Геотектоника, 2020, № 5, стр. 29-54

Восточно-Европейская платформа

Древний эпикарельский фундамент Восточно-Европейской платформы широко развит в северо-западной части рассматриваемой территории. Он сложен архей‒нижнепротерозойскими метаморфическими и магматическими образованиями, которые частично перекрыты осадочным чехлом практически не метаморфизованных рифейско-нижневендских отложений. В их строении участвует ряд сейсмостратиграфических комплексов (см. рис. 1). Одни из них развиты только в авлакогенах, другие выходят за их пределы. Примером могут служить отложения рифея, развитые не только в пределах Пачелмского авлакогена, но и к юго-востоку от района Морсово до реки Волги на территории Пензенской и Саратовской областей в пределах Пугачевского свода и на территории Саратовского Заволжья вплоть до современной Прикаспийской впадины [42]. Наиболее полный разрез вскрыт скважинами Пугачевская-10 и Коптевская-3. В районе Соль-Илецкого поднятия в юго-восточной части Восточно-Европейской платформы, где расположена зона сочленения платформы с тиманидами и кадомидами, развиты рифейские отложения складчатого комплекса осадочного чехла.

Состав рифейских отложений Восточно-Европейской платформы и ее окраин описан во многих публикациях, начиная с первой публикации Н.С. Шатского, выделившего структуры типа авлакогенов. Поэтому здесь мы приводим краткие сведения о составе рифейских отложений. В предлагаемой работе основное внимание уделено строению рифейских отложений в различных структурах и зонах перехода к Прикаспийской впадине и Приуралью, где установленные по сейсмическим данным особенности позволяют уточнить площадь распространения рифея, обстановки его осадконакопления, происхождение и этапы развития отдельных структур.

Конец раннего протерозоя‒ранний рифей (1640‒ 1350 млн лет). Анализ данных бурения и формационная принадлежность отложений нижнего рифея заставляет предполагать, что в это время на Восточно-Европейской платформе происходило накопление протоплатформенного чехла. Его формирование говорит о возникновении к началу этого этапа Восточно-Европейского кратона (континента Балтика) с гранитизированной корой. Вдоль восточной и юго-восточной окраины Балтики в это время начинают формироваться осадочные бассейны Тимано-Прикаспийской континентальной окраины, образования которой в современной структуре доступны наблюдению в Тимане, Камско-Бельском авлакогене, Башкирском антиклинории, частично в Пачелмском авлакогене. В Башкирском антиклинории в составе нижнерифейской бурзянской серии преобладают терригенные отложения, в основании грубообломочные, включающие трахибазальты с возрастом 1615–1608 млн лет, которые сменяются выше преимущественно углеродисто-глинистыми накопленими с прослоями доломитов. Внедрение габбро Бердяушского массива в нижнерифейские осадочные толщи саткинской свиты произошло в период от 1410 до 1390 млн лет, согласно изотопным данным, полученным U‒Pb методом (SHRIMP-II) по циркону и Sm‒Nd ‒ по валовым пробам, циркону и другими минералам [36].

В более южных и центральных частях платформы в это же время располагались отдельные эпиконтинентальные бассейны, в которых накапливались преимущественно кварцевые песчаники скелетного типа. Комплексом-показателем является фаллаховая формация обломочных кварцитов [12]. Стратотипом этого комплекса, вероятно, можно считать иотний Балтийского щита, в частности, хорошо изученные шокшинские кварцито-песчаники [37]. Структурно-вещественный комплекс, накопившийся в этот отрезок времени, развит фрагментарно, преимущественно в авлакогенах и на окраинах платформы из-за более позднего размыва в начале девона. За пределами авлакогенов он обособлен от фундамента преимущественно по сейсмическим и небольшого количества геологических данных в качестве протоплатформенного чехла или предрифтового сейсмостратиграфического комплекса [46].

Конец раннего рифея‒средний рифей (1400‒ 1350 млн лет). В середине рифея во время сборки суперконтинента Родиния и причленения к нему континента Балтика (Восточно-Европейского кратона) территория последней подверглась деструкции и рифтогенезу. Расширился раннерифейский Пачелмский авлакоген и возник Камско-Бельский.

По данным сейсмопрофилирования (см. рис. 1, рис. 2), среднерифейский терригенный комплекс авлакогенов пользуется широким распространением и образует четкий сейсмостратиграфический комплекс, который не выходит за пределы авлакогенов или резко увеличивается в мощности на их территории. Он залегает резко несогласно на всех более древних образованиях, в том числе и на кристаллическом фундаменте. Отложения этого комплекса генетически связываются с синрифтовой стадией развития авлакогенов. Среднерифейскому этапу развития, по данным А.А. Клевцовой [14], предшествовала эпоха поднятий, перерыва в осадконакоплении и формирования кор выветривания. Возможно, в это время был частично размыт раннерифейский протоплатформенный чехол. В результате к началу позднего рифея на месте Центрально-Прикаспийского сегмента сформировалась пассивная континентальная окраина суперконтинента Родиния и ее бортовой уступ по границе с палеоокеаном (см. рис. 1).

Рис. 2.

Сейсмогеологический разрез через Пачелмский авлакоген по линии Сердобск‒Верхозимская. 1 – консолидированная кора (фундамент) (AR‒PR₁); 2 – нижний рифей, 3 – средний рифей; 4 – верхний рифей; 5 – палеозой; 6 – мезозой

Поздний рифей (1000‒700 млн лет). Около 1000 млн лет назад в результате гренвильской орогении сформировался суперконтинент Родиния. Балтика вошла в состав этого суперконтинента и располагалась в его окраинной юго-восточной части. Позднерифейские осадочные бассейны в Тимане, Камско-Бельской зоне, Башкирском антиклинории, Прикаспии представляли собой осадочные бассейны пассивной окраины Родинии. При этом Тимано-Прикаспийская пассивная окраина рифтогенного типа вошла в состав пассивной окраины Родинии [45] Выделяются фации прибрежно-морского происхождения (северная часть Пачелмского авлакогена) и характеризующие крупный эпиконтинентальный бассейн застойного типа внутренней части шельфа позднерифейской пассивной континентальной окраины, располагавшейся в это время вдоль северного, восточного и юго-восточного края Восточно-Европейской платформы (современные координаты). Обилие перерывов и несогласий отражает флуктуации уровня моря в мелководном эпиконтинентальном бассейне. Вероятно, бассейн, в котором происходило формирование рассматриваемого комплекса, представлял собой часть внутреннего шельфа рифейского палеоокеана. Совокупность приведенных данных заставляет относить структурно-вещественный комплекс позднего рифея к морским отложениям платформенного чехла. Возможно, этап формирования платформенного чехла фиксирует время существования эпигренвильского суперконтинента Родиния.

На этапе 850‒800 млн лет начался этап раскола и распада суперконтинента Родиния, сопровождавшйся общим поднятием территории и частичным размывом осадочного чехла Родинии.

Ранний венд или криогений‒нижний эдиакарий (650‒570 млн лет). С этапом 650‒570 млн лет (ранний венд или криогений–нижняя часть эдиакария) связана новая крупная структурная перестройка и окончательный распад остатков Родинии. Началась амальгамация другого суперконтинента – Палеогондваны. Конец рифея‒начало венда соответствует глобальной эпохе рифтогенеза, связанной с заложением каледонских палеоокеанов. В этот период раскрылась северная ветвь палеоокеана Япетус, разделившая Лаврентию и Балтику, в результате чего возник самостоятельный континент Балтика (Восточно-Европейская платформа или кратон). В его пределах под влиянием спрединга в океане Япетус, также возобновились процессы рифтогенеза. В это время возник Среднерусский, Подмосковный и, скорее всего, Серноводско-Абдулинский авлакогены, субпараллельные Япетусу и имеющие, в отличие от субмеридиональных ранне-среднерифейских, субширотное простирание (современные координаты). В них накапливались пестроцветные терригенные отложения аркозового, полимиктового, реже кварцевого состава пролювиально-аллювиального, реже прибрежно-морского, озерного и ледникового генезиса, представлявшие собой продукты разрушения гранитизированного фундамента и эпигренвильского платформенного чехла. Характерны молассоидные осадки мощностью до 1500 м, резко выклинивавшиеся за пределами прогибов. Иногда они сочетаются с вулканитами основного и кислого состава (дайки, силлы, отдельные потоки). Характерны туфовые вулканы. Эта вулканогенно-осадочная ассоциация пород залегает с размывом и несогласием на всех более древних образованиях. В ее составе преобладают пестроцветные терригенные отложения, плохо сортированные, слабо дифференцированные с беспорядочной текстурой или потоковыми типами слоистости. Среди них преобладают аллювиально-пролювиальные накопления, частично, возможно, связанные с таянием ледников (собственно тиллиты установлены Н.М. Чумаковым [48] только в Волыно-Оршанской впадине и северо-западной части Пачелмского авлакогена). По формационной принадлежности этот комплекс ближе всего к грабеновым формациям континентальных рифтов [47].

Поздний венд‒эдиакарий (570‒530 млн лет). Масштабные аккреционные процессы охватили восточные и южные окраины Восточно-Европейского кратона. В результате возникла покровно-складчатая область тиманид Урала.

Верхний венд, в отличие от нижнего, залегает плащеобразно, слагая основание плитного комплекса осадочного чехла. К концу вендского времени в результате морской трансгрессии происходит отложение более тонкого алевритово-глинистого материала в условиях мелкого моря, доказательством чего служит часто хорошая сортировка терригенного материала, наличие известкового цемента, аутигенных глауконита и пирита, нередко тонкая параллельно-горизонтальная или слабо нарушенная течениями слоистость. Наиболее полные разрезы верхнего венда приурочены к северо-западной части Восточно-Европейской платформы [46]. На рассматриваемой юго-восточной части Восточно-Европейской платформы эти отложения отсутствуют.

В результате в северно-западной части континента Балтика в венде преобладали процессы растяжения (возникли Среднерусский авлакоген с выходом в Оршанскую впадину и Серноводско-Абдулинский авлакоген с асимметрией северной вергентности). Общий наклон континента был север–северо-западный, вероятно, по направлению от Оренбургского поднятия к Оршанской впадине, Волыни и Мезени. Здесь, вблизи границы с океаном Япетус, распространены наиболее мористые фации шельфа, богатые органическими остатками, а также проявился базитовый вулканизм [8, 23].

Пачелмский авлакоген

Пачелмский авлакоген (см. рис. 2), на примере которого Н.С. Шатский выделил этот тип структур, имеет разломные ограничения и сложную горст-грабеновую структуру на уровне поверхности кристаллического фундамента. Общая длина авлакогена 650‒700 км, ширина 50‒70 км. Пaчелмский aвлaкоген слoжен pифейскими обpaзoвaниями, он пpoслеживается oт севернoй гpaницы Саратовской области дo гpaницы с Пpикaспийским блoкoм и затем пpодолжается далее к центру Прикаспия [50]. Глубина залегания кристаллического фундамента в наиболее опущенных блоках достигает 4.5‒5.0 км. На северо-западе авлакоген по системе разломов соединяется с Подмосковным авлакогеном. Продольными и поперечными разломами Пачелмский авлакоген разбит на отдельные сегменты. При этом возникла система отдельных грабенов с различной полнотой разреза рифейских отложений, кулисообразно причленяющихся один к другому и нередко разделенных продольными и поперечными горстами и седловинами. В основной своей части между Рязанью и Сердобском внутри авлакогена прослеживаются две линейные системы грабенов: юго-западная Рязано-Сердобская и северо-восточная Сасовско-Пензенская. Между этими системами грабенов располагается полоса осевых горстов (Широкопольское поднятие). В северо-западной части, в зоне сочленения с Подмосковным авлакогеном, Пачелмский авлакоген расширяется и внутри него начинают преобладать широкие выступы фундамента. На крайнем юго-востоке на широте г. Петровска, Пачелмский авлакоген также расширяется и сочленяется с осадочным чехлом Прикаспийской впадины. Структура зоны сочленения характеризуется сложным мозаично-блоковым строением, причем его рифейская структура была существенно переработана в течение девона и карбона (см. рис. 1), так как авлакоген (в данном случае наследующий его ‒ Рязано-Саратовский прогиб) являлся одной из главных зон сноса и транзита обломочного материала в Прикаспийскую впадину. Примером может служить сейсмический разрез (рис. 3)

Рис. 3.

Глубинный сейсмический разрез через устье Пачелмского авлакогена (профиль 010762).

В структуре геофизических полей авлакоген прослеживается в виде системы интенсивных сопряженных линейных отрицательных и положительных аномалий гравитационного и магнитного полей. Интенсивность магнитных аномалий настолько велика, что дает возможность предполагать присутствие разломов и корней структуры, уходящих на глубину более 20 км [2]. Этот факт дает возможность предполагать, что Пачелмский авлакоген наследует раннепротерозойскую зону сочленения Сарматского и Волго-Уральского континентальных блоков фундамента Восточно-Европейской платформы [52]. В гравитационном поле авлакоген четко выделяется по осевому относительному минимуму северо-западного простирания. Кроме того, под Пачелмским авлакогеном наблюдается некоторое утонение земной коры. Очень важно отметить, что современная структура авлакогена формировалась не только в течение рифея, но и в палеозое. Наиболее крупные структурообразующие процессы происходили в рифее, венде и девоне. Пачелмский авлакоген заполнен преимущественно отложениями рифея. Затем, после длительного перерыва, он вновь активизировался и продолжил свое развитие в девоне в качестве Рязано-Саратовского прогиба. При этом часть рифейских отложений, особенно в зоне перехода к Прикаспийской впадине, была размыта. Судя по данным сейсмопрофилирования, последние движения по разломам произошли уже в мезозое (см. рис. 2, см. рис. 3).

В Пачелмском авлакогене нижнерифейский комплекс выполняет преимущественно основание его западной ветви, где имеет большую мощность (более 1000 м), но почти не вскрыт бурением (см. рис. 2). Изучен состав лишь самых верхов или самых низов нижнерифейского разреза. Кроме того, из-за формационного сходства и полного отсутствия органических остатков, нижнерифейские отложения часто трудно отличить от нижнедевонских, что вызывает разногласия среди исследователей [26].

Согласно принятой стратиграфической схеме [40], к нижнему рифею отнесена каверинская серия красноцветных песчаников с прослоями конгломератов и гравелитов в нижней половине разреза. По последним данным [42], в Пачелмском авлакогене наблюдается фациальная изменчивость нижнерифейских отложений по простиранию авлакогена. В его северо-западной части (Каверинская структурно-фациальная зона) (см. рис 1, см. рис. 2) распространена каверинскаая серия, юго-восточнее (Сердобско-Пугачевская структурно-фациальная зона), нижний рифей представлен с определенной долей условности татищевской свитой. Литолого-фациальное изучение нижнерифейских отложений позволило В.И. Сухорукову с соавт. [42] выделить в них три фациальных типа терригенных отложений, сменяющих один другой с севера-запада на юго-восток. Области их распространения ограничены поперечными разломами и горстовыми выступами фундамента.

В юго-западной части Пачелмского авлакогена в стратотипе (скв. Татищевская-1) нижний рифей с размывом залегает на породах кристаллического фундамента и с размывом же перекрывается среднедевонскими образованиями (см. рис. 1, см. рис. 2, врезка). Мощность отложений составляет 410 м. Разрез представлен грубым чередованием (от 2–5 до 20–30 м) пачек красноцветных разнозернистых (до грубозернистых) кварцито-песчаников кварцевого и кварц-полевошпатового состава, содержащих прослои и линзы гравелитов, с пачками серых, розовато-серых, мелкозернистых, иногда алевритистых, тонко-горизонтальнослоистых, хорошо отсортированных кварцевых и кварцево-полевошпатовых разновидностей. В этом чередовании также участвуют пачки (2–10 м) тонко-горизонтальнослоистых песчанистых зеленовато-серых и пятнисто-зелено-коричневых глинистых алевролитов и аргиллитов. В несколько более северной части Пачелмского авлакогена (скв. Косолаповская-3) татищевская свита достигает мощности 1066 м [42]. Здесь по сравнению с вышеописанным стратотипом, сокращается доля разнозернистых песчаников и гравелитов. Начинают преобладать более мелкозернистые разности.

Вероятно, красноцветные разнозернистые (до грубозернистых) плохо отсортированные песчаники с массивной текстурой и гравелиты представляют собой фацию речных русел и каналов временны́х потоков, основная масса которых тяготела к разломам юго-западной (Рязано-Сердобской) ветви Пачелмского авлакогена, где нижнерифейские отложения, судя по сейсмическим данным, достигают максимальной мощности и образуют глубокий врез (см. рис. 2). Видимо, здесь находилась основная зона транзита обломочного материала, поступающего из более северо-западной части кратона Балтика. Хорошо отсортированные мелкозернистые и алевритистые тонкогоризонтальнослоистые песчаники, алевролиты и аргиллиты сероцветной и пятнистой окраски представляют собой фацию мелководно-морского бассейна шельфового типа. Видимо, отложениями этой фации представлен нижнерифейский сейсмокомплекс (см. рис. 2) в юго-восточной части авлакогена в зоне сочленения с Прикаспийской впадиной. Доля этой фации в общем парагенезе, по мнению С.В. Сухорукова с соавт. [42], достигает 70%.

К среднему рифею в Пачелмском авлакогене [40] (ртищевская, соколовогорская свиты сомовской серии) среднерифейские отложения залегают несогласно на образованиях нижнего рифея, прилегают к ним или залегают непосредственно на кристаллическом фундаменте. Судя по данным сейсмического профиля Сердобск-Верхозимская (см. рис. 2), характерной особенностью среднерифейских отложений является преимущественное их развитие в юго-западной ветви авлакогена и резкое асимметричное увеличение мощности отложений в восточной приосевой зоне грабена. Они представлены молассоподобными красноцветными континентальными терригенными отложениями, сходными пo своей формационной принадлежности с грабеновыми комплексами начальной стадии растяжения континентальных рифтов. Это позволяет сопоставлять средне-рифейские отложения Пачелмского авлакоrена с синрифтовым комплексом. Источниками сноса служили близлежащие выходы пород фундамента. Мощность отложений изменяется от нескольких метров до 700‒1000 м. О синрифтовой природе среднерифейских отложений свидетельствует и его волновая картина, наблюдаемая на сейсмическом разрезе, где определяется их клиноформное строение (см. рис. 3).

Комплекс верхнего рифея (1000‒700 млн лет). Структурно-вещественный комплекс верхнего рифея отнесен нами к платформенному чехлу суперконтинента Родиния.

В Пачелмском авлакогене это терригенно-карбонатные отложения пересыпкинской и пачелмской серий. Наиболее широко отложения верхнего рифея развиты в южной части авлакогена, хотя значительная их часть была размыта в начале девона (см. рис. 3). В зоне сочленения с Прикаспийским бассейном они местами распространены и за пределами авлакогена. Наиболее представительны разрезы, вскрытые скважинами Пугачевская-10 и Коптевская-3, расположенные в Саратовском Заволжье. Из карбонатных пород этого разреза определены микрофитолиты [42]. Появление карбонатных фаций фиксирует максимум позднерифейской трансrрессии. Обилие перерывов и несогласий отражает флуктуации уровня моря в мелководном этпиконтинентальном бассейне (см. рис. 1, см. рис. 3). Вероятно, бассейн, в котором происходило формирование рассматриваемого комплекса, представлял собой часть внутреннего шельфа рифейского палеоокеана. Судя по сейсмическим данным, бассейн позднерифейского времени развивался проградационно по отношению к Прикаспийской впадине (см. рис. 3). Большая часть этих отложений была размыта в начале девона. Это фиксируют вышележащие отложения среднего девона линзовидно-клиноформного строения, указывающего на субмеридиональное простирание потоков обломочного материала.

Верхний рифей‒нижний венд (700‒570 млн лет). В верхнем рифее‒нижнем венде (700‒570 млн лет) завершилась докембрийская история развития Пачелмского авлакогена. Эта эпоха соответствует, как было показано выше, этапу интенсивного рифтогенеза, индуцированного раскрытием палеоокеана Япетус. На этом этапе происходило накопление вильчанской, волынской (древлянской) серий, а также верхней красноцветной толщи верхов рифея и плетеневской (сотинской) свиты венда. Мощность комплекса изменяется от 100 до более 700 м. Его кровля была размыта во время структурной перестройки платформы на рубеже раннего и позднего венда, во время тиманской орогении и начале девона. Интересно отметить, что позднерифейский осадочный чехол палеоконтинента Родиния при процессах ранневендского рифтогенеза, сопровождавшихся общим поднятием территории, был частично размыт, частично оказался погребенным в грабенах под синрифтовым комплексом. В современной структуре его дорифтовая природа может быть реконструирована только благодаря формационному анализу и данным сейсмопрфилирования.

В Пачелмском авлакогене этот комплекс сохранился лишь на самом северо-западе [13], где залегает с размывом и несогласием на всех более древних образованиях и представлен весьма типичной для этого времени ассоциацией пород, включающей тиллитоподобные конгломераты. В ее составе преобладают пестроцветные терригенные отложения, плохо сортированные, слабо дифференцированные с беспорядочной текстурой или потоковыми типами слоистости. Среди них преобладают аллювиально-пролювиальные накопления, частично, возможно, связанные с таянием ледников [48]. Их фациальные особенности свидетельствуют о контрастном рельефе области осадконакопления. По формационной принадлежности они близки к модассам и грабеновым формациям континентальных рифтов.

Камско-Бельский авлакоген

Эта структура приурочена к восточной окраине Восточно-Европейской платформы и примыкает к аллохтону Башкирского антиклинория. В отличие от Пачелмского, Камско-Бельский авлакоген представляет собой односторонний грабен и отличается асимметричным строением, а также изменением состава, полноты разреза и мощности отложений как с запада на восток, так и с севера на юг по направлению к Восточно-Оренбургскому поднятию (рис. 4, рис. 5, см. рис. 1). Его основание, как и в Пачелмском авлакогене, осложнено системой горстов и грабенов. Однако южный склон относительно пологий и рифейские отложения здесь плавно переходят в чехол платформы.

Рис. 4.

Сейсмогеологический Кипчакский разрез через Камско-Бельский авлакоген (составлен с использованием данных [30]). Обозначены (индексы) сейсмостратиграфические комплексы: Ph ‒ палеозой , V ‒ венд, R₃sh ‒ шиханская, R₃pr ‒ приютовская, R₃ln ‒ леонидовская, R₂us ‒ усинская, R₂ol ‒ ольховская, R₂tk ‒ тукаевская, Калтасинская свита (подсвиты): R₁kb ‒ кабаковская, R₁kl₃ ‒ ашитская, R₁kl₂ ‒ арланская, R₁mn ‒ минаевская. 1 – архейско-раннепротерозойский фундамент; 2–8 ‒ доплитные комплексы осадочного чехла: 2 ‒ нижнерифейский предрифтовый сейсмостратиграфический комплекс протоосадочного чехла Татарского свода (минаевская свита (R₁mn)), 3 ‒ нижнерифейский предрифтовый сейсмостратиграфический комплекс Камско-Бельского авлакогена (R₁kl, R₁kb свиты), 4 – среднерифейский синрифтовый сейсмостратиграфический комплекс Камско-Бельского авлакогена (усинская (R₂us), ольховская (R₂ol), тукаевская (R₂tk) свиты), 5–7– верхнерифейские пострифтовые комплексы осадочного чехла Камско-Бельского авлакогена (осадочный чехол пассивной континентальной окраины суперконтинента Родиния проградационного строения): 5 ‒ леонидовская (R₃ln) свита, 6 ‒ приютовская (R₃pr) свита, 7 ‒ шиханская(R₃sh) свита, ‒ 8 – вендский орогенный сейсмостратиграфический комплекс комплекс тиманид; 9 ‒ палеозойский плитный комплекс осадочного чехла; 10 – геологические границы: а – согласные, б – несогласные, в – границы сейсмических комплексов

Рис. 5.

Временнóй сейсмический разрез ‒ профили № 7, № 40 через Камско-Бельский авлакоген, Восточно-Оренбургское поднятие, Прикаспийскую впадину и Скифскую плиту. 1‒2 – консолидированная кора (фундамент): 1 ‒ Восточно-Европейской платформы (AR‒PR₁), 2 – Скифской плиты (R_1–3); 3–4 ‒ рифей: 3‒ нижний, 4 – средний; 5 – верхи верхнего рифея‒нижний венд; 6 ‒ складчатый комплекс осадочного чехла (R_1–3); 7‒8 – венд: 7 ‒ нижний, 8 – верхний; 9 – нижний-средний ордовик; 10 – силур; 11 – средний палеозой

Нижнерифейские отложения. Они представлены минаевской свитой, распространенной только на западном борту в зоне перехода к Серноводско-Абдулинскому авлакогену и востоке Татарского свода, где залегает резко несогласно на кристаллическом фундаменте и имеет небольшую мощность [16] (см. рис. 1, см. рис. 4, см. рис. 5). Минаевская свита представлена маломощными мелководно-морскими и прибрежно-морскими отложениями. В стратотипическом разрезе (скв. 7000 Арланская) – пестроцветными полевошпат-кварцевыми алевролитами с подчиненными прослоями полевошпат-кварцевых песчаников и доломитов. В 40 км юго-западнее на восточном склоне Татарского свода (скв. Мензелино-Актанышская-203) в составе свиты увеличивается содержание аркозового материала, появляются отдельные прослои гравелитов и конгломератов (см. рис. 1). В доломитах и доломитовых мергелях здесь обнаружены микрофитолиты I (нижнерифейского) комплекса. Мощность свиты 160–280 м.

Более полно отложения нижнего рифея представлены в восточной части Камско-Бельского авлакогена, где они выполняют основание грабена. Литотипом являются мелководно-морские карбонатно-терригенные отложения шельфового типа (кырпинская серия). Кырпинская серия вскрыта скважинами и подразделена на ряд свит и подсвит. Однако их корреляция до сих пор далеко не однозначна. Кипчакский разрез (см. рис. 4) вскрывает калтасинскую (R₁kl) и кабаковскую (R₁kb) свиты. Калтасинская сложена доломитами и в меньшей степени известняками, включающими прослои и пачки аргиллитов и иногда (в средней части разреза) полевошпат-кварцевых алевролитов и песчаников. В карбонатных породах свиты определены строматолиты и микрофитолиты I (нижнерифейского) комплекса, а в аргиллитах ‒ микрофоссилии нижнего рифея [16]. Имеющиеся в калтасинской свите комплексы микрофоссилий, строматолитов и микрофитолитов аналогичны таковым из саткинской и бакальской свит бурзянской серии стратотипических разрезов рифея Башкирского антиклинория Южного Урала [40].

Кабаковская свита (RF₁kb) вскрыта скважинами Кабаковская-62, Кипчакская-1 и Восточно-Аскинская-1. В скважинах Кабаковская-62 и Кипчакская-1, из-за последующего размыва, развита лишь часть разреза кабаковской свиты, представленная темно-серыми и черными аргиллитами слабо углеродистыми алевролитами, содержащими тонкие (от 1–2 до5–6 мм) слойки кварцевых и полевошпат-кварцевых мелкозернистых песчаников. Вскрытая мощность свиты здесь составляет 52‒90 м. В скважине Восточно-Аскинская-1 вскрыт более полный разрез с неравномерным чередованием аргиллитов, песчаников и алевролитов полевошпат-кварцевых, аркозовых и кварцевых, доломитовых мергелей и доломитов. В основании отмечаются песчаники кварц-доломитового состава. Общая мощность свиты 1100 м. Возраст кабаковской свиты обоснован присутствием нижнерифейских микрофоссилий, K‒Ar датировками (1520 и 1358 млн лет) аутигенного глауконита.

Среднерифейсикие отложения. К среднему рифею в Камско-Бельском авлакогене отнесены отложения серафимовской серии [40]. На подстилающих нижнерифейских и архей-нижнепротерозойских образованиях отложения серафимовской серии залегают с размывом. Характерно увеличение мощности всех стратиграфических подразделений с запада на восток, по направлению к краю континента. Это говорит о возникновении бортового уступа и формирвании в среднем рифее континентального склона пассивной окраины на стадии растяжения. Комплекс представлен разнозернистыми песчаниками и алевролитами, кварцевыми, полевошпат-кварцевыми, в меньшей степени субаркозовыми и аркозовыми. В средней части содержатся прослои и пачки доломитов, аргиллитов и доломитовых мергелей. Отмечаются редкие и маломощные потоки эффузивов основного состава. Мощность серии достигает 1880 м.

Верхнерифейские отложения. Верхний рифей в Камско-Бельском авлакогене имеет наибольшее распространение и представлен абдулинской серией [16, 40]. В основании серии распространены пестроцветные карбонатно-терригенные отложения леонидовской свиты. Для нее характерны песчаники кварцевые, часто кварцитовидные, обогащенные акцессорным цирконом, разнозернистые, содержащие резко подчиненные маломощные прослои алевролитов того же состава и аргиллитов. Песчаники содержат мучнисто-белые включения каолинита размером от 0.5–1 до 5–7 мм, беспорядочно и крайне неравномерно распределенные в породе. Яркие литологические особенности леонидовской свиты позволяют использовать ее в качестве хорошего маркирующего горизонта для корреляции допалеозойских осадочных комплексов всей Волго-Уральской области. Мощность свиты 110–600 м.

Вышележащая часть абдулинской серии отличается фациальной изменчивостью. Преобладают преимущественно сероцветные терригенные породы, содержащие карбонатные и глинистые прослои и пачки. Преобладают песчаники и алевролиты, меньше распространены аргиллиты. В подчиненном количестве присутствуют доломиты, известняки и мергели.

Верхняя часть рассматриваемого комплекса сложена пестроцветными известняками (шиханская свита, мощность 170–370 м) и серыми и темно-серыми доломитами (леузинская свита, мощность 235 м). Мощность верхнего рифея в различных районах Камско-Бельского авлакогена колеблется от 800–1000 до 2000–2600 м. Описанные отложения верхнего рифея сопоставляются только с низами каратавия (кипчакский и тангаурский горизонты), остальная часть разреза стратона верхнего рифея Камско-Бельского авлакогена размыта.

Вендские отложения. Венд на территории Камско-Бельского авлакогена (Верхнекамская и Шкапово-Шиханская впадины) залегает со структурным несогласием на подстилающих рифейских отложениях и представлен лишь верхним отделом. Верхневандские отложения прослеживаются широкой полосой вдоль края тиманид. По данным [29], их накопление происходило во время тиманского орогенеза и формационно они близки молассам. Источником обломочного материала являлся растущий тиманский ороген. Полнота вендских разрезов и их мощность определяется величиной предпалеозойского размыва (см. рис. 5) Наблюдется следующая последовательность отложений (снизу вверх) [29, 40]:

• Байкибашевская свита (от 8–25 до 85–190 м) сложена разнозернистыми песчаниками полимиктовыми, полевошпат-кварцевыми, аркозовыми и субаркозовыми, содержащими примесь гравийно-галечнго материала.

• Старопетровская свита (80–465 м) представлена неравномерным чередованием преимущественно сероцветных песчаников и алевролитов полимиктового, полевошпат-кварцевого, аркозового и субаркозового состава и углеродсодержащих аргиллитов. На подстилающей байкибашевской свитой она залегает согласно или трансгрессивно.

• Салиховская свита (90–440 м) сложена разнозернистыми полимиктовыми песчаниками и алевролитами с редкими прослоями аргиллитов. В крупнозернистых разностях отмечаются гравий и мелкая галька, и песчаники переходят в гравелиты или мелкогалечные конгломераты, образуя прослои толщиной до 5 см.

• Карлинская свита (100–610 м) представлена аргиллитами с подчиненными прослоями полимиктовых и полевошпат-кварцевых алевролитов и песчаников. Колебания мощности свиты определяются глубиной предпалеозойского размыва.

Серноводско-Абдулинский авлакоген

Серноводско-Абдулинский авлакоген представляет собой грабен, отходящий в виде аппендикса на запад от Камско-Бельского авлакогена между Татарским и Жигулевско-Оренбургским сводами. Эта структура протягивается в широтном направлении на расстояние 325‒330 км (см. рис. 1). В западной части он резко сужен до 15‒20 км. Восточнее его поперечник увеличивается до 45‒50 км, а в зоне сочленения с Камско-Бельским авлакогеном достигает 145‒150 км. Поверхность фундамента погружается вдоль оси прогиба с запада на восток от 3 до 7‒8 км. В поперечном сечении структура имеет асимметричное строение с пологим северным бортом и крутым обрывистым южным. Однако современное южное ограничение авлакогена по зоне Большекинельских разломов имеет рифейско-палеозойский возраст (рис. 7). Корни Большекинельского разлома лежат в основе формирования южного борта Серноводско-Абдулинского авлакогена. В допалеозойской истории наиболее погружающимся блоком был северный, но в фанерозое движения по нему сменились на противоположные. В результате часть рифейских отложений северного борта авлакогена была размыта.

Рис. 6.

Карта современного распространения сейсмостратиграфических комплексов венда. Обозначено (цифра в кружке) сейсмогеологические разрезы: 6 ‒ Профиль XVII Карачиганак через северный борт Центрально-Прикаспийской депрессии; 8 ‒ сейсмогеологический разрез Волгоград‒Челкар (западная часть) через западную часть Центрально-Прикаспийской депрессии; 9 ‒ Прикаспийской впадины (Центрально-Прикаспийская депрессия). 1‒2 ‒ фундамент: Восточно-Европейской платформы (континент Балтика) (архей‒протерозой), 2 – Скифской плиты (нижний-верхний рифей); 3 – складчатый комплекс тиманид Урала (нижний рифей‒венд); 4 – варисциды Урала; 5 – Прикаспийский остаточный океанический бассейн; 6 – молассы кадомид Скифской плиты (конец рифея‒нижний венд); 7 – терригенные отложения нижнего венда авлакогенов Восточно-Европейской платформы; 8 – молассы верхнего венда тиманид Урала; 9 – области размыва вендских и рифейских отложений; 10 – разломы: – а – докембрийские, б – палеозойские; 11 – местоположение сейсмических разрезов и их номер

Рис. 7.

Глубинный сейсмический разрез через Серноводско-Абдулинский авлакоген (интерпретирован с использованием данных [25]). 1 – архей-раннепротерозойский фундамент; 2‒3 –рифей: 2 ‒ нижний, 3 – средний; 4 – верхи верхнего рифея–нижний венд; 5 – средний палеозой; 6 – пермь; 7 – разломы: а – рифейские , б – палеозойские

По данным о строении кровли дорифейского фундамента, основанным на материалах сейсморазведки МОГТ, в основании Серноводско-Абдулинского авлакогена имеется четыре мульды, разделенные выступами фундамента с запада на восток: Спасская, Камышлынская, Абдулинская и Шкаповско-Шиханская. В мульдах мощность рифея имеет максимальные значения, а на разделяющих их выступах значения минимальные. С запада на восток по простиранию происходит увеличение мощности рифея. Так, в крайне западной Спасской мульде мощность рифейских отложений составляет 4000 м, а в крайне восточной, Шкаповско-Шиханской, достигает 8000 м. Такие соотношения наблюдаются и в пределах разделяющих их выступов [25]. Зону перехода от поднятия фундамента к Шкаповско-Шиханской впадине, располагающейся как в устье Серноводско-Абдулинского авлакогена, так и в западной части Камско-Бельского, хорошо иллюстрирует сейсмогеологический разрез (см. рис. 4).

По современным представлениям [16, 36, 40], основанным на корреляции с разрезом Камско-Бельского авлакогена, разрез рифея Серноводско-Абдулинского авлакогена отличается различной полнотой в отдельных своих частях, обилием перерывов и несогласий, однако включает образования нижнего, среднего, верхнего рифея и раннего венда. Образования нижнего и среднего рифея прорваны многочисленными силлами и дайками габбро-диабазов. Корреляции основаны, преимущественно, на сопоставлении разрезов Камско-Бельского авлакогена и восточной части Серноводско-Абдулинского авлакогена (скважины Аслыкульская, Шкаповская). В более западной части авлакогена рифейские отложения менее изучены и вскрыты бурением только в прибортовых зонах (см. рис. 7). По данным [25], они представлены красноцветными конгломератами, гравелитами и песчаниками. Отложения отличаются непостоянством литологического состава, фациальной изменчивостью и слабой сортировкой обломочного материала по величине и степени окатанности. Обычно они слабо сцементированы каолинитом и гидрослюдистой глиной, часто пропитанной гидроокислами железа. Тонкообломочные разности в виде тонких линзовидных прослоев тяготеют к центральным частям авлакогена. Слоистость пород нечеткая и разнообразная: параллельная, неправильная и косая. Состав зернистых пород микроклин-кварцевый, кварцевый или аркозовый (калиевые полевые шпаты составляют 40‒50%). Породы обогащены слюдистыми минералами. В отдельных прослоях содержание слюды достигает 70%. Мономинеральные кварцевые песчаники пачками от 10 до 380 м встречаются в различной части разрезов или слагают целиком разрез преимущественно в прибортовых участках. Палеонтологические остатки в терригенных додевонских породах пока не обнаружены, поэтому сопоставления их с разрезом Камско-Бельского авлакогена довольно условны. При интерпретации сейсмического разреза (см. рис. 7) нами учитывались особенности волновой картины разреза. Здесь в допалеозойском разрезе четко обособлены два структурных этажа, разделенных структурным несогласием. Нижний этаж выполняет грабен, четко ограниченный с юга системой Большекинельских разломов. Часть их имеет более молодой палеопалеозойский возраст. В составе нижнего этажа четко обособлено два сейсмокомплекса. По аналогии с Камско-Бельским авлакогеном, мы полагаем, что нижний комплекс отвечает нижнему рифею, а верхний соответствует синрифтовому среднерифейскому комплексу. Верхний структурный этаж перекрывает грабен и развит на всей территории разреза. На севере разлом южной вергентности частично срезает нижний структурный этаж. Учитывая субширотное простирание Серноводско-Аблулинского авлакогена, мы полагаем, что верхний структурный этаж сформирован в результате новой фазы рифтогенеза в конце рифея‒раннем венде, синхронно с раскрытием палеоокеана Япетус [46].

Складчатый комплекс осадочного чехла

Складчатый комплекс осадочного чехла развит на территории Соль-Илецкого поднятия и его склонах, на южном склоне Воронежской антеклизы, Ростовском выступе – повсюду в зоне перехода к Прикаспийской впадине и зоне сочленения с кадомидами и тиманидами (см. рис. 1, см. рис. 5, рис. 8). Этот комплекс почти не вскрыт бурением из-за большой глубины залегания.

Рис. 8.

Временнóй сейсмический разрез ‒ Профиль № 9 (скважины Копанская, Бердянская) через зону сочленения Восточно-Европейской платформы с кадомидами Скифско-Туранской плиты. 1‒2 – консолидированная кора (фундамент): 1 ‒ Восточно-Европейской платформы (AR‒PR₁), 2 – Скифского террейна (R_1–3); 3 – складчатый комплекс осадочного чехла ((R_1–2), 4 – верхний рифей, 5 – нижний венд, 6 – нижний-средний ордовик: а – нижняя часть, б – верхняя часть; 7‒8 – палеозой: 7 ‒ средний (D₁‑D₃f), 8 – верхний (D₃fm‒P₁); 9 – разломы (крупные, второстепенные и активизированные в более позднее время)

На Соль-Илецком поднятии (см. рис. 8) о его строении и мощности можно судить лишь по сейсмическим данным. На временнóм сейсмическом профиле (см. рис. 8), пройденном через зону сочленения Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты, складчатый комплекс осадочного чехла ограничен разломами и имеет общую антиклинальную структуру, также осложненную разломами. Отчетливо видно, что эта зона деформаций и сжатия возникла в конце рифея‒раннем венде в период коллизии пассивной окраины Балтики с микроконтинентом Скифия. Северное ограничение комплекса осложнено разломами северной вергентности и представляет собой тектонический уступ. Сам комплекс разбит системой разломов и деформирован. Предполагается, что эти разломы первоначально имели листрическую природу и изменили свою вергентность позднее, в результате активизации при процессах сжатия в периоды кадомского, тиманского и затем варисцийского орогенеза. Мощность комплекса возрастает к югу по направлению к Прикаспийской впадине и достигает 2000‒4000 м. Совокупность этих особенностей позволяет полагать, что эти отложения принадлежат ранне-среднерифейской пассивной окраине континента Балтика, а в позднем рифее принадлежали суперконтиненту Родиния [46].

Толщи подобного складчатого строения развиты на южном склоне Воронежской антеклизы и на Азовском блоке (Ростовском выступе), где кристаллический фундамент Восточно-Европейской платформы полого-ступенчато погружается в сторону Донбасса до глубины 7‒8 км. Характерно субширотное простирание рифейских толщ с углами падения 15°‒30°. Они по скважинам прослежены вплоть до г. Сальск. Породы комплекса изменены до стадии катагенеза или низкотемпературной зоны фации зеленых сланцев. В основании Днепровско-Донецкого авлакогена они также имеют субширотное простирание. На этих территориях установлен рифейский этап активизации фундамента в виде трещинных интрузий порфировидных гранитоидов позднерифейско-вендского возраста [6, 7, 20].

Рифейские отложения в периферических участках Ростовского выступа вскрыты рядом скважин на глубину до 700 м. Наблюдается следующая последовательность пород (снизу вверх):

(1) ‒ В основании пачка чередования серицитовых сланцев, филлитов и песчаников. Выше следует ритмичное переслаивание алевролитов и песчаников с доломитами. Завершает цикл пачка доломитов с прослоями алевролитов. М. около 1000 м.

(2) ‒ В основании пачка чередования кварцитовидных песчаников, кварцитов, сланцев с включениями брекчий. Выше наблюдается переслаивание тонкозернистых кварцевых и разнозернистых полимиктовых песчаников. Завершают разрез ритмически чередующиеся песчаники, метаалевролиты и доломиты. М. до 700 м.

(3) ‒ На размытой поверхности подстилающих отложений залегает толща гравийно-галечных конгломератов мощностью до 100 м. В ее средней части конгломераты содержат прослои грубозернистых песчаников. Завершает разрез пачка чередования конгломератов, сланцев и доломитов М. 300 м.

(4) ‒ Конгломераты с размывом перекрывают все подстилающие отложения, реже нижнепротерозойские образования. Галька представлена метаэффузивами, метапесчаниками, сланцами и голубым кварцем. Галька гранитоидов и эффузивов имеет возраст 1800 млн лет. М. до 600 м [6, 7, 20].

Этот разрез четко делится на две части. Нижние две пачки характеризуют типичный разрез мелководно-морских отложений эпиконтинентального шельфа Восточно-Европейской платформы. Ритмичность строения этих образований отражает флуктуации уровня моря. Формационные особенности этой части разреза типичны для верхнего рифея.

Пачки (3) и (4) своим несогласным налеганием фиксируют этап структурной перестройки и резкое изменение геодинамической обстановки. Появление аллохтонного полимиктового обломочного материала с участием псефитовых фаций и увеличением их доли снизу вверх по разрезу свидетельствуют о росте поднятий и постепенном обмелении бассейна осадконакопления. Формационно отложения этой части разреза близки молассам нижнего венда. Разрез отражает процесс кадомской коллизии Скифского террейна с континентом Балтика в конце рифея‒начале венда, подобно тому, как это происходило в районе Оренбургского поднятия (см. рис. 6, рис. 9).

Рис. 9.

Временнóй сейсмический разрез через зону сочленения Камско-Бельского авлакогена и Башкирского антиклинория ‒ Профиль Шихан- Кулгунинская (интерпретирован с использованием материалов [36]). 1 – фундамент (архей‒протерозой); 2–3 – нижний рифей: 2 – сигаевская (sg), костинская (ks), норкинская (nr), ротковская (rt), минаевская (mn) свиты нерасчлененные, 3 – калтасинская свита (kl); 4 – средний рифей, кабаковская свита (kb); 5–6 верхний рифей: 5 ‒ леонидовская (ln), приютовская (pr), шиханская(sh) свиты нерасчлененные, 6 – салиховская свита(sl); 7 – верхний венд; 8 – палеозой; 9 – разломы

Тиманиды Уральской складчатой области

На рассматриваемой территории рифейско-вендские отложения развиты в Башкирском антиклинории (см. рис. 1). Строение и состав позднедокембрийских отложений Башкирского антиклинория детально изучены и подробно описано в геологической литературе [12, 16, 29, 41, 42, 55]. Здесь впервые выделен рифей и здесь находятся стратотипические разрезы рифея, которые не нуждаются в подробном описании. Рассмотрим лишь структурную позицию этих образований и их формационные особенности в сравнении с одновозрастными отложениями восточной окраины Восточно-Европейской платформы на примере сейсмического разреза, пересекающего зону сочленения Камско-Бельского авлакогена и Башкирского антиклинория (см. рис. 8). В рифее здесь формировались осадочные бассейны Тимано-Прикаспийской пассивной континентальной окраины Родинии [26, 28, 29].

Рифей Башкирского антиклинория. Рифей Башкирского антиклинория в современной структуре находится в аллохтонном залегании и был надвинут на образования рифея Камско-Бельского авлакогена в эпоху завершающей варисцийской складчатости Урала (см. рис. 9). При этом, наиболее полные разрезы аллохтона коррелируются с разрезами автохтона [36], хотя отличаются большей полнотой и представлены более дистальными и мористыми фациями с большим участием вулканитов, сокращением доли терригенных пород за счет увеличения карбонатной составляющей. На основании этих сопоставлений мы полагаем, что рифейские отложения тиманид Башкирского антиклинория характеризуют внешний шельф и континентальный склон пассивной окраины Родинии.

Венд Башкирского антиклинория. Венд Башкирского антиклинория представлен молассами ашинской серии, имеющей, по последним данным, поздневендский возраст [9, 29]. Ашинская серия представляет собой орогенный комплекс тиманид. Она залегает на подстилающих отложениях рифея с размывом и резким структурным несогласием. По данным А.В. Маслова [22], В.М. Горожанина [5], крупные врезанные долины и эрозионные впадины в отложениях рифея, заполненные отложениями вендского возраста, как на западном, так и на восточном крыльях мегантиклинория, свидетельствуют о значительном предвендском перерыве, росте поднятий и формировании расчлененного рельефа тиманид.

Разрез Ашинской серии в западной зоне Башкирского антиклинория представлен следующей последовательностью пород (снизу-вверх):

• Бакеевская свита выполняет эрозионную впадину в отложениях верхнего рифея [5, 30]. Она представлена зеленовато-серыми полевошпат-кварцевыми песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами с подчиненными прослоями мелкогалечных конгломератов, в том числе тиллитоподобных микститов, гравелитов и гематитовых руд. М. 140‒650 м.

• Урюкская свита представлена аркозовыми, полевошпато-кварцевыми и кварцевыми песчаниками с прослоями гравелитов, конгломератов и алевролитов. Последние характерны в основном для верхней части свиты. М. 250‒350 м.

• Басинская свита сложена переслаиванием пакетов и пачек серых и зеленовато-серых песчаников, алевролитов и аргиллитов. М. 700‒900 м.

• Куккараукская свита образована песчаниками, а также среднегалечными и валунно-галечными конгломератами. М. 50‒350 м.

• Зиганская свита объединяет зеленовато-серые песчаники, алевролиты и аргиллиты, включающие в резко подчиненном количестве прослои конгломератов и известняков. М. 350‒450 м.

В конце раннего венда проявились орогенические процессы в Тиманидах Урала, приведшие к коллизии Тиманид с восточной окраиной континента Балтика и с кадомской Скифией (см. рис. 5, см. рис. 6). Коллизия, вероятно, была косой, поэтому коллизионные процессы на юге продолжались до конца венда, а севернее широты 54° (современные координаты), вероятно, и в кембрии [32].

Кадомиды Скифской плиты

Скифия (Скифский террейн) расположен между северным склоном Большого Кавказа и кряжем Карпинского [45]. Он представляет собой эпигренвильский метаморфический фундамент эпигерцинской Скифской плиты (см. рис. 1, см. рис. 6). Зона сочленения эпигренвильского фундамента Скифии и варисцид Кавказа Скифской плиты носит шарьяжно-надвиговый характер с изменением направлений плоскостей смещения [2].

В исследуемом регионе складчатые образования рифея Скифской плиты не вскрыты бурением, так как погребены под мощным слоем более молодых осадков. Отдельные выходы этих образований известны в Бечасынской зоне Предкавказья и Устюрте. В пределах этой территории в отдельных выступах распространены метаморфические гнейсово-сланцевые толщи рифея, первично терригенные и вулканогенные, перекрытые платформенными чехлами раннепалеозойского (среднекембрийско-силурийского) возраста [2, 3, 38, 39]. Там порфиробластовые альбит-мусковит-хлоритовые сланцы и эпидот-альбит-хлоритовые гнейсы и сланцы кесантинского вулканогенно-терригенного комплекса имеют возраст 865 млн лет (Rb‒Sr); в другом месте серицит-хлорит-альбитовые сланцы по туфам содержат обломочные цирконы с Sm‒Nd возрастом 831 и 787 млн лет, а порфиритоиды датированы по цирконам 772.4 и 859.9 млн лет (U‒Pb) [2, 20, 35, 38]. В Бечасынской зоне известен также изолированный выход гранита вендского возраста (в обоих случаях определения даны по цирконам [11]. Породы фундамента смяты в крупные асимметричные складки с северной вергентностью.

Эпигренвильский фундамент Скифии перекрыт маломощным осадочным чехлом верхов рифея(?)‒раннего венда (см. рис. 5, см. рис. 7). При этом на приведенных разрезах видно, что сейсмокомплекс раннего венда Скифии на юге частично перекрывает складчатый комплекс рифея Восточно-Европейской платформы (Балтики), при этом значительно увеличиваясь в мощности. Это свидетельствует о том, что коллизия Балтики и Скифии произошла на рубеже позднего рифея и венда. В раннем венде Скифия уже являлась областью размыва и сноса обломочного материала. Сейсмокомплекс нижнего венда Скифии перекрывается образованиями верхов нижнего-верхнего венда тиманид Урала.

Завершается процесс кадомско-тиманской коллизии внедрением гранитов вендского возраста [11] в кадомидах Скифии, а в зоне коллизии Сарпинского блока Скифии и Восточно-Европейской платформы данный процесс завершался в раннем кембрии [24].

Фундамент Прикаспийского осадочного бассейна

Фундамент Прикаспийского осадочного бассейна слагает Центрально-Прикаспийский блок, который занимает осевую часть Прикаспийской впадины с глубинами залегания сейсмического и магнитоактивного фундамента свыше 18‒20 км (рис. 11, рис. 12). Сведения о петрофизических параметрах пород фундамента в Центрально-Прикаспийской зоне отсутствуют, поэтому не выработана единая точка зрения о природе ее фундамента. Ряд исследователей предполагает распространение коры океанического типа или существование линзы, близкой по физическим свойствам к эклогитам [3, 17, 21]. По мнению В.А. Буша и В.Г. Казьмина [2], основанному на результатах глубинных сейсмических зондирований методами ГСЗ и КМПВ, по профилю Пугачев‒Бейнеу, пересекающему Прибортовую зону континента Балтика в северо-западном направлении, можно говорить об утонении гранитно-метаморфического слоя земной коры непосредственно к юго-востоку от бортового уступа в 1.7‒2.3 раза в полосе шириной 90‒100 км. При этом скорости продольных волн (𝒱р) в верхней части коры составляют 6.4‒6.5 км/с, что характерно для пород гранитно-гранодиоритового состава, но вполне допустимо и для базитовых вулканических комплексов. Только на участке шириной 30 км у подножия Скифского террейна отмечаются скорости, близкие к скоростям в океанической коре (𝒱р = 6.7км/с). На профиле Маныч‒Карачаганак [1, 17], пересекающем западную часть Центрально-Прикаспийской депрессии в северо-восточном направлении, выделяется зона шириной:

Рис. 11.

Сейсмогеологический разрез Волгоград‒Челкар (западная часть) через западную часть Центрально-Прикаспийской депрессии. 1‒2 – фундамент (консолидированная кора): 1 ‒ Центрально-Прикаспийского блока, 2 ‒ Восточно-Европейской платформы; 3‒6 ‒ комплексы: 3 – верхнерифейско‒ранневендский сейсмостратиграфический, 4  – ордовикско‒силурийский сейсмостратиграфический, 5 – нижне-среднедевонский сейсмостратиграфический, 6 – верхнедевонско‒пермский сейсмостратиграфический комплекс; 7 – поверхность консолидированной коры Центрально-Прикаспийского блока; 8 – разломы: а – докембрийские, б – палеозойские

Рис. 12.

Сейсмогеологический разрез Прикаспийской впадины (Центрально-Прикаспийская депрессия). 1‒3 – фундамент (консолидированная кора): 1 ‒ Центрально-Прикаспийского блока, 2 – Восточно-Европейской платформы (AR‒PR), 3 – Скифии (Скифский террейн) (PR_2–3); 4‒7 ‒ верхнерифейско‒ранневендский сейсмостратиграфический комплекс: 4 – молассы кадомид, 5 – терригенные породы склона и подножья Восточно-Европейской платформы, 6 – углеродисто-глинистые отложения Центрально-Прикаспийской депрессии, 7 – доломиты Центрально-Прикаспийской депрессии; 8‒10 – сейсмостратиграфические комплексы: 8 ‒ ранне-среднеордовикский, 9 – ордовикско‒силурийский, 10 – нижне-среднедевонский; 11 – верхнедевонско‒мезозойский комплекс отложений нерасчлененный; 12 – соли; 13 – кайнозойские отложения; 14 – разломы: а докембрийские, б – палеозойские

80 км с 𝒱р = 6.8 км/с (в верхнем слое коры);

6.92 км/с (в нижнем слое коры).

Эту зону можно рассматривать в качестве подножия континентальной склона с утоненной континентальной корой, граничащей на юге с узкой зоной коры океанического типа. Существование фрагмента океанической коры на границе со Скифским террейном объясняется тем, что во время формирования суперконтинента Родиния около 1 млрд лет назад, одновременно с гренвильской коллизией произошло локальное наращивание континентальной коры в результате аккреционных процессов над зонами субдукции. Вероятно, что в южной части Родинии [53] к североафриканскому Нильскому орогену примыкал близкий ему по возрасту орогенический надсубдукционный пояс Скифия [45]. Позднее, около 750‒ 700 млн лет назад, благодаря субдукционным процессам, усилившимся при распаде Родинии, произошло сближение Скифии с континентом Балтика. Если это так, то разлом северной вергентности, ограничивающий северный край Скифского террейна (см. рис. 6, см. рис. 12), можно рассматривать в качестве реликта зоны субдукции, во фронтальной части которой сохранились фрагменты океанической коры, некогда разделявшей Скифскую энсиалическую дугу и континент Балтика.

Суммируя имеющиеся данные, мы полагаем, что в позднем рифее континент Балтика входил в состав суперконтинента Родиния, а его юго-восточная окраина являлась частью пассивной окраины Родинии, примыкающей к Палеопацифику [45]. При распаде Родинии и коллизии в раннем венде Балтики со Скифским террейном оформился аномальный Центрально-Прикаспийский блок, в качестве довольно глубокого остаточного океанического бассейна с утоненной в разной степени континентальной корой, переходящей у подножья Скифии в океаническую. Исходя из этого, можно предполагать, что рифейские отложения Прикаспийского бассейна представлены дистальными фациями отложений континентального склона и подножия Балтики и Скифии. При этом продукты размыва Скифского террейна не могут быть древнее позднерифейско‒ранневендских.

На рисунке 11, иллюстрирующем строение западной части Центрально-Прикаспийской депрессии, показаны особенности строения осадочного чехла северной приплатформенной части бассейна Прикаспийской впадины. В западной части профиля виден фрагмент метаморфического фундамента Воронежской антеклизы с относительно маломощным чехлом терригенных отложений конца рифея‒нижнего венда, перекрытых в свою очередь, отложениями девона. Мощность терригенных отложений верхнего рифея‒нижнего венда резко возрастает восточнее разлома, разделяющего континентальный склон Восточно-Европейской платформы и устье Пачелмского авлакогена. Здесь расположен мощный конус выноса обломочного материала, перекрывающего как склон платформы, так и значительную часть фундамента Центрально-Прикаспийской депрессии. В зоне этого мощного конуса выноса разрез более полный и позднерифейско-нижневендские отложения перекрыты образованиями ордовика‒силура. Это указывает на то, что Воронежская антеклиза в течение позднего венда и кембрия представляла собой сушу и подвергалась длительной эрозии и размыву. Поэтому можно полагать, что накопление мощного конуса выноса на подножии континентального склона в устье Пачелмского авлакогена происходило более длительное время и охватывало не только ранний венд, но и поздний, а также кембрий, вплоть до крупной структурной перестройки в начале ордовика, связанной с раскрытием Уральского палеоокеана. Это объясняет огромную мощность этой толщи обломочного материала.

На разрезе, пересекающем Прикаспийский бассейн в меридиональном направлении от края Восточно-Европейской платформы восточнее Пачелмского авлакогена до Актюбинско-Астраханской зоны поднятий, расположенной в средней части Скифского террейна (см. рис. 6, см. рис. 12), показано строение значительной части Скифского террейна, его северного склона и подножья, а также центральной части Прикаспийского бассейна, приплатформенного склона и северного борта Восточно-Европейской платформы. Здесь на континентальном склоне Восточно-Европейской платформы наблюдается типичная картина, характерная для пассивных окраин континентов – ступенчатая система односторонних грабенов, заполненных терригенными отложениями верхнего рифея‒нижнего венда. Вероятно, эта картина отражает строение пассивной окраины суперконтинента Родиния. На континентальном подножии здесь, как и на субширотном разрезе (см. рис. 11), виден мощный конус выноса обломочного материала. Это свидетельствует о том, что в конце рифея‒раннем венде и кембрии южная часть континента Балтика представляла собой сушу и подвергалась интенсивному и длительному размыву. Вероятно, это объясняется тем, что в период конца рифея-начала венда произошла коллизия Балтики и Скифии, а завершающий этап коллизионного процесса фиксируются ростом поднятий и внедрением гранитов гусихинского комплекса [24]. Поэтому можно полагать, что терригенные отложения, слагающие мощные конуса выноса на континентальном склоне и подножии на окраинах Прикаспийского бассейна, формационно близки молассам.

На южной окраине Прикаспийского бассейна, прилегающей к Скифскому террейну, наблюдается сходная картина. Здесь маломощный верхнерифейско-нижневендский чехол Скифии на континентальном подножии резко возрастает по мощности (см. рис. 12), образуя конус выноса обломочного материала. Отличие заключается в том, что северный край Скифского террейна ограничен разломом северной вергентности, представляющим собой отмершую зону субдукции. Если это так, то прилегающая часть Прикаспийского бассейна по своей природе близка краевому прогибу. В таком случае отложения южного конуса выноса должны быть более грубозернистыми, чем на северной окраине, и включать значительное количество псефитов. Кроме того, складчатый комплекс осадочного чехла, развитый на Соль-Илецком поднятии и Азовском блоке, вероятно, можно классифицировать как аккреционную призму, образовавшуюся в процессе сближения Скифского террейна с континентом Балтика и сложенную, преимущественно, рифейскими отложениями осадочного чехла океанического бассейна, некогда разделявшего Скифию (Скифский террейн) и континент Балтика (Палеоуральский океан (?)) (см. рис. 1, см. рис. 8).

В результате причленения Скифии к континенту Балтика, Центрально-Прикаспийский бассейн оказался частично изолированным от Палеопацифика. Орогенические процессы на окраинах Прикаспийского бассейна привели к понижению базиса эрозии и понижению уровня моря в его пределах. Поэтому осадки конца рифея‒раннего венда, накопившиеся в центральной части полузамкнутого бассейна, скорее всего, накапливались в застойных условиях и дожны быть обогащены углеродом (см. рис. 12).

В результате коллизии пассивной юго-восточной окраины континента Балтика в раннем венде со Скифией, а в позднем венде с тиманидами Урала, была сформирована сложная тектоническая структура Оренбургского тектонического узла. При этом Прикаспийский залив Протоуральского океана превратился замкнутый бассейн типа орогенной впадины, подобной существовавшей на этой территории в ранней перми во время варисского орогенеза в Уральской складчатой зоне [26, 46].

Низкое стояние уровня моря в Прикаспийском бассейне, начавшееся в раннем венде и продолжавшиеся до начала ордовика, привело к дальнейшему падению базиса эрозии, возможно, частичному осушению бассейна и формированию глубоких эрозионных врезов и каналов транзита обломочного материала в Пачелмском и Серноводско-Абдулинском авлакогенах и их устьях, а также к накоплению во впадинах рельефа конусов выноса обломочного материала, аналогичных тем, которые возникли по периферии и центральной части Прикаспийской впадины в ранней перми в подсолевом комплексе [4, 18]. Вероятно, этим процессом объясняется размыв рифейских отложений в западной и северной прибортовой зонах Камско-Бельского авлакогена [16], фациальная изменчивость и локальные размывы рифея в Пачелмском авлакогене [42], эрозионные врезы в кровле консолидированной коры Центрально-Прикаспийского блока на продолжении Пачелмского авлакогена (см. рис. 11).

Рост поднятий во время коллизии Балтики и Скифии с тиманидами Урала в позднем венде также сопровождался накоплением моласс и обильным поступлением на территорию Камско-Бельского авлакогена и в Прикаспийскую впадину терригенного материала (см. рис. 5, рис. 7 , см. рис. 11, см. рис. 12). Процессы тиманской орогении и падение уровня моря проявились и на территории Башкирского антиклинория – рифейской пассивной окраине Балтики в составе Родинии. Так, по данным А.В. Маслова [22], в это время формируются крупные врезанные долины, выполненные отложениями венда, как на западном, так и на восточном крыльях антиклинория.

В результате в конце позднего венда Центрально-Прикаспийский бассейн был полностью изолирован от мирового океана и превратился в замкнутую котловину. Рост окружающих поднятий вызвал понижение базиса эрозии, водный бассейн, вероятно, обмелел и приобрел черты орогенной межгорной впадины. Об этом говорит неровный, ярко выраженный эрозионный контакт подошвы позднерифейско‒вендско‒кембрийского сейсмокомплекса. Вероятно, этот процесс усилился к концу позднего венда. Об этом свидетельствует появление в верхах разрезов позднего венда Приуралья и Башкирского антиклинория, а также в центральной части Прикаспийского бассейна (доломитов [16, 26] (геофизические данные), ассоциирующихся с конгломератами, в том числе тиллитоподобными. Скорее всего, в конце венда произошло частичное осушение Центрально-Прикаспийского бассейна и его засолонение. Этому процессу способствовал также поздневендский Байконурский цикл оледенения [49]. Подобный процесс повторился на этой территории в перми, в результате завершения варисского орогенеза на Урале. Вендский орогенез заметно увеличил размеры Восточно-Европейского кратона.

Осадконакопление в юго-восточной части континента Балтика возобновилось лишь в ордовике при процессах деструкции тиманид, раскрытии Уральского океана и восстановления связи Прикаспийского бассейна с мировым океаном. Перерыв в осадконакоплении был достаточно длительным. Отложения верхнего венда на рассматриваемой юго-восточной части Восточно-Европейской платформы отсутствуют совсем. Вероятно, они и не накапливались на этой территории из-за роста области Соль-Илецкого поднятия во время коллизии Балтики с тиманидами Урала.

Коллизия, вероятно, была косой. Поэтому коллизионные процессы на юге продолжались до конца венда, а севернее широты 54° (современные координаты), вероятно, и в кембрии [32]. Масштабные аккреционные процессы охватили также и значительную часть окраин Балтики. На востоке – на Печорско-Эбетинской активной окраине – завершалось становление вулкано-плутонического пояса. Вулканиты представлены базальтами, андезитами, дацитами и риолитами известково-щелочной и субщелочной серий. Бимодальные ассоциации имеют возраст [33, 43, 53]:

565‒500 млн лет (базальт-риолиты и габбро-граниты);

586 ± 21 и 535 ± 10 млн лет (кислые вулканиты);

550‒515 млн лет (граниты).

И только, начиная с ордовика, в юго-восточной части континента Балтика началось накопление плитного комплекса осадочного чехла Восточно-Европейской платформы. В ордовике начался новый этап развития Прикаспийской впадины. Постепенное раскрытие Уральского палеоокеана вызвало подъем уровня моря и затопление Прикаспийской впадины, восстановление ее связи с мировым океаном. Поэтому отложения ордовика в Прикаспийской впадине залегают резко несогласно, срезая подстилающие отложения конца рифея‒венд‒кембрия, заполняя эрозионные ложбины и впадины, сформированные в период изоляции впадины в позднем венде‒кембрии. Наиболее крупные из них расположены напротив устья Пачелмского авлакогена. Здесь образования ордовика глубоко врезаны в базитовый фундамент Центрально-Прикаспийского блока (см. рис. 11). Мощность ордовикских отложений возрастает по направлению с запада на восток в сторону Уральского океана. Обломочный материал в Прикаспийский бассейн поступал как через канал Пачелмского авлакогена, так и со стороны восточного склона Воронежской антеклизы и западной части Скифии (Скифского террейна), где накопление осадочного чехла началось лишь в девоне.