, О. В. Куколенко и др. // Геология нефти и газа. - 2011. - № 1. - С. 74-83.
6. Постникова И. Е. Додевонские отложения Рязано-Пачелмского прогиба и их аналоги в других частях Русской платформы и на Урале // Стратиграфические схемы палеозойских отложений (додевон). - М.: Гостоптехиздат, 1962. - С. 104-112.
7. Постникова И. Е. Корреляция разрезов верхнего докембрия западного склона Урала и Восточно-Европейской платформы // Бюл. МОИП. Отд. геол. - 1972. - Т. 47. - Вып. 5. - С. 86-102.
8. Структурная карта поверхности кристаллического фундамента масштаба 1 : 1 000 000 / Е. В. Постнова, Л. И. Сизинцева, С. В. Яцкевич и др. // Годовой отчет по договору № 142 36 36204. Граф. приложение № 3/ФГУП НВНИИГГ. - Саратов, 2005 ф.
9. К проблеме стратиграфии рифейских отложений Русской платформы / Л. Ф. Солонцов, Е. М. Аксёнов, В. А. Панченко, Н. Т. Поликарпова // ВИЭМС. Сер.7. - 1974. - Вып. 7. - С. 1-16.
10. Сухоруков В. И., Яцкевич С. В., Писаренко Ю. А. Актуализированная стратиграфическая схема рифейских отложений Пачелмско-Саратовского авлакогена // Недра Поволжья и Прикас-пия. - 2015. - Вып. 83. - С. 3-29.
11. Новые данные о строении и условиях накопления отложений рифея - раннего венда в Центрально-Русской системе авлакогенов / Т. Н. Хераскова, Ю. А. Волож, Н. К. Андреева, А. К. Воронцов и др. // Геологический вестник центральных районов России. - 2001. - № 1. - С. 10-22.
12. Яцкевич С. В. Стратиграфия рифейских отложений Саратовского Поволжья // Докл. АН СССР. Сер. геол. - 1970. - Т. 195. - С. 1183-1187.
13. Сухоруков В. И., Яцкевич С. В., Писаренко Ю. А. Актуализированная стратиграфическая схема рифейских отложений Пачелмско-Саратовского авлакогена // Недра Поволжья и Прикас-пия. - 2015. - Вып. 83.
14. Нефтегазоносные и перспективные комплексы центральных и восточных областей Русской платформы. Т. 1. Доордовикские отложения центральных и восточных областей Русской платформы / Иванова З. П., Веселовская М. М., Клевцова А. А. и др. - М.: Недра, 1969.
15. Хатьянов Ф. И. Расчленение Уральской складчатой области на платформенную и геосинклинальную зоны в свете геофизических данных // Докл. РАН СССР. - 1963. - Т. 150.
16. Яцкевич С. В., Сухоруков В. И. Ритмостратиграфия верхних рифейских отложений ДСЗ (по обобщенному разрезу параметрических скважин - 10 Пугачёвская и 3 Коптевская) // Недра Поволжья и Прикаспия. - 2015. - Вып. 84.
