Геология зоны сочленения Урала и Западно-Сибирской платформы (Северо-Сосьвинский район)

комплексами. Породы, слагающие гнейсовые ядра в таких комплексах, характеризуются выдержанностью метаморфизма на уровне амфиболитовой фации (с сохранившимися реликтами гранулитовой). Полагают, что метаморфизм амфиболитовой фации имеет по отношению к субстрату регрессивный характер (3).

Изложенное выше в значительной степени становится классикой, базовой основой для дальнейшего изучения метаморфизма. Продуктивными направлениями на ближайшее будущее должны стать исследования этого процесса на микро- и мегауровнях. Первый предусматривает изучение физико-химических условий минеральных замещений на молекулярном урозне. а второй -установление взаимосвязи метаморфических процессов от гсодинамических особенностей их проявления.

ЬИЬЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Глебоницкий В.А. Проблемы эволюции метаморфических процессов в подвижных областях. Л.: Наука. 1973. 127 с.

2. Добрецов НЛ., Лспсзин ГЛ\, Хлестов В.В. Карты метаморфизма, метаморфические провинции и метаморфические формации // Проблемы петрологии. М.: Наука, 1976. С. 190-205.

3. Кей.тьман Г.А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов М.: Недра, 1974. 200 с.

4. Кей.и.чян Г.А. Классификационная система метаморфизма // Геология метаморфических комплексов. Свердловск: Изд-во СГИ, 1983. С. 3-18.

5. Кейльман Г.А., Золосв К.К. Изучение метаморфических комплексов. М.: Недра. 1989.

208 с.

6. Маракушев A.A. Проблемы минеральных фаций метаморфических и мстасоматичсскич горных пород. М.: Наука. 1965. 327 с.

7. Миясиро А. Метаморфизм и метаморфические пояса. М.: Мир. 1976. 536 с.

8. Хорсва Ь.Я. Генетическая ти жзация процессов регионального метаморфизма как основа фациального. формационного и металлэгенического анализа ме!аморфических пород // Обзорные карты и общие проблемы метаморфизма. Новосибирск: Наука. 1972. С. 110-118.

9. Sutton J. Proceedings of the Geological Society of London. Symposium: Depth and tectonics as factors in regional metamorphism. discussion. 1962. P. 34-36.

УДК 55

Ю.Н. Федоров, К.С. Иванов. В.Н. Кошевой, В.В. Кормильцев, М.Ф. Печеркнн, С.Г. Захаров, (ТуГм. Павлов}, Ю.В. Ерохин, О.Э. Погромская, Б.А. Кале! анов, И.В. Князева

ГЕОЛОГИЯ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ УРАЛА И ЗАИАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

В 2001-2002 гг. нами проведены комплексные геологические исследования и составлены геологические карты масштаба 1:500 000 фундамента Ссверо-Сосьвинского района (рис. I, 2). В административном отношении рассматриваемая территория входит в состав Ханты-Мансийского автономного округа Тюменской области; охватывает зону сочленения восточного склона Урала и Западно-Сибирского мегабасссйна. занимая более 6 листов масштаба I: 200000 (P-4I-I; II; VII; VIII; XIII; XIV). Площадь исследований имеет протяженность 300 км по меридиану, при ширине 110 км и практически полностью находится в зоне Тагильского мегасинклинория. палеозойские струкгурно-вещественные комплексы которого на <райнсм западе участка выходят на поверхность. К востоку они погружаются под платформенный чехол Западно-Сибирского мегабасссйна» и отложения триаса, относимые здесь к среднему структур!юму тгажу. Для построения карт фундамента использованы результаты аэромагнитной съемки и ьарта аномалии силы тяжести в редукции Граафа-Хантера масштабов 1:200000, а также данные глубокого бурения. Сочетание плотностных и магнитных свойств, использование характерных морфологических признаков геологических объектов, аналогии физических полей над открытыми и погэебенными структурами позволили составить кондиционные карты фундамента при недостаточном числе опорных скважин.

История изучения региона связана с именами В.В. Бочкарева. М.В. Ьуниха, И.И. Верника. С.Н. Волкова. Г1.П. Генералова, Л.А. Гипша. Н.К.Глушко, В.В. Гуляева, A.B. Гурского, Р.И. Брошевской, Г. Г. Ефимова. H.A. Журавлевой. В.И. Захваткина. Ь.Ф. Костюка, В.А. Лидера. Ч.З. Лакса. К.А. Львова. B.C. Митюшовой. A.A. Нежданова, М.М. Павлова. Л.И.Сидоренкова, H.A. Сирина. Л.В. Стороженко, Э.Я. Стражевского, A.M. Сухорукова. Е.А. Чсрнышова, С В. Шебуховой. В.Р. Шмелева и других f 1-12 и др.].

На изучаемой территории выделяется три крупные гсолого-тсктоничсских структуры и соответственно три структу рных зтажа

Нижний структурный этаж - это Уральский складчатый пояс, претерпевший как минимум две фазы коллизии и складчатости, главная из которых произошла в позднем палео-юе. На изучаемой территории Урал представлен почти исключительно Тагильским мегаеннклннорнем (мсгазоной), образующим неширокую. «10-75 км. вытянутую вдоль меридиана 60° в. д. на 900 км синформу. сложенную вулканогенными и подчиненными интрузивными и осадочными образованиями в возрастном диапазоне карадокский ярус ордовика - нижний девон (включая эме), а в наиболее широкой части, севернее широты г, Серова, - тяк-же нсего среднего девона, франа. ешс севернее и верхов фамена - раннего карбона. В строении Тагильской мегазоны, по данным работ [5. 8J, принимают участие следующие геологические комплексы (снизу вверх по разрезу):

I) голеит-базальтовый Oj(?); 2) колчеданоносный натриевых базальтов и шшгиориолитов 0>-S1 In|; 3) непрерывно дифференцированный (риолит-андезит-базальтовый) островодужного типа S|lib-w, (павдинская, именновская свиты и их аналоги); 4) субщелочной андезит-базальтовый S|\v;.-S>ld| (гороблагодатский комплекс и его аналоги): 5) базальт (трахибазальт)-трахиювый S^-lV; 6) субщелочной андезит-базальтовый Df-Di1 В целом вулканиты Тагильской зоны образуют единый форманионный ряд развивающейся островодужной системы.

Наиболее детально в пределах описываемой площади стратиграфия палеозоя изучена в ее наиболее обнаженной, северо-западной части, т. с. в пределах листа Р-41-1 [10]. В пределах территории выделяются образования верхнего ордовика (польинская свита), верхнего силура-ннжнего девона (сосьвинская свита), нижнего-среднего девона (лопсийская, рувшорская толщи), среднего-верхнего девона (нахорская толща), верхнего девона (иоутыньинская толща) и нерасчленеиного нижнего карбона.

Пачытския свита (Оу>/). Отложения свигы описаны в северо-западной части площади, в составе Ирисалатимского аллохтона. Восточная граница с габброидами Хорасюрского массива тектоническая. Севернее (р. Сертынь*), в кремнистом прослое среди метябяяялыок Л.А. Карстеп обнаружен граптолит Amplexsograptus äff. prominens (Barr.), позволяющий датировать отложения поздним ордовиком, вероятно уровнем зоны post-Diceliograptus complanalus. Разрез свиты изучен главным образом по притоку р. Хальпсавитья. В береговых обнажениях и горных выработках снизу вверх по разрезу наблюдается смена грубоплитчатых аповулканогенных амфибол-полевошпат-хлоритовых сланцев карбонатными серицит-хлорит-кварц-полевошпатовыми и далее графитистыми сланцами серицит-альбит-кварцевыми плойчатыми. Последние сменяются эпидо~-амфибол-хл ор ит-полево in патовы ми зелеными сланцами с прослойками зеленовато-серых филлитовидных кварц-акгинолит-полсвошпатовых сланцев с лейкоксеном и стильпномеланом. Выше по разрезу среди зеленых сланцев фиксируются прослои плагиофировых дацит-плагиориодацитов. Мощность свиты > 500 м. Метабазальты польинской свиты относятся к толситовой серии и характеризуются невысокой титанистостью (0,8-1.0 %) и калиевостью (0,43 %), повышенными содержаниями Rb (15-50 г/т). Sr (150-700 г/т). Формирование пород свиты происходило в континентальных и мелководных условиях на фоне рифтогснсза. о чем. в частности, свидетельствует химический состав базальтоидов.

Сосьвинская сайта (SrD, ss) представлена трахибазальт-трахиандезибазапьтами, трахиаидезитами. трахидацитами, их туфами, туфоконгломератами, реже наблюдаются базальты, линзы известняков. Мощность отложений более 1000 м. В прослоях и обломках известняков собрана фауна, позволяющая определить их возраст как поэдпесилурийский (пржндолкский век). Сборы фауны в верхней части разреза позволяют отнести известняки и синхронный им вулканизм к верхнему силуру-нижнему девону (пржидольский-лохковский ярусы). Химический состав вулканитов сосьвинской свиты умеренно-щелочной, в низах разреза изредка фиксируются базальты нормальной щелочности. Вулканиты образуют гомодромный ряд базальт - трахибазальт -трахиандезит (трахит) - трахидацит. Трахиаидезиты-трахиты свиты характеризуется высоким уровнем содержаний РЗЭ и сравнительно крутым трендом их распределения (Га„/УЬп=6,8-7.7). практически идентичным островодужной базальт-трахитовой формации на Среднем Урале [9].

'-2

2*9 23 Сштппурская

Ломбовож

Патрасуи

В^хяенильданг

Хулимсунт

Питккгски

ЮЛЬ 11201 _ _ -4 _ « Магшсттйсхая П

:каяП12СМ

Базальт-трахиандезитовая формация сосьвинской свиты сопоставима с умеренно-щелочными сериями, которые в областях современного вулканизма располагаются в тылу вулканических гряд, приближенных к континентальному краю. Вулканизм связан с аппаратами центрального типа, а формирование толщи происходило в субмаринной мелководной обстановке. В конце вулканического цикла излияния лав трахиандезиг-трахитового и трахидацитового состава, видимо, происходили и в наземных условиях.

Породы сосьвинской свиты прорываются плагиогранитами, диоритами всрхнстагильского комплекса и долеритами позднего девона-раннсго карбона.

Лопсииская толща (D|.>lp) подразделяется на две подтолщи: нижнюю - трахибазальтовую и верхнюю - терригенную. Разрез начинается с лав трахибазальтов-трахиандезибазальтов афировых и редкопорфировых с подушечной отдельностью. Вверх по разрезу афировые разности сменяются порфировыми. Во вкрапленниках - плагиоклаз (лабрадорХ пироксен (авгит) и магнетит. Отдельные лавовые потоки разделяются прослоями ритмично-слоистых пород - от туфоконгломератов до туфоаргиллитов. Уровень метаморризма не превышает цеолитовой фации. Возраст нижней лопсийской подтолщи определяется по находкам фаунистичсских остатков нижнего девона (лохковский-пражский ярусы) в линзах известняков, залегающих среди подушечных лав: форамнннферы ТиЬогчеш vagranica Ргоп., брахиоподы Gypiduh nucalis Khod., Qucuirithyrina rf ¡osvensis (Khod.), трилобиты Ceratocephala cf.torosa Ancigin и др. Верхняя лопсийская подтолща (Г),. >1р>) согласно налегает на нижнюю трахибазальтовую подтолщу. На площади отложения подтолщи частично фациально замещаются карбонатными породами рувшорской толщи. Залегание пород пологое с восточным палением под углом 25-30°. На востоке верхние горизонты подтолщи через тектоническое нарушение контактируют с отложениями раннего карбона (пог ребенными). Мощность отложений подтолщи 1500-2000 м. В строении подтолщи принимают участие обломочные породы с различной крупностью и степенью окатанности обломков галечные, валунные и валунно-глыбовые конгломераты полимиктовыс. песчаники, туфопссчаники. Наблюдаются прослои, известняков, туфов и лав трахиандезибазальтового-трахиандезитового состава. В разрезе преобладают полимиктовыс конгломераты и песчаники грубосоргированные, обычно с разной степенью окатанности обломков: обломки местных пород (вулканиты базальт-трахиандезитовой формации и известняки девона) менее окатаны, часто остроугольные: обломки дальнего сноса (преимущественно интрузивных пород) окатаны хорошо. Отложения подтолщи секут дайки долсритового комплекса Dj-C|. В обломках и линзах известняков в конгломератах собрана многочисленная фауна, позволяющая датировать верхнюю лопсийскую подтолщу нижним - средним девоном.

Рис. I. Схематическая карта донеогеновых образований Северо-Сосьвинского района (составили: Кошевой В.Н., Иванов К.С., Кормильцев В.В., Федоров Ю.Н.):

I - палеогеновая система: талипкая свита люлинворская серия (^.¡У/). тавдинская (¿V/) и атлымская сниты. Глины с прослоями алевритов и пеоов. опоки, диатомиты. Мощность - 180-400 м: 2 - уватская свита (К;а\-) и ЛСрбышинская серия (К;-Р|«/г): усгь-маньинсгая (К:м/п) и лсплинская (<;-Р| 1р) свиты. Песчаники и алевролиты глауконит* кварцевые, диатомиты, опоки. Мощность - 150-370 м; 3 - нижний отлел меловой системы: харасоимская (К,А г). улаисынская (К|Г<0. ссвсро-сосьвинская (К|$.г) и ханты-мансийская (К^Лт). В нижней части - алевриты и глины темно-серые и серые, часто слюдистые и плитчатые; в средней части светло-серые пески иолевошнато-кварцевые: вверху - пески и алевриты темно-серые. Мощность - 370-450 м. Юрские впадины (цифры в залитых кружках): I - Турупьинская. 2 -Галтминскоя. 3 - Ильинская. 4 - Ятринская; 4 Полуди некая серия: маурыньинская Омет/-). лопсинская (J ¡1р) и федоровская (J^-Kl/</) свиты. Темно-серые плитчатые и листоватые глины, алевриты, вверху глауконит о-кяарцевые песчаники. Мощность - 110-200 м: 5 - Заволоу конская серия: яны-манмнекая (J,.2//n) и тольинская ()>//) свиты. Угленосные образования - песчаники, алевролиты, аргмлжты. бурые угли. Мощность - 80-200 м; 6 - челябинская серия: псстроцвстная боксиюносная семьинская ( Г;.»ип) и угленосная сероцветная ятринска« свиты, терригенные образования с пластами бокситов и углей. Мощное! ь - 200-650 м: 7 - туфогенно-терригенные и карбонатные отложения нижнего карбона: 8 -туфогенно-терршеннме и карбонатные отложения среднею - верхнего карбона; 9 - терршенно-карбонатные образования нижнею - среднего девона: 10 - Сосьвинская свита: трахибазальты. грахианлсзи1ы. их туфы: II - базальты, андезиты. Ланиты, их туфы, туфокнно-осадочныс и карбонатные породы силура; 12 - Аузрбаховский комплекс: диориты; 13 -Мсрхиета! ильскии комплекс: диориты - плагиофанкты: 14 - К&ЧШарСХИЙ И Ташло-Кыглымский комплексы: шббри. габбро-диориты, душны: 15 - контур (западная граница) развития палеогеновых отложений: 16 - трансгрессивное залечание: 17 -- разломы достоверные: 18 - разломы прсдпола1ЗДМыс: 19 - надвиги достоверные: 20 - надвиги предполагаемые: 21 - прочие 1«оло1 ичсскис границы (страти1рафическис. интрузивные и др.); 22 - граница 100 м глубины погружения доюрскою основания: 23 - пробуренные скважины

^Ламбовож

Пзтрасхй

ХуЬимсунт I пДвшлв

Няксимволь

Рис. 2. Схематическая карта доюрского основания Ссвсро-Сосьвинского района (составили: Иванов К.С., Кормильцев В.В., Федоров Ю.Н., Князева И.В. с использованием геолого-геофизических материалов Ананьевой Е.М., Всрника И.И., Соболева И.Д. и др.): I - ямхол налооюйского фундамента на поверхность: 2 жплнсмалсозойскис фанитоилм: 3 сисшлм: 4 - |ранольоркты: 5 - лиорюы; 6

- 1-аббро: 7 - серпентиниты: 8 - мулмм с терригенной формацией керхнею триаса: 9

- Гшал1.г-тсрри1снпая формация триаса: 10

- формания кайнотиыиыч Лашм.тон триаса: 11 - нулканогснпо-осалочныс толщи среднего палеозоя: 12 - андстиг-("талмоная формами« раннею гииурз; -И1МССТНЯКИ ,»сионские: 14 - герритшо-карГюнатные отжпксаия нижнею карГчша: 15 - гнейсы. сланцы: 16 - скарны: 17. IX -раиюмм: 17 - достоверные и IX -нрслмолапк'мыс: IV - дологические ||>л1ицм; 20 - I ритма снимет [итого погружения фундамента: 21  скважины

i» шч.чцу mibÇ/iiiritnu ('"J м^ялташыс и icppm енно-карооназмыс

отложения Рувшорекого участка. Отложения рувшорской толщи подразделяются на две полтолщи: нижнюю, в объёме образований лохковского и пражского ярусов, и верхнюю. - эмсского, эйфельского и нижней части живетско~о ярусов. Известняки нижней рувшорской подтолщи (Dirvi), как правило, брекчированные, красновато-бурые, розовые, реже серые. В основании разреза -засоренные терригенным и туфовым материалом известняки с прослоями конгломератов, песчаников, известняковых брекчий, туфов трахиандезитового-трахиандезибазальтового состава. Мощность отложений подтолщи 800-900 м. В известняках лохковского яруса определены: брахиоподы Quadrithyrina tenusinuosus (Khod.), Karpinskia vagranensis Khod., конодоит Icriodus aff. woschmidii Zieg. и др.

Известняки пражского яруса обнажаются в правом борту долины р. Люлья. Разрез представлен извест няками (содержащими фауну саумскою горизонта лохковского яруса, вижайского и тошемского горизонтов - пражскою), алевролитами, песчаниками, гравелитами, конгломератами, туффитами. В восточном направлении значительная часть карбонатного разреза нижней подтолщи замещается отложениями лопсийскоЗ толщи. В известняках пражского яруса определены брахиоподы Ivdeliniaprocerula (Barr.), Pundaírypa cf. perpolita (Khod.), Uncinulus gurjevskiensis Kulk.. Atrypinellu tosvemis (Khod.) и др. Верхняя рувшорская подтолща (D,.:rv>) представлена преимущественно серыми, темно-серыми, серо-кремовыми известняками, часто битуминозными, с прослоями песчаников, кремнисто-глинистых и известково-глинистых сланцев, гравелитов и конгломератов. К верхней подтолше отнесены отложения эмсского яруса нижнего девона (карпинский и тальтийский горизонты) и эйфельского и живстского ярусов среднего девона (лангурский и высотинский горизонты). Находки фаунистических остатков позволяют уверенно выделять широко распространенные известняки карпинского и тальтийского горизонтов. Мощность подтолщи 1250-1400 м.

Пахарская толща (D^nh) делится на две подтолщи. Нижняя нахорская подтолща (Djnh,) представлена вулканогснно-осадочными и карбонатными породами при подчиненной роли лав. Мощность отложений подтолщи >1300 м. В обнаженной части разрез расчленен на две пачки: нижнюю туфовую и верхнюю карбонатно-туфовую. Нижние горизонты туфовой пачки сложены туфами пирокссновых (диопсидовых) базальт-трахиандезибазальтов. лавы составляют не более 10-15 % объема. Агломератовыс туфы нижней части разреза сменяются выше пссфитовыми и псаммитовыми разностями. одновременно возрастает роль карбонатного материала в цементе туфов. Датировка возраста нижней пачки сбосновывается определением остатков фауны криноидей Stenocrinus cf. rasilis J. Dubat, собранной в прослое известняков среди туфов плагиоклазовых порфиритов. Мощность туфовой пачки >500 м. Разрез верхней, карбонатно-туфовой. пачки на 20-25 % представлен карбонатными пародами; наряду с туфами раепрое i ранены |уффи1ы. В карбоиатно-туфовой пачке увеличивается доля лав, состав вулканитов отвечает трахиаидезибазальтам-трахиандезитам. Трахиандезибазальты, трахиандезиты плотные, массивные породы афанитового облика, иногда миндалскамснной текстуры. Мощность карбонатно-туфовой пачки 800 м. Известняки нижней нахорской подтолщи содержат фауну, характерную для среднего девона (эйфельский-живстский ярусы): фораминиферы Parathurammina magna Antr., Р. graciosa Pron., P. hykovae Pojark.. P. elegans Pojark., Parathuramminites crassus (Pron.), Sailovskajina tamarae (L. Petr.). Tamarina corpulenta L. Peir. и др. Верхняя нахорская подтоли.а (D3nh2) согласно залегает на образованиях нижней подтолщи. Мощность подтолщи 500-600 м. Залегание пород моноклинальное, с пологим (10-20°) восточным падением. Разрез верхней подтолщи представлен: мелко-тонкообломочными туфами и туффитами трахиандезибазальт-трахиандезитов, в меньшей степени лавами того же состава и известняками. В известняках верхней подтолщи определен большой комплекс фораминифер Parathurammina subvasta Byk., P. paracushmaai (Reitl.), ßisphaera malevkensis Bir.. Tikhinella fringa Byk.. Nanicella sp. и др. Таким образом, в франское время продолжается вулканизм трахиандетибазальтового-трахиандезитового состава. Формирование отложений происходило в подводных условиях на значительном удалении от центров вулканизма. Синхронно с накоплением пирокластики формируются рифовые известняки и происходит переотложение вулканогенного материала.

Иоутыньинская пнища (Dut) относится к фамснскому ярусу. Отложения фамена картируются буровыми скважинами в восточном борту Семьинского поднятия под чехлом мезозойско-кайнозойских образований. Возраст отложений определяется по комплексу спор Archaeozonotriletes famenensis Naum., /'.ophozonolriíeies lehedianensis Naum.. Archaeotrileíei sp. и др. Мощность отложений

фамена сосгавляет 1000 м. Породы полою J10-30°) падают на восток. Разрез иоутыньинской толщи представлен алевритовыми и пелиговыми туфами трахиандезитов, трахидацитов. дацитов, риодацитов. чередующихся с туффитами того же состава. Отмечаются прослои трахиандезибазальтов. их туфов, яшм. Туфы кристалло-витрокластические, стекло большей частью прозрачное, раскристаллизованное в хлорит-кварц-альбитовый агрегат. Большинство туфов спекшиеся с четкими лапиллиевыми микроструктурами. По химическому составу вулканиты толщи относятся к средним и кислым породам нормальной щелочности кали-натрового ряда с отдельными отклонениями в область умеренно-щелочных составов.

Нижпекаиенноугольные отложения нерасчлененные (С|?) вскрыты скважинами в пределах Я финского, Семьинского и Инасского тс<тонических блоков под мощным чехлом мезозойско-кайнозойских образований. Видимая мощность отложений составляет не менее 2000 м. В Ятринском блоке, в керне скважин 1710, 1711, 1712 описан комплекс спор раннего карбона Punctatisporites giaber (Naum.) Playford, Calamospora atava (Naum.) McGreg., Diaphanospora rugosa (Naum.i Byv. и др. В разных тектонических блоках состав пород примерно одинаковый. По керну скважин и по харакгеру физических полей можно выделить эффузивные, вулканогенно-осадочные и осадочные пачки. Вулканиты во всех блоках представлены базальтами и. в меньшей степени, их туфами. По химическому составу базальты относятся к толеит-базальтовой формации нормальной щелочности. Характерны высокие содержания ТЮ> и PjOj. Осадочные и вулканогенно-осадочные породы представлены тонко переслаивающимися полимиктовыми конгломератами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами, известняками, туфопесчаниками, туфами, туффитами различной зернистости. Отмечаются вулканогенно-осадочные породы, а также конгломераты, песчаники.

По палеозойским образованиям повсеместно развита кора выветривания. Учитывая отсутствие в большинстве случаев соответствующих доказательств се возраста, считаем наиболее целесообразным в целом для района условно ограничить время формирования коры триас-юрским диапазоном. По классификационным признакам кора относится к смешанному линейно-площадному типу. т. е. наряду с площадным типом развигы элементы линейных кор вдоль разрывных нарушений. Но всей видимости, преобладает гидрослюдисто-каолинитовый профиль различной степени сохранности и полноты, однако в отдельных случаях под триасовыми отложениями (Люльинское боксито-угольное месторождение) установлено наличие полного профиля латеригой коры выветривания с линзовидными телами остаточных бокситов. Мощность коры вымггривания составляет от первых метров до 70-80 м. а возможно и более.

Средним струюурным этажом и основной структурой рассматриваемой площади является триасовый Севсро-Сосьвинский грабен, который был выделен в результате проведенных нами исследований |6. 12]. Грабен протягивается в меридиональном направлении более чем на 300 км через всю карту и имеет ширину 20-60 км. Это более молодая, триасовая структура растяжения, наложенная на собственно уральские комплексы, структуры которых в основном были сформированы в результате позднепалсозойской коллизии. Грабен отчетливо выражен в гравитационном поле как область пониженных значений силы тяжести. Гравитационная ступень в его западном боргу свидетельствует о сбросе значительной амплитуды или резком флексурэобраэном погружении палеозоя, которое, по-видимому, сопровождается разрывами. На это указывают также расположенные вдоль сброса многочисленные линейно вытянутые тела серпентинитов, отмечаемые интенсивными магнитными аномалиями.

В пределах грабена нами выделяются три формации - нижняя базальтовая, базальт-терригенная и верхняя терригенная. Позднетриасовый возраст последней установлен ло споро-пыльцевым комплексам (см. ниже). Среднетриасовый возраст базальт-терригенной формации установлен Rb-Sr. Srn-Nd. К-Аг методами (данные авторов, см. ниже). В целом снизу вверх по разрезу количество и мощность осадочных пачек закономерно возрастают. В пределах нижней базальтовой формации выделено несколько крупных (до 15x10 км) субизометричных неправильной формы тел, характеризуемых положительными локальными гравитационными и магнитными аномалиями и соответствующих, по нашему мнению, массивам габбро, комагматичным базальтам. Очевидно, этот триасовый вулканизм есть результат рассеянного рифтогенеза и связан с субширотным растяжением Урала и Западно-Сибирского мегабасссйна.

Нами изучались новые глубокие (до 4,5 км) скважины: Сарманская I. Нерохская 11201, Южно-Сарманская 11204 пробурены в одной из мульд с наибольшей мощностью терригенной и базальт-терригенной формаций. Мапасийская 11203 вскрыла нижнюю базальтовую формацию. Усть-Тапсуйская 4 пробурена в нижней части базальт-терригенной формации.

В скважине Нерохской 11201 были отобраны образны на палинологический анализ. который голеден а лаборатории палинологии ЗапСибПИГПИ, Из верхней терригенной части -чгжисмеююиского разреза выделено и изучено два типа палинологических комплексов. Первый • мП1скс исследован в образца*. залетющих в интервал* 1951-2038 м. В комплексе преобладает и. наш голосеменных растении доьольно разнообразного состава - Prolobflpfoxypiniis. klausipollcnitcs. Plorinilcs. Tunaeaespontei и др. Кроме этого, сметное место в палниокомплекеах а.«имас! мыль un Cycadopites и Ginkgocycadophytus. Споры Leiotrileies единичны а содержание Oi'Mcridaccae и Duplexisporiles не превышает 5-6 %. Данный комплекс можно датировать нормем i иесь и далее заключения С И. Пургоной и Н.К Глушко),

Второй тим споромьпылмквой ассоциации изучен в интервале 1752 - 1760 м. В спектре ареобладшот Ginkgocycadophytus, Klausipollenitcs. Alisporiles, Protohaploxyplnus и др. Среди спор заминируют Dipicndaccae. отмечены Duplexisporitcs. Osmundacidiics. Conioptcris. Punciatisporites. Это евидстельствовлп. о риском возрасте, но в связи со слабой насыщенностью проб возраст ^scrca с долей условности

Бойчее представительный разрез терршенною гриаса вскрыт скважиной 1204 Южно-Lармянском плошали. Пробы нами были отобраны в интервалах 2445,0-2459,0; 2315,0-2323,0; 2256.0-2260,0; 2065.0-2071,0; IY29.0 19-10.0: 1795.0-1805.0; 1675.0-1686.Л м Все пбр«иы содержали СТторы н пыльцу. Выделенный в интервале 2445.0-2459.0 м палннокомплекс характеризуется преобладанием пы льцы голосеменных растений за счет большого содержания пыльцы хвойных тина Disaccilcs, Pfceapollcnilcs Заметая часть пыльны хвойных имеет "древний" облик -•Ymohaploxypinus. I anaeaesporites. Klausipollenilcs. Alisporiles, Plaiysscus. Slratoeoniferus До 5 % •шкрофоссилий составляют зерна Cycadopnes. В споровой части спектра наибольшее здпространсние имеют зерна Osmundacidites. Dipieridaceac, Cyathidiies В меньшей мере замечены Punctalispoiiles. Diiplcxisporiies. Aralrisporlles и др. Возраст определен как иорийскнй. возможно •ерчи карниз.

Палинологические комплексы, выделенные но пробам интервалов 2315.0-2323,0; 2256.0-I26O.0. 2065.0-2071,0 м очень близки lio составу Их главной чертой является доминирование пыльцы «чмосеменнмх растений за счет высокого содержания пыльцы Cvcadopites и Ginkgucycadophyius. Зерен первых отмечается 22-23 %. п вторых - 5-17 Кроме юг о. значительную лото занимает пыльна "древнего" облика KlausipollcnUes. Promhaploxypinus, Florinites и др, Единичны находки Vîirei.sporhcs. Podo/amitcs и др. Постоянными компонентами комплекса (до 5-10%) являются споры Osniundncídiics. Pipiendaceac. Магам isporiies, Punciaíisporitcs. Меньше спор Arátrisportles. Dîscispo riles. tirunulat isporiies и др. Подобные палинокомплексы типичны для НорМЙск;>го яруса.

Иолииокимидексы, выделенные по обратив» из иптерволои J929.0-1940,0; ! 70^,0.1X0^,0 м существенно Отличаются от описанных выше. Отличие заключается в резком доминировании спор за счет широкого развития Diptcridaceae. Diciyophylliirn (до 40 %). Du р lex isponies. Sícreisporites. Cyaihidiles (до 10 %) Пыльцевая часть спектра также имеет свои отличия. Исчезает или становится единичной пылыш Cyeadopitts. Ciinkgoeycadophytus состзачяст около И) %. Пыльца хвойных немногочисленна и однообразна Все это позволяет считать данный палинокомнлекс рггеким

Представительные массивы данных по К-Аг датировке эффузивов нами получены по скважинам Перохская 11201 и Устъ-Тапсуйская 4 (см. таблицу). Вариации значений возраста довольно значительны, их большинство и средние укладываются п интервал типично "триасовых" имфр абсолютного возраста Вотрасг базальтов по скважинам Нерохская 11201 и Уст»-Таисуйская 4 отличается определенным увеличением по линии запад - восток, т. е. тффушвная часть разреза скважины Усть-Тапсуйская 4 является белее древней, чем эффузнеы, вскрытые скважиной Перохская 11201. Данный факт хорошо подтвержтает видимое на временных рпмрезах 2D OIT удревненне верхней части iрнасового комплекса, несогласно перекрытою средне-вер.чнеюрскнм»« отложениями, по связано с увеличением глубины среза в восточном направлении. Отметим, однако, что говорить о помрусной стратификации зффузивний толщи не представляется возможным, и обе цифры (229 s 12 и 233 i 12 млн лет) расположены вблизи границы верхнего и среднего триаса.

Полученные К-Ат датироьки были проверены другими прецизионными методами: по наиболее представительной скважине - Псрохскз» 11201 - были получены изохронные датировки по Sm-Nd и Kb-Sr методам. Несмотря н.з существенные, погрешности по обоим геохронометра*. наблюдаются близкие значения абсолютного возраста - 23*1 и 232 млн лег. соответственно. Следовательно, >ффузипы. некрытые н разрезе скважины Перохская 11201, можно уверенно датировать средним триасом.

Эти определения возраста базальтов по керну скважины Нерохская 11201 совершенно не противоречат результатам палинологических исследований. По скважине Нерохская 11201 н интервалах глубин 2018-2029 и 2029-2038 м в низах песчано-глинистой нижнемезозойской толщи определен спорово-пыльцсвой спектр нория. В скважине Сар.чанская 1, также в низах терригенной части разреза триаса, в интервале глубин 2588-2598 м палннологически установлены ладинско-карнийскис (?) отложения. В скважине Южно-Сарманская 11204 в интервале 2445-2459 м отложения, вмещающие палинокомплсксы. отнесены к норию, возможно верхам карния.

К-Лг датирование пород из скважин Северо-Сосьвинского грабена

Номер образца Порода | К.% Аг„„ нг/г Т. млн лет

Усть-Тапсуйская скважина 4

У-Т 1380.7-1387/3,8 Базальт 0,350 6.55 251±13

У-Т 1380.7-1387/4,8 44 0.390 6.63 230±12

У-Т П80,7-П87/низ 44 0.44 6.78 209+12

У-Т 1493-1497/верх 44 0.850 15,4 245±10

у.Т 1493-1497/1 44 0.760 13.8 244110

у.Т 1493-1497/низ 44 0,620 9.80 214111

У-Т 1582-1590.9/4.5 44 0.535 7,60 194И 1

У-Т 1590,9-1599.1/0.2 44 0.310 4,69 206113

У-Т 1657-1660,2/1.75 Песчаник 1,90 29,7 21316

Мапасийская скважина 11203

Ма 1460-1461 44 0,95 24,00 332±15

Ма 1542-1550 44 0.23 6,69 377±26

Ма 1647-1655 4» 0.20 6.40 411±30

Ма 1705-1709 Ь4 • • 0,85 16.80 264±12

Ма 1964-1970 44 0,37 11,20 391±15

Нерохская скважина 11201

Не 2029-2038/1.0 Песчаник 0,865 20,0 306*12

Не 2275-2286/1.0 Базальт 0,23 3,55 210+14

Не 2470-2481/1.0 и 1.0/ 18.9 238+9

Не 2667-2677/1.5 и 0.17 3,72 290120

Не 2860-2872/3.6 «« 0.43 6.09 194110

Не 3039-3047/1.5 н 0.39 6,25 218И2

Не 3110.5-3120.5/3.0 и 0,88 16,8 257111

Не 3110.5-3120.5\9.4 и 0,97 18.5 256110

Не 3172,12-3181,32\5,4 _»»_ 0.54 6.70 171110

Не 3172.12-3181.32\83 и 1.17 15,1 17717

Не 3470-3475 и 0.27 8,10 387±22

Не 3600-3606 »»_ 0.40 11,70 380±20

Не 4145 м 0,78 14.90 256±12

Южно-Сарманская скважина 11204

Ю-С 2390-2398/2,5 Песчаник 0.725 16,5 302±13

Ю-С 2510-2517/3,5 базальт 0,97 17,2 239±9

Ю-С 2915-2923/1.0 о 0,32 4,61 197114

Примечания. I. Содержание калия определено рснтгеноспектральным способом на спектрометре СРМ-18. 2. Содержание радиогенного аргона еыполнено на масс-спектрометре МИ-1330 с использованием трассера, обогащенного изотопом Агч. 3. При расчете возрастов использованы константы, принятые в 1976 году. Аналитик Б.А Калсганов. ИГиГ УрО РАН.

как видно. возраст герригежюй формации, залегающей ма основных эффузивах среднего варьирует от ладииского века ло норнйского. Очевидно, что гто свидетельствует о .тгатигрлфнческом несогласии между преимущественно керхнетриасовым терригенным комплексом

• простилающими ею. к Основном 1(||фу:1иннымн слоями среднею триаса. Кроме страин рафическою

1ЛС14Н между ними формациоиыо различными комплексами, имеется также и угловое «ссогласнс. уверенно фиксируемое но временным разрезам 20 ОГТ Таким образом, в "«дисмезозоЙскоЙ чао и раиреш Сеиеро-Сосьвинской депрессии уверенно выделяются два геологических тела триасового вочраста. Первое - это эффузивный, с прослоями терригенных (в ч.»«овмом туфотенных) пород, комплекс среднею триаса. Второй песчано-глиннстыс слои верхнего -зкэса Между этими комплексами зафиксировано угловое и стратиграфическое несогласие. По зиерали нижняя формация имеет существенно более широкое развитие, чем верхняя. Это хороню «оно на временных разрезах и геологической карте доюрского основания Северо-Сосьвинекого п-оня Перекрываются верхнетрнаеовые слои батскими и келлоней-оксфордекими породами, что 1А«иетслктвует о глубоком стратиграфическом несогласии между ними. Угловое несогласие также гмегно и фиксируется на временных разрезах.

Разрезы триаса с такими возрастными границами и такого диалогического облика и Ъпл шпи С"бчр" »стрсчсны впервые. Поэтому нами предлагается выделить верхний терригенный •лмплекс в качестве нерохской свиты, а нижний - вулканогенный, ВОЗМОЖНО вулкпногенно-хадочиый. обособить как тачсуйскую свиту. Стратотипом для ладннско-нориЙской нерохской спигы Т^чшается скважина С арманская I в интервале глубин 1348-2728 м

Iднеуйская свита индско-ладинского возраста на наибольшую мощность вскрыта скважиной

• грохскяя 11201. где возраст её верхней части определен К - Лг. ЯЬ - 8г. 5т - N«1 методами. Поэтому -и считаем необходимым в качестве стратстгипа тппсуйской свиты рекомендовать именно тту сяижину Кровли её зафиксирована на глубине 2082 м. Подошва пока не вскрыта ни в одной из пробуренных на площади скважин.

И результате исследований нами установлено, что Северо-Сосьвинский 1рабен имеет н сюм асимметричное строение - из слагающих его формаций, нижняя бачадыовля выходит на тоедюрскую поверхность иа востоке, обра «у я полосу шириной около 10 км Верхняя же базалы-•еррнгенная формация выходит на иредьюрекую поверхность тападнес. а ее верхние мульды расположены в западной части верхней базальт-террнгеиной формации. Таким образам, чем дальше •и восток» тем в целом более нижние слом заполнения грабена выходят на прельюрскую поверхность. Мировой опыт свидетельствует, что подобный поворот крупных блоков земной корь-, как правило, •лрактсрен для областей растяжения и вызывается их смешением с вращением по листрнческим разломам. В данном случае можно обоснованно предполагать листричоский характер разлома вдоль гаплдного борга I рабена (предлагается название "Зппадно-Сосьвинский разлом"), сброс и крашение «Поль которого* но всей видимости. и создали наблюдаемую структуру. При угле наклона 5Л (что ихггаетсгвует сейсмическим данным) ориентировочная исчисленная мощность нижней бачалмовой формации составит 2170 - 3050 м. а верхней базальт террженнон • 1300 2(Ю0 м (не считая дополнительной мощности триасовых отложений в мульдах). Точность данной оценки мощностей зависит, п первую очередь, от точности определения угла поворота. При наблюдаемой асимметричности структуры грабена главная региональная ось растяжения должна располагаться восточнее изучаемою района.

Принципиальная схема двухэтапного формирования Северо-Сосьвинскою грабена, соответствующая вышеотмеченным геолого-геофизнческим данным, показана на рис. 3.

Триасовый вулканизм Урала и Западной Сибири знаменует собой первый, ранмемечозойский >тан 1ИХ"Iколли »ионного рашшия быки ей подвижной зоны, лап. который по особенностям своею тектонического и структурно-геологического развития является "переходным" к последующему, плитному этапу, на котором формируется мезокайнозойский платформенный чехол плиты. Очевидно. ЭЮ1 триасовый вулканизм есть результат рассеянною рнфгогенеза и связан с субширотным растяжением Урала и Западно-Сибирского мсгабассейна.

Верхним структурным пажом территории являются юрские и более молодые осадки Западно-Сибирскою мсгабассейна. Их «♦сдислоцированность, выдержанность на значительных расстояниях дают возможность проводить глубинное картирование фундамента, базируясь на наблюденных вариациях гравитационного и магнитного нолей, с использованием данных бурения и накопленною большого опыта картирования Уральского складчатого пояса, являющегося на данной территории складчатым основанием для формаций двух верхних этажей

• • о • • % m о % » А 1 ггкАААУЧ

• • • • • •V* • • О V 4 г г натай

Рис. 3. Принципиальная схсма формирования Северо-Сосьвинского грабена. Условные обозначения:

I - терригенная толща верхнею триэса: 2 - базальт-терригенная формация срслнсго триаса: 3 - базальтовая формация раинсго-срслнсго триаса: 4 - массивы габбро: 5 - смятые палеозойские отложения.

I паи (ранний-срслний гриае). Ограниченное ностколлитионнос растяжение Урала (комплексов Тагильского маасинклинории). претерпевшею коллизию и консолидацию в позднем палеозое. Формирование ipaôcuo. ограниченною сбросами. образонанис базальтовой и базальт-терршеиной формаций.

II пап (поздний триас). Формирование асимметричной структуры ("полуграбена"). 11роло.тжающееся суЛмсрилионалыюс растяжение (ось которого находится на востоке). Формирование листричсскою разлома о злпалном борту фабена. Поворот по »тому разлому крупною блока земной коры, и результате чего нижние слои выполнения грабена (а возможно, и сю лиище) вышли на уровень >розиошюго среза. В западной части |рабена формирование приразломных мульл. заполняемых террнгениой толщей позднею триаса

Отмстим, что значение вновь пробуренных скважин весьма велико для познания геологического строения всего этого обширного региона (и смежных территорий), поскольку их изучение весьма значительно расширяет базу достоверных данных о его глубинном строении и развитии.

БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК

1. Ьочкарсв B.C. К стратш-рафии и тектонике нижнемсзозойских отложений Западно-Сибирской низменности и ее обрамления //Тр. ЗапСибНИГРИ, вып. 31. Тюмень. 1970. С. 24-47.

2. Кочка рев B.C., Погорслов B.C. Абсолютный возраст зффузивов туринской серии // Гр. ЗапСибНИГРИ. выи. 31. Тюмень. 1970. С. 5-14.

3. Власов В.А., Чернышов Е.А., Смолин С.Б. Новые данные о геологическом строении и перспективах нефтсгазоносности северной части Саранпаульской моноклинали и Явлинского мсгапрогиба // Геология нефти и газа. 1999. >"«5-6. С. 2-6.

4. Геология нефти и газа Западной Сибири / Конторович А.Э., Нестеров И.И.. Салманов Ф.К.. Сурков B.C., Трофимук А.Д. и др. М.: Наука, 1975. 680 с.

5. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1,6 - 0,2 млрд. лет) и строения Урала. Екатеринбург: Изд-во УрО РАН, 1998 252 с.

6. Иванов К.С., Ерохин Ю.С., Смирнов В.Н., Слободчнков Е.А. Рифтогенез на Среднем Урале (комплексы и структуры растяжения в истории развития Среднего Урала). Екатеринбург: Изд-воУрО РАН. 2002. С. 91

7. Иванов К.П. Триасовая трапповая формация Урала. М.: Наука, 1974. 155 с.

8. Каретин Ю.С. Геология и вулканические формации района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4. Екатеринбург: Изд-во УрО РАН. 2000. 277 с.

9. Каретин Ю.С., Иванов К.С. Новые данные о РЗЭ в вулканических формациях района Уральской сверхглубокой скважины СГ-4 II Ежсгодник-2000. Екатеринбург: Изд-во УрО РАИ. 2001. С 140-143.

10. Кошевой В.Н., Павлов М.М., Денисов В.А., Суворов В.В., Лалыко Е.В., Шмелев В.Р.

и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Серия Северо-Уральская. Лист P-4I-I. Саранпауль. 2001.

11. Северо-Сосьвннский угленосный район / А.И. Сидорснков. A.B. Гурский. A.A. Нежданов и др. М.: Недра. 1976. 81 с.

12. Федоров Ю.Н., Иванов К.С., Захаров С.Г., Ерохин Ю.В., Кормильцев В.В.* Погромская О.Э. и др. Геологическое строение и стратиграфия триасовых отложений Северо-Сосьвш1Ского грабена //Пути реализации нефтегазового потенциала ХМАО. Ханты-Мансийск. 2003.

УДК 550.83 + 551.24

Г.Г. Кассии, В.В. Филатов

О ГЕНЕЗИСЕ СОЛЯНЫХ СТРУКТУР ВЕРХНЕКАМСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ КАЛИЙНЫХ СОЛЕЙ'

Проблема установления генезиса геологических образований является одной из важнейших в. геологической науке, независимо от того, идет ли речь о минерале, или о Земле в целом. Чтобы разрешить, исследователь должен найти ответы как минимум на два вопроса: что служит движителем процесса, приведшего к формированию геологического образования, и в каких условиях он протекал-В этом отношении в истории изучения Верхнекамского месторождения пока еще не поставлена точкаа в вопросе о генезисе соляных структу р. Есть несколько мнений о том. как они образовались.

Так. И. Копнин считал, что нагнетание соляных масс в ядра брахиактиклиналей и куполов: происходило под действием неравномерных статических погрузок па соляной пласт со стороны боле« плотных надсоляных толщ. Поэтому развитие соляных структур тесно связано с местоположением, структурой и глубиной врезов речных долин. Последние, нарушая равновесие сохяных масс, и предопределяют галокинезные движения. При этом В.И. Копнин полностью отрицал роль подсолевых отложений, их блоковое строение в формировании соляных структур [8].

Н.М. Джиноридзс с коллеги утверждают, что движущей силой, приведшей (и продолжающей приводить) к образованию соляных куполов, является широтное давление со стороны Уральской складчатой системы на осадочный чехол, который был сорван и в виде серии надвигов перемещен на запад. Во фронтальных частях надвиговых пластин и образовались соляные антиклинали. Влияние же субвсртикальных разломов фундамента, выявленных в Предуральском прогибе в Вельской и Соликамской впадинах, на структуру и строение осадочного чехла. Н.М. Джиноридзе во внимание не принимает.

Почему В.И. Копнин отрицал полностью, а Н.М. Джиноридзе отрицает частично влияние тектоники на строение соляной толщи? По нашему мнению, это было обусловлено плохой изученностью тектоники месторождения в то время, когда оба исследователя развивали свои концепции. Начиная с 1986 г. тектоническая изученность территории месторождения существенно изменилась в связи с проведенными здесь комплексными крупномасштабными геофизическими исследованиями, прежде всего, площадными гравиметровой и аэромагнитной съемками, результаты которых стали основой для разработки тектонической схемы месторождения. Проведенный нами анализ результатов геофизических исследований, а также опыт изучения строении солеродных бассейнов, находящихся на территории бывшею Советского Союза, позволяет нам утверждать, что в

' Работа выполнена при финансовой поддержке rpairra РФФИ. Проект № 02-05-64229.

25