Зависимость региональной стратиграфии от тектонических движений (на примере верхнего мела и палеогена Западной Сибири)

Вестник Томского государственного университета. 2013. № 366. С. 153-156

УДК 562:551.763

В.М. Подобина

ЗАВИСИМОСТЬ РЕГИОНАЛЬНОЙ СТРАТИГРАФИИ ОТ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ

В Западной Сибири выделяются разномасштабные и разнонаправленные тектонические движения, из которых движения 1-го порядка приводили к трансгрессиям и регрессиям, выпадению части образовавшихся осадков. В результате смены направления трансгрессий отсутствуют в разрезе средняя часть кампанского, датский и верхи приабонского ярусов. При движениях 2-го порядка и однонаправленных трансгрессиях выпадают из разреза слои небольшой мощности и появляются проливы. Колебательные движения 3-го порядка - некоторое сокращение или расширение бассейна.

Ключевые слова: стратиграфия; фораминиферовые зоны; тектонические движения; Западная Сибирь.

Исследования стратиграфических подразделений верхнего мела и палеогена Западной Сибири показали, что в этом регионе отсутствуют в разрезе некоторые стратоны. Подобное явление можно объяснить действием тектонических движений как на данный период времени, так и в другие геологические эпохи. Вертикальные тектонические движения были разнонаправленными (восходящими и нисходящими), а также разномасштабными. Движения значительного диапазона приводили к опусканию или поднятию почти всей территории Западной Сибири. Эти движения (эпейрогенические) могут быть отнесены к 1-му порядку, т.е. самые крупные и значительные в этом регионе. Во время трансгрессивных циклов накапливались осадочные породы, которые по литологии и микрофаунистическим данным отличались между собой по разрезу и латерали.

Восходящие тектонические движения приводили к поднятию территории Западной Сибири и разрушению выходящих на дневную поверхность образовавшихся ранее пород. Новая толща осадков под действием следующей трансгрессии ложилась на размытую поверхность предыдущих отложений. При этом часть стратонов, накопившихся ранее и затем разрушенных, из разреза выпадает. Однако, чтобы установить их отсутствие и образовавшееся скрытое стратиграфическое несогласие, необходимо проводить специальные исследования. Эти несогласия и выпадение некоторых стратонов из разреза наблюдаются неоднократно в верхнем мелу и палеогене Западной Сибири. Они выявлены в основном при изучении фораминиферовых зон и их корреляции с таковыми сопредельных регионов. При этих исследованиях доказано выпадение из разреза большей части кампанского, датского и приа-бонского ярусов. Отмечены по присутствию соответствующих комплексов фораминифер их самые нижние или верхние слои. К концу позднего мела и палеогена амплитуда тектонических движений постепенно возрастала, о чем свидетельствует увеличивающаяся мощность выпадающих из разреза стратонов. В неогене, как известно, Западная Сибирь превратилась в приподнятый континент. Накопление континентальных отложений неогена наблюдается в основном на юге в пределах широтновытянутой Омской впадины. В позднемеловую эпоху значительного размаха положительные тектонические движения достигли к началу кампанского века. Славгородская свита сантона - низов нижнего кампана - известна повсеместно в разрезе морских отложений всех районов Западной Сибири [1,

3, 4]. Позднекампан-маастрихтская

трансгрессия изменила свое направление - с юга через Тургайский пролив, который к этому времени был расширен и значительно углублен. Смена направления трансгрессий бореальной (сантон-раннекампанской) на южную (маастрихтскую) привела к выведению на дневную поверхность ранее образованных кампанских отложений, большая часть которых была разрушена процессами эрозии и денудации. Это скрытое стратиграфическое несогласие между сантонскими и маастрихтскими отложениями, соответствующее выпадению из разреза средней, большей части кампанского яруса, можно определить в основном по корреляции фораминиферовых зон Западной Сибири с таковыми Средней Азии (Казахстан) и Восточно-Европейской платформы.

В вышележащей ганькинской свите (верхи верхнего кампана - маастрихт), представленной глинами и алевролитами с примесью карбонатного материала, присутствуют секреционно-известковые фораминиферы трех фораминиферовых зон - нижняя Cibicidoides primus (верхи верхнего кампана); средняя - Spiroplectammina variabilis, Gaudryina rugosa spinulosa (нижний маастрихт) и верхняя - Spiroplectammina kasanzevi, Bulimi-na rosenkrantzi (верхний маастрихт). Аналоги кампан-ских фораминиферовых зон указанных сопредельных регионов - Cibicides temirensis, Brotzenella monterelensis, Globorotalites emdiensis (большая часть) - отсутствуют на этом стратиграфическом уровне в Западной Сибири.

В конце маастрихта (ганькинская свита) снова наблюдается изменение направления трансгрессии -южной на бореальную. Вследствие этого из разреза выпадает почти весь датский ярус: только остатки -самые нижние слои датского яруса - сохранились от размыва и прослеживаются в Омской впадине [2, 4, 10]. Здесь наблюдается формирование Бакчарского железорудного горизонта. Вышележащая талицкая свита палеоцена состоит из темно-серых, местами опоковид-ных глин и содержит уже в основном агглютинированные кварцево-кремнистые фораминиферы комплекса с Ammoscalaria friabilis. Но во всех окраинных мелководных районах в свите появляются совместно с агглютинированными секреционно-известковые форами-ниферы [2, 4]. Это наблюдается постоянно в зеландском ярусе (средний палеоцен, большая нижняя часть талицкой свиты). Изучая комплексы фораминифер в верхах талицкой свиты (танетский ярус, верхний палеоцен), видим отсутствие в этом регионе аналогов

самой верхней фораминиферовой зоны этого стратиграфического уровня. В сопредельных регионах это аналоги верхней зоны планктонных фораминифер юга России: Асагтта аеагтМа. В Зауралье в талицкой свите (верхние слои) известны планктонные форами-ниферы вида Асагтта &'иЬ&'ркавг1са совместно с агглютинированными верхнего палеоцена [5]. Поэтому можно сказать, что только верхняя зона Асагтгпа асаппа(а (верхний палеоцен) в Западной Сибири выпадает из разреза. Подобное явление объясняется некоторым подъемом территории Западной Сибири в конце палеоцена и выпадением из разреза его верхней форамини-феровой зоны. Нижняя подсвита люлинворской свиты начала эоцена отмечается темно-серыми или серыми опоками и опоковидными глинами. Возможно, образование подобных глин связано со значительным изме-

нением гидрологического режима бассейна, ранее в палеоцене благоприятного для жизни как форамини-фер, так и радиолярий. Здесь редко встречаются деформированные сахаристо-белого цвета бентосные фораминиферы, по которым пока трудно определить их стратиграфическое значение. Изменение направления бореальной трансгрессии здесь не наблюдается, но прослеживается стратиграфическое несогласие между верхним палеоценом и нижним эоценом за счет выпадения из разреза верхних слоев палеоцена (зона планктонных фораминифер Асагтта асагта(а; таблица). Следующая эоценовая трансгрессия, как указывалось, видимо, размыла часть предыдущих танетских отложений (верхи талицкой свиты), что привело к скрытому стратиграфическому несогласию [6, 8].

Корреляция между зонами планктонных и бентосных фораминифер палеоцена

И

И

а

о

и

ч

<

П

Подотдел Ярус

верхний танетский

средний зеландский

нижний датский

Зоны планктонных фораминифер

Тетический пояс Бореальный пояс

Berggren & Pearson [9] Униф. регион. вдрат. cхема, 2001 [8]

M. velascoensis Асаптпа acarinata

Ac. soldadoensis Gl. pseudomenardii

Acarinina subsphaerica АсатШпа з^зрИавпса

^оппа djanвnsis

Gl. pseudomenardii -P. variolata МогогоувПа conicotruncata

Igorina albeari

Igorina pusila МогогоувПа angulata

P. uncinata Асагшпа inconstans

Gl. compressa — Praemurica inconstans

Subbotina triloculinoides GloЪoconusa dauЪjвrgвnsis

P. pseudobulloides EugloЪigвrina taurica

P. eugubina & G. cretacea

Зоны и слои с бентосными фораминиферами Западной Сибири

Фораминиферовые зоны Слои с фораминиферами

Не встречены

Glomospira gordialiformis, Cibicidoides favorabilis Glomospira gordialiformis, Cyclammina coksuvorovae

Ammoscalaria friabilis Cibicidoides proprius Cyclammina coksuvorovae

Не встречены

Brotzenella praeacuta Bathysiphon nodosarieformis, Glomospira charoides

Нарастающая амплитуда положительных тектонических движений наблюдается к концу эоцена. К этому времени отмечается завершение формирования люлин-ворской свиты, представленной, кроме нижней подсви-ты, зеленовато-серыми, в разной степени опоковидны-ми глинами ее средней и верхней подсвит. В среднелюлинворской подсвите известны на юго-востоке среднеэоценовые комплексы известковых фо-раминифер [4]. В центральном и южном районах наиболее территориально распространенным является среднеэоценовый комплекс агглютинированных кварцево-кремнистых фораминифер с Оаийгутор818 &иЬ-Ъойпав одноименной зоны. К концу эоцена (верх-нелюлинворская подсвита) наблюдается сокращение трансгрессии и в отложениях этой подсвиты присутствуют в основном грубозернистые агглютинированные фораминиферы. Здесь установлена зона форами-нифер с ЬаЪго^ргга копа'(а. В самых верхних слоях подсвиты известны редкие обломки ожелезненных реофацид и гаплофрагмиидей - слои с комплексом Яв-орЪах dвntalinifoгmis, Я. ^иЪ/шч/огтг^'. Резкая смена направления трансгрессии бореальной эоценовой на южную тавдинскую (нижний олигоцен) привела к поднятию, выведению на дневную поверхность и разрушению верхних слоев эоцена (верхние слои верх-

нелюлинворской подсвиты). Поэтому здесь также существует скрытое стратиграфическое несогласие (между люлинворской и тавдинской свитами), амплитуда которого соответствует выпадению верхних форами-ниферовых зон эоцена, соответствующих, видимо, большей части приабонского яруса [6]. В вышележащей тавдинской свите установлена раннеолигоценовая зона фораминифер с CiЪicidoidвs psвudoungвгianus, Еуо1Шопопюп dвcoгatum [2, 4]. Тавдинская свита состоит из зеленовато-серых, местами ожелезненных с присыпками песчаного материала листоватых глин. Свита включает комплексы бентосных секреционно-известковых и планктонных фораминифер, по которым установлен ее возраст как раннеолигоценовый. Тав-динская южная трансгрессия по сравнению с предыдущей бореальной люлинворской была небольшой, так как распространилась примерно до широтного течения р. Обь. Бентосные и планктонные фораминиферы тав-динской свиты разнообразны и многочисленны на юге региона (п. Петухово) по сравнению с центральным и западным районами. В восточном районе тавдинская свита литологически изменена из-за увеличения содержания песчаного материала. Фораминиферы здесь пока не встречены. В видовом отношении форамини-феры указанного комплекса имеют сходство с ранне-

олигоценовыми видами Западной Европы и США [2]. В целом раннеолигоценовый бассейн (тавдинская свита) был мелководным и латерально небольшим, занимая западную половину региона, на севере распространялся до широтного течения р. Обь. Как указывалось, восточная половина Западной Сибири, по сравнению с западной, была тектонически более активной. Граница между ними совпадает с положением Колтогорско-Уренгойского рифта. На восточной половине проявление тектонических движений относится ко 2-му порядку, т.е. они соподчинены вертикальным движениям 1-го порядка, связанным с поднятиями и опусканиями всей территории Западной Сибири.

С конца раннего олигоцена (с латдорфского века), далее в среднем олигоцене (рюпельский век) и в верхнем олигоцене (хаттский век) в Западной Сибири из-за восходящих тектонических движений 1-го порядка образуется депрессионная область, в которой накапливаются свиты континентальных отложений (абросимов-ская, новомихайловская, журовская). С начала неогена под действием этих тектонических движений, как указывалось, возник западносибирский континент, на территории которого почти отсутствует осадконакопле-ние. Кроме высокоамплитудных, тектонических движений 1-го порядка, которые приводили к смене направления трансгрессий и поднятию континента (Западная Сибирь), существовали, как указывалось, соподчиненные тектонические движения 2-го порядка. Они влияли на сокращение или расширение размеров трансгрессий в отдельных районах Западной Сибири. Эти тектонические движения по-разному проявились в западной и восточной половинах региона. Об этом можно судить по литологии и встреченным форамини-ферам на разных стратиграфических уровнях. Если судить об этих событиях, нужно привести, к примеру, исследования по ипатовскому горизонту. В западной половине ему соответствуют серые плотные опоковид-ные глины седельниковской свиты (40-60 м мощности), включающие единичные грубозернистые, плохой сохранности агглютинированные кварцево-кремнистые фораминиферы (предположительно коньякский возраст). В восточной половине ипатовскому горизонту соответствует одноименная свита (пос. Пудино -Напас - мощность от 60 до 270 м). В свите преобладают рыхлые породы - серые пески и алевролиты. В самых верхах свиты прослеживается Нарымский железорудный горизонт, включающий позднеконьякский комплекс единичных секреционно-известковых фора-минифер коричневатого цвета с БвШаНпа Ъasiplanata, Б. tinвafoгmis [1, 3, 4]. Слои с этим комплексом на западе (скв. 23, п. Березово) коррелируются с отложениями, содержащими более обильный по видовому составу и количеству особей комплекс с БвШаНпа ШваАзгт-is, CiЪicidвs sandidgвi [3].

По-видимому, к концу формирования коньякских отложений (ипатовский горизонт) произошло некоторое обмеление бассейна, чему способствовало формирование в восточной половине Западной Сибири (восточный район) Нарымского железорудного горизонта. Это нижний горизонт Бакчарского железорудного месторождения. Вышележащие три железорудных горизонта этого месторождения - Колпашевский, Бакчар-

ский и Тымский - соответствуют времени обмеления славгородского (кампанский ярус), ганькинского (датский ярус) и люлинворского (приабонский ярус) бассейнов. Железорудные горизонты верхов указанных свит формировались в восточной половине Западной Сибири.

Тектонические движения 2-го порядка, проявившиеся более активно в восточной половине региона, привели к большему размыву ранее накопившихся пород. Например, здесь выпадает из разреза не только датский ярус, но и почти вся верхняя зона маастрихта - 8р^ горк^аттта kasanzвvi, ВЫШта гosвnkгantzi верхнего маастрихта. В обмелевших раннекампанском, зеландском и танетском бассейнах восточной половины Западной Сибири преобладали в основном сравнительно примитивные фораминиферы с агглютинированной стенкой чаще сахаристо-белого цвета. В этой же восточной половине (восточный район) на границе люлинворской и тавдинской свит отмечен Тымский железорудный горизонт, среди пород которого встречаются прослои глауконитовых алевролитов и песчаников, включающих обломки реофацид и гаплофрагмиидей.

Можно привести еще ряд примеров как по литологии, так и микрофауне, подтверждающих активное проявление тектонических движений 2-го порядка в восточной половине Западной Сибири.

Необходимо отметить, что в разрезах скважин центрального района (меридиональное течение р. Васюган, восточнее Каймысовского свода) в зеленовато-серых глинах верхней подсвиты люлинворской свиты (верхний эоцен) появился в одном разрезе (скв. 3,

гл. 377,0 м) характерный для среднего эоцена Казахстана комплекс фораминифер с ТвхШапа Ш^ака. Этот комплекс в Западной Сибири ранее нигде не встречен. На данном стратиграфическом уровне повсеместно распространены агглютинированные кварцевокремнистые фораминиферы верхнеэоценовой зоны LaЪгospiгa honвsta. Комплекс с ТвхЫапа tuгgaica может быть отнесен к реккурентной микрофауне, появившейся в одном разрезе района меридионального течения р. Васюган на более высоком стратиграфическом уровне (верхний эоцен) по сравнению с его среднеэоценовым положением на юге Тургайского пролива. В восточной и западной половинах Западной Сибири, как указывалось, подобная реккурентная микрофауна ранее не была обнаружена [2, 4].

Под действием тектонических движений 2-го порядка открывались и исчезали в разное время проливы, соединяющие западносибирский бассейн с соседними морями. Из них постоянным в верхнем мелу и палеогене был Тургайский пролив, расширяющийся и более углубленный во время туронской, сантонской, маастрихтской, люлинворской и раннеолигоценовой трансгрессий. По данным фораминифер, их сходства с таковыми сопредельных бассейнов, нам известны временно существовавшие проливы на Урале и в других районах Западной Сибири. Но особый интерес представляет Приенисейский пролив, образовавшийся в позднем сеномане, когда почти вся Западная Сибирь была континентом. Благодаря этому проливу форами-ниферы позднесеноманского комплекса с Gaudгyinopsis nanushukвnsis вlongatus (зона Тго^аттта wвttвгi Ы-mida, Vвгnвuilinoidвs kansasвnsis) появились на юго-

востоке этого региона (скв. Е-150, окрестности г. Се-верска). В сантонское время на юго-востоке образовался Мариинский пролив, по которому из Казахстанского в Западносибирский бассейн мигрировали характерные для сантона секреционно-известковые фораминиферы. Их совместные находки с агглютинированными кварцево-кремнистыми формами из центрального района Западной Сибири подтвердили сантонский возраст большей части славгородской свиты. Ранее, без учета тектонических движений, появления проливов, сопоставления комплексов фораминифер из разных регионов, в том числе и с фораминиферами Северного Казахстана и Восточно-Европейской платформы, вся славгородская свита относилась к кампанскому ярусу [7].

Постоянно проявляющиеся колебательные тектонические движения 3-го порядка на протяжении фанеро-зоя, а в данном случае в позднем мелу и палеогене, приводили к чередованию в разрезе относительно глубоководных и мелководных фаций, что также отразилось и на составе биоты (фораминифер) этих бассейнов.

Следовательно, на протяжении позднего мела и палеогена при формировании осадочных пород морского генезиса действовали разномасштабные и разнонаправленные тектонические движения 1-, 2- и 3-го порядков, которые по-разному проявились в Западной Сибири.

Тектонические движения 1-го порядка (вертикальные, значительного диапазона) приводили к поднятиям и опусканиям Западной Сибири, с чем связаны в этом регионе трансгрессивные и регрессивные циклы. Во время регрессии отмечается выпадение из разреза стра-

тонов, соответствующих в основном большей части ярусных подразделений верхнего мела и палеогена (кампанского, датского и приабонского яруса).

Соподчиненные тектонические движения 2-го порядка содействовали появлению проливов, соединяющих западносибирский бассейн с сопредельными акваториями. К этим движениям можно отнести и разную тектоническую активность западной и восточной половин региона, разграниченных Колтогорско-Уренгой-ским рифтом.

Постоянно проявляющиеся сравнительно небольшой амплитуды колебательные тектонические движения 3-го порядка осуществляли расширение или некоторое сокращение территории, а также глубины морских бассейнов на фоне проявления обширных трансгрессий (тектонические движения 1-го порядка).

Регрессивные циклы могут быть выявлены по выпадению из разреза ряда стратонов, обнаруженных на основании сравнения одновозрастных западносибирских фораминиферовых зон с таковыми сопредельных регионов (северный Казахстан, Восточно-Европейская платформа).

Приходится надеяться, что при создании новых региональных стратиграфических схем Западной Сибири и других регионов будут учтены сведения по тектоническим движениям, приводящим к выпадению из разреза некоторых стратонов. Благодаря учету тектонических движений региональные стратиграфические схемы значительно преобразятся и будут правильно отражать геологическую историю региона.

ЛИТЕРАТУРА

1. ПодобинаВ.М. Фораминиферы и зональная стратиграфия верхнего мела Западной Сибири. Томск : Изд-во Том. ун-та, 1989. С. 42-43.

2. Подобина В.М. Фораминиферы и биостратиграфия палеогена Западной Сибири. Томск : Изд-во НТЛ, 1998. 338 с., 62 пал. табл., 5 табл.,

30 рис.

3. Подобина В.М. Фораминиферы и биостратиграфия верхнего мела Западной Сибири. Томск : Изд-во НТЛ, 2000. 387 с., 80 пал. табл.

4. Подобина В.М. Фораминиферы, биостратиграфия верхнего мела и палеогена Западной Сибири. Томск : ТГУ, 2009. 432 с., 73 пал. табл.

5. Подобина В.М., Амон Э.О. Микрофауна и биостратиграфия палеогеновых отложений разреза Сарбай, северо-западный Тургай // Материалы

по палеонтологии и стратиграфии Западной Сибири. Томск : Изд-во Том. ун-та, 1992. С. 88-96.

6. Практическое руководство по микрофауне. Т. 8 : Фораминиферы кайнозоя. СПб. : Изд-во ВСЕГЕИ, 2005. 323 с.

7. Региональные стратиграфические схемы мезозойских отложений Западно-Сибирской равнины. Приняты V Межведомств. стратиграф. совещ.

18.05.1990 г. и утв. МСК 30.01.1991 г. Тюмень, 1991. Схема 6 (без сеномана).

8. Унифицированная региональная стратиграфическая схема палеогеновых и неогеновых отложений Западно-Сибирской равнины. Принята на

Межведомств. регион. стратиграф. совещ. по доработке и уточнению региональных стратиграф. схем палеогеновых и неогеновых отложений Западно-Сибирской равнины 28.09.2000 г. Утв. МСК России 02.02.2001 г.

9. Berggren W.A., Pearson P.N. A revised tropical to subtropical Paleogene planktonic foraminiferal zonation // Journal of Foraminiferal Reseach. 2005.

№ 35. Р. 279-298.

10. Podobina V.M. The Danian and Selandian calcareous benthic foraminiferal assemblages and biostratigraphy of Western Siberia. Geologos (Poland). 2011. Vol. 17, № 2. P. 97-110, 2 tabl., IV plates.

Статья представлена научной редакцией «Науки о Земле» 30 октября 2012 г.