Геодинамические условия формирования осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейского палеоконтинента

Тектоника, история геологического развития Восточно-Европейской платформы освещались в многочисленных работах, в том числе в трудах А.П. Карпинского, А.Д. Архангельского, А.П. Павлова, Н.С. Шатского, А.А. Богданова, М.В. Муратова, В.Е. Хаи-на. В последние десятилетия тектоника и нефте- газоносность Восточно-Европейской платформы и ее обрамления рассматривались Р.Г. Гарецким, В.Г. Ге-ценым, П. Зиглером, Л.П. Зоненшайном, Н.В. Ме-желовским, А.М. Никишиным, Н.К. Фортунатовой, В.Е. Хаиным, а также в работах [1–15]. Среди работ геологов-нефтяников изучению геологии и нефтегазоносности платформы посвящены труды Г.Х. Дикен- штейна, С.П. Максимова [5, 8, 10]. Геодинамический подход к тектоническому районированию ВосточноЕвропейской платформы изложен в работе [15].

При составлении карты тектонического районирования Восточно-Европейской платформы и сопредельных районов основное внимание было уделено выделению, характеристике структур чехла и связанных с ним осадочных бассейнов.

Для того чтобы раскрыть историю формирования бассейна, некоторые исследователи [9, 12] предлагают выделять палеобассейны. Авторы статьи предприняли попытку выяснить геодинамические условия образования палеобассейнов Восточно-Европейского палеоконтинента в отдельные интервалы рифей-кайнозойского времени.

Учитывая палеогеодинамические реконструкции [4, 6, 12, 14], предполагается, что имеются различия в формировании плитотектонических структур и обусловленных ими палеобассейнов в разных частях Восточно-Европейской платформы . Можно выделить три основных сектора: Восточный, Западный и Центральный , в пределах которых образование структур и палеобассейнов значительно различается. В ри-фее восточная и южная окраины палеоконтинента обрамлялись Доуральским и Палеоазиатским океанами, где толщи накапливались в условиях шельфа, континентального склона и подножия (рис. 1). В это же время в Центральном секторе установился режим рифтогенеза и преимущественно континентального осадконакопления, а в Западном — режим аккумуляции терригенного материала континентального и мелководно-морского осадконакопления, за исключением крайнего запада, где в среднем рифее возник палеоокеан Торнквиста [12]. В позднем венде к северо-западу от Восточно-Европейской платформы сформировался палеоокеан Япетус, на юге и западе продолжили развиваться палеоокеаны Палеоазиатский и Торнквиста, а в Центральном секторе в ряде авлакогенов и рифтов проявилась инверсия. Последующая геодинамическая эволюция также значительно отличалась. Однако российская часть Восточно-Европейской платформы приурочена в основном к Восточному и Центральному секторам.

На основе палеогеодинамических реконструкций и фациально-палеогеографических построений выделены основные палеобассейны, связанные с плитотектоническими структурами (рифтами, пассивными континентальными окраинами, орогенами столкновения плит, островными дугами и др.).

Наиболее ранний этап формирования осадочного чехла палеобассейнов Центрального и Восточного секторов Восточно-Европейской платформы связан с началом образования в раннем рифее континентальных рифтов, авлакогенов. Самым выраженным авлакогеном на краю платформы в это время являлся Калтасинский, где мощность осадочных пород пре- вышает 5 км. Подошва грабена выполнена песчаноалевролитовой, а кровля — морской доломитово-аргиллитовой толщами. Менее значительные площади распространения пород нижнего рифея отмечены во внутренней части платформы. Внутриплатформен-ные грабены заполнены континентальными терригенными и молассовыми породами.

Этап континентального рифтогенеза (внутрикон-тинентального — в центре платформы, окраинно-континентального — на востоке и северо-востоке) продолжился в среднем и позднем рифее . В это время зародились Пачелмский, Серноводско-Абдулинский, Казанско-Ка-жимский и другие рифты, расширилась площадь осадконакопления в Калтасинском авлакогене.

В венде рифты и авлакогены затухали, но начали формироваться пассивно-окраинные формации на востоке платформы и формации надрифтовых депрессий — на северо-западе.

В кембрии практически на всей площади платформы в осадочных бассейнах осадконакопление не происходило, за исключением северо-запада и юго-запада палеоконтинента, где в надрифтовых депрессиях и в пределах Львовского прогиба Украины отлагались породы морской кварцево-песчаниковой формации мощностью до 100 м [5, 8].

В ордовике – силуре вновь возродился рифтогенез и накапливались осадки как в центре, так и на востоке платформы. В пределах Тимано-Печорского блока они отлагались в условиях пассивной окраины.

В среднем и позднем девоне формировались пассивные континентальные окраины — Волго-Уральская, Предуральская, Эмбинская, Астраханская и др. К Волго-Уральской окраине, начиная с конца среднего девона и до перми , приближались и сталкивались с палеоконтинентом островные дуги. В результате Волго-Уральская окраина была деформирована, образовались Уральский ороген столкновения плит, Предуральский предорогенный прогиб, надвиги. В мезозое и кайнозое преобладали процессы изостазии и вертикальные тектонические движения, приведшие к расчленению упомянутых структур на разновеликие блоки земной коры.

На общем фоне геодинамической эволюции палеобассейнов Восточно-Европейской платформы и прилегающих районов образовывались нефтегазоносные (НГБ) и потенциально нефтегазоносные бассейны (ПНГБ), зоны нефтегазонакопления и месторождения УВ в том виде, в котором мы видим их сегодня. Например, Тимано-Печорский НГБ был сформирован из палеобассейнов в несколько этапов, каждому из которых свойственны накопление различных литолого-фациальных комплексов, образование объектов поиска УВ разных типов и др. (см. рис. 1).

Рассмотрим более подробно становление палеобассейнов, проанализировав условия формирования осадочного чехла в их пределах от рифея до кайнозоя.

Рис. 1. Взаимодействие Восточно-Европейского и Казахского палеоконтинентов (RF₂–Q)

Fig. 1. Coupling of East European and Kazakh paleocontinents (RF₂–Q)

Усл. обозначения к рис. 1

Legend for Fig. 1

• 1    — литосфера: а — континентальная, b — океаническая; 2 — границы плит: а — расхождения, b — скольжения, c — схождения (субдукция и обдукция); 3 — направление перемещения плит; 4 — континентальные рифты: а — внутриконтинентальные, b — окраинно-континентальные, c — инверсия в рифтах, d — надрифтовая депрессия; 5 — пассивные континентальные окраины и их структурно-геоморфологические зоны: а — шельф, b — склон и континентальное подножие, c — глубоководные котловины; 6 — орогены столкновения плит; 7 — направления сноса пород; 8 — островные дуги; 9 — основные глубинные разломы: а — швы столкновения, b — другие глубинные разломы (надвиги, разломы зон обдукции), c — глубинные сбросы; 10 — микроконтиненты; породы ( 11 – 13 ): 11 — различных структурных зон: а — платформенные (шельфовые), b — краевого прогиба, c — складчатые, например зилаирской свиты (фамен – ранний турне), образованные в окраинном море и др.; 12 — океанической коры (аллохтонные); 13 — рифтов и межрифтовых зон; 14 — размывы.

Основные этапы геодинамической эволюции: I (средний – поздний рифей) — континентального рифтогенеза: в пределах Тимана — внутриконтинентального, на востоке бассейна — окраинно-континентального; II (венд – ранний кембрий) — формирования пассивной окраины Восточно-Европейского и Казахского континентов, образования надрифтовых депрессий внутри континента; III (средний – поздний кембрий) — столкновения Восточно-Европейского континента и Зауральского микроконтинента; IV (ранний ордовик) — континентального рифтогенеза (до красноморской стадии); V–VII (средний ордовик – ранний девон) — формирования пассивной окраины Восточно-Европейского континента; VIII (ранний девон – начало среднего девона) — обдукции, столкновения Предураль-ской пассивной окраины Восточно-Европейского палеоконтинента с островными дугами; IX (средний девон) — рифтогенеза; X (поздний девон – ранний карбон (турне)) — формирования пассивной окраины Восточно-Европейского континента; XI (ранний карбон (визейско-серпуховский ярус)) — продолжения формирования пассивной окраины Восточно-Европейского континента; XII (средний – поздний карбон – ранний триас) — столкновения Восточно-Европейского и Казахского континентов; XIII (поздний триас – четвертичное время) — изостатического выравнивания

• 1    — lithosphere: а — continental, b — oceanic; 2 — plates boundaries: а — divergence, b — sliding, c — convergence (subduction and obduction); 3 — direction of plates movement; 4 — continental rifts: а — intracontinental, b — marginal continental, c — inversion in rifts, d — above-rift depression; 5 — passive continental margins and their structural and geomorphological zones: а — shelf, b — slope and continental rise, c — deepwater basins; 6 — orogens of plate collision; 7 — directions of rocks transportation; 8 — island arcs; 9 — major deep-seated faults: а — collision sutures, b — other deep-seated faults (thrusts, faults of obduction zones), c — deep-seated normal faults; 10 — microcontinents; rocks ( 11 – 13 ): 11 — different structural zones: а — platform (shelf), b — foredeep, c — folded, e.g., Zilairsky Fm (Famennian – Early Tournaisian), formed in the marginal sea, etc.; 12 — oceanic crust (allochthonous); 13 — rifts and interrift zones; 14 — erosions.

Main stages of geodynamic evolution: I (Middle – Late Riphean) — continental rifting: within Timan — intracontinental, in the East of the basin — marginal continental; II (Vendian – Early Cambrian) — formation of passive margin of the East European and Kazakh continents, formation of above-rift depressions within the continent; III (Middle – Late Cambrian) — collisions of East European and Trans-Urals microcontinent; IV (early Ordovician) — continental rifting (up to the Krasnomorsky stage); V–VII (Middle Ordovician – Early Devonian) — formation of the passive margin of the East European continent; VIII (Early Devonian – beginning of Middle Devonian) — obductions, collisions of the Pre-Urals passive margin of the East European continent with island arches; IX (Middle Devonian) — rifting; X (Late Devonian – Early Carboniferous (Tournaisian)) — formation of the passive margin of the East European continent; XI (Early Carboniferous (Visean-Serpukhovian stage)) — further formation of the passive margin of the East European continent; XII (Middle – Late Carboniferous – Early Triassic) — collisions of East European and Kazakh continents; XIII (Late Triassic – Quaternary time) — isostatic compensation

Рифей

Согласно данным палеогеодинамических исследований [4, 6, 12, 14, 15], в рифейское время существовал единый Восточно-Европейский палеоконтинент. Начало формирования осадочного чехла этого палеоконтинента относится ко времени накопления континентальной красноцветной терригенной толщи нижнего – среднего рифея (рис. 2). В это время возникли системы авлакогенов и континентальных рифтов внутри платформы и пассивных континентальных окраин.

В пределах Прикаспийского региона и Устюрта в рифее существовал мелководный эпиконтинентальный бассейн, в котором накапливались преимущественно терригенные осадки. Пачелмский рифт, продолжаясь в пределах Прикаспийского бассейна, по-видимому, соединялся с авлакогенами, развитыми на его территории, образуя рифтовую зону тройного сочленения (см. рис. 2 B).

Следующий этап формирования палеобассейнов осадочного чехла охватывает венд – ранний кембрий . На протяжении этого времени продолжал расширяться Прототимано-Доуральский палеоокеан

и происходило формирование пассивных окраин: Астраханской, Центрально-Устюртской, Аральской и Актюбинской, в пределах которых рифейские образования окраинно-континентальных рифтов перекрывались породами пассивно-окраинных формаций [14, 15].

Венд

В венде границы Восточно-Европейской платформы оставались прежними. Лишь на востоке, в пределах современного Урала, обособились отдельные острова. Осадконакопление в раннем венде продолжалось только в Пачелмском, Среднерусском и Прикаспийском надрифтовых прогибах (рис. 3 A, B).

Вторая половина ранневендского времени связана с таянием ледникового покрова и началом вулканической деятельности (см. рис. 3 B). Кратковременная трансгрессия эпиконтинентального моря в конце раннего венда завершилась перерывом в осадконакоплении.

В позднем венде произошла существенная перестройка структурного плана, выразившаяся в развитии обширных пологих и неглубоких Московской и

Рис. 2. Схемы строения осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (RF)

Fig. 2. Structural scheme of the paleobasins sedimentary cover in the East European Platform (RF)

Этапы континентального рифтогенеза: A —внутри платформы и пассивных континентальных окраин по ее периферии (RF1), B — окраинно-континентального рифтогенеза на ее востоке (RF2–3).

• 1    — внутреннее море, шельф (рифты, внутренняя зона пассивной окраины); 2 — континентальный склон (внешняя зона пассивной окраины); 3 — внутриконтинентальные рифты; 4 — окраинно-континентальные рифты; 5 — выходы на поверхность кристаллических пород фундамента: a — суша, b — суша, периодически заливаемая морем; 6 — складчатые области (суша); 7 — океаны; 8 — прогибы, надрифтовые депрессии: а — Камско-Кинельская система, b – другие прогибы, депрессии; 9 — выступы, поднятия; отложения ( 10 – 26 ): 10 — терригенные песчано-глинистые, 11 — глубоководные песчано-глинисто-алевритистые, 12 — карбонатные, 13 — сульфатно-карбонатные, 14 — глинисто-карбонатные, 15 — карбонатно-кремнисто-глинистые битуминозные, 16 — терригенные красноцветные и пестроцветные, 17 — терригенно-вулканогенные, 18 — карбонатно-терригенные, 19 — терригенные красноцветные и пестроцветные лагунно-континентальные молассовые, 20 — галогенные (соли), 21 — силицитовые битуминозные, 22 — вулканогенные, траппы, 23 — ледниковые, 24 — континентальные сероцветные угленосные песчано-глинистые молассовые, 25 — кислые вулканогенные (граниты рапакиви), 26 — карбонатно-глинистые; геохимическая специализация палеогеографических обстановок ( 27 – 30 ): 27 — бокситоносность, 28 — фосфоритоносность, 29 — меденосность, 30 — марганцевоносность; 31 — размывы и перерывы в осадконакоплении; 32 — выходы синхронных отложений в складчатых областях; границы Восточно-Европейской платформы ( 33 , 34 ): 33 — с учетом выходов кристаллических пород на поверхность, 34 — с учетом распространения кристаллического фундамента на глубине под краевыми прогибами, шарьяжами; мощности формаций, соответствующих этапам развития ( 35 , 36 ): 35 — данному, 36 — предшествующему; 37 — литологические колонки с мощностями отложений, м; 38 — государственная граница Российской Федерации; 39 — островные дуги; 40 — структуры; 41 — структуры обрамления Восточно-Европейской платформы

Усл. обозначения к рис. 2, продолжение

Legend for Fig. 2, cont.

Цифры в квадратах — впадины Предуральского краевого прогиба: 1 — Коротаихинская, 2 — Косью-Роговская, 3 — Большесынин-ская, 4 — Верхнепечорская, 5 — Соликамская, 6 — Юрюзано-Сылвенская, 7 — Бельская, 8 — Мраковская; 9 — Мезенская впадина, V (Московская синеклиза, PZ3–MZ), 10 — Вычегодский окраинно-континентальный прогиб (рифт); авлакогены: 11 — Пачелмский, RF (Рязано-Саратовский прогиб, PZ), 12 — Серноводско-Абдулинский, 13 — Казанско-Кажимский (Вятско-Кажимский); впадины: 14 — Мелекесская, 15 — Бузулукская, 16 — Прикаспийская, 17 — Камско-Бельская; 18 — Печоро-Колвинский рифт.

Цифры в кружках — авлакогены: 1 — Среднерусская система авлакогенов (1-1 — Солигаличский, 1-2 — Крестецкий), 2 — Подмосковный, 3 — Калтасинский; 4 — Камско-Бельский прогиб; прогибы во внутренних частях платформы: 5 — Ладожский с Пашским грабеном, 6 — Северо-Ботнический, 7 — Южно-Ботнический, 8 — Воже-Лачский, 9 — Юлово-Ишимский грабен, 10 — Онежская впадина, 11 — Волыно-Оршанский прогиб; прогибы внешних частей платформы: 12 — Волго-Уральский, 13 — Прикаспийский (RF?–PZ), 14 — Вислянско-Днестровский; 15 — Балтийская пассивная окраина, 16 — Пишский выступ, 17 — Подляско-Брестская впадина; прогибы: 18 — Львовско-Люблинский, 19 — Литовско-Латвийский, 20 — Нижневолжский; 21 — Московская синеклиза (MZ–KZ); антеклизы: 22 — Волго-Уральская, 23 — Воронежская; 24 — Припятско-Доно-Мангышлакская палеозойская рифтовая система, 25 — Днепровско-Донецкая рифтовая впадина; моноклизы: 26 — Волго-Камская, 27 — Волыно-Подольская; синеклизы: 28 — Польско-Литовская, 29 — Украинская, 30 — Прикаспийская (MZ–KZ); впадины: 31 — Московская (PZ), 32 — Сысольская и Верхнекамская; прогибы: 33 — Ульяновско-Саратовский, 34 — Причерноморский, 35 — Преддобруджинский, 36 — Предкарпатский краевой (внешняя зона), 37 — Центрально-Белорусская седловина, 38 — Кулойский выступ; 39 — Воронежско-Ставропольский свод, 40 — Татарско-Башкирский свод, 41 — Украинский щит, 42 — Белорусский свод, 43 — Датско-Польский прогиб, 44 — Келецко-Станиславское поднятие, 45 — Северо-Устюртский прогиб, 46 — Новоузенский прогиб, 47 — Каратонский прогиб, 48 — Промысловский прогиб, 49 — Южно-Мангышлакский прогиб, 50 — Среднекаспийская антеклиза, 51 — Кара-Богазский свод, 52 — Закавказско-Южно-Каспийский срединный массив, 53 — Сомхето-Кафанский прогиб, 54 — Анатолийско-Иранский срединный массив, 55 — Добруджинско-Тарханкутское поднятие, 56 — Крымско-Кавказский прогиб, 57 — Тиманская антеклиза, 58 — Балтийский прогиб, 59 — Эмбинско-Сагизский прогиб, 60 — Ставропольский свод, 61 — Печорская синеклиза, 62 — Датский прогиб, 63 — Чешско-Силезский свод, 64 — Трансильвано-Мол-давское поднятие, 65 — Ханты-Мансийская синеклиза, 66 — Ляпинский прогиб, 67 — Северо-Сосьвинский свод, 68 — Воронежский свод, 69 — Азово-Донецкое поднятие, 70 — Доно-Каспийское поднятие, 71 — Копетдагский прогиб, 72 — Бузачинское поднятие, 73 — Терский прогиб, 74 — Азово-Кубанский прогиб, 75 — Валахская впадина, 76 — Варандей-Адзьвинский рифт.

Структуры обрамления Восточно-Европейской платформы: А — Западно-Европейская плита, Б — Северо-Кавказская платформа (микроконтинент), В — Устюртский микроконтинент, Г — Каракумский микроконтинент, Д — Азиатский океан, Е — Прототимано-До-уральский океан, Ж — Тимано-Печорская плита, З — Восточно-Баренцевская платформа, И — Западно-Баренцевская платформа, К — бассейн Торнквиста, Л — Палеоазиатский (Скифский) океан, М — океан Ломоносова, Н — Финнмаркский океан, О — океан Торнквиста, Р — Уральский океан, С — Тимано-Печорско-Уральский ороген, Т — океан Япетус, У — Арктическо-Северо-Атлантический ороген, Ф — Печорский блок Баренции, Х — Зауральский микроконтинент, Ц — Крымско-Кавказский прогиб

Stages of continental rifting: A —inside the platform and passive continental margins along its periphery (RF1), B — East European Platform and marginal continental in the East (RF2–3).

1 — inland sea, shelf (rifts, inner zone of passive margin); 2 — continental slope (outer zone of passive margin); 3 — intracontinental rifts; 4 — marginal continental rifts; 5 — outcrops of crystalline rocks of Archean-Proterozoic basement: a — land, b — other onshore areas; 6 — folded areas (onshore); 7 — oceans; 8 — troughs, above-rift depressions: а — Kamsko-Kinel’sky system, b – other troughs, depressions; 9 — uplifts, highs; deposits ( 10 – 26 ): 10 — terrigenous sandy-argillaceous, 11 — deepwater sandy-argillaceous-silty, 12 — carbonate, 13 — sulphatecarbonate, 14 — argillaceous-carbonate, 15 — carbonate-siliceous-argillaceous bituminous, 16 — terrigenous red-coloured and variegated, 17 — terrigenous-volcanic, 18 — carbonate-terrigenous, 19 — terrigenous red-coloured and variegated lagoonal-continental molasse, 20 — halogen (salts), 21 — silicite bituminous, 22 — igneous, traprocks, 23 — glacial, 24 — continental grey-coloured coal-bearing sandy-argillaceous molasse, 25 — igneous acidic (rapakivi granite), 26 — carbonate-argillaceous; geochemical differentiation of paleogeographic settings ( 27 – 30 ): 27 — presence of bauxite, 28 — presence of phosphorite, 29 — presence of copper, 30 — presence of manganese; 31 — erosion and nonsequence; 32 — exposure of contemporaneous formations in folded areas; boundaries of the East European Platform ( 33 , 34 ): 33 — taking into account the crystalline rocks exposures, 34 — taking into account the crystalline basement occurrence at a depth below foredeeps, overthrusts; thickness of sequences corresponding to the stages of evolution ( 35 , 36 ): 35 — given, 36 — previous; 37 — lithological columns with thickness of deposits, м; 38 — State Border of the Russian Federation; 39 — island arch; 40 — structures; 41 — structures surrounding the East European Platform.

Numbers in the squares are the depressions of the Urals Foredeep: 1 — Korotaikhinsky, 2 — Kosju-Rogovsky, 3 — Bol’shesyninsky, 4 — Verkhnepechorsky, 5 — Solikamsky, 6 — Yuryuzano-Sylvensky, 7 — Bel’sky, 8 — Mrakovsky; 9 — Mezensky Depression, V (Moskovsky Syneclise, PZ3–MZ), 10 — Vychegodsky Trough of the continental margin (rift); aulacogens: 11 — Pachelmsky, RF (Ryazano-Saratovsky Trough, PZ), 12 — Sernovodsky-Abdulinsky, 13 — Kazansky-Kazhimsky (Vyatsko-Kazhimsky); depressions: 14 — Melekessky, 15 — Buzuluksky, 16 — Prikaspiisky, 17 — Kamsko-Bel’sky; 18 — Pechoro-Kolvinsky Rift.

Numbers in the circles are the aulacogens: 1 — Srednerussky system of aulacogens (1-1 — Soligalichsky, 1-2 — Krestetsky), 2 — Podmoskovny, 3 — Kaltasinsky; 4 — Kamsko-Bel’sky trough; troughs in the internal parts of the platform: 5 — Ladozhsky with Pashsky Graben, 6 — North Botnichesky, 7 — South Botnichesky, 8 — Vozhe-Lachsky, 9 — Yulovo-Ishimsky Graben, 10 — Onezhsky Depression, 11 — Volyno-Orshansky Trough; troughs in the external parts of the platform: 12 — Volga-Urals, 13 — Prikaspiisky (RF?–PZ), 14 — Vislyansko-Dnestrovsky; 15 — Baltiisky Passive Margin, 16 — Pishsky Uplift, 17 — Podlyasko-Brestsky Depression; troughs: 18 — L’vovsko-Lyublinsky, 19 — Litovsko-Latviisky, 20 — Nizhnevolzhsky; 21 — Moskovsky Syneclise (MZ–KZ); anteclises: 22 — Volgo-Ural’sky, 23 — Voronezhsky; 24 — Pripyatsky-Dono-Mangyshlaksky Palaeozoic system of rifts, 25 — Dneprovsky-Donetsky rift trough; monoclises: 26 — Volgo-Kamsky, 27 — Volyno-Podol’sky; syneclises: 28 — Pol’sko-Litovsky, 29 — Ukrainsky, 30 — Prikaspiisky (MZ–KZ); depressions: 31 — Moskovsky (PZ), 32 — Sysol’sky and Verkhnekamsky; troughs: 33 — Ul’yanovsko-Saratovsky, 34 — Prichernomorsky, 35 — Preddobrudzhinsky, 36 — Predkarpatsky Foredeep (outer zone), 37 — Central Belorussky Saddle, 38 — Kuloisky Uplift; 39 — Voronezhsko-Stavropol’sky Arch, 40 — Tatarsko-Bashkirsky Arch, 41 — Ukrainsky Shield, 42 — Belorussky Arch, 43 — Datsko-Pol’sky Trough, 44 — Keletsko-Stanislavsky High, 45 — North Ust’yurtsky Trough, 46 — Novouzensky Trough, 47 — Karatonsky Trough, 48 — Promyslovsky Trough, 49 — South Mangyshlaksky Trough, 50 — Srensekaspiisky Anteclise, 51 — Kara-Bogazsky Arch, 52 — Zakavkazsko-Yuzhno-Kaspiisky intermontaine space, 53 — Somkheto-Kafansky Trough, 54 — Anatoliisko-Iransky intermontaine space, 55 — Dobrudzhinsko-Tarkhankutsky High, 56 — Krymsko-Kavkazsky Trough, 57 — Timansky Anteclise, 58 — Baltiisky Trough, 59 — Embinsko-Sagizsky Trough, 60 — Stavropol’sky Arch, 61 — Pechorsky Syneclise, 62 — Datsky Trough, 63 — Cheshsko-Silezsky Arch, 64 —

Усл. обозначения к рис. 2, окончание

Legend for Fig. 2, end.

Transil’vano-Moldavsky High, 65 — Khanty-Mansiisky Syneclise, 66 — Lyapinsky Trough, 67 — North Sos’vinsky Arch, 68 — Voronezhsky Arch, 69 — Azovo-Donetsky High, 70 — Dono-Kaspiisky High, 71 — Kopetdagsky Trough, 72 — Buzachinsky High, 73 — Tersky Trough, 74 — Azovo-Kobansky Trough, 75 — Valakhsky Depression, 76 — Varandei-Adz’vinsky Rift.

Structures surrounding the East European Platform: А — West European Plate, Б — North Caucasus Platform (microcontinent), В — Ust’yurtsky microcontinent, Г — Karakumsky microcontinent, Д — Asean Ocean, Е — Protimano-Doural’sky Ocean, Ж — Timano-Pechorsky Plate, З — East Barentsevsky Platform, И — West Barentsevsky Platform, К — Tornquist Basin, Л — Paleoaziatsky (Skifsky) Ocean, М — Lomonosov Ocean, Н — Finnmarksky Ocean, О — Tornquist Ocean, Р — Ural’sky Ocean, С — Timano-Pechorsko-Ural’sky Orogen, Т — Yapetus Ocean, У — Arktichesko-Severo-Atlantichesky Orogen, Ф — Pechorsky Block of Barentsia, Х — Zaural’sky microcontinent, Ц — Krymsko-Kavkazsky Trough

Прикаспийской надрифтовых депрессий. В отличие от рифей-ранневендского поздневендский этап характеризуется распространением почти сплошного осадочного покрова (см. рис. 3 C). Морской бассейн протягивался от западных частей Московской синеклизы вдоль восточного края континента в пределы Прикаспийской впадины. В конце венда море во внутренней части платформы сохранилось лишь в центре Московской синеклизы (см. рис. 3 D).

Кембрий

Раннекембрийский этап образования осадочного чехла палеобассейнов связан с трансгрессией. Она охватила центральные части Московской и Прикаспийской надрифтовых депрессий. Раннекембрийская эпоха завершилась осушением территории и образованием кор выветривания (рис. 4 A).

В среднем – позднем кембрии произошли схождение плит и значительная перестройка структурного плана. Зауральский микроконтинент, существовавший внутри Прототимано-Доуральского палеоокеана, столкнулся с восточной окраиной Восточно-Европейского палеоконтинента. Вследствие этого образовалось складчатое сооружение, которое к ордовику было значительно пенепленизировано. В результате столкновения породы Актюбинской пассивной окраины были дислоцированы, образовав складчатую (восточную) и надвиговую (западную) зоны, разделенные швом столкновения плит.

Центральная часть Прикаспийской впадины на данном этапе, по-видимому, представляла собой крупную надрифтовую депрессию, ограниченную на юге Устюртским микроконтинентом, который, приблизившись к Восточно-Европейскому палеоконтиненту, столкнулся с ним. В результате досреднекем-брийский осадочный чехол здесь был деформирован, образовав складчатое основание либо переходный комплекс.

К началу среднекембрийской эпохи сформировались две крупные надрифтовые депрессии: Московская и Прикаспийская, разделенные сушей в пределах Украинского, Воронежского и Волго-Камского щитов. Относительно длительный континентальный перерыв вызвал значительную нивелировку рельефа суши. Структурный план территории определялся интенсивным погружением западных и южных районов палеоконтинента. В это время площадь

восточной части окраины палеоконтинента сильно увеличилась за счет присоединения к нему Зауральского палеомикроконтинента (см. рис. 4 B).

Ордовик – силур

В ордовике мелководный морской бассейн существовал на территории внутренней зоны Балтийской пассивной окраины и Московской надрифтовой депрессии, где накапливались преимущественно карбонатные осадки мощностью до 700 м.

В восточной части Восточно-Европейского палеоконтинента в пределах узкой зоны, прослеживающейся с севера на юг, в раннем ордовике в условиях аллювиальной равнины формировалась мощная толща красноцветных грубообломочных пород тре-мадокского яруса (рис. 5 A). В раннем ордовике от восточной окраины Восточно-Европейского континента отодвинулся Зауральский микроконтинент. Расхождение Зауральского палеомикроконтинента и Восточно-Европейского палеоконтинента сопровождалось образованием океанической коры и формированием нового более молодого Уральского океана.

В среднем ордовике на границе Восточно-Европейского палеоконтинента и Уральского океана возникла Губерлинская вулканическая островная дуга (Южный Урал). К западу от Губерлинской дуги располагалось окраинное море, в пределах которого накапливались терригенно-вулканогенные породы. Уральский палеоокеан в среднем ордовике продолжал расширяться. Предполагается, что ось спредин-га находилась в центре палеоокеана. На границе Прикаспийского региона и Устюртского микроконтинента в среднем ордовике возникло сводовое поднятие, в пределах которого усилия растяжения привели к разрыву коры и обрушению центральной части свода с образованием Эмбинской рифтовой зоны. На месте последней возник Устюртский пролив Уральского палеоокеана. На востоке и юго-западе Восточно-Европейского палеоконтинента в среднем ордовике продолжалось осадконакопление в условиях пассивной окраины.

В среднем – позднем ордовике в шельфовой зоне Восточно-Европейского палеоконтинента терригенное осадконакопление сменилось карбонатным (см. рис. 5 B). В восточной глубоководной зоне упомянутого континента происходило формирование вулканогенно-базальтового комплекса и терригенных

Рис. 3. Схемы строения осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (V)

Fig. 3. Structural scheme of the paleobasins sedimentary cover in the East European Platform (V)

Усл. обозначения к рис. 3

Legend for Fig. 3

Этапы формирования: бассейнов пассивных окраин по периферии Восточно-Европейского и Казахского континентов: A — V11, B — V12; бассейнов пассивных окраин Восточно-Европейского и Казахского континентов, образования надрифтовых депрессий внутри континента: C — V21, D — V22.

Усл. обозначения см. на рис. 2

Stages of formation: basins around the periphery of the passive margins of the East European and Kazakhsky continents A — V₁¹, B — V₁²; basins of the passive margins of the East European and Kazakhsky continents, formation of the above-rift depressions inside the continent: C — V 2 ¹, D — V 2 ².

For Legend see Fig. 2

Рис. 4. Схемы строения палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (Є)

Fig. 4. Structural scheme of paleobasins in the East European Platform (Є)

52°            56"            60"            64"            68"            72°             76°              80"                          52"            56°            60°            64°            68°            72°             76°              80"

Этапы: A — формирования надрифтовых депрессий на северо-западе палеоконтинента (Є1), B — cтолкновения Восточно-Европейского континента с Баренцевским, Зауральским, Устюртским, Северо-Кавказским микроконтинентами (Є1t–Є2).

Усл. обозначения см. на рис. 2

Stages: A — formation of the above-rift depressions in the north-west of the paleocontinent (Є1), B — collisions of East European continent with the Barentsevsky, Zaural’sly, Ust’yurtsky, North Kavkazsky microcontinents (Є1t–Є2).

For Legend see Fig. 2

образований. Таким образом, в предуральской части Восточно-Европейского палеоконтинента в ордовике могут быть выделены следующие геоморфологические зоны пассивной окраины: аллювиальная равнина, континентальный шельф, континентальный склон и его подножие, океаническое ложе. В пределах Губерлинской островной дуги Уральского палеоокеана в ордовикский период накапливались продукты толеитового и известково-щелочного вулканизма: базальты, андезиты, дациты, андезитодациты, а в пределах окраинного моря — терригенно-вулкано-

генные образования, представленные мелководными песчано-глинистыми отложениями и щелочными оливиновыми базальтами. На территории современных Прикаспийской впадины и Устюрта в ордовике существовал мелководный эпиконтинентальный палеобассейн, в котором накапливались терригенные и терригенно-карбонатные осадки. Зауральский микроконтинент в ордовике представлял собой крупный остров, окаймленный терригенными осадками пассивной окраины.

Рис. 5. Схемы строения палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (O–S)

Fig. 5. Structural scheme of paleobasins in the East European Platform (O–S)

Этапы формирования: A — континентального рифтогенеза (до красноморской стадии) (О1t–O1vl), B — пассивной окраины ВосточноЕвропейского континента, рифтогенеза на Тимано-Печорском тафрогене (O1lt–S2p).

Усл. обозначения см. на рис. 2

Stages of formation: A — continental rifting (up to Krasnomorsky Stage) (О1t–O1vl), B — passive margin of the East European continent, rifting on the Timano-Pechorsky taphrogen (O1lt–S2p).

For Legend see Fig. 2

Силур – девон

В силуре – раннем девоне южная часть Восточно-Европейского палеоконтинента имела достаточно сложное тектоническое строение. Структурный план здесь определялся погружением южных и восточных районов. В прогибание были вовлечены и центральные участки Московской надрифтовой депрессии. Северная и южная области седиментации разделялись обширной сушей Украинского, Воронежского щитов и Волго-Камского выступа. Территория Прикаспийской впадины в силуре представляла собой мелководный бассейн, где шло накопление в основном терригенных осадков (рис. 6 A, B).

Расширение акватории Уральского палеоокеана происходило в основном в силуре , и расстояние между Зауральским микроконтинентом и Восточно-Европейским континентом значительно увеличивалось. На севере Восточно-Европейского палеоконтинента в это время происходили коллизионные процессы крупного масштаба: сокращение коры в скандинавских каледонидах оценивается в 300–350 км [16].

По мере того как Уральский палеоокеан расширялся, происходило сокращение остаточного бассейна Доуральского палеоокеана за счет его поглощения Казахским палеоконтинентом. Кроме срединно-океанического хребта, раскрытие территории в силурийский период шло и в тылу Губерлинской островной дуги. В результате образовался достаточно широкий окраинный морской бассейн. Раскрытию окраинного бассейна в позднем ордовике предшествовал рифтинг. В результате рифтинга Губерлинская дуга расчленилась: одна ее часть осталась припаянной к континенту, другая дрейфовала в сторону раскрывающегося палеоокеана. Вследствие этого возникла новая островная дуга — Сакмарская.

На южной периферии Прикаспийской впадины в ордовике проявился рифтогенез, который в силуре достиг красноморской стадии. В последующем, вплоть до турнейского века, вдоль Восточно-Европейского палеоконтинента формировались Эмбин-ская, а вдоль Устюртского палеомикроконтинента — Мынсуалмасская пассивные окраины. Между ними

Рис. 6. Схемы строения осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (S–D)

Fig. 6. Structural schemes of sedimentary cover of paleobasins within the East European Platform (S–D)

Усл. обозначения к рис. 6

Legend for Fig. 6

Этапы формирования: A — пассивной окраины Восточно-Европейского континента на востоке и коллизии Лаврентии и Балтики (основная эпоха деформаций и метаморфизма скандинавских и польско-германских каледонид) на севере и западе, преобладание рифтогенеза на Тимано-Печорском тафрогене (S2p–D1d); B — пассивной окраины Восточно-Европейского континента, преобладание рифтогенеза на Тимано-Печорском тафрогене (D1d); С — пестроцветной континентальной формации на западе и юге платформы (D1km–D2ef); D — пассивных окраин, трансгрессии, рифтогенеза (D2ef–D2gv).

Усл. обозначения см. на рис. 2

Stages of formation: A — passive margin of the East European continent in the East and collision of Lavrentia and Baltic (main epoch of deformations and metamorphism of Scandinavian and Polsko-Germansky Caledonides) in the north and the west, predominance of rifting on the Timano-Pechorsky taphrogen (S2p–D1d); B — passive margin of the East European continent, predominance of rifting on the Timano-Pechorsky taphrogen (D1d); С — variegated continental formation in the west and the south of the platform (D1km–D2ef); D — passive margins, transgression, rifting (D2ef–D2gv).

For Legend see Fig. 2

возник Устюртский пролив Уральского палеоокеана, в пределах которого накапливались в основном глубоководные глинисто-кремнистые осадки. Одновременно с этим проявлялся базальтовый вулканизм. На востоке Прикаспия, в пределах пассивной окраины Восточно-Европейского палеоконтинента и Уральского палеоокеана, в раннем и среднем девоне зарождались и отмирали островные дуги.

Следующий этап развития Восточно-Европейской платформы — ранний – средний девон (ранний эйфель) — связан с вовлечением в прогибание обширных территорий Восточно-Европейского палеоконтинента. В это время сократились размеры областей размыва, которые в виде обособленных участков сохранились лишь в центральной части платформы и в пределах современных Башкирского, Кзылджарско-го сводов и Эмбинского поднятия. В целом рассматриваемый этап характеризуется распространением почти сплошного осадочного покрова. В пределах Прикаспийской впадины продолжал существовать мелководный морской бассейн, где накапливались терригенные осадки.

На вторую половину раннего девона и начало среднего девона (раннеэйфельский век) приходятся заложение в Уральском палеоокеане Ирендык-ской и Магнитогорской островных дуг и надвигание части силурийской океанической коры на край Восточно-Европейского палеоконтинента [4, 13]. Надвинутой на край палеоконтинента оказалась и Сакмарская островная дуга вместе с ее океаническим подножием. Вследствие этого вдоль зоны столкновения образовался ороген столкновения плит, отделенный от платформы предорогенным (краевым) прогибом. Вблизи горной системы накапливались грубообломочные образования, а в предорогенном прогибе — карбонатно-терригенные осадки. В ран-недевон-эйфельское время широко распространена континентальная пестроцветная гравийно-песчаная толща (D₁km–D₂ef). Она прослеживается в пределах Балтийской и Московской синеклиз, Латвийской седловины, Львовского прогиба, Днепровско-Донецкой, Верхнекамской впадин (см. рис. 6 C).

В среднем девоне (позднеэйфельско-живетское время) на Восточно-Европейской платформе происходила обширная трансгрессия, причем максималь- ное распространение она получила в живетском веке, когда море покрыло большую часть ее территории.

В центральной части бассейна существовали аридные условия и накапливались гипс, каменная соль, доломиты. В других районах преобладало терригенное и терригенно-карбонатное осадконакопление с широким развитием красноцветных континентальных и прибрежных образований [5]. В позднеэйфельско-живетское время после длительного перерыва возобновилось осадконакопление в пределах Припятско-Днепровско-Донецкого грабена. В это время здесь накопилась мощная толща переслаивающихся известняков, мергелей, алевролитов и глин, местами с включениями углей. На востоке платформы в пределах шельфовой зоны формировались терригенно-карбонатные комплексы с рифогенными фациями.

В позднеэйфельско-живетское время на Южном Урале накапливались глинисто-кремнистые осадки. Одновременно начал проявляться базальтовый вулканизм с образованием океанической коры. Здесь по-прежнему продолжали развиваться Ирендыкская и Магнитогорская островные дуги. Зауральский микроконтинент вместе с океанической корой вновь начали движение в сторону восточного края Восточно-Европейского континента. Наряду с этим происходило как раскрытие территории в тылу Ирендык-ской островной дуги с образованием окраинного Актюбинского моря, так и сближение Ирендыкской и Магнитогорской дуг [4, 14].

На юге Прикаспийской впадины за счет отодвигания Устюртского микроконтинента продолжал расширяться Устюртский пролив Уральского палеоокеана, в котором накапливались глинисто-кремнистые и вулканогенные образования. В начале среднего девона в пределах Прикаспийской впадины на месте рифейских авлакогенов, по-видимому, заложились линейные грабены, заполняющиеся осадочными и вулканогенными образованиями: Аралсорский, Кзылджарский и Центрально-Прикаспийский рифты. Последний, видимо, являлся основной зоной раздвигов в пределах Восточно-Европейского палеоконтинента, что обусловило отрыв от него Гурьевского палеомикроконтинента, а два первых служили трансформными ограничениями палеомикроконтинента.

В начальную стадию накопления глинисто-кар-бонатной толщи (эйфельский век) теплое море с богатой фауной проникло на платформу со стороны Уральского океана. В старооскольское время были втянуты в погружение южные склоны Волго-Уральской антеклизы, море проникло в зарождающийся Казанско-Кажимский прогиб, обособив выступы фундамента Волго-Уральской антеклизы (см. рис. 6 D).

Начавшееся в среднем девоне погружение Восточно-Европейского континента продолжалось с разной интенсивностью вплоть до конца турнейского века . Широкое развитие трансгрессии (дальнейшее расширение морского бассейна) захватило всю рассматриваемую территорию. В пределах Камско-Кинельской системы прогибов, Казанско-Кажимского и Радаевского прогибов в условиях некомпенсированного прогибания отложилась толща тонкослоистых темноокрашенных битуминозных известняков, обогащенных ОВ. На границах мелководных и глубоководных зон неоднократно возникали и длительно развивались органогенные водорослевые постройки. В краевых частях Камско-Кинельской системы прогибов они протягивались на сотни километров при ширине до 20 км. В Припятском прогибе накапливались сульфатно-карбонатные осадки, а в Днепровско-Донецком грабене — терригенно-карбонатные, галогенные, а также эффузивные и пирокластические породы.

Предполагается, что в Днепровском и Донецком палеобассейнах главная фаза рифтинга пришлась на поздний девон, а в карбоне эти бассейны испытали крупномасштабное погружение без значительного разломообразования [17]. При этом южнее, вдоль южного края Восточно-Европейской платформы, в карбоне – перми формировался ороген и, вероятно, южная часть платформы испытала деформацию сжатия. Если существовал широкий рифтовый бассейн, то во время регионального сжатия литосфера могла вдавливаться вниз, что и вызвало крупномасштабное погружение бассейна.

Прикаспийская впадина в среднем – позднем девоне, вероятно, была рифтовым палеобассейном [4, 17]. В позднем девоне (D3f) – карбоне – перми восточнее и южнее Прикаспийской впадины формировались орогены столкновения плит. Прикаспийский бассейн стал форландовым бассейном этих орогенов типа широкого предорогенного прогиба. По-види-мому, Прикаспий в это время находился в состоянии сжатия. Можно предполагать, что значительное каменноугольно-пермское погружение Прикаспийского бассейна было вызвано синкомпрессионным вдавливанием его литосферы вниз [4, 13].

Девон – пермь

В позднем девоне – раннем карбоне раскрытие Центрально-Прикаспийского рифта достигло красноморской стадии, образовался узкий глубокий залив Уральского палеоокеана, который отделил Гурьевский палеомикроконтинент от Восточно-Европейского континента. На периферии последнего в зоне отрыва образовались Карачаганакская, а на краю Гурьевского микроконтинента — Биикжальская пассивные окраины, в пределах которых накапливались карбонатные и глинисто-кремнистые осадки. С востока и запада микроконтинент ограничивался Аралсорской и Кзылджарской трансформными окраинами. В пределах Центрально-Прикаспийского рифта, вероятно, отлагалась мощная осадочно-вулканогенная толща, сложенная кремнисто-глинистыми образованиями и базальтами с подчиненными прослоями карбонатных пород. Предполагается, что рассматриваемая структура формировалась на начальном этапе (поздний девон – средний визе) в условиях расхождения, а с позднего визе и до ранней перми — в условиях схождения плит.

На Южном Урале при продолжающемся сближении Восточно-Европейского и Казахского континентов произошло столкновение Ирендыкской и Магнитогорской островных дуг, в результате чего Ирендыкская дуга частично перекрыла Магнитогорскую, а затем, вследствие надвигания Магнитогорской дуги на Зауральский микроконтинент, в его западной части сформировалось горно-складчатое сооружение.

Ороген столкновения Магнитогорской островной дуги с Зауральским палеомикроконтинетом интенсивно разрушался, а материал разрушения заполнял окраинное море, где в позднем девоне – раннем карбоне накопилась толща терригенных осадков зи-лаирской свиты.

Верхний девон – нижний карбон (турне) в пределах Восточно-Европейской платформы представлен терригенно-карбонатными отложениями. Граница развития различных типов разрезов формации проходит по западному краю зоны погружений, выраженной Казанско-Кажимским и Доно-Медведицким прогибами (рис. 7 A).

К концу раннего карбона океаническая кора Уральского океана была полностью поглощена и началось непосредственное столкновение Восточно-Европейского континента с Зауральским палеомикроконтинентом. В результате этой коллизии на Южном Урале практически не осталось океанического пространства между Зауральским микроконтинентом и Восточно-Европейским континентом, но оно сохранилось между Зауральским микроконтинентом и Казахским континентом.

В визейском веке морской бассейн существовал почти на всей территории Восточно-Европейского континента, за исключением сводовых частей Воронежского массива, Эмбинского поднятия и современных Мугоджар, которые являлись областями размыва.

Рис. 7. Схемы строения осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (D–P) Fig. 7. Structural schemes of sedimentary cover of paleobasins within the East European Platform (D–P)

Усл. обозначения к рис. 7

Legend for Fig. 7

Этапы: A — формирования Центрально-Прикаспийского рифта, пассивных окраин платформы (Биикжальской, Карачаганакской), Камско-Кинельской зоны некомпенсированного прогибания (D3–C1t); B — сокращения Уральского океана за счет столкновения островных дуг с Восточно-Европейским палеоконтинентом (C1v–P1ar); С — регрессии и образования сульфатно-карбонатных соленосных, терригенных красноцветных толщ (P2u–P2kz); D — воздымания платформы, континентального осадконакопления (P2t).

Усл. обозначения см. на рис. 2

Stages: A — formation of Central Prikaspiisky Rift, passive margins of the platform (Biikzhal’sky, Karachaganaksky), Kamsko-Kinel’sky zone of starved downwarping (D3–C1t); B — shrinkage of the Urals Ocean resulting from the collision of island arches with the East European paleocontinent (C1v–P1ar); С — regression and formation of sulphate-carbonate salt-bearing terrigenous red-coloured sequences (P2u–P2kz); D — platform upwarping, continental sedimentation (P2t).

For Legend see Fig. 2

На протяжении визейского века происходило сближение Казахского континента и окраины Восточно-Европейского палеоконтинента, к которой оказались припаянными Зауральский палеомикроконтинент с Магнитогорской островной дугой.

К середине визейского века Гурьевский, Устюртский и Зауральский палеомикроконтиненты (последний совместно с Магнитогорской островной дугой) соединились. Структуры их пассивных окраин были трансформированы, вследствие чего образовались протяженные поднятия, осложненные надвигами. Несколько позже, в позднем визе, к Устюртскому палеомикроконтиненту приблизился Каракумский палеомикроконтинент. В результате их столкновения Центрально-Устюртская пассивная окраина соединилась с микроконтинентами и образовались Мангышлакско-Центрально-Устюртская гряда и зона надвигов. В конце тульского времени визейского века началась трансгрессия моря на платформу со стороны Уральского океана, а уже в алексинское время оно заняло значительную часть ее территории. С этой трансгрессией связано накопление в палеобассейне мощной морской известняковой толщи.

В визейский век произошла смена фаций. Бокситово-угленосные толщи платформы сменились прибрежными и прибрежно-морскими отложениями (см. рис. 7 B). Урал являлся основным источником сноса осадочного материала.

В ранней перми в пределах Восточно-Европейского палеоконтинента продолжал существовать обширный, но мелководный палеобассейн, в последующем его размеры постепенно сокращались. На большей его части море имело повышенную соленость, вследствие чего осаждались доломитовые илы, гипс, соли. К северу и северо-востоку соленость воды снижалась и здесь отлагался карбонатно-терригенный комплекс. Особенно мощное соленакопление происходило в Прикаспийской впадине. Последняя узким проливом соединялась с Днепровско-Донецкой впадиной, где также осаждались сульфаты и соли большой мощности.

В раннепермское время произошло столкновение Восточно-Европейского палеоконтинента с Казахским континентом и Туранским микрокон-

тинентом, сопровождавшееся вздыманием всей территории и формированием горно-складчатого орогена столкновения плит. Это обусловило образование многочисленных шарьяжей на его периферии. Перед фронтом горного пояса возникла депрессия, заполнявшаяся флишеподобными осадками за счет привноса обломочного материала с растущих Уральских гор. На юго-западе в среднем карбоне – перми к Устюртско-Гурьевскому палеомикроконтиненту приблизился Северо-Кавказский и, очевидно, в раннепермскую эпоху произошло их столкновение [4, 14].

Таким образом, в результате указанного столкновения к началу кунгурского века завершилось формирование южного и юго-восточного полуколец горно-складчатого обрамления Прикаспийской впадины. Орогены здесь отгородили впадину от закрывающегося Уральского палеоокеана. Это способствовало интенсивному соленакоплению во впадине в кунгурский век.

Начало позднепермской эпохи ознаменовалось существенной перестройкой структурного плана большей части территории платформы и палеобассейнов в ее пределах. После перерыва в осадконакоплении началось накопление лагунно-континентальной и лагунно-морской толщ (см. рис. 7 С).

Начало общего погружения западных районов платформы в поздней перми вызвало проникновение в эти районы морской трансгрессии, которая началась после перерыва в осадконакоплении, длившегося со второй половины раннепермской эпохи до начала уфимского века. Конец пермского периода (татарский век) явился этапом воздымания платформы и континентального осадконакопления в палеобассейнах (см. рис. 7 D).

Триас – юра

В раннем триасе широко развита континентальная пестроцветная терригенная толща в пределах Московской синеклизы, Днепровско-Донецкой и Прикаспийской впадин (рис. 8 A).

К началу накопления континентальной пестроцветной толщи в раннем триасе большая часть территории платформы представляла собой области размыва. На юге к их числу относятся Днепров-

Рис. 8. Схемы строения осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (T–J) Fig. 8. Structural schemes of sedimentary cover of paleobasins within the East European Platform (T–J)

Усл. обозначения к рис. 8

Legend for Fig. 8

Этапы: A — континентального осадконакопления (Т1); B — континентального осадконакопления на востоке платформы и проникновения моря на западе и юге (Т3); C — трансгрессии на западе и юге внутренних морей, в центре платформы (J1–2); D — трансгрессии и образования континентальной окраины на западе платформы (J3).

Усл. обозначения см. на рис. 2

Stages: A — continental sedimentation (Т1); B — continental sedimentation in the east of the platform and sea ingress in the west and the south (Т3); C — transgressions in the west and the south of the inland seas, in the centre of the platform (J1–2); D — transgressions and formation of continental margin in the west of the platform (J3).

For Legend see Fig. 2

ско-Донецкая и Прикаспийская впадины. На северо-востоке платформы накопление осадков происходило в отдельных изолированных пресноводных бассейнах, приуроченных к структурам, унаследовано развивавшимся в позднепермскую эпоху, например Мезенская и северная часть Московской синеклизы. В краевых частях этой области, а также в восточной половине Прикаспийской впадины в раннем триасе накапливались преимущественно аллювиально-пролювиальные отложения. Характер изменения мощности осадочных толщ свидетельствует о том, что отрицательные структуры, в которых шло осадконакопление, имели довольно большие размеры, сложные очертания и сравнительно сглаженные формы рельефа.

Палеогеодинамические реконструкции плит и литолого-фациальный анализ в рифей-раннетриасо-вое время показали значительные отличия построений авторов статьи от традиционных. Так, существенные изменения внесены в модели формирования и седиментационных обстановок палеобассейнов на восточной окраине Восточно-Европейского палеоконтинента, где начиная со среднего ордовика до среднего девона включительно возникали островные дуги с задуговыми палеобассейнами окраинных морей, в пределах которых накапливались нефтегазоперспективные терригенные образования. В среднем девоне – раннем карбоне здесь же формировались орогены столкновения островных дуг и палеомикроконтинентов с окраиной Восточно-Европейского палеоконтинента. В результате образовывались палеобассейны предорогенных прогибов с осадочными толщами (преимущественно терригенно-карбонат-ными), благоприятными для нефтегазообразования и нефтегазонакопления [4, 6, 14]. Существенно изменились представления о седиментационной обстановке в пределах палеобассейнов Прикаспийской впадины. Здесь в позднем девоне – раннем карбоне произошло раскрытие Центрально-Прикаспийского рифта с образованием глубоководного залива Уральского палеоокеана, на периферии которого формировались пассивные окраины, образовавшие самостоятельные палеобассейны. В их пределах накапливались мощные толщи карбонатно-терригенных образований, а в зоне рифта прогнозируются глубоководные кремнисто-глинистые породы с базальтами и редкими включениями карбонатных пород.

Помимо этого, построения авторов статьи значительно изменили представления о размещении очагов генерации, направлениях миграции УВ, что существенно влияет на оценку перспектив нефтегазоносности в пределах палеобассейнов ВосточноЕвропейского палеоконтинента. Это позволило оценить ресурсы УВ, количество которых выросло примерно на 12 % [7].

В соответствии с плитотектонической моделью развития Прикаспийской впадины и ее обрамления можно сказать, что формирование верхнепалеозойского осадочного чехла происходило в нескольких гео-динамических обстановках: пассивных, трансформных континентальных палеоокраин, палеорифтовых зон, надрифтовых прогибов, орогенов столкновения плит и т. д.

В палеобассейнах пассивных окраин (ВолгоУральском, Тимано-Печорском, Прикаспийском) накапливались мощные карбонатные и терригенные нефтегазоматеринские толщи. Наиболее высоким генерационным потенциалом обладают отложения девона – нижней перми Карачаганакской, Биикжальской, Эмбинской, Актюбинской и других пассивных окраин, накопившиеся в пределах пале-оконтинентальных склонов, зон некомпенсированного осадконакопления на шельфе, а также породы Центрально-Прикаспийского рифта, формировавшиеся в глубоководных условиях [7, 15].

Следует подчеркнуть, что становление палеобассейнов в западной и восточной частях ВосточноЕвропейской платформы происходило по-разному. Возрастные границы позднепалеозойского этапа геодинамической эволюции и образования палеобассейнов на западе платформы и на остальной ее территории различны. В западных областях он начинался в конце раннего девона (кемеровское время) и закончился в карбоне, тогда как в центральных и восточных — в среднем девоне (эйфель) и раннем триасе соответственно . Осадочный чехол перми и раннего триаса на большей части платформы залегает с крупным стратиграфическим перерывом и резким угловым несогласием на толщах девон-раннекамен-ноугольного возраста и более древних образованиях. Для западных частей платформы характерно накопление континентальной терригенной (Р₁s–а), континентальной пестроцветной толщ.

В мезозое на фоне распада Пангеи, начиная с позднего триаса (см. рис. 8 B), структуры Восточно-Европейской платформы испытывают процессы изостазии на востоке, рифтогенеза — в центре, присоединения к ней палеомикроконтинентов — на юге, в пределах Северо-Кавказской платформы. В кайнозое процессы сжатия отмечены на западе платформы (Карпаты) [4, 14].

В пределах Восточно-Европейской платформы в среднетриасовую эпоху произошел перерыв в осадконакоплении палеобассейнов. Накопление осадочных толщ возобновилось в позднем триасе. Наиболее интенсивным оно было в палеобассейнах юго-востока платформы (см. рис. 8 A), где формировалась континентальная сероцветная песчано-глинистая толща (Т₃). Режим изостазии в ранней – средней юре продолжился, и очаги позднетриасового прогибания в палеобассейнах расширились (см. рис. 8 С). Чехол (J_1–2) представлен континентальной сероцветной угленосной песчано-глинистой толщей. В северо-западной части Донбасса в это время проявлялась вулканическая деятельность, что привело здесь к образованию вулканогенно-осадочной толщи.

В поздней юре произошло расширение трансгрессии. Море распространилось на платформу с севера из Арктического бассейна, со стороны западно-европейских бассейнов — через Польшу и Припятский прогиб и с юга — Кавказа. Морской бассейн в позднеюрскую эпоху занимал большую часть платформы. В палеобассейнах платформы к этому времени прекращается континентальное осадконакопление, накапливаются морские терригенно-кар-бонатные и лагунные пестроцветные отложения.

Морская терригенно-карбонатная толща (J3) включает прослои горючих сланцев. Она широко распространена в палеобассейнах платформы: Польско-Литовском, Вятско-Камском, Прикаспийском, Ульяновско-Саратовском (см. рис. 8 D).

В позднекимериджское время (поздняя юра) произошло поднятие южной части платформы, что связано с предтитонским столкновением плит в районе Кавказа. Морской режим осадконакопления в палеобассейнах сменился здесь лагунно-континентальным. В ряде палеобассейнов унаследованное погружение позднеюрских прогибов продолжалось и в меловое время (рис. 9).

Мел

В позднемеловое время расширение морской трансгрессии отмечено для палеобассейнов южной части платформы. Оно связано с активизацией тектонических движений в пределах Кавказского орогена. В это время в палеобассейнах накапливались морские толщи.

Глауконитово-кварцевая толща сохранилась от размыва только на восточном борту Прикаспийской впадины. После незначительного перерыва, продолжавшегося в течение маастрихт-датского времени, в палеобассейнах платформы началась новая трансгрессия. Она захватила значительно меньшую площадь, чем позднемеловая. В результате этой трансгрессии осадочный чехол палеобассейнов представлен в нижней части преимущественно карбонатными породами, а верхней — терригенными.

Заключение

Основные этапы формирования осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейского палеоконтинента обусловлены следующими геоди-намическими обстановками: рифтогенезом (RF_1–2); образованием надрифтовых депрессий, пассивных континентальных окраин (V); формированием орогенов столкновения плит, инверсией в палеобассейнах (Є); рифтогенезом и пассивными континентальными окраи нами (О–S); пассивными окраинами (D₁²–C₁); орогенами столкновения плит, инверсией (С₂–T₁); изостазией, расчленением палеобассейнов на блоки (Т₃–КZ).

В результате рассмотренной геодинамической эволюции был сформирован осадочный чехол палеобассейнов Восточно-Европейского палеоконтинента, явившийся основой современных Волго-Уральского, Прикаспийского, Тимано-Печорского, Балтийского, Донецко-Припятского, Предкавказского НГБ и Московского, Мезенского потенциальных НГБ. Их перспективы нефтегазоносности описаны в многочисленных работах, в том числе в [1, 3, 6-9, 13–15]. Добавим лишь, что модели строения палеобассейнов, базирующиеся на реконструкции геодинамического развития и анализе поэтапного плитотектонического строения, позволили по-новому оценить направление латеральной региональной и зональной миграции, масштабы нефтегазообразования в бассейнах Волго-Уральского НГБ, положение эпигенетично-нефтегазоносных комплексов в разрезе и плане, роль континентальных и океанических рифтов, генетическое соотношение газовых и жидких УВ, ряд других факторов, необходимых для переоценки ресурсов рассмотренных бассейнов [7, 15]. Зональная миграция сыграла решающую роль в перемещении нефти и формировании залежей в палеозойских отложениях палеобассейнов Волго-Уральского НГБ. При этом она связана в основном с Камско-Кинельской системой прогибов.

Основные процессы зональной латеральной миграции УВ Волго-Уральского НГБ, приведшие к их скоплениям, происходили в эйфельско-поздне-пермское время. В этот период были сформированы основные плитотектонические элементы палеосуббассейнов. В мезозой-кайнозойское время здесь преобладали процессы изостазии, расчленения ранее сформированных структур на серию блоков, преобладания вертикальных разломов. Основные пути перемещения УВ в это время связаны главным образом с разломами, что приводило к переформи-

Рис. 9. Схемы строения осадочного чехла палеобассейнов Восточно-Европейской платформы (К)

Fig. 9. Structural scheme of the paleobasins sedimentary cover in the East European Platform (К)

Этапы: A — трансгрессии (К1b–K1a), B (K1al–K2s), C (K2t–K2m) — трансгрессии и морского осадконакопления в южной половине платформы.

Усл. обозначения см. на рис. 2

Stages: A — transgression (К1b–K1a), B (K1al–K2s), C (K2t–K2m) — transgression and marine sedimentation in the southern half of the platform.

For Legend see Fig. 2

рованию залежей УВ, а в отдельных случаях к их разрушению.

Итогом анализа явились расчеты эмиграции нефти и газа, выполненные с учетом геодинамиче-ских критериев. Сравнение полученных результатов с прогнозной оценкой геологических ресурсов УВ (на 01.01.2009 г.), выполненной на основе традиционного принципа нефтегазогеологического районирования, показало, что объем аккумулированных УВ ВолгоУральского НГБ превышает подсчитанные геологи-

ческие ресурсы по нефти на 6,5 %, по газу — на 14 %. При этом по некоторым нефтегазоносным суббассейнам, из-за невозможности определения масштаба тектонического перекрытия автохтонного комплекса надвигами, величина аккумуляции УВ принята в соответствии с количественной оценкой ресурсов на 01.01.2009 г. Это означает, что изучение зоны перекрытия в будущем может привести к еще большему увеличению геологических ресурсов Волго-Уральского НГБ по сравнению с указанными выше.