Тектоника

В монографической работе «Нефть и газ Западной Сибири» 1975 года, написанной А.Э.Конторовичем, И.И.Нестеровым, Ф.К.Салмановым, А.А.Трофимуком, Ю.Г.Эрвье, в составе фундамента выделено два структурных этажа. Нижний, складчатый, представлен глубоко метаморфизованными, сильно дислоцированными породами докембрия и палеозоя, прорванными интрузиями различного состава и возраста.

Между складчатым основанием и платформенным чехлом выделен комплекс отложений, занимающих промежуточное положение. Его авторы отнесли к верхнему этажу фундамента. В пределах Западно-Сибирской плиты они представлены эффузивными и эффузивно-осадочными толщами туринской и челябинской серий (Ростовцев, 1955).

При характеристике тектонического строения и стратиграфии фундамента ЗСП в вышеназванной монографии отправной точкой является положение о том, что складчатые области, обрамляющие Западно-Сибирскую плиту, постепенно погружаются под мезозойско-кайнозойский чехол и прослеживаются под ним на большие расстояния, образуя фундамент плиты. Исходя из этой предпосылки, авторы выделяют в фундаменте плиты складчатые системы разных периодов стабилизации. Отсюда вытекает вывод о гетерогенности фундамента.

Этот же принцип взят при характеристике фундамента плиты и в другой монографии, авторами которой являются В.С.Сурков и О.Г.Жеро (1981). В этой книге приведено много нового фактического материала, особенно в части, касающейся триасового рифтогенеза. Итак, авторы двух названных монографий, используя геологические и геофизические данные, выделяют в фундаменте ЗСП ряд разновозрастных складчатых систем (рис. 15).

Енисейская складчатая система байкальского возраста является самой древней в фундаменте плиты. Она протягивается широкой полосой вдоль восточной границы плиты от Восточного Саяна и Енисейского кряжа до Туруханской зоны. Система заложилась на коре континентального типа в результате дробления в раннем докембрии единого материка, включающего Русский и Сибирский древние кратоны. Енисейская складчатая система фундамента плиты ограничена с запада и востока глубинными разломами, фиксирующимися геофизическими методами.

В пределах байкалид фундамента авторы выделяют два древних массива : Верхнекетский, расположенный в юго-восточной части плиты, и Нядояхский – на севере Приенисейской зоны.

Салаирско-Кузнецкоалатауская складчатая система продолжает структуры Алтае-Саянской складчатой области, сформированные салаирским тектогенезом и погруженные под чехол юго-восточной части плиты. Эти складчатые структуры сложены докембрийскими и нижнепалеозойскими метаморфическими комплексами, образующими ряд блоковых выступов. Западной границей салаирид фундамента плиты считается Кузнецко-Алатауский, а восточной – Верхнекетский глубинные разломы.

Центрально-Казахстанская складчатая система каледонид слагает фундамент ЗСП в междуречье Тобола и Иртыша. Структурно-формационные зоны этой складчатой системы со всех сторон обтекают Кокчетавский массив. Тектоническое строение этого района осложняется системой разновозрастных древних блоков архейского и протерозойскго возраста, оказывавших влияние на развитие каледонид Центрально-Казахстанской складчатой системы.

Центрально-Западносибирская складчатая система слагает фундамент в центральной части плиты. На юге, в ее обрамлении, система представлена Калба-Нарымской и Томь-Колыванской складчатыми зонами.

Эта складчатая система была заложена в силуре или начале девона на коре континентального типа и в ранние периоды формирования была сложена преимущественно осадочными породами, которые в заключительную фазу герцинского тектогенеза были метасоматически переработаны и гранитизированы. Здесь глубокие скважины вскрыли в фундаменте метаморфические породы и метасоматические гранитоиды среднего палеозоя и вулканогенно-осадочные образования позднего палеозоя.

Несколько восточнее г.Ханты-Мансийска герциниды Центрально-Западносибирской складчатой системы по зоне глубинного разлома граничат с Уват-Хантымансийским срединным массивом байкальского возраста. В северной части герциниды Центрально-Западносибирской складчатой системы по краевому шву граничат с герцинидами Уральской складчатой системы.

Уральская складчатая система. В западной части плиты ее фундамент сложен погруженными под чехол герцинскими структурами Урала.

На северном продолжении Тагильского синклинория выделяется Ляпинский синклинорий, слагающий фундамент ЗСП. Эта структура образована девонскими и каменноуголными отложениями. По бортам ее развиты интрузии основного и ультраосновного состава.

В Восточно-Уральской мегантиклинорной зоне в пределах фундамента ЗСП выделяются Пелымский и Северо-Сосьвинский антиклинории. В их приосевой части буровыми скважинами вскрыты гранитные плутоны позднепалеозойского возраста и гнейсовые комплексы докембрийского возраста, а на крыльях – метаморфизованные эффузивно-осадочные комплексы ордовика и силура.

Грабен-рифты. В центральной части Западно-Сибирской плиты выделяются узкие линейные протяженные субмеридиональные структуры, названные грабен-рифтами (Сурков, Жеро, 1981). Они отражаются в гравитационных и магнитных полях интенсивными положительными аномалиями. На поверхности фундамента эти зоны выражены глубокими грабенообразными впадинами, в основании которых отсутствуют геосинклинальные складчатые комплексы и развиты интрузии основного состава (Конторович, Нестеров и др., 1975; Шаблинская, 1976). Геофизические расчеты, сделанные на основе плотностных характеристик, показывают, что эти грабен-рифты на всю мощность земной коры заполнены базитами и только в их верхней части имеется вулканогенно-осадочный покров (рис.17,18). Над рифтогенными структурами четко отмечено увеличение современного теплового потока на 0,1 мкал/ (с∙см²).

Время формирования грабен-рифтов – триасовое, поскольку они рассекают пермские образования и перекрываются юрскими осадками платформенного чехла. В их строении участвуют два структурно-формационных комплекса: комплекс основания (собственно рифтовый) и комплекс грабенов. Первый сложен интрузиями основного состава, второй – вулканогенно-осадочными и осадочными образованиями. Между этими двумя комплексами нет четко выраженной границы. Верхний комплекс постепенно сменяется юрскими осадками платформенного чехла.

Собственно рифтовый комплекс и вулканогенно-осадочная часть верхнего комплекса могут быть сопоставлены с нижнетриасовой туринской серией Зауралья, а существенно осадочная часть комплекса грабенов – с тампейской серией среднего-верхнего триаса.

Главной и крупнейшей структурой системы грабен-рифтов ЗСП является Колтогорско-Уренгойский грабен-рифт.

Завершая рассмотрение тектоники фундамента Западно – Сибирской плиты, следует кратко остановиться на одном принципиальном вопросе, связанным с понятием «тафрогенез». В стройной череде событий, характеризующих последовательное формирование геосинклиналей (Хаин, Михайлов, 1985) или складчатых подвижных поясов (Хаин, Ломизе, 1995), традиционно выделялась тафрогенная стадия их развития, в значительной степени разработанная тектонистами на основе уральского и западно-сибирского материала. Продукты тектогенеза этого типа, слагающие триасовые тощи, широко развиты на восточном склоне Урала и в фундаменте ЗСП. Едва ли павомерно относить эти образования к уралидам. Правильнее считать их результатом активизации фундамента Западно-Сибирской эпигерцинской платформы, в значительной мере сложенного уралидами. Пожалуй самым главным аргументом в пользу такого утверждения будет факт одновременного проявления рассеянного триасового рифтогенеза не только в фундаменте молодой Западно-Сибирской плиты, но и в древнем Сибирском кратоне, который также был подвергнут процессу мезозойской «неудавшейся океанизации».

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЧЕХЛА

ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ

Стратиграфия и геологическая история

В начале мезозойской эры уралиды в целом представляли собой молодую эпигерцинскую платформу. Тектонические события, протекающие в ее пределах, во многом совпадали с таковыми на Русской и Сибирской платформах, что подтверждает монолитность этих участков литосферы в триасовый период.

Так, в триасе древний Сибирский кратон испытывал режим активизации магматических процессов. Из глубоких трещин в земной коре изливалось колоссальное количество базальтовой лавы, которая, застывая в условиях суши, дала горные породы основного состава. Это знаменитые сибирские траппы, с которыми в районе г.Норильска генетически связаны месторождения меди, никеля и других металлов с уникальными запасами. Базальтовые покровы, весьма сходные с сибирскими траппами, обнаружены в уралидах, которые в этот период также испытывали активизацию тектонических движений и магматизма.

К этому же времени относится эпоха мощного угленакопления, которое охватило северную и западную части Сибирской платформы, а в пределах уралид бурыми углями заполнялись линейные отрицательные структуры - грабены. Мощность угленосных толщ триаса достигает 3-4 км, а отдельные угольные пласты в Челябинском грабене имеют мощность до 100 метров.

Линейные структуры триаса (грабены) особенно широко распространены в центральной части Западно-Сибирской плиты. В них практически отсутствует палеозойский фундамент. Его замещают интрузии основных пород и покровы базальтов триасового возраста, которые прослежены бурением и геофизическими наблюдениями на глубину более 1,5 километров. Над ними располагаются впадины глубиной около 1 километра, заполненные осадками юрского возраста. Таким образом, кровля магматических пород триаса (траппов) опущена относительно палеозойских бортов грабенов на 1-1,5 км (Сурков, Жеро, 1982).

Охарактеризованные структуры представляют собой зоны раскола фундамента, в которых некогда зияющие трещины заполнены затвердевшим базальтовым расплавом. Природа их рифтовая, а механизм образования подобен развитию осевых грабенов современных срединноокеанических хребтов. Грабен-рифтовые структуры интенсивно развивались в триасе, но они живы и в настоящее время, ибо в них зафиксирован повышенный тепловой поток.

Однако раскол плиты и последующий раздвиг образовавшихся бортов не достиг крупных масштабов и, соответственно, не привел к образованию нового океанического бассейна с возобновлением островодужных и последующих событий формирования мезозойской складчатой системы. Поэтому Западно-Сибирскую плиту М.Я.Рудкевич (1987) назвал «несостоявшимся океаном». Этот ученый полагал, что Пурский желоб возник над палеозойским рифтом, как долгоживущей структурой. Не исключено таким образом, что в палеозое в этой части планеты существовало два океана – Уральский с осью раздвига, проходящей вдоль современного Урала, и Западно-Сибирский, осью спрединга которого являлась структура, породившая в мезозое Пурский желоб.

При всей своей активности, триасовый рифтогенез плиты был рассеянным и носил континентальный характер, Об этом свидетельствует пыльца и споры наземных растений и обуглившиеся остатки древесины в осадочных породах, перемежающихся с пластовыми телами базальтов.

Не состоявшаяся «океанизация» Западно-Сибирской плиты в мезозойскую эру сыграла свою положительную роль в накоплении углеводородов в ее чехле, когда этот регион был залит мезозойским континентальным морем. В юрский и меловой периоды Пурский желоб являлся осью растяжения и прогиба фундамента плиты. Именно здесь, над желобом создавались относительно глубоководные условия, благоприятные для накопления нефтегазоматеринских пород богатых отмершей фауной. Повышенный тепловой поток в рифтогенных структурах способствовал переработке органического вещества в углеводороды. По выражению М.Я.Рудкевича, «неудавшиеся океаны потому и являются крупнейшими нефтегазоносными бассейнами, что их образование не состоялось».

Поскольку триасовый базальтовый вулканизм в уралидах по времени был синхронен с трапповым магматизмом Сибирской платформы, то можно предположить, что литосфера последней также подвергалась растяжению в этот период. Вероятно, полному разрыву континентальной коры в мезозое и образованию здесь океанической структуры помешали мощные напряжения сжатия, поступающие со стороны зарождающейся в это время Атлантики.

Касаясь палеогеографической обстановки триасового периода, необходимо отметить, что Урал и большая часть Западной Сибири в это время представляли собой слабо приподнятую довольно выровненную сушу. Складчатые, а затем и глыбове горы, сложенные уралидами, к этому времени уже разрушились и превратились в пенеплен. Континентальные водные бассейны существовали лишь на крайнем северо-востоке плиты и в наложенных впадинах триасовых грабенов. В последних происходила аккумуляция терригенного материала, сносимого с суши, излияние лав основного состава из трещинных вулканов, чередующееся с угленакоплением. Опускание дна грабенов происходило довольно быстро, вследствие чего на поверхности они занимались речными долинами, по которым происходил снос обломочного материала с бортов этих структур. Пышное развитие растительности привело к накоплению мощных залежей торфа в заболоченных участках. Впоследствии скопления торфа превратились в толщи бурого угля.

Триасовые отложения Западно-Сибирской плиты тектонистами относятся к промежуточному структурному этажу.

Одной из крупных грабенообразных структур триаса является Северо-Сосьвинский (Саранпаульский) грабен, развившийся на коре выветривания палеозойских пород Урала (рис.21). В позднетриасовое, юрское и меловое время в этой структуре образовались угленосные отложения, входящие в состав Сосьвинско-Салехардского буроугольного бассейна.

В послетриасовое время жизнь рифтогенных зон на территории уралид продолжалась, но рифтогенез был рассредоточенным. Он не сопровождался больше вулканизмом, но приводил к утонению земной коры, что вызывало ее прогибание. В результате этого в интервале времени от юры до палеогена в Западной Сибири существовала огромная по размерам морская впадина, в которой накапливались осадки платформенного чехла плиты (верхнего структурного этажа). Погружения касались и восточной периферии Урала, но большая часть осевой зоны этой страны в течение мезозоя и кайнозоя представляла собой сушу, поэтому послетриасовые осадки имеют здесь ничтожную мощность.

В общей сложности послетриасовый цикл осадконакопления в Западной Сибири длился более 190 млн лет. Естественно, что палеогеографические условия такого огромного промежутка времени не оставались постоянными. А.Э.Конторович, И.И.Нестеров и другие (1975) выделяют в пределах Западно-Сибирской плиты в юрский период семь основных этапов смены палеогеографической обстановки, а в меловой период – четырнадцать. В геттангский, синемюрский и плинсбахский века на юге и юго-западе Западно-Сибирской плиты существовала денудационная равнина, служившая областью сноса. Далее к северу она сменялась денудационно-аккумулятивной равниной, где накапливались озерно-аллювиальные песчано-глинистые осадки. На крайнем северо-востоке, как и в триасе, находился морской бассейн, к которому с юга, запада и юго-запада примыкала низменная денудационно-аккумулятивная равнина, периодически заливавшаяся морем. В это время на территории всего Западно-Сибирского региона был гумидный умеренно-теплый климат, поэтому здесь росли гинкгово-хвойные леса и теплолюбивые папоротниковые заросли. На северо-западе равнины располагалось много сфагновых болот.

Континентальные условия на большей части равнины сохранялись с тоарский и ааленский века. На северо-востоке продолжал существовать морской водоем, изолированный от арктического (бореального) бассейна. Прибрежные аккумулятивные равнины северной части территории периодически заливались морем. Морская фауна этого времени представлена главным образом угнетенными фораминиферами.

В байосском и батском веках началось прогибание Западно-Сибирской плиты и прилегающего к ней восточного склона Урала. Денудационная равнина сохранилась лишь на юге. Вся северная половина плиты, включая Среднее Приобье, представляла собой низменную и прибрежную аккумулятивную ранину, на территории которой накапливались глинистые (часто битуминозные) осадки. Влажный теплый климат в байосском веке господствовал лишь в западной и северо-восточной частях равнины, а в южном, центральном и юго-восточном районах появились признаки сухого (аридного) климата.

В южной части плиты послетриасовый цикл осадконакопления начинается заводоуковской серией, которая залегает на породах фундамента. Возраст заводоуковской серии – нижняя, средняя и низы верхней юры. В это время на территории юга Тюменской области в условиях денудационной равнины происходило отложение континентальных осадков, объединенных в тюменскую свиту. Во всех изученных разрезах тюменская свита сложена сероцветной угленосной толщей, в которую входят песчаники, алевролиты, аргиллиты с растительным детритом и тонкими пропластками бурого угля. В Заводоуковском районе на породах палеозоя залегает континентальная покровская свита песчаников, красноцветных глин с прослоями глинистых доломитов, являющаяся возрастным и генетическим аналогом тюменской свиты. Мощность тюменской и покровской свит на юге Тюменской области оценивается в 30-35 м.

В конце келловея (поздняя юра) в Западной Сибири наступила крупная трансгрессия северного бассейна, охватившая и территорию юга Тюменской области. Режим суши сохранился лишь в узкой полосе, обрамляющей морской бассейн со стороны Урала, Казахстана и Енисейского кряжа, где в это время располагалась низменная денудационно-аккумулятивная равнина. В районе Березово и Шаима в это время находился архипелаг островов. В конце оксфорда на юге произошла некоторая гумидизация климата. С этого времени в теплом юрском море происходило отложение морских осадков полудинской серии келловей-валанжинского возраста. (верхняя юра – нижний мел). Осадки полудинской серии на юге Западной Сибири входят в состав марьяновской и вогулкинской (абалакской) свит, представленных морскими глинами, алевролитами, песчаниками, известняками и мергелями.Мощность полудинской серии в пределах Тюменского района около 130 м.

Трансгрессия моря продолжалась в киммериджском и волжском веках, охватив всю территорию равнины. Площади суши остались лишь на западе, северо-западе, а также в виде узких полос вдоль современных границ плиты, за пределами Тюменской области. Центральная часть бассейна не успевала заполняться глинистыми осадками, сносимыми с суши, вследствие чего она значительно углубилась. Рельеф восточного склона Северного, Приполярного и Полярного Урала был дифференцированным за счет продолжающих жизнь грабенов и горстов. Влажный теплый климат способствовал развитию пышной растительности, за счет отмирания которой в юрских депрессиях формировались угленосные толщи (тольинская свита).

Палеогеографическая обстановка конца юрского периода сохранилась в берриасском и валанжинском веках раннего мела. Большая часть территории плиты была покрыта морем, за исключением узких полос ее обрамления. Территория Урала в течение всего мела оставалась приподнятой. На западном побережье климат был теплым и влажным (субтропическим). Температура не опускалась ниже 0⁰С даже зимой. Здесь произрастали теплолюбивые папоротники. На южном и юго-восточном побережьях господствовал сухой и жаркий климат.

В готеривский и барремский века наступила устойчивая регрессия моря, площадь которого сократилась более чем вдвое. Морские условия сохранились лишь в северной половине равнины. На северо-западе в это время существовала низменна аккумулятивная равнина. Вдоль Урала протягивалась более высокая страна, служившая источником сноса материала, а на юге и востоке в условиях низменной суши с субтропическим климатом происходило отложение осадков. Это отложения неокома, объединенные в саргатскую серию нижнего мела.

Саргатская серия представлена ахской, киялинской и черкашинской свитами, состоящими из глин, песчаников и алевролитов общей мощностью 50-75 м.

Новое наступление бореального бассейна произошло в аптском веке, когда было затоплено Среднее Приобье и Уватский район, а в альбском веке морской бассейн распространился до широты г.Тюмени и даже южнее. Этому отрезку времени соответствуют осадки покурской серии (конец аптского – начало сеноманского веков), представленной континентальными и мелководно-морскими осадками, входящими в состав уватской, покурской и викуловской свит. Отложения состоят из полимиктовых песчанников, алевритов и глин мощностью до 130 м.

В сеноманский век почти вся территория плиты испытывала поднятие, вследствие чего море покинуло ее. Мелководный бассейн сохранился лишь в западной части, вдоль Урала.

Следующая крупная трансгрессия моря произошла в туронский век. Как и в начале мела, суша существовала только вдоль границы плиты. Такая обстановка сохранялась с некоторыми изменениями до конца мелового периода, когда позднемеловое континентальное море Западно-Сибирской плиты соединялось с Туранским морем через Тургайский пролив. Последний возник в туроне, а в кампанский и маастрихтский века достигал наибольшей ширины. В это время происходил свободный обмен фауной Западно-Сибирского моря с южными морями.

В условиях этой крупной морской трансгрессии образовались осадки дербышинской серии (туронский век позднего мела - датский век палеогена). В южной части плиты в состав серии входят кузнецовская, березовская и ганькинская свиты. Первая сложена темно-серыми глинами и алевритами, вторая – опоковидными глинами и алевритами, третья – известковистыми глинами. Мощность отложений дербышинской серии в южной части плиты достигает 115 м.

Западно-Сибирское море позднего мела соединялось с Восточно-Европейским через проливы в северной части Урала. На уральском побережье в условиях теплого климата росли каштаны, платаны, дубы, масличные, папоротниковые и хвойные деревья. На южном побережье Западно-Сибирского моря, где климат достигал тропического, произрастали ильмовые, миртовые и платаны.

К югу от побережья, в глубине континента, существовали зоны с сухим жарким климатом. Там развивались ландшафты, похожие на современные тропические саванны с разреженными лесами и пышными оазисами в долинах рек. В конце мела тепло было по всей территории современной Западной Сибири. На севере Западно-Сибирской равнины среднегодовая температура достигала 14⁰С (Страхов, 1962). Тепло было даже на островах современной Арктики, где обнаружена богатая флора того времени.

В течение мелового времени на Урале продолжала интенсивно формироваться кора выветривания. За счет выщелачивания из нее окислов алюминия, железа и последующего отложения их в озерах и лагунах возникали месторождения бокситов и бурых железняков оолитового сложения. В условиях размыва коры выветривания магматических пород на Урале образовывались россыпи золота и платины, залежи каолиновых глин и чистых кварцевых песков.

В первой половине палеоцена Западно-Сибирский бассейн переместился на юг и приблизился к Уралу. В конце палеоцена западный берег моря максимально продвинулся на запад и достиг границы современного Главного Уральского хребта. Одновременно трансгрессия охватывает всю северную часть плиты, включая полуострова. Такая палеогеографическая обстановка сохранялась в эоцене и начале олигоцена. Во второй половине олигоцена произошла постепенная смена морского режима на континентальный, вследствие общего поднятия территории Урала, Зауралья и Западной Сибири. Континентальный режим продвигался с юга на север в течение длительного времени, постепенно завоевывая морские акватории. Море сменилось равнинной сушей, покрытой множеством пресных и солоноватых озер.

Соответственно палеогеографической обстановке в палеогене сформировались две толщи осадков. Нижняя толща морская и состоит гланым образом из глин, опок и диатомитов. Она выделена под названием называевской серии эоцена-олигоцена, сложенной рядом свит.

Нижняя граница этой серии достаточно четкая: она выражена контактом светлых, голубовато-серых глин датского яруса и темно-серых до черных с коричневым оттенком глин палеоцена, составляющих талицкую свиту. На юге Западно-Сибирской плиты отложения талицкой свиты часто отсутствуют. В этом случае на датских глинах лежат опоки, опоковидные глины и диатомиты эоцена, выделяемые в люлинворскую свиту, достигающую мощности 130 м. В основании слоя опок люлинворской свиты мощностью 60-80 м нередко присутствует пачка базальных песков мощностью 5-6 м. Вверх по разрезу опоки сменяются диатомитами и желто-серыми тонкослоистыми диатомовыми глинами толщиной до 100 м. Еще выше диатомовые глины постепенно сменяются бескремнистыми жирными, пластичными слоистыми или листоватыми глинами оливково-зеленого и зеленовато-серого цвета, в которых присутствуют прослои сидерита и линзы тонкозернистого песка. Это чеганская свита позднего эоцена – раннего олигоцена, мощность которой на юге достигает 150 м.

Разрезы чеганской (тавдинской) свиты всюду однотипны: зеленые и зеленовато-серые плитчатые жирные глины с тонкими (1-2 мм) прослоями и гнездами мелкозернистого песка и алеврита с включениями пирита и стяжениями глинистого сидерита. Содержание сидерита иногда достигает 50-70%. В минеральном составе легкой фракции глин преобладает кварц и полевой шпат с примесью слюды. Комплекс минералов тяжелой фракции постоянен: пирит, сидерит, магнетит, ильменит и эпидот.

Глины чеганской (тавдинской) свиты нижнего олигоцена покрывают плащом почти всю территорию Запрадно-Сибирской плиты. В ней найдены многочисленные остатки морских рыб, в том числе зубы акул. Разрез их вскрыт Кыштырлинским карьером возле пос. Винзили, на окраине Тюмени (рис.23). Стенки карьера сложены зеленоватыми тонкослоистыми, плотными плитчатыми глинами, содержащими большое количество сидеритовых стяжений. Глины чеганской свиты относятся к монтмориллонитовой группе и представлены бейделлитом.

По данным химического анализа чеганские глины, освобожденные от сидеритовых стяжений, содержат более 2 % щелочей (калия и натрия), около 3 % щелочных земель, 7 % железа. Они могут применяться для изготовления кирпича, керамзита, аглопорита.

Монтмориллонитовые глины обладают свойством сильно разбухать в воде, что обусловлено способностью кристаллической решетки монтмориллонита раздвигаться и вмещать жидкие вещества. На этом основаны очищающие и отбеливающие свойства монтмориллонитовых глин. Поэтому их используют в качестве сорбентов при очистке шерсти в сукновальном производстве, для очистки и осветления нефтяных продуктов, растительных масел, вин, пива, фруктовых соков, уксуса. Они – прекрасный очиститель сточных вод, в том числе радиоактивных. В последние годы монтмориллонитовые глины все чаще используются в косметике для очищения кожи.

При послойной документации геологического разреза в серии уступов Кыштырлинского карьера удалось установить следующие литологические особенности чеганской свиты.

В типичном своем виде чеганская свита представлена в карьере зеленовато-серыми глинами различных оттенков. Текстура глин тонкослоистая и тонкоплитчатая за счет тончайших прослоек и примазок слюдисто-кварцевого алеврита. На плоскостях наслоения местами алевритовый материал образует мелкие линзообразные скопления. Количество и мощность прослойков алеврита и тонкозернистого песка увеличивается вверх и вниз по разрезу. В низах свиты песчаные прослойки содержат примесь зеленого минерала – глауконита.

В толще глин встречаются желваки и линзы сидерита самой различной формы (рис.24). Преобладают круглые и овальные формы сидеритовых стяжений. Сидериты имеют внешнюю корочку, которая в обнажениях выглядит бурой, иногда фиолетово-бурой. Внутренняя часть стяжений сидерита имеет более светлые тона: желтоватые, розоватые, голубоватые и серые. Структура породы скрытокристаллическая. Содержание алевритовой примеси достигает 10 %. Довольно часто сидеритовые скопления содержат глинистый материал в количестве 25 % и более. В глинах также часты стяжения пирита и марказита.

В линзах сидерита часто наблюдаются богатые скопления фауны пелеципод и гастропод. Наиболее часто встречаются пелециподы (двустворчатые моллюски), родов Cardium, Unio, Mactra и гастроподы родов Turritella, Cerithium и Trochus. Иногда в местах караваеобразных скоплений сидерита встречаются банки пелеципод, состоящие из сотен раковин одного итого же рода (преимущественно рода Mactra).

Наблюдается четкая тенденция увеличения количества песчаных и алевритовых прослойков, а также их мощности в направлении к нижней части разреза, что указывает на вскрытие карьером почти полной мощности чеганской свиты, поскольку опесчанивание ее нижней части отмечали многие авторы (Захаров, 1968; Конторович, Нестеров, 1975 и др.).

Некоторые авторы (Сигов, 1969) отмечают увеличение количества и мощности прослойков алеврита и слюдисто-кварцевого песка в верхних частях свиты. В разрезе чеганских глин Кыштырлинского карьера не наблюдается такая тенденция, что может указывать на значительный эрозионный срез свиты в данном участке.

Поверхность чеганских глин в обнажениях очень характерна: вследствие периодического увлажнения, сменяющегося высыханием, глины превращаются в пухляки, содержащие стяжения сидерита с корочками лимонита.

Разрез называевской серии в северной части плиты (особенно в бассейне р.Пур) венчается корликовской свитой олигоцена, сложенной белыми и светло-серыми косослоистыми песками с галькой магматических пород. Отложения ее формировались в условиях сильно обмелевшего моря.

С морскими палеоцен – нижнеолигоценовыми отложениями связаны месторождения железных и марганцевых руд. Линзы и пласты бурых железняков арало-тургайского типа приурочены к древним руслам, сложенным песками и песчаниками. Таковы Лисаковское месторождение в Тургайском прогибе и Бакчарское в Западной Сибири.

После накопления глин чеганской свиты морской бассейн в Западной Сибири редуцируется и эта область превращается в систему крупных изолированных озерно-болотных впадин, где в средне- позднеолигоценовое время и в неогене отложились алевролито-песчано-глинистые осадки континентального типа. Средне-верхнеолигоценовые образования составляют некрасовскую серию, которая коррелируется с тургайской серией Казахстана. Отложения серии накапливались в озерных, озерно-болотных, озерно-аллювиальных условиях и представлены песками, алевритами, супесями и суглинками с прослоями лигнитов и остатками наземных растений. Они расчленяются на 4 горизонта: атлымский, новомихайловский, журавский и абросимовский.

Атлымский горизонт включает атлымскую и кутанбулакскую свиты, развитые на юге. На севере этот горизонт представлен нижней частью куртамышской свиты и средней частью корликовской свиты.

Атлымская свита, выделенная Н.К. Высоцким в 1896 г., имеет наибольшее распространение внутри атлымского горизонта, отсутствует лишь в краевых частях Западно-Сибирской плиты. Она согласно залегает на чеганской свите и перекрывается отложениями новомихайловской свиты. Русловый и дельтовый аллювий атлымской свиты представлен светло-серыми сахаровидными мелкозернистыми песками с редкими прослоями глин и лигнитизированной древесины. Мощность свиты до 80 м.

Кутанбулакская свита развита в юго-западной части плиты и в Тургайском прогибе. Она представлена песками с прослоями глин и алевритов, формировавшихся в условиях озерно-аллювиальной равнины. Мощность свиты около 30 м. Главным членом осадков этой свиты являются белые или светло-серые мелко- и тонкозернистые горизонтально-слоистые кварцевые или слюдисто-кварцевые пески, содержащие прослойки ильменита. Последние встречаются почти во всех разрезах свиты и могут служить маркирующим горизонтом. Пески иногда слагают всю толщину свиты, но чаще переслаиваются с алевритами, глинами и суглинками.

Новомихайловский горизонт включает новомихайловскую, чиликтинскую свиты, а также верхи куртамышской свиты и среднюю часть корликовской свиты.

Новомихайловская свита развита в западных, центральных и южных районах плиты. Она согласно залегает на породах атлымской свиты и перекрывается журавской свитой. Осадки, формировавшиеся в условиях озерно-аллювиальных равнин, представлены чередованием серых, буровато-серых глин со светло-серыми песками, прослоями бурых углей и лигнитов. В верхах свиты преобладают глины, в низах – пески и алевриты. Мощность свиты до 150 м.

Чиликтинская свита согласно залегает на кутанбулакской и развита на восточном склоне Урала, в Тюменском районе и Тургае. Свита сложена разными комплексами пород. На одних участках преобладают шоколадно-коричневые глины с прослоями серых песков, в других – белые и светло-серые кварцевые и полимиктовые пески с прослоями бурых глин.

Осадки вытягиваются полосами вдоль долинообразных понижений в поверхности морского олигоцена или образуют пятна среди гораздо более обширных полей распространения кутанбулакской свиты. Свита сложена чаще всего шоколадно-коричневыми глинами, реже светло-серыми, свинцово-серыми и черными глинами, переслаивающимися с тонкозернистыми слюдисто-кварцевыми песками. Мощность свиты составляет 10-20 м. Контакт свиты с чеганскими глинами всегда резкий, иногда подчеркнут слоем кварцевого гравия.

Взаимоотношения кутанбулакской и чиликтинской свит часто приобретают характер фаций.

В глинах чиликтинской свиты обнаружены остатки флоры среднего и верхнего олигоцена, в том числе отпечатки листьев деревьев листопадного типа.

В Тугулымском районе Свердловской области, в 50 км от г. Тюмени, карьер вскрывает верхнюю часть кутанбулакской свиты (рис.26,27).

В вертикальных стенках карьера хорошо виден типичный разрез озерно-аллювиальных отложений.

Палеогеографическая обстановка олигоценового времени на Урале и в Западной Сибири вполне соответствовала общей тектонической картине Земли в этот период. Континенты вступили тогда в неотектонический этап своей истории, который продолжается в настоящее время и характеризуется ростом эпиплатформенных горных сооружений (вторичных орогенов).

Климат палеогена на месте бывших уралид изменялся от жаркого в палеоцене и эоцене до умеренно-теплого и влажного в конце олигоценового времени, вследствие чего на приподнятых участках Урала продолжали образовываться коры выветривания, россыпи платины, золота, ильменита и циркона. Пески, обогащенные титановыми минералами, известны в Западной Сибири (кутанбулакская свита континентального олигоцена).

Неогеновые отложения впадин Урала и юга Западной Сибири представлены исключительно континентальными глинами и песками, свидетельствующими об отсутствии моря в пределах этой территории. В Западной Сибири они объединены в бурлинскую серию континентальных осадков, представленных неравномерным чередованием сероцветных песчано-глинистых пород с прослоями бурых углей и лигнитов.

В южной части плиты бурлинская серия представлена кочковским горизонтом, включающим кочковскую и кустанайскую свиты.

Кустанайская свита среднего и верхнего плиоцена распространена на юге Тобол-Ишимского междуречья в виде меридиональных полос шириной до 50 км. В основании свиты залегают озерно-аллювиальные пески синевато-серого, желто-бурого и серого цвета с прослоями гравия. Верхняя часть разреза представлена грязно-серыми, буроватыми, зеленовато-серыми глинами с гнездами алевритов и песков с известковыми конкрециями и железистыми бобовинами.

Северная половина Западно-Сибирской равнины в плиоцене была подвергнута обширной трансгрессии полярного бассейна, в результате которой отложилась мощная толща песков, алевритов, глин и диатомитов шурышкарской свиты с фауной фораминифер и моллюсков (Генералов, 1979). В южной половине равнины в это время в континентальных условиях отлагалась толща алевритов (павлодарская свита). Синхронно с плиоценовой трансгрессией полярного бассейна на Урале, Пай-Хое и Новой Земле прогрессировало оледенение.

Конец плиоцена – начало четвертичного периода ознаменовалось резким похолоданием климата, в связи с развитием оледенений. В это время полярный бассейн покрылся ледяным панцырем и стал Северным Ледовитым океаном.

С наступлением четвертичного периода продолжалось опускание области морских трансгрессий северной части Западно-Сибирской равнины, начатое в плиоцене. Оно вызвало ямальскую морскую трансгрессию (максимальная для неоген-четвертичного времени). В это время произошло отложение полуйской свиты раннего плейстоцена и казымской и салехардской свит среднего плейстоцена, состоящих из песков, супесей, суглинков и глин с включениями гальки кремнистых пород. В них обнаружены остатки холодолюбивой морской фауны пелеципод и радиолярий, свидетельствующие о низкой температуре воды бассейна.

Полуйская свита, лежащая с в основании ямальской серии, представлена супесями, суглинками и глинами мощностью до 60 м. Встречаются прослои валунно-галечного материала толщиной от десятков сантиметров до десятков метров, состоящего из кристаллических и осадочных пород. Свита имеет ледово-морской и ледниково-морской генезис.

Одновременно с ямальской трансгрессией моря в раннем плейстоцене с Урала двигались ледники шайтанского оледенения, отложившие моренный материал в ледниковой области, куда входят предгорья Урала и низовья р.Оби. Ледники соприкасались с водами ямальского бассейна и айсберги, откалывающиеся от края ледника, разносили крупнообломочный материал по всему северу равнины. При таянии плавающих льдов моренный материал отлагался на дне морского бассейна.

Отложения шайтанского ледника мощностью до 70 м состоят из плохо отсортированных валунных суглинков и супесей, широко представленных в бассейне Сев.Сосьвы, а также в низовьях Оби и Казыма. На востоке шайтанская морена известна в низовьях Енисея. Среди морены иногда встречаются водно-ледниковые отложения, состоящие из ленточных глин.

Основными палеогеографическими событиями среднего плейстоцена было тобольское межледниковье и самаровское максимальное оледенение. Отложения тобольского межледникового периода на севере представлены морскими осадками ямальской трансгрессии (казымская и салехардская свиты), которые к югу от зоны затопления (ледниковая область) фациально замещаются озерно-аллювиальными отложениями тобольской свиты (пески и суглинки).

Казымская свита накапливалась в спокойной морской среде, поскольку сложена хорошо отсортированными супесями, суглинками и песками с тонкой слоистостью. Крупнообломочный материал в составе свиты отсутствует. Видовой состав фораминифер и моллюсков свидетальствует о нормальной солености вод Бореального бассейна во время накопления осадков казымской свиты. Максимальная мощность свиты 9100 м) зафиксирована в низовьях р.Казым.

Салехардская свита, наряду с хорошо отсортированными тонкослоистыми глинами и алевритами, содержит мощные линзы и прослои мореноподобного материала. Обломочный материал в западной (приуральской) области состоит из гранитов, гнейсов, песчаников, кварцитов и кремнистых пород. В восточной части равнины в обломках преобладают базальты, долериты, диабазы и диориты (Лазуков, 1989). Свита содержит богатый комплекс фораминифер, морских моллюсков, диатомей и остракод. Мощность свиты до 220 м.

Тобольская свита представлена аллювием равнинных рек. Русловая фация сложена песками мощностью до 70 м с небольшими прослоями гравия и гальки. Пойменная отложения состоят из супесей, суглинков и алевритов мощностью до 30 м. В тобольских отложениях известны находки остатков млекопитающих (слона, носорога, лошади, лося, бизона и др.).

В южной части плиты А.П.Астапов (1973) выделяет смирновскую свиту плиоцена-плейстоцена, сформировавшуюся в условиях «озера-моря». Состав свиты: супеси, суглинки, алевриты.

Самаровское максимальное оледенение, наступившее вслед за тобольской «оттепелью», сопоставляется с днепровским оледенением Русской равнины. Ледники наступали двумя широкими языками: с северо-запада (со стороны Урала) и северо-востока (со стороны Таймыра и плато Путорана). Северо-восточный ледник достиг широты Сибирских Увалов, а уральский – широты г.Ханты-Мансийска. Севернее ледниковой области, как и во во ремя шайтанского оледенения, был залив холодного бореального бассейна с плавающими айсбергами. Ледник, продвигавшийся с Урала, запрудил р.Обь, образовав обширный подпрудный бассейн, воды которого с трудом пробивались в Северный Ледовитый океан. Еще южнее располагалась внеледниковая область.

В самаровское время, одновременно с мореной, в северном бассейне продолжали аккумулироваться осадки салехардской свиты (суглинки с галькой кремнистых пород), а южнее ледниковой области – подпрудно-озерные глины, сменяющиеся к югу озерно-аллювиальными суглинками, супесями и песками краснодубровской свиты. Континентальные отложения внеледниковой зоны самаровского времени объединяются под названием бахтинского надгоризонта, основу которого составляет сузгунская толща суглинков, супесей и песков. Г.И Лазуков (1989) относит к бахтинскому надгоризонту также все отложения самаровского ледника. Мощность самаровской морены на территории Белогорского материка достигает 200 м. Здесь валунные суглинки и супеси переслаиваются с водно-ледниковыми и озерно-ледниковыми осадками. Суглинки имеют разный цвет (серый, бурый, коричневый, черный). Водно-ледниковые и озерно-ледниковые осадки представлены среднезернистыми песками, суглинками, галечниками и ленточными глинами.

Некоторые исследователи, кроме самаровского ледникового горизонта, выделяют в среднем плейстоцене еще ширтинский и тазовский горизонты, соответствующие ширтинскому межледниковью и тазовскому оледенению. Однако, один из старейших исследователей плейстоцена Г.И.Лазуков (1989) полагает, что самаровский, ширтинский и тазовский горизонты являются единым сложнопостроенным надгоризонтом самаровского оледенения.

В позднеплейстоценовое время трансгрессии арктического бассейна еще дважды повторялись (казанцевская и каргинская), но они имели гораздо меньшие масштабы.

Между временем казанцевской и каргинской трансгрессий моря районы, прилегающие к Приполярному и Полярному Уралу, подвергались зырянскому оледенению. Ледники спускались также с гор Таймыра и плато Путорана. Средняя часть Севера Западно-Сибирской равнины оледенению не подвергалась. Здесь синхронно казанцевской трансгрессии происходило формирование четвертой надпойменной террасы рек.

После окончания зырянского оледенения происходило образование третьей и второй надпойменных террас синхронно каргинской морской трансгрессии, охватившей лишь самый север полуостровов.

В следующий этап антропогена сформировалась первая надпойменная терраса рек, синхронная сартанскому оледенению в горах.

Аллювий третьей надпойменной террасы среднечетвертичного возраста представлен разнозернистыми песками с гравием и галькой, песчанистыми и алевритистыми глинами серого цвета. Иногда песчано-гравийный материал сцементирован вязкими глинами желто-бурого цвета.

Аллювий второй надпойменной террасы среднечетвертичного возраста обнаруживает значительное непостоянство в литологическом отношении в разных частях площади. В западной части низы террасы представлены слюдистыми глинами серого цвета, иногда с буроватым оттенком с прослоями песков. В средней части разреза глины переслаиваются с песками, а верхи террасы представлены песками желтовато-бурого цвета с единичными гальками. В восточной части территории низы террасы сложены глинистыми песками, постепенно сменяющимися вверх по разрезу глинами. В глинах однородной массивной текстуры зеленовато-серого цвета повсеместно обнаруживается карбонатное вещество.

Аллювий первой надпойменной террасы среднечетвертичного возраста сложен карбонатными глинами зеленовато-серого цвета массивной текстуры. В верхней части разреза преобладают алевриты и тонкозернистые пески.

Аллювий современного возраста связан с формированием пойм.

Низы пойменной террасы р. Туры слагают тонкозернистые пески синевато-серого цвета с прослоями песчанистых глин. Выше по разрезу залегают желто-бурые разнозернистые пески. Завершают разрез поймы глины синевато-серого и темно-бурого цвета, обогащенного растительным детритом. Мощность отложений поймы 1-10 м.

В современную эпоху происходит постепенное опускание северной части Западно-Сибирской равнины, о чем свидетельствуют затопленные устья Байдараты, Оби, Таза и других северных рек.

Болотные отложения современного возраста покрывают значительную часть площади Западно-Сибирской равнины. Разрез их состоит из торфа, сапропеля, суглинков, песков, а также охристых и бобовых железных руд и карбонатной гажи.

Заканчивая рассмотрение последовательности геологических событий, происходивших на территории Тюменской области, обратим внимание читателей на два важных вопроса, имеющих немаловажное значение для расшифровки геологической истории этого региона.

Первый вопрос касается происхождения крупнообломочного материала в четвертичных осадках чехла Западно-Сибирской плиты, особенно часто встречающегося в отложениях ямальской серии плейстоцена и принимаемого некоторыми исследователями за ледниковые отложения. Проблемой проис-хождения грубообломочного материала в четвертичных осадках Западной Сибири долгое время занимался И.Л.Кузин. Приведем некоторые сведения, опубликованные этим исследователем на основе изучения кайнозойских отложений в Сибирских Увалах. В этом регионе И.Л.Кузин выделил сабунскую толщу позднемиоцен – раннеплиоценового возраста, подстилающую самую высокую поверхность выравнивания, соответствующую гипсометрическому уровню 200 м. Сабунская толща сложена морскими аркозовыми мелко- тонкозернистыми песками с прослоями грубозернистых горизонтальнослоистых песков. Мощность свиты достигает 100 м. Сабунская толща залегает на подстилающих отложениях с эрозионным размывом. В ней содержатся принесенные плавучими льдами крупные обломки размером до 2-3 м в поперечнике (рис.28). Их количество составляет в западной части Сибирских Увалов до 30%, а в центральной их части – до 1% от объема пород толщи. В обломках встречаются не только породы горного обрамления Западно-Сибирской равнины, но и опоки и опоковидные песчаники – продукты размыва диапиров, сложенных осадками палеогена и мела.

В среднем – позднем плиоцене, после накопления осадков сабунской толщи, произошло понижение базиса эрозии от отметок + 200-250 м до отметок – 200-250 м, в результате была выработана система переуглубленных речных долин, в которых осаждались в том числе продукты размыва сабунской толщи и корликовской свиты. Мелкообломочная часть выносилась за пределы региона, а грубообломочная образовала горизонт перлювия, накопившегося не только в самих долинах, но и на водоразделах.

В конце плиоцена – начале плейстоцена базис эрозии повысился до отметок + 120-140 м. Как следствие этого произошло заполнение переуглубленных долин морскими, озерными или речными осадками, которые перекрыли горизонт перлювия. По мнению И.Л.Кузина, его и принимают сторонники ледниковых эпох за морены.

Второй вопрос касается Уральских гор и звучит так: «Седой ли Урал?» Этим эпитетом часто пользуются экскурсоводы, имеющие, как правило, географическое образование и недостаточно хорошо разбирающиеся в процессах формирования горных систем. К этому привела практика выделения «молодых» и «древних» гор в 60-е годы ХХ века (Герасимов, Мещеряков, 1967). В результате в настоящее время многие географы полагают, что «древние» горы сохранились с ранних этапов развития Земли (даже с докембрия). Однако давно известно, что любая неровность рельефа на континентах разрушается в интервале времени от 5 до 25 млн лет. Поэтому весь рельеф континентов молодой. На суше нет мезозойского горного рельефа. Как первичные орогены (складчатые горы), так и вторичные орогены (глыбовые горы) имеют возраст, укладывающийся в рамки времени неотектонического этапа (от 30 млн лет до современности). Мезозойский горный рельеф на Земле сохранился лишь на дне океанов, где несравненно медленнее проходят экзогенные процессы, нивелирующие рельеф.

Таким образом, чтобы ответить на поставленный вопрос: «Седой ли Урал?», мы должны с одной стороны проследить историю формирования Урала как структурного подразделения литосферы, с другой стороны - как элемента рельефа Земли.

История становления горного рельефа Урала весьма длительна. Из раздела книги, посвященного формированию уралид, можно заключить, что она начинается с момента закрытия палеозойской океанической структуры.

В карбоне и начале перми уралиды пережили основной этап развития, который соответствует завершению герцинского тектоно-магматического цикла в глобальной систематике тектонических движений. В эту эпоху окончательного «захлопывания» океанического бассейна и гигантских надвигов островных дуг вместе с океаническим основанием на восточный край Русской платформы, была создана высокая складчатая горная страна, занимающая огромное пространство от современного Предуралья до Енисея. Однако горы того времени не сохранились. Они были разрушены денудационными процессами в течение нескольких миллионов лет и превращены в пенеплен – слабо всхолмленную равнину.

Во второй половине пермского периода территория Урала и Западной Сибири была подвергнута еще одному орогегнезу – глыбовому позднеконтинентальной (позднеорогенной в старой терминологии) стадии развития уралид. Виновниками этого орогенеза явились уже не горизонтальные, а вертикальные блоковые подвижки. В результате этого была вновь создана горная страна с альпийским рельефом. У западного подножья ее заложился предгорный прогиб, заполненный молассовыми отложениями, которые на Южном и Среднем Урале несут залежи каменных и калийных солей и нефти, а в северном сегменте – каменного угля (Печорский угольный бассейн). Глыбовые горы поздней перми ожидала та же участь, что и судьба складчатых гор. В позднепермское время в условиях пустынного жаркого климата, который способствовал денудации, вновь возникла равнина, среди которой возвышались невысокие остаточные холмы. Такой рельеф на территории уралид существовал в течение всего триаса.

Начиная с юрского времени уралиды разделились на две части: узкую полосу на западе (территория современного Урала) и широкую на востоке (территория современной Западно-Сибирской равнины). Западная часть уралид в течение всего юрско-олигоценового времени сохраняла тенденцию к умеренному поднятию, поэтому здесь господствовала слабо приподнятая суша. Восточная часть уралид, начиная с юры испытывала обратную тенденцию - к погружению, обусловленному рассеянным рифтогенезом. Поэтому на ее территории вплоть до палеогена существовала обстановка теплого континентального моря, в котором накапливались большие массы органики, превратившиеся впоследствии в залежи углеводородов.

Начиная с конца олигоцена восточная полоса уралид начинает воздыматься и сбрасывать с себя плащ континентального моря. Западная же часть уралид значительно ускоряет темп поднятия своей территории. С этого времени начинают расти современные Уральские горы, которые относятся к категории вторичных (эпиплатформенных) орогенов.

Поэтому, называя Урал «седым», нужно иметь ввиду, что этот эпитет относится лишь к древнему возрасту горных пород, слагающих этот «каменный пояс». Сами же горы (как элемент рельефа) современного Урала сравнительно молоды – им не более 30 млн лет.

Территория уралид поднимается и сейчас, но скорости воздымания западной и восточной их частей значительно различаются. Поэтому на западе сохраняется режим невысокой горной страны, а на широких восточных просторах с конца олигоцена развивается плоский рельеф Западно-Сибирской равнины.