книги / Минерально-сырьевые ресурсы Пермского края

штоки с зональным строением, связанным с дифференциацией в процессе неравномерно­ го остывания и кристаллизации, а также с постмагматическими процессами. В краевых частях интрузивных тел залегают микродолериты и долериты с порфиритовой структурой, в средней части — долериты и габбродолериты от мелкодо крупнозернистых, слагающие 80—85% объема тел. К краевым частям даек чаще всего приурочены более меланократовые разности с количественным преобладанием пироксена, иногда здесь появляется оливин (1—5%), приуроченный, как правило, клежа­ чему боку. В габбродолеритах центральных частей тел резко снижается количество пиро­ ксена, появляются микропегматит и кварц. В краевых частях тел интенсивнее протекают процессы уралитизации и хлоритизации пироксенов, соссюритизации и пренитизации плагиоклазов.

Зональность интрузивных тел отражается на содержании в породах ряда основных ок­ сидов. В краевых частях тел долериты более магнезиальны, обладают сравнительно низкой щелочностью, железистостью. Однако эта за­ кономерность нарушается наложенными гид­ ротермальными изменениями. По норматив­ ному составу большинство пород усьвинского комплекса относится ккварцевым толеитам с содержанием нормативного кварцадо 17,0%. Однако встречаются долериты, относящиеся к оливиновым толеитам, с содержанием нор­ мативного оливина до 15%. По содержанию ТЮ2 породы относятся к мало- и среднетита­ нистым, с преобладанием последних (ТЮ2 —

1- 2%).

Дайки габбродолеритовусьвинского комп­ лекса распределены по площади неравномер­ но, образуя субмеридионально вытянутые рои, протягивающиеся на десятки, до сотни километров. Количество даек уменьшается к югу от бассейна р. Усьвы и к западу, в полосе развития верхневендских отложений. Мощ­ ность даек колеблется от единиц до несколь­ ких сотен метров, протяженность от сотен метров до 15—20 км с перерывами, связанны­ ми с погружениями апикальной поверхности тел.

Вмещающими породами усьвинского комп­ лекса являются осадочные и вулканические образования от верхнего рифея до нижнего силура включительно. По данным определе­ ний K-Ar-методом, возраст габбродолеритов усьвинского комплекса составляет 530— 475 млн. лет. Усьвинский комплекс хорошо со­ поставляется как по возрасту интрузивных тел, так и по их составу с лыпьинским комплексом Ляпинско-Кутимского мегантиклинория.

Лыпьипский долеритовый комплекс

(pD,/p) распространен в бассейне верхнего течения р. Вишеры и является сквозным для Кажимо-Вишерской и Ляпинско-Кутимской структурно-формационных зон ЦентральноУральского поднятия и Западно-Уральской складчатой зоны.

Комплекс представлен мелкими дайками и силлами долеритов. Основными породообра­ зующими минералами являются авгит, заме­ щенный роговой обманкой, актинолитом и хлоритом, и плагиоклаз, по которому развиты альбит, соссюрит и серицит. В неизмененных зернах плагиоклаз представлен олигоклазом и андезином. Кроме того, в породах обычно присутствуют титаномагнетит, микропегма­ тит и кварц, реже встречаются хлоритизированный биотит и стильпномелан. Из сульфи­ дов обычен лимонитизированный пирит, ред­ ки халькопирит, пирротин и пентландит. Структурные особенности пород связаны с зо­ нальностью дайковых тел: в эндоконтактовых зонах находятся долериты с порфировыми вы­ делениями плагиоклаза, средние части интру­ зивных тел сложены афировыми долеритами и габбродолеритами. Маломощные тела сло­ жены целиком порфировыми долеритами. Ак­ цессорные минералы представлены апатитом, ортитом и цирконом.

Вторичные изменения пород носят, как правило, изохимический характер, что позво­ ляет выделить среди различных тел и в преде­ лах одного интрузива петрохимические анало­ ги меладолерита, оливинового долерита, долерита, плагиодолерита и диорита. Среди них наиболее распространены аналоги долерита и оливинового долерита, остальные виды редки, особенно диориты. Долериты относятся к

K-Na- п Na-серпям,умеренно глиноземистым (долерит) пли нпзкоглпноземпстым (олпвпновый долерит), среднетитанпстым разно­ стям. Средний химический состав долерпта (%): SiO: — 47,84; TiQ. — 1,41; АКО, — 14,79;

P?05 — 0,14.

Интрузивные тела лыпьинского комплекса имеют протяженность обычно первые сотни метров и мощность десятки метров. Более мощные и протяженные дайки габбродолернтов наблюдаются к западу от периклинального замыкания Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория. Обычно дайки образуют одиночные тела, рои тел редки.

С вмещающими отложениями рифея, ор­ довика и силура интрузивные тела габбродолеритов лыпьинского комплекса имеют актив­ ные контакты с зонами роговиков, мощность которых обычно не превышает первые мет­ ры. Наиболее частыми минеральными ново­ образованиями в экзоконтактах являются актинолит, тремолит, эпидот, альбит. Самыми молодыми вмещающими породами являются отложения лудловского яруса, что определя­ ет нижний возрастной предел внедрения габбродолеритов.

Неоген-четвертичные комплексы

Пояюдовско-ксенофонтовский комплекс

интрузивных пирокластитов базит-лампрои- тового ряда (туффизитов) (tfxN 2—Qpk). Ком­

плекс развит на всем протяжении от Полю- довско-Колчимского антиклинория на севере до южной периклинали Кваркушско-Камен­ ногорского антиклинория на юге.

В комплекс объединены аргиллизированные магматические породы эксплозивной природы (интрузивно-пирокластические фа­ ции пород базит-лампроитового ряда), кото­ рые прорывают породы отрифея до плейсто­ цена и залегают в виде даек, жил, силлов и маар-штокверков. Это широкий спектр разно­ фациальных образований, сформированных в процессе многостадийной флюидизатно-экс­ плозивной деятельности высокофлюидных магм, поставлявших газово-флюидный, пиро­

кластический и лавовый материал в зоны силь­ но трещиноватых вмещающих пород, часто подготовленных предшествовавшими взры­ вами.

Развитие флюидизатно-эксплозивной си­ стемы (ФЭС) предполагает чередование не­ скольких стадий, закономерно сменяющих друг друга во времени и пространстве, каждая из которых формирует специфические про­ дукты и фиксирует определенный этап раз­ вития структуры. П роцесс развивается от взрывного отделения летучих из флюидоге­ нерирующего магматического очага, вскипа­ ния магмы и формирования флюидизатных га­ зопепловых потоков до стадии спокойного внедрения дегазированной лавы и наложения процессов метасоматической и гидротермаль­ ной проработки вмещающих пород и вновь образованного материала. Полный цикл раз­ вития ФЭС характеризуют образования шес­ ти фациальных разновидностей: эксплозив­ ной, флюидизатно-эксплозивной, инъекци­ онной, гидротермально-эксплозивной, аргиллизитовой и гидротермальной.

По ряду петрохимических критериев (вы­ сокая калиевая щелочность, отношения щело­ чей, степень окисленности, насыщенность SiOz, орендитовый тренд дифференциации, содержание когерентных и некогерентных элементов, высокая концентрация редких вы­ сокозарядных элементов, характер распреде­ ления РЗЭ) породы соответствуют лампроитовой серии, по другим же (низкая магнезиальность, высокая глиноземистость) достаточ­ но резко отличаются.

Глубинный парагенезис туффизитов пред­ ставлен алмазом, пиропом, часто с высоким содержанием кноррингитовой составляющей, хромшпинелью, в том числе алмазоносного парагенезиса, высокохромовым пикроильменитом, хромсодержащим диопсидом, муассанитом, самородными (Pt, Si, Hg, Au, Bi), ок­ сидными (Mn-Fe-Ti) и силикатными сферулами и шлаками, «кимберлитовым» цирко­ ном.

Алмазы из туффизитов обладают специфи­ ческими чертами, объединяющими их с алма­ зами Бразилии, Юго-Западной Африки и се-

товых зон. На юго-западе Прикамья и Баш­ кортостана образовался Калтасинскпп (Осин- ско-Бпрскип, Камско-Бельекпй), а на северозападе — Казанско-Кажпмскнп авдакогемы. В пределах уральской части Прикамья суще­ ствовала крупная Западно-Уральская авлакогеосннклинальная зона (Мплановскпп, 1989), обрамлявшая с востока Восточно-Европей­ скую платформу (П ушков. 1974 п др.).

В рифейский цикл вавлакогенах п наиболее погруженных зонах кристаллического фунда­ мента формировались мощные террпгенные и терригенно-карбонатные толщи. Наиболее длительное погружение с накоплением терри- генно-карбонатных образований испытывали Западно-Уральская зона (Келлер, 1968 и др.) и Калтасинский авлакоген (Наливкин и др., 1964). В последнем в начале раннерифейского (бурзянского) периода накапливались отло­ жения кырпинской серии. В ее составе форми­ ровались терригенные образования прикамской подсерии, которые были перекрыты сна­ чала терригенно-карбонатными породами орьебашской подсерии, представленной саузовской, арланской и ашитской подсвитами калтасинской свиты, а затем породами Надеж­ динской свиты (Козлов и др., 2 0 0 0 ), сложенной

алевролитами и аргиллитами с редкими про­ слоями песчаников и доломитов.

В среднерифейский (юрматинский) п е­ риод развития в Калтасинском авлакогене и примыкающих к нему с востока районах вна­ чале существовал длительный континенталь­ ный перерыв в осадконакоплении, сменив­ шийся трансгрессией мелководного моря со стороны Уральской рифтовой зоны («геосин­ клинали») с накоплением на юго-западе о б ­ ласти преимущественно терригенных отложе­ ний тукаевской свиты серафимовской серии.

В позднерифейский (каратауский) период развития в Калтасинском авлакогене (в основ­ ном за южными пределами области) в при­ брежно-морских и морских мелководных ус­ ловиях продолжали накапливаться карбонат- но-терригенные отложения абдуллинской се­ рии, представленной породами леонидовской, приютовской и шиханской свит (Аксенов и др., 1986 и др.). Последняя завершила форми­ рование авлакогена на платформе, хотя в За­

падно-Уральской зоне прогибание земной коры продолжалось еще около 250 млн. лет. Бурением среднерифейские отложения уста­ новлены на северо-востоке Пермского края (Искорская, Песчаниковская, Яборовская и др. площади). Этап завершился на рубеже 1 2 0 0 — 1 1 0 0 млн. лет мощной миньярской фа­

зой тектогенеза с широким развитием, осо ­ бенно на Урале, магматических процессов и внедрением по глубинным разломам интрузий преимущественно основного состава — габ­ бро, габбродолеритов, долеритов.

В целом для Западно-Уральской авлакогеосинклинальной зоны и юго-восточной части Тимано-Печорской плиты прогибание зем­ ной коры в рифейский цикл геологического развития территории было более стабильным во времени и практически беспрерывным в отличие от платформенной части Русской плиты. Это повлекло накопление в ЗападноУральской зоне мощного рифейского комп­ лекса пород, наблюдающегося в обнажениях рифейских формаций в Урал-Тауском, Кваркушском, Башкирском антиклинориях Сред­ него и Южного Урала, а также на Тимане (Чочиа, 1955; Келлер, 1968; Маслов и др., 1988 и др.). Терригенный материал в течение этого цикла приносился в основном с западных ре­ гионов Русской плиты, таких как Токмовско- Котельническо-Сыктывкарская и Татарско- Коми-Пермяцкая системы сводовых поднятий фундамента, а также Камский плитный блок беломорид.

В пределах платформенной части Пермско­ го края в рифейский цикл развития террито­ рия, расположенная между Обвинской и Чердынской системами глубинных разломов (Проворов, Новоселицкий, Ш ихов, 1967), а также район Кунгурско-Красноуфимского (Осинского) выступа или свода фундамента, по-видимому, постоянно сохраняли припод­ нятые положения зон континентальной дену­ дации. В северной части Казанско-Кажимско- го авлакогена его центральный грабен был значительно заполнен терригенными отложе­ ниями прикамской подсерии. Предтиманский или Вычегодский прогиб, существовавший в виде авлакогена на месте современного Тимана и Полюдовского района, к северо-востоку

от Чердынской шовной зоны, в рифейский цикл развития был существенно снивелиро­ ван. В этот цикл уже существовал животный и растительный мир, поставлявший рассеян­ ное органическое вещество (РОВ) в будущие нефтегазоматеринские свиты. Геологическое развитие осадочного чехла между рифеем и вендом знаменуется одним из крупнейших в истории земли лапландским оледенением (Семихатовидр., 1991).

Вендскому (позднебайкальскому) циклу

геологического развития платформенной ча­ сти территории Пермского края предшество­ вал континентальный перерыв восадконакоплении, длившийся около 230—260 млн. лет, а в Западно-Уральской авлакогеосинклинальной зоне — примерно 10—30 млн. лет. Поэтому весь ранневендский период для преобладаю­

щей части Прикамья характеризовался конти­ нентальным размывом рифейских отложений и пород фундамента. Лишь на юге, за преде­ лами области, в Калтасинском авлакогене в прибрежно-морских условиях накапливались сравнительно маломощные толщи веслянских песчаников с гравелитами и конгломератами в основании. В Западно-Уральской зоне, то есть вдругих фациальных морских и прибреж­ но-морских условиях и при общем интенсив­ ном погружении, формировались мощные комплексы пород басегской и серебрянской серий, а также усть-чурочинской, чурочинской и ильявожской свит в Полюдовском районе Урала. При этом здесь в двух нижних свитах в связи с восходящими тектонически­ ми движениями и подвижками ледниковых массивов в основании разрезов литологиче­ ских циклов накапливались тиллитовидные конгломераты и гравелиты.

Поздневендский период геологического развития территории характеризовался ослаб­ лением тектонических подвижек по глубин­ ным разломам земной коры, образованием обширного Вятско-Камского морского бас­ сейна, когда ближайшими питающими про­ винциями оставались лишь Татарский и КомиПермяцкий своды фундамента, Ксенофонтов- ско-Колвинская зона блоковых поднятий, а также Восточно-Уральская зона. Этот бас­ сейн охватывал и Западно-Уральскую зону.

В прибрежно-морских и морских условиях, с предшествовавшим перерывом в осадконакоплении, более длительном на платформе, накапливались терригенные образования бородулинской и затем кудымкарской серий,

вЗападно-Уральской зоне — более мощной ашинской серии (Аблизин и др., 1965; Келлер, 1968; Аксенов и др., 1986 и др.), а в ее Полю­ довском районе — кочешорской свиты. К за­ паду и востоку от центральной, более глубо­ ководной субмеридиональной лито-фациаль­ ной, довольно широкой зоны поздневенд­ ского осадочного бассейна существовали сравнительно более узкие прибрежно-мор­ ские и морские мелководные зоны. Наиболее благоприятными условиями для последующе­ го нефтеобразования обладали бородулинские терригенные, обычно довольно глинис­ тые породы, формировавшиеся из осадков мелководного морского Верхнекамского бас­ сейна с нормальной соленостью (Иванова, Клевцова, 1960; Балашова и др., 1970 и др.). Осадконакопление иногда прерывалось об ­ щими восходящими движениями земной коры, обусловившими его цикличность и наличие внутриформационных перерывов. Оно со ­ провождалось, особенно к северо-востоку от Чердынской шовной зоны, байкальским тектогенезом (на рубеже около 570 млн. лет на­ зад) с подводным и наземным вулканизмом, а

вцелом развивалось с нарастанием тенденций континентального режима геологического развития. В венде магматизм особенно актив­ но проявлялся на платформе при формирова­ нии верещагинской свиты, вкоторой установ­ лены три маркирующих горизонта туфоаргиллитов и пепловых туфов.

Сзавершением поздневендского периода в

значительной мере закончился длительный и сложный процесс формирования промежу­ точного (доплитного) комплекса геологиче­ ского разреза Пермского края, сопровождав­ шийся значительными перерывами в осадконакоплении, неоднократными тектонически­ ми перестройками территории, проявлениями магматических процессов (Горбунова, 1963 и др.) и метаморфизма горных пород.

Позднедокембрийский мегацикл завер­ шился общим подъемом территории и дли­

тельным периодом контьнентальгогс. рампе тпя. К северо-восточному краю гранпто-гней- сового фундамента Русской плиты по Чердыыской шовной рпфтовой зоне примкнула Тпма- но-Печорская плита с байкальским сланцевым фундаментом. Так, наконец, сформировалась единая Восточно-Европейская платформа

сгетерогенным фундаментом. По мнению

В.М. Проворова (1968 и др.), не исключено, что в самых глубоких котловинах Калтасинского авлакогена в основании рпфея суще­ ствует этаж раннебайкальского сланцевого фундамента. По данным сейсморазведки, он обладает субгорпзонтальной слоистостью, сильно дислоцирован и интрудирован магма­ тическими породами. Ранее такой рифей от­ мечался в Юго-Западном Прикамье (Фроло­ вич и др., 1988), а в 2000 г. предположительно выделен по региональному сейсмопрофилю Уни — Кленовка на востоке Удмуртии. В За­ падном Прикамье возможные останцы слан­ цевого фундамента встречены бурением на Унинской площади и в Казакларе. Однако это предположение требует дальнейшего под­ тверждения, тем более что вскрытые в скважи­ не № З-Уни кварцево-слюдистые сланцы с турмалином, силлиманитом и другими вклю­ чениями некоторые исследователи считают следствием контактного метаморфизма (Лапинская, Журавлев, 1967).

Палеозойско-кайнозойский мегацикл

Палеозойско-кайнозойский, или фанерозойский, мегацикл развития Пермского края состоял из каледонского, герцинского, мезо­ зойского и кайнозойского циклов.

Каледонский цикл развития на подав­

ляющей платформенной части территории края унаследовал континентальный режим. В уральской зоне в кембрии и ордовике про­ исходят раскол и раздвиг единого позднеп­ ротерозойского континента с образованием впадины с корой океанического типа (Пуч­ ков, 1974; Иванов, Пучков и др., 1986 и др.), что ознаменовало начало формирования Уральской палеозойской рифтовой («геосинклинальной») системы. В позднем кембрии в Мойвинско-Велсовском районе формирова­ лась аксайская толща кварцевых песчаников с прослоями углисто-кремнистых сланцев.

Восточный край платформы в ордовикский период развития испытывает погружение и трансгрессию морского бассейна. В краевой части континентального шельфа формируют­ ся грубообломочные отложения, сменившие­ ся карбонатными при дальнейшем наступле­ нии моря. В конце ордовикского периода пре­ обладающая часть территории современного Урал-Тау, по-видимому, оказывается в усло­ виях морского режима развития.

Всилурийский период трансгрессия моря

взападном направлении усилилась примерно до западных границ территории современной Уральской складчатой системы и Полюдова Кряжа. В спокойной тектонической обстанов­ ке формируются терригенно-карбонатные толщи, сменившиеся в позднем силуре и ран­ нем девоне рифогенными известняками в Кол- во-Вишерском крае и в Сергинско-Нязепет- ровской части Урала (район с. Нижние Серги), хотя последние скорее всего были на­ двинуты позднее по шарьяжам из более вос­ точных («эвгеосинклинальных») регионов Уральской рифтовой системы (Камалетдинов, 1974 и др.). К концу силурийского периода и в раннем девоне морской бассейн испытывает регрессию. Почти вся территория Пермского края воздымается и превращается в сушу, лишь к северо-востоку от Полюдова Кряжа сохра­ няется мелководный режим развития. В смеж­ ной части Свердловской области в районе скважины № 1 -Ачит в мелководных условиях

предположительно позднесилурийско-ранне- девонского моря формировались терригенные аналоги грязнушинской свиты (П рово­ ров, 1971).

Таким образом, каледонский цикл развития охарактеризовался окончательным образова­ нием донижнепалеозойской коры выветрива­ ния (Веселовская, 1957 и др.), дальнейшей дли­ тельной инфильтрацией пресных вод в оса­ дочные толщи рифея и венда на территории платформы и Предуральского краевого про­ гиба. Это привело к частичному окислению и разрушению РОВ вэтих нефтеперспективных комплексах и снижению их первоначального нефтегазоматеринского потенциала.

Герцинский (варисцийский или собствен­ но уральский) цикл геологического развития

территории (П ронин, 1961; Милановский,

1989 и др.) происходил с раннедевонской до раннетриасовой эпохи включительно. Он раз­ делялся на девонский, каменноугольный и пермско-раннетриасовый периоды развития.

Девонский период развития начался с трансгрессии морского мелководного бассей­ на из Уральской зоны на пенепленизированную додевонскую поверхность ВосточноЕвропейской платформы, образовавшуюся после длительного каледонского континен­ тального режима развития. В прибрежно-мор­ ских и аллювиально-дельтовых условиях вран­ недевонскую эпоху формируются терригенные такатинские отложения с гравелитами в основании, наиболее развитые врайоне Крас- нокамско-Гремячинской впадины, углубляв­ шейся к северо-востоку. Базальные слои на­ кладывались на породы широкого возрастно­ го состава, от рифея до венда и нижнего палеозоя. В раннедевонскую эпоху в районе верхнего течения р. Вишеры в лохковский и пражский века отлагались известковые илы с прослоями глин и алевритов в их осно­ вании. В эмский век карбонатное осадконакопление здесь сменилось на терригенное. Затем вся территория испытала общий подъем и размыв, а морской бассейн продолжал суще­ ствовать лишь в Западно-Уральской зоне (Чочиа, 1955; Цырлина, 1958 и др.), где ваняшкинские терригенные отложения по прости­ ранию замещались вязовскими относительно глубоководными и битуминозными образова­ ниями с возможным развитием невысоких ор­ ганогенно-карбонатных построек. После кратковременного перерыва на позднеэмском этапе развития происходит дифференциро­ ванное погружение отдельных частей терри­ тории между Красноуфимским, Коми-Пер­ мяцким и Тайнинским поднятиями. В образо­ вавшейся Краснокамско-Гремячинской впа­ дине и Западно-Уральской зоне накапливались глинисто-известковистые осадки. Вих основа­ нии после перерыва в осадконакоплении сформировалась яйвинская пачка кварцевых песчаников с оолитовыми железными рудами.

В эйфельский век среднедевонской эпохи развития трансгрессия морского бассейна после некоторой задержки в койвинское вре­ мя вновь усиливается и сопровождается осаж­ дением бийских карбонатных илов, обогащен­

ных органикой, с возможным формировани­ ем органогенных построек. Области размыва существовали в пределах Красноуфимско-Чу- совского и Татарско-Коми-Пермяцкого па­ леовыступов суши. В позднеэйфельское вре­ мя трансгрессия моря усилилась, но обстанов­ ка осадконакопления в основном была унас­ ледованной от предыдущего врехчени. Маломощные афонинские отложения наблю­ дались в платформенной части области — от Тиховской площади на востоке до Белоевской, Сивинской и других площадей на западе. По­ зднее морская обстановка сменилась конти­ нентальным режимОхЧ из-за общего подъема территории, поэтому морское осадконакопление сохранялось лишь в Западно-Уральской зоне.

В живетский век после континентального перерыва, сопровождавшегося формировани­ ем латеритной коры выветривания на положи­ тельных элементах ландшафта, в результате вертикальных колебательных движений зем­ ной коры происходила трехкратная транс­ грессия морского бассейна: воробьевская, ардатовская и муллинская. Это привело к чере­ дованию коллекторских песчаных и песчаноалевритовых прибрежно-морских отложений (пласты Д4,Д3 и Д2) и глинисто-известняковых

покрышек: верхневоробьевских аргиллитов, верхнеардатовского «среднего известняка» и верхнемуллинского «черного известняка». Наиболее интенсивное осадконакопление происходило в центральной части Верхнекам­ ской впадины, в районе Бородулино и Верещагино (Винниковский, Шаронов, 1977 идр.). В Западно-Уральской зоне процесс осадко­ накопления, по-видимому, не прерывался. Однако и здесь относительно глубоководные афонинские образования сменились сначала чусовскими прибрежно-морскими фациями, а затем вновь более глубоководными чеславскими известково-глинистыми илами, обога­ щенными рассеянной органикой, и, кроме того, рифогенно-карбонатными массивами, известными ныне вбассейне р. Чусовой (Цыр­ лина, 1958 и др.). Татарский, Коми-Пермяцкий и Красноуфимский участки палеосуши в жи­ ветский век характеризовались тектониче­ ской активностью и размывом ранее сформи­ рованных пород.

Позднедевонскои эпохе геологического раз в11т 11я пред ше ство Бал регион альны ii

подъем территории с формированием мощ­ ной коры выветривания. Раиисфраискнп этап саранского века этой эпохи ознаменовался сравнительно более широкой трансгрессией морского бассейна. В пашнйское время про­ изошла некоторая перестройка струюурного плана территории. Единый Татарско-Комн- Пермяцкпй массив суши, существовавший в жпветекпй век и охватывавший Татарстан п более северные смежные территории, разде­ лился на Кукморскнй, Вороньннский и Тай­ нинский эрозионные массивы. Отделяется также Ксенофонтовский )шасток суши на се­ вере, сократилась площадь Красноуфимского участка суши на юге, а в Западно-Уральской зоне образовался морской архипелаг. Осадконакопление, начавшееся с формирования аллитовых пород и оолитовых железных руд, происходило в основном в прибрежно-мор­ ских, в том числе и дельтовых условиях, а так­ же в опресненных лагунах. Накопление то од­ ного, то двух-трех песчаных пластов происхо­ дило при дифференцированных тектониче­ ских подвижках территории и неустойчивом положении береговой зоны. При этом в ряде районов (Долгановская, Никольская площади и др.) размывом иногда уничтожались алевро­ лито-аргиллитовые пачки муллинских отложе­ ний. Следы вулканической деятельности отме­ чались не только в Казанско-Кажимском авлакогене, но и на юге Прикамья в районе Куединской и Тартинской площадей.

В тиманское время обстановка терригенного литогенеза была унаследована от прежней, хотя песчано-алевритовые пашийские при­ брежно-морские отложения постепенно сме­ нились на мелководно-морские алеврито-гли­ нистые раннетиманские образования. Перед позднетиманским временем возникли условия для формирования оолитовых железных руд, проявился вулканизм, подтверждаемый нали­ чием туфогенного материала на Куединской площади и эффузивов в скважине № 6 Тартин­

ской площади. В позднетиманское время на­ ступила максимальная трансгрессия морского относительно мелководного моря со стороны Урала, обусловившая смену терригенного ли­ тогенеза на карбонатный. Произошла некото­

рая перестройка тектонического плана ре­ гиона, когда почти вся территория Среднего Приуралья оказалась ниже уровня моря, а от бывшего Татарско-Коми-Пермяцкого масси­ ва суши сохранились лишь отдельные участки в виде морского архипелага. Важно подчерк­ нуть, что впозднетиманское время (поданным В. Е. Мокшаковой) началось формирование Пономаревской впадины, входившей в состав Камско-Вятской системы впадин позднеде- вонско-турнейского шельфа (Проворов В. М. и др., 1988), где накапливались относительно глубоководные глинисто-карбонатные илы, обогащенные органикой. Подобные осадки встречались и в Казанско-Кажимском авлакогене.

Среднефранский этап ознаменовался уси­ лением трансгрессии моря, углублением саргаевского осадочного бассейна и затопле­ нием оставшихся участков суши. Ш ирокое развитие получают зоны относительно глубо­ ководного осадконакопления на востоке, юговостоке и северо-западе региона, то есть на­ чинают закладываться некомпенсированные впадины Камско-Кинельской и Уткинско-Се- ребрянской систем (Ларионова, Ш аронов, 1963; Мирчинк, Хачатрян, 1964; Щербаков, Пахомов, Шаронов и др., 1966 и др.), а также продолжается развитие Камско-Вятской сис­ темы впадин. Во впадинах накапливаются из­ вестково-глинисто-битуминозны е осадки, обогащенные органикой с характерным фаунистическим биоценозом. В морском мелко­ водье образуются известковые илы с биогер­ мами и биостромами. В доманиковое время тектоническая обстановка сохраняется, но трансгрессия моря усиливается, углубляется седиментационный бассейн. Битуминозные кремнисто-глинисто-карбонатны е осадки приобретают ярко выраженный «доманиковый» тип. На морском мелководье накаплива­ ются карбонатные осадки, сменяющиеся на рифогенные постройки по бортам некомпен­ сированных впадин (Антропов, 1959; Мкртчян, 1964; Чувашов, 1968 и др.).

Позднефранский этап развития характери­ зуется существенной перестройкой структур­ ного плана территории Пермского края в мендымское время, когда в полной мере образу­ ется Камско-Кинельская система некомпенси-

рованных впадин с~зарожденпем на ее бортах н во внутренней части крупных рпфогеннокарбонатных массивов. Северная часть Казан- ско-Кажимского авлакогена компенсирова­ лась в основном терригеннымп осадками, иногда перемежавшимися с относительно глу­ боководными битуминозными отложения­ ми. Происходит значительная компенсация и Пономаревской впадины Камско-Вятской системы. На северо-западе края между Кам­ ско-Кинельской и Камско-Вятской системами формируется Камско-Волжский архипелаг подводных рифогенно-карбонатных палео­ плато, разобщенных одноименной системой «рукавов» и впадин. На юго-востоке региона между Камско-Кинельской и Уткинско-Се­ ребрянской системами образуется уже вотно­ сительно более глубоководных условиях Вол­ го-Уральская система подводных рифогеннокарбонатных плато и выступов, разобщенных впадинами и «рукавами» одноименной систе­ мы. Терригенный материал, приносившийся с Сысольско-Коми-Пермяцкого массива суши по впадинам Камско-Волжского и ВолгоУральского подводных архипелагов, в юго-во­ сточном направлении становился все более тонкообломочным. Камско-Вятская система впадин быстро заполнилась осадками, а в Ут­ кинско-Серебрянской системе впадин вдаль­ нейшем образовались листоватые сланцы, по­ хожие на кровельные сланцы цехштейна За­ падной Европы (Проворов, 1988).

В послемендымское время впадина Казан- ско-Кажимского авлакогена заполняется мор­ скими глинисто-карбонатными отложениями. Камско-Кинельская и Уткинско-Серебрян- ская системы некомпенсированных впадин приобретают ярко выраженный характер. В их внутренних зонах формируются отдельные плато типа Добрянского и Березниковского, выступы типа Шумовского и Гежского, круп­ ные атоллы типа Батырбайского, Чаньвинского и других. Эти структуры, как и борта Кам­ ско-Кинельской и Уткинско-Серебрянской систем впадин, были осложнены мощными ри­ фовыми массивами. В результате неоднократ­ ного обмеления моря многие рифы появля­ лись над поверхностью воды, подвергались денудации, карстообразованию с возникнове­ нием значительных пустотных участков, а на

их склонах формировались конгломератобрекчпи. В образовании рифов, по данным И. А. Антропова, Е. Н. Ларионовой, Б. И. Чувашова и других исследователей, наиболее значительную роль сыграли строматолиты и амфипоры. Битуминозные сланцы, формиро­ вавшиеся в некомпенсированных впадинах, в дальнейшем вошли в состав основных нефтегазоматерпнских толщ.

Фаменский век в основном унаследовал прежнюю обстановку геологического разви­ тия, так как границы распространения биту­ минозных глубоководных «доманиковых» от­ ложений определялись положением внутрен­ них зон Камско-Кинельской и Уткинско-Се­ ребрянской систем некомпенсированных впадин. Морской бассейн на северо-западе края в ранне- и среднефаменский этапы раз­ вития заметно мелеет. Мелководно-морские карбонатные отложения в процессе диагене­ за и катагенеза там стали чаще включать в себя прослои вторичных доломитов с включения­ ми гипса и ангидрита. Фаменские рифовые массивы бортовых зон несколько смещались к центральным зонам некомпенсированных впадин, то есть в сторону открытого моря. Среди «доманиковых» отложений стали появ­ ляться прослои органогенных и органогенно­ обломочных известняков. В северо-западной части региона в фаменский век значительная часть франских отложений, в том числе и рифогенных на западном борту Пономаревской впадины Камско-Вятской системы, подверг­ лась глубокому размыву. Поступление обло­ мочного материала в фамене происходило не только с Сысольско-Коми-Пермяцкого мас­ сива суши, но и со стороны Уральской геосин­ клинали, где формировалась зилаирская (на Южном Урале) терригенная свита с рифоген- но-карбонатными олистостромами на бортах уральских Кордильер.

В позднефаменский этап в результате диф­ ференцированных колебательных тектони­ ческих движений земной коры заволжский морской бассейн значительно отступил к юговостоку с территорий Коми-Пермяцкого и Камского сводов, а также района Тимана. Уси­ ление процессов денудации на суше привело к накоплению во внутренней зоне северной части Камско-Кинельской системы впадин