Меню

Западно сибирская плита имеет фундамент



Западно сибирская плита имеет фундамент

Подавляющая часть плиты — низменная аккумулятивная равнина.

Мощность земной коры — от 40—45 км на окраинах Западно-Сибирской плиты до 30—40 км в большинстве ее внутренних районов и до 30—35 км в самой северной ее части. Еще больше (до 25—30 км) уменьшается к центру и северу плиты мощность
консолидированной части коры. В северных районах — поверхность М приподнята, скорости продольных волн — (6,3—7,2км/с) (кора субокеанического типа ?)
Плотность теплового потока на Западно-Сибирской плите превосходит таковую в
обрамляющих областях, составляя 50—60, а местами до 70—80 мВт/м2.

C Д В Метелкин В А Верниковский: Молодые эпипалеозойские плиты нa http://www.ggd.nsu.ru/resource/metod/RegGeolMetodich.pdf

Западно-Сибирская плита занимает территорию Западно-Сибирской низменности, выполненную мощными толщами осадочных пород.юга плита ограничена герцинскими и каледонскими складчатыми сооружениями
Алате-Саянской аккреционно-коллизионной области, с запада и северо-запада плиту
обрамляют позднепалеозойский складчатый пояс Урала, с востока — Сибирская
платформа и байкальские образования Енисейского кряжа, а с северо-востока
складчатые сооружения Таймыро-Североземельской области. На севере Западно-
Сибирская плита открывается в сторону океана и переходит в пассивную окраину,
которая большей частью является затопленной окраиной материковых структур. На
юго-западе, в районе Тургайской седловины, структуры Западно-Сибирская плиты
сочленяется с Туранским эпипалеозойским осадочным бассейном.
Плита имеет двухъярусное строение — разновозрастный (от докебрия до позднего
палеозоя) гетерогенный фундамент, обнажающийся в возвышенностях по обрамлению
низменности и несогласно перекрывающий его чехол, сложенный мезозойскими и
кайнозойскими осадками.
О взаимоотношениях и точной конфигурации различных структурных элементов
фундамента плиты нет единого мнения. Однако, совершенно ясно, что в основании
Западно-Сибирской плиты находят продолжение структуры ее обрамления.
Предполагается, что большая часть Западно-Сибирской низменности подстилается
верхнепалеозойскими комплексами, являющимися продолжениями Иртыш-3айсанской
и Томь-Колыванской складчатых зон. Их существование на глубине подтверждается
бурением в южной части Западно-Сибирской низменности, где под чехлом вскрыты
офиолиты, девонские и нижнекаменноугольные граувакковые отложения и лавы.
Достаточно надежно несколько полос офиолитовой ассоциации устанавливается также
в Зауралье. Здесь многими скважинами вскрыты гарцбургиты, верлиты, троктолиты,
дуниты и габбро-нориты, т.е. ультрабазитовые разности офиолитовой ассоциации.
Кроме того, офиолиты обнаружены в скважинах в районе Сургута и Нижневартовска.
Вышесказанное позволило выделить в строении фундамента Западно-Сибирской плиты
три офиолитовых пояса: Нижневартовско-Александровский, Зауральский и Западно-
Сургутский. Гипербазитам в пределах этих поясов сопутствуют кремнистые сланцы,
яшмы и граувакково-черносланцевые толщи в основном девонского возраста.
Ограничить офиолитовые пояса позволяют также тяготеющие к ним интенсивные
положительные магнитные аномалии. Позднепалеозойские коллизионные структуры
Иртыш-Зайсанской и Томь-Колыванской зон на севере, в районе Обской губы, как
предполагается, соединяются с близкими по возрасту складчатыми образованиями
внутренних зон Урала, обрамляя, таким образом Ханты-Мансийский древний массив.
Этот массив продолжает на север каледонские и более древние образования
Центрального Казахстана. Вскрытые там породы представлены кристаллическими
сланцами и гнейсами предположительно рифейского возраста, порядка 1000 — 1200 млн.
лет. На востоке от Томь-Колыванской зоны под чехлом Западно-Сибирской плиты
находят свое продолжение раннепалеозойские аккреционно-коллизионные и
островодужные комплексы Кузнецкого Алатау испытавшие сильнейшие деформации в
ордовике-силуре и погребенные структуры Минусинских наложенных впадин Алтае-
Саянской области. Основание самой восточной части плиты слагает вытянутая вдоль_ левобережья Енисея Приенисейская зона, являющаяся продолжение байкальских
складчатых структур Енисейского кряжа, а далее на север погруженный борт
Сибирской платформы, который сложен в этой части, судя по разрезам районов
Туруханска и Игарки, довольно мощным существенно карбонатным разрезом верхнего
докембрия, нижнего и среднего палеозоя. Наибольшие разногласия существуют по
поводу строения фундамента северной части Западно-Сибирской низменности,
скрытой под мощным чехлом осадков. Неясны взаимоотношения между погруженным
краем Сибирской платформы и герцинидами Урала. Согласно одним взглядам край
Сибирской платформы вряд ли проходит далеко на запад и кора в этой части имеет
субокеанический тип, согласно другим взглядам принято считать, что древний
докембрийский фундамент с палеозойским чехлом распространен под всей северной
частью Западно-Сибирской низменности вплоть до п-ова Ямал.
По данным ГСЗ, Западно-Сибирская низменность на большей своей части
подстилается континентальной корой. Ее мощность в целом составляет 43-46 км. в
западной части (продолжение Уральских структур), 39-43 км. под окраиной Сибирской
платформы, 36-37 км в центральной части. Таким образом наблюдается некоторое
сокращение мощности от периферии к центральной части низменности, где по
современным данным фиксируется достаточно типичная рифтогенная картина
глубинного строения с утонением континентальной коры. Как правило палеорифты
выражены впадинами глубиной до 2 км., которые ограничены сбросами. Они
достаточно надежно устанавливаются по геофизическим данным. Им свойственны
положительные гравитационные аномалии, соответствующие распространению в их
пределах тяжелых базальтовых пород. С грабенами ассоциирует и повышение
теплового потока по сравнению с его значениями за их пределами. Кроме того также
характерны четкие магнитные аномалии, вытянутые вдоль грабеновых структур. В
настоящее время в фундаменте Западно-Сибирской низменности прослеживается
несколько палеорифтовых систем. Это протяженные, вытянутые в субмеридиональном
направлении структуры, наиболее выраженным из которых является Колтогорско-
Уренгойский грабен, вытянутый практически через всю плиту, уходя в основание
Южно-Карской впадины Карского моря. От него косо к северо-западу отходит
Ямальский грабен. Оба грабена обычно объединяет в единую систему (Ямало-
Пуровский авлакоген). Вдоль восточного края Западно-Сибирской низменности
протягивается второй хорошо выраженный палеорифт — Худосеевский грабен. На
крайнем юго-западе низменности вблизи стыка с Уралом прослеживается выходы на
поверхность структур Челябинского грабена.
Грабены выполнены толщами (туринская и челябинская серии), среди которых,
с одной стороны, присутствуют контрастные вулканические серии (базальты близкие
по составу океаническим толеитам и субщелочные риолиты), а с другой—
конгломераты, образующие типичную грабеновую фацию. Временем формирования
этих структур, согласно современным данным считается поздняя пермь — триас.
Геохимические исследования вулканических серий выполняющих грабеновые
структуры свидетельствуют о том, что толеитовые и субщелочные базальты раннего
триаса являются полными геохимическими аналогами пород трапповой формации
Сибирской платформы. На синхронность начального этапа излияния траппов
Уренгойского и Норильского районов указывают выполненные в последнее время
палеомагнитные данные. Однако продолжительность траппового эпизода в истории
этих двух провинций, вероятно, различны. Предполагается, что вулканическая
деятельность в пределах Уренгойско-Колтогорского грабена Западно-Сибирской плиты
имела место в течении более длительного периода времени, что, вероятно, связано с
продолжительной генерацией здесь океанической коры. Идея о вероятном раскрытии
океанического ложа (Обского палеоокеана) впервые возникла при изучении данных
геофизических исследований: установлены характерные магнитные аномалии вдоль
простирания Колтогоро-Уренгойской системы грабенов. Гипотезу Обского палеоокеана
подтверждают имеющиеся палеомагнитные данные которые фиксируют расхождение
положения триасовых палеомагнитных полюсов Восточной Европы и Сибири.
Совпадение палеополюсов достигается эйлеровым поворотом Сибирского полюса
приблизительно на 15 градусов против часовой стрелке. Следовательно расхождение
полюсов может быть объяснено поворотом Сибири по отношению к Восточной Европе
по часовой стрелке при раскрытии океанического пространства. Время раскрытия
океана оценивается как 235-218 млн. лет., а величина раскрытия могла составить 270
км., при скорости спрединга порядка 1,6 см/год. К югу скорость спрединга, вероятно,
постепенно уменьшалась, в результате чего образовался океанический бассейн
клиновидной формы. С историей этого океана, вероятно, и связан начальный этап
формирование собственно комплексов чехла Западно-Сибирской плиты.
Самыми древними породами осадочного чехла являются нижнеюрские
отложения (тюменская свита и ее аналоги), выходящие на поверхность в краевых
частях плиты. Они резко несогласно перекрывают разновозрастные, гетерогенные
комплексы основания. В общем структурном плане плита представляет собой
огромную плоскую впадину или синформу с пологомоноклинальными западным,
южным и восточным крыльями, более погруженной внутренней — центральной частью и
наиболее опущенной северной частью. На фоне крупных тектонических элементов в
структуре собственно плитного комплекса вырисовывается множество более мелких
структурных форм — брахиформных, нередко коробчатых поднятий и прогибов,
флексур, отражающих длительно происходившие смещения блоков фундамента
относительно друг друга. Вверх по разрезу отчетливость этих форм и их относительные
амплитуды постепенно снижаются. Мощность осадочного чехла в южной
(приподнятой) части плиты не превышает 3 км., на севере низменности суммарная
мощность отложений чехла достигает 10 — 12 км. Полоса максимальных мощностей
приурочена к впадине над Колтогорско-Уренгойским грабеном. Отложения юры здесь
согласно залегают на мощной толще черных и серых аргиллитов, алевролитов и
песчаников среднего-позднего триаса. По своему строению разрез юрско-меловых и
кайнозойских отложений чехла Западно-сибирской плиты имеет исключительно
обломочный тип и характеризуется перемежаемостью мелководно-морских и
континентальных фаций, часты дельтовые осадки, отмечаются следы многочисленных
трансгрессий и регрессий, связанные с эвстатическими колебаниями уровня океана.
Подъем уровня моря отмечаются в поздней юре, раннем мелу, позднем мелу и эоцене-
среднем олигоцене. В это время возникали условия некомпенсированных бассейнов,
когда глубина моря могла достигать 700 м. и более. Так, например, это было в поздней
юре, когда отлагались богатые органическим веществом битуминозные глины
знаменитой баженовской свиты.
Таким образом, как было показано выше, формирование осадочного бассейна
Западной Сибири является следствием пермо-триасового рифтогенеза и
кратковременного спрединга с образованием ложа Обского палеоокеана. После
прекращения растяжения и отодвигания Сибири от Европы пространство между ними
стало опускаться вследствие охлаждении литосферы. В ходе развития, погружение
компенсировалось поступлением обломочного материала, так что ложе бассейна
постоянно находилось вблизи уровня моря. В общем случае Западно-Сибирский
бассейн является примером осадочного бассейна, возникшего на месте области с
прекратившимся рифтогенезом.

Мощность земной коры — от 40—45 км на окраинах Западно-Сибирской плиты до 35—40
км в большинстве ее внутренних районов и до 30—35 км в самой северной ее части. Еще
больше (до 25—30 км) уменьшается к центру и северу плиты мощность консолидированной части коры.

Читайте также:  Как правильно положить ленточный фундамент

В северных районах — поверхность М приподнята, скорости продольных волн — (6,3—7,2
км/с) (кора субокеанического типа ?) Плотность теплового потока на Западно-Сибирской плите превосходит таковую в обрамляющих областях, составляя 50—60, а местами до 70—80 мВт/м2.

Источник

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ФУНДАМЕНТА ПЛИТЫ

СТРАТИГРАФИЯ И МАГМАТИЗМ

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

В Приуральском регионе скважинами вскрыты крупные гранитные батолиты, получившие наименования по названиям разведочных площадей: Красногвардейский, Улугушский, Смоленский, Гришинский, Шаимский, Пунгинский, Березовский. Они сложены биотитовыми, биотит-амфиболовыми, амфиболовыми и двуслюдяными гранитами. Наиболее крупный из них (2000 км 2 ) –Красногвардейский, расположенный в пределах Камышловского поднятия, сложен гнейсовидными гранитоидами и окружен гнейсовой оторочкой.

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

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

В пределах Томской и Тюменской областей (Останинская, Мыльджинская, Средневасюганская, Колотушная, Верхнесалатская, Чарымовская, Гужихинская, Пуглалымская, Парбигская площади) широко распролстранена карбонатно-глинистая формация с фауной фораминифер фаменского и турнейского ярусов. Наиболее молодые отложения этой формации встречены в Средневасюганской скважине 1. Здесь возраст этих отложений определен по богатой фауне фораминифер, мшанок и губок башкирского яруса среднего карбона. Углы падения всех вскрытых пород палеозоя около 45 0 .

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

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

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

Читайте также:  Рекомендуемая глубина фундамента для одноэтажного дома

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

а)карбонатный (Верхне-Пурпейская площадь);

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Читайте также:  Разметка под фундамент схема

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

1. Офиолиты (базальты, яшмы) ордовикского возраста;

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

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

4. Карбонатные отложения девона и карбона;

5. Терригенные и терригенно-сланцевые отложения карбона;

8. Граниты (ранняя пермь);

9. Метаморфическое сланцевое обрамление гранитов.

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

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

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

7502 – 7324 м. Пачка 1. Чередование базальтов, туфов с дайками и силлами микродолеритов. Углы наклона слоев от 0 до 25 0 . Базальты зеленоватые, сургучно-красные, пятнистые, стекловатые и микролитовые, часто с амигдалоидными пустотами, выполненными кварцем, кальцитом и хлоритом. Туфы залегают в виде прослоев толщиной до 3 м, вулканические мелко- и крупнообломочные гематитизированные и аргиллитизированные.

7324 – 7258 м. Пачка 2. Туфы с прослоями аргиллитов. Туфы тонкообломочные, состоящие из обломков вулканического стекла базальтового состава, сцементированные кремнистым веществом, интенсивно аргиллитизированные, с тонкими прослойками микродолеритов. Углы наклона слоев 20 – 45 0 . В интервале 7309 – 7317 м выделен комплекс спор и пыльцы верхней перми-нижнего триаса.

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

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

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

6510 – 6426 м. Пачка 6. Чередование песчаников, аргиллитов, алевролитов и гравелитов. В верхней части пачки залегает пласт хлоритизированных и карбонатизированных базальтов. Песчаники серые, мелкозернистые, грауваккового сотава, местами с косой параллельной слоистостью, с одиночными гальками серых и темно-серых аргиллитов. Аргиллиты серые и темно-серые алевритистые с тонкой параллельной слоистостью. Углы наклона слоев 40-45 0 . Встречаются зеркала скольжения с плоскостью наклона 15 – 40 0 . На породах пачки горизонтально залегают отложения тампейского надгоризонта, в которых встречаются гальки серых аргиллитов, указывающих на наличие размыва и перерыва между базальтовым комплексом и платформенными отложениями тампейского надгоризонта. В нижней части пачки 6 в листоватых темно-серых аргиллитах С.И. Пуртовой определен спорово-пыльцевой комплекс индского яруса нижнего триаса. В этих же интервалах спорово-пыльцевые комплексы, выделенные А.И.Киричковой, датируются средним триасом.

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

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

Выше залегают породы заводоуковского надгоризонта ранне – среднеюрского возраста.

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

Источник