книги / Минерально-сырьевые ресурсы Пермского края
..pdfсплошной толщи (до 250 м и более) терригенных и терригенмо-карбонатных отложений, перемежающихся с глинисто-битуминозно- известковистыми «доманиковыми» образова ниями. Многие рифы, образовавшиеся на среднефаменских рифовых постройках, сме стились с них еще далее в сторону внутренней зоны Камско-Кинельской системы. Таким об разом, в позднем фамене началось заполнение некомпенсированных впадин от ее бортов как рифогенно-карбонатными телами, так и тер- ригенно-карбонатными клиноформами. На Урале усилилась тектоническая активность, сопровождавшаяся процессами вулканизма и магматизма. Поэтому в его некоторых частях, в зоне развития Уткинско-Серебрянской сис темы впадин, накапливались преимуществен но кремнистые осадки (например, разрез «Со бачий Камень»).
Каменноугольный период развития терри тории подразделяется на ранне-, средне- и позднекаменноугольную эпохи. Раннекамен ноугольная эпоха, начавшаяся в турнейский век, ознаменовалась дальнейшей перестрой кой структурного плана региона, которая со провождалась унаследованной регрессией моря на юго-восток и изменениями в осадконакоплении, наиболее значительными в Кам ско-Кинельской системе впадин (Елина, Ры жова, 1960; Смирнов, Смирнова, 1967; Семихатова, Рыжова, Бывшева, 1970; Винниковский, Шаронов, 1977 идр.). Так, вШалымской впади не этой системы в малевско-упинское время раннетурнейского этапа происходило наи большее погружение с накоплением сначала алеврито-глинистых, азатем битуминозно-из вестковых отложений. Интересно, что мощ ность рифовых образований на бортах впади ны здесь обычно была значительно меньше мощности отложений, накопившихся в самой впадине, т. е. наступила фаза активной компен сации этой впадины терригенными и терри- генно-карбонатными клиноформами (Грачевский, Берлин, 1969; Проворов, Кузнецов, Сташковаи др., 1982; Чижова, 1985 и др.). Терригенный материал поступал с Сысольско- Коми-Пермяцкого массива суши через районы Верещагино — Ножовка, вкоторых он частич но остался неразмытым. В остальных северовосточных и северных впадинах Камско-Ки
нельской системы, вплоть до Колвинско-Щу- горского района, в малевско-упинское время продолжалось некомпенсированное накопле ние преимущественно доманиковидных осад ков. Терригенный материал приносился сюда с Сысольско-Коми-Пермяцкого массива суши, через бортовую Чермозско-Касиб- скую рифогенную зону Камско-Кинельской системы. Частично он поступал также с круп ных, периодически размывавшихся бортовых и даже внутренних рифогенных массивов.
В черепетское время позднетурнейского этапа обстановка развития в основном была унаследованной. Компенсированное накопле ние преимущественно терригенных осадков, продолжавшееся в Шалымской впадине Кам ско-Кинельской системы, началось и в Сылвенской впадине. В более северных впадинах этой системы накапливались вначале терри- генно-карбонатные мелководные осадки, сме нявшиеся затем ближе кцентральной зоне си стемы впадин на доманиковидные отложения. Таким образом, продолжалось последователь ное клиноформное заполнение прибортовых зон некомпенсированных впадин, ставших бо лее мелководными. На Урале были случаи про явления магматической деятельности, отчего в Колво-Вишерском крае и в Кизеловском бас сейне осадочные породы содержали прослои черных кремней (И. Пахомов, Щербаков, 1969 и др.). К северо-западу и юго-востоку от Кам ско-Кинельской системы впадин формирова лись морские мелководные, иногда глинистые известняки, переходившие местами в рифогенные на бортах этой системы.
В кизеловское время Сысольско-Коми- Пермяцкий массив суши расширился на юг и на восток, примкнув почти вплотную к севе ро-западному борту Камско-Кинельской си стемы впадин. Шалымская впадина испытала наибольшее погружение, которое компенси ровалось накоплением терригенных морских, частично мелководных отложений. В Сылвенской, Добрянско-Кизеловской впадинах и в восточной части Колвинско-Щугорской впа дины терригенные отложения ближе к наибо лее погруженным частям бассейнов обычно сменялись «доманиковыми» с некомпенсиро ванным осадконакоплением.
В конце турнейского века рифообразова-
нпе завершилось. Отдельные, еще слабоизу ченные, впадины il «рукава» существовали в позднем девоне п турне в Камско-Волжском п Волго-Уральском подводных архипелагах в виде протяженных зон развития более глини стых карбонатных осадков с прослоями глин. Периодически они служили путями миграции террпгенного материала с Сысольско-Коми- Пермяцкого массива суши в Камско-Вятскую, Камско-Кпнельскую и Уткинско-Серебрян- скую системы впадин. К концу турнейского века они, по-впдпмому, сохранили свое чуть пониженное положение в рельефе дна мор ского бассейна, а на северо-западе региона представляли собой часто блуждающие части дельт на склонах суши. Рукава дельт нередко производили глубокие предвизейские врезы в подстилающие карбонатные осадки, заполняя их терригенным русловым материалом (В. Па хомов, 1973 и др.). Наступили существенные изменения в истории геологического разви тия территории, отразившиеся в кизеловское время в регрессивной фазе осадконакопления.
Ввизейский век произошел существенный общий подъем территории (Теодорович и др., 1962 и др.). Так, в ранневизейский этап бере говая линия косьвинского (елховского) моря существовала уже восточнее Красновишерска, Березников, Перми, Осы, южнее Ножов ки. Резко изменился тип осадков. На Башкир- ско-Кунгурско-Красноуфимском поднятии морские мелководные карбонатные осадки сменились на прибрежно-морские терригенные, а битуминозные карбонатно-терриген- ные и терригенно-карбонатные отложения во впадинах Камско-Кинельской системы смени лись натерригенные и карбонатно-терриген- ные. Однако на Западном Урале, например в районе верхнего течения р. Чусовой, судя по разрезу «Дружинино», продолжали формиро ваться морские карбонатные отложения.
Врадаевское время вначале произошел кратковременный подъем территории, сопро вождавшийся размывом с образованием конг- ломерато-брекчий из подстилающих пород. Началась длительная фаза борьбы между мо рем и сушей, длившаяся до тульского време ни. Для нее были характерены полифациальный состав осадков, обогащенных преиму-
ществснно гумусовой органикой, и формиро вание залежей каменного угля. Новая транс грессия моря, периодически заливавшая об ширную прибрежную равнину, наклоненную в юго-восточном направлении, обусловила полифациальность радаевского осадконакопленпя, проходившего в лагунах, заливах и озе рах, где при заболачивании накапливались мощные торфяники с остатками древесной растительности. Впоследствии это привело к формированию залежей каменного угля и нефтегазообразованию. Надо отметить, что среди прибрежно-морских фаций были ши роко развиты и аллювиально-дельтовые, ме нявшиеся во времени и пространстве, особен но в Кизеловском и Кыновско-Чусовском районах, где было широко развито накопле ние алеврито-песчаных и конгломерато-брек чиевидных отложений. В более восточных районах Западно-Уральской зоны (В. Пахо мов, Беклемышев и др., 1966 и др.) существо вали нормально-морские осадочные бассей ны (Луньевка, Дружинино и др.). Принос терригенного материала в радаевское время происходил с обширного Сысольско-Коми- Пермяцкого массива суши, распространивше гося на юге до Шалымской впадины, а на востоке — до центральных частей Камско-Ки нельской системы. П роцесс компенсации впадин этой системы, особенно Шалымской, продолжался и в радаевское время.
В бобриковское время произошел даль нейший подъем Сысольско-Коми-Пермяцко го массива суши, усилилась его денудация. Ал лювиально-дельтовые условия осадконакопления значительно расширились в ю го-вос точном направлении, охватив территорию Камско-Кинельской системы впадин Перм ского свода (вершины) и северо-западную часть Башкирско-Кунгурско-Красноуфим ского палеосвода. Южнее, в районе этого па леосвода, атакже врайоне Верещагино — Черновское на западе, преобладали прибрежно морские условия с еще более богатой, чем в радаевское время, флорой, обусловившей об разование угольных пластов мощностью более 40 м. Иногда прибрежная равнина заливалась мелким морем, и среди аллювиально-дельто вых образований появлялись лагунно-озерные и болотистые условия с возникновением тор
фяников, наиболее мощных в районе Кизеловскогоугольного бассейна (Васильев, 1950 идр.; В. Пахомов, И. Пахомов, 1980). К концу бобриковского времени Камско-Кинельская система, как, вероятно, и Уткинско-Серебрян- ская система на юго-востоке Среднего Приуралья, полностью компенсируется терригенными отложениями, а на Сысольско-Коми- Пермяцком массиве суши преобразуется пе неплен с корами выветривания в районе Камского свода и карстовыми воронками в районе Кочево.
В поздневизейский этап произошла резкая смена условий формирования осадочного чех ла. Так, в раннетульское время в связи с общим погружением территории зона развития при брежно-морских и морских условий на юговостоке региона значительно расширилась к северо-западу, охватив территорию Пермско го свода и южных частей Соликамской и Верх некамской впадин. В восточных и южных рай онах Сысольско-Коми-Пермяцкого массива суши вместо сократившихся аллювиально дельтовых условий осадконакопления возник ли озерно-болотные. Аллювиально-дельтовые отложения сохранились здесь лишь в пони женных и закарстованных участках эрозион но-карстового рельефа. В позднетульское вре мя усилилась трансгрессия моря в северо-за падном направлении. В прибрежных частях моря размывались более древние отложения и коры химического выветривания бывшего пе неплена, а в осадочном бассейне формирова лись залежи оолитовых железных руд с про слоями каолинитовых глин и суглинков среди песчано-алевритовых образований. К концу тульского времени трансгрессия и накопление терригенно-карбонатных и карбонатных от ложений еще более усилились. При этом роль последних возрастала в юго-восточном на правлении. Снос обломочного материала про исходил с центральной сохранившейся части сильно пенепленизированного Сысольско- Коми-Пермяцкого массива суши.
Послетульское развитие территории озна меновалось дальнейшей трансгрессией моря на Сысольско-Коми-Пермяцкую сушу (Щер баков и др., 1966 и др.). В алексинское время на северо-западе территории Пермского края еще оставались прежние прибрежно-морские
условия с накоплением преимущественно терригенных переотложенных продуктов коры выветривания: пестроокрашенных, часто каолинизированных глин и суглинков, алевритов с прослоями кварцевых песков и железистых оолитов. На большей юго-восточной части территории в мелководно-морских условиях, унаследованных от тульского времени, форми ровались обычно известковистые осадки с об разованием при диагенезе и катагенезе про слоев вторичных доломитов с гипсами и ан гидритами. На участках обмелевшего моря при перемыве нижележащих пород возникали не имеющие стратиграфической привязки конг- ломерато-брекчии. В целом, глубина моря и накопление осадков в поздневизейский этап возрастали, как и в тульское время, в юго-вос точном направлении.
В раннесерпуховский (заборьевский) этап серпуховского века морской бассейн стано вится более мелким, хотя в целом обстановка осадконакопления в течение всего века оста валась унаследованной от поздневизейской. В нормально-морском теплом мелководном бассейне отлагались известковистые илы с брахиоподами, колониальными кораллами, водорослями, мшанками, фораминиферами и другими представителями богатой фауны. На положительных формах рельефа морского дна образовывались брахиоподовые банки из разнообразных стриатифер и небольшие во дорослево-коралловые биогермы. Менявший ся режим осадконакопления иногда приводил кзасолению моря и накоплению осадков, пре образованных при диагенезе и катагенезе во вторичные доломиты с прослоями сульфатов, особенно на северо-западе территории. Снос обломочного материала по-прежнему проис ходил с центральной части Сысольско-Коми- Пермяцкого массива суши.
В позднесерпуховский (старобешевский) этап развития в значительно унаследованных условиях теплого и мелкого моря с менявшим ся режимом осадконакопления продолжали накапливаться карбонатные илы. В составе этих илов содержание доломитовой составля ющей увеличивалось к северо-западу, где бас сейн прогревался сильнее. Как и прежде, иног да образовывались вторичные доломиты, в ко торых содержалась нормально-морская фау
на. В Кодво-Впшсрском крае морской бассейн также оставался сравнительно более глубоким. В конце серпуховского века территория испы тала общин подъем и регрессию моря, сохра
нившегося лишь на Западном Урале в бассей не р. Чусовой.
Башкирский век среднекаменноугольной эпохи развития территории вначале характе ризовался существованием слабо эродирован ной и закарстованной равнины, так как в крас нополянское время раннебашкирского этапа морской режим сохранился только на совре менной территории южной части Соликам ской впадины, Косьвинско-Чусовской седло вины и западного склона Урала. В северокельтменское время постепенно с юго-востока на ступила новая трансгрессия моря, не достиг шая лишь крайней северо-западной части территории в районе скважины № 18 (УстьЧерная). Однако в позднебашкирский этап усилившаяся трансгрессия моря закрыла и этот район. В условиях башкирского мелко водного бассейна накапливались детритовые, фораминиферовые, брахиоподовые, водорос левые известковистые илы с прослоями галеч ников. Наибольшее прогибание и накопление осадков испытывали прикудымкарская часть Верхнекамской впадины (Шаронова и др., 1969 и др.), Соликамская впадина и южная часть Сылвенской впадины, атакже прилегаю щие кним районы Западного Урала. Обломоч ный материал приносился с Сысольского мас сива суши, из района Ксенофонтово. При этом питающие районы характеризовались воснов ном карбонатным составом пород субстрата, так как в осадках морского прибрежья содер жание терригенного материала было незначи тельным. Источники сноса существовали и на Урале. Об этом свидетельствует наличие мер гелей, прослоев глин, кремней и брекчий вкар бонатных разрезах скважины «Вашкур» и в обнажении «Орел». В конце башкирского века, то есть в мелекесское время, территория испытывает некоторый подъем и повышение тектонической активности. Часто возникают приподнятые участки, образуются конгломе- рато-брекчии, гальки известняков, возрастают глинистость, а также окремнение за счет маг матизма в Уральской геосинклинали, нередко образуются участки без мелекесского осадконакопления.
Московский век развития начался с крат ковременного перерыва в осадконакоплении, о чем свидетельствует наличие восновании верейскпх отложений известняков с гальками, конгломерато-брекчий, известняковых песча ников, трещин усыхания в глинистых извест няках, прослоев вразных местах красно-бурых, желто-серых, черных или зеленых глин, иног да с включениями ангидрита и кремней. Верей ская трансгрессия эпиконтинентального моря в раннемосковский этап развития привела к накоплению терригенно-карбонатных отло жений: известняков, аргиллитов с прослоями алевролитов и песчаников. Суша оставалась только в районе Ксенофонтово, где размыва лись породы терригенного девона, мергели и строматолитовые доломиты низьвенской и деминской свит верхнего рифея. Основной при нос терригенного материала происходил с се веро-запада, из районов Кажима и Гривы Сы сольского массива суши. Поэтому на северозападе региона всоставе прибрежно-морских отложений чередовались глины, алевролиты, пески и известковистые илы. Иногда здесь воз никали нормально-морские условия с осажде нием известковых илов, богатых остатками брахиопод, фораминифер, водорослей и криноидей. Вокруг Ксенофонтовского массива суши формировались известковые, оолитовые и органогенные образования, глины и разно зернистые пески (Хворова, 1958 и др.).
В центральной части территории в верейское время в условиях морского мелководья накапливались органогенно-обломочные кар бонатные осадки и глины. Значительное про гибание происходило в березниковской час ти Соликамской впадины и прилегающей части Кизеловского бассейна, где преоблада ли глинистые осадки, приносимые с Урала. В юго-восточной части Среднего Приуралья, где шло наибольшее прогибание территории, накапливались глины и алевролиты, приноси мые с Урала, а также органогенно-обломоч ные известковые осадки. Иногда здесь, осо бенно в ранневерейское время, возникали довольно глубокие впадины в рельефе при брежно-морского бассейна с накоплением большой мощности зернистых, шламовых и даже спикуловых темноокрашенных известня ков, обогащенных рассеянным органическим веществом.
Каширское время раинемосковского этапа ознаменовалось максимальной трансгресси ей моря, наступившей после локальных под нятий территории на рубеже верейского и каширского времени, когда местами образо вались базальные прослои конгломератов, а также обломков известняка и аргиллита (сква жины № б-Чермоз, № 304-Бырма и др.).
В раннекаширское время принос терригенного материала по-прежнему продолжался с Кажимо-Гривского участка Сысольского мас сива суши. Поэтому на северо-западе терри тории вначале отлагались карбонаты с тонки ми прослоями алевритов и глин, затем и этот участок оказался под морем. То же самое про изошло и с Ксенофонтовским массивом суши, поставлявшим терригенный материал в Колво- Вишерский край, где в раннекаширское время формировались толщи мергелей с про слоями известняков. Морской мелководный бассейн в целом несколько углублялся с уве личением мощности известковых и доломи товых илов в юго-восточном направлении. На общем фоне выделялась Верхнекамская впа дина, сместившаяся на запад, в район Афана сьево — Кире — Лойно — Сырьяны. Однако наибольшее прогибание происходило в вос точной части Сылвенской впадины и приле гающей с востока территории Западного Ура ла, куда привносилось значительное количе ство глинисто-алевритового материала с уральских участков островной суши. В конце каширского времени Ксенофонтовский мас сив суши практически полностью скрылся под водой, а на его месте осталась отмель с галька ми, кварцевым песком и суглинками (Шаро нова, Шаронов, 1971 идр.).
Позднемосковский этап развития характе рен унаследованным режимом накопления ор ганогенно-обломочных известковых, а также доломитовых илов в морском мелководном бассейне. Местами морское дно кратковре менно воздымалось над уровнем моря. Об этом свидетельствуют маломощные прослои
конгломерато-брекчий и известнякового гра велита на структурах облекания некоторых верхнедевонско-турнейских рифов. В целом, на территории преобладало карбонатное осадконакопление, но в мячковский век засолонение моря усилилось, что привело к обра зованию более мощных доломитовых просло ев. Условия морского прибрежья существова ли лишь в юго-восточной части Сылвенской впадины и прилегающей с востока части Ура ла, где началась непрерывно-прерывистая * экспансия Предуральского краевого прогиба на платформу. Здесь, квостоку от Артинского вала в мячковское время накапливались полимиктовые пески, алевриты и глины. Их рас пространение на запад, возможно, ограничи валось наличием барьерных мячковских водо рослевых рифов, предположительно выде ленных по их увеличенной мощности в сква жине № 104-Бухарово (Проворов, 1971), хотя другие геологи это связывают только с надвиговым удвоением разреза. Важно отметить, что Верхнекамская впадина из прежних ок руглых очертаний приобрела довольно ярко выраженное субмеридиональное простирание с осью от района Гайн на севере до района Афанасьево в Западном Прикамье и далее кюго-западу от Фаленок и Глазова. Важно от метить, что вмосковский век развития проис ходил более ярко выраженный, по сравнению с другими эпохами, процесс конседиментационного формирования валов и локальных поднятий.
Позднекаменноугольная эпоха геологиче ского развития территории характерна даль нейшим обмелением и засолонением моря, начавшимся в мячковское время (Хворова, 1958 и др.). Поскольку в северной части За падного Прикамья в начале этой эпохи про исходил кратковременный подъем морского дна с образованием невысоких платообразных островов и формированием пачек глин и гли нистых известняков в основании верхнека менноугольных отложений, то и на северо
* Такой термин был принят как поддержка парадигмы пунктуационного (прерывистого, точечного) изменения
мира, выдвигаемой в противовес градуализму. Так, например, С. Дж. Гулд писал, что «...пунктуационное изменение с резкими скачками между стабильными состояниями характерно для большей части мира. Как геологи мы должны обратить особое внимание на свидетельства прерывистого развития в геологических данных...» (Кн. «Катастрофы и
история Земли. Новый униформизм», с. 39).
западе территории Пермского края в карбо натных плах вначале присутствовала примесь глинистого материала. На всей территории края в карбонатных толщах преобладали до ломитовые отложения с включениями гипса и ангидрита. Особенно это проявилось в рай оне Гайн и Кочево на зарождающемся Кам ском своде. На юге края также зарождался Башкирский свод, к северу, западу и востоку от которого скорость прогибания и осадконакопленпя возрастала почти в полтора раза. Центральная часть Верхнекамской впадины сместилась еще далее на юго-запад, в Запад ное Прикамье, в район Немской вершины Северо-Татарского свода и южной части Ка- занско-Кажнмского авлакогена. Но особен но интенсивно прогибался юго-восточный район территории в зоне Сылвенской впади ны в связи с ее дальнейшим развитием как ча сти Предуральского краевого прогиба, охва тившего и территорию современного склона Западного Урала. Здесь, судя по обнажениям «Камень Орел», «Камень Красный», «Камень Синий» и другим, существовала зона рифо- генно-карбонатного осадконакопления, на сыщенного гидрактионоидами (Беклемышев, Кетов, 1971). В восточных частях Предураль ского краевого прогиба существовала мелко водная быстро погружавшаяся прибрежная зона, опреснявшаяся речными потоками с растущих Уральских гор. Об этом свидетель ствует смена карбонатных отложений терригенными в разрезах «Чиген», «Сурья» и «Расья». Западнее этой молассовой зоны, судя по разрезу «Илим», формировалась субмери диональная зона развития глубоководных кремнисто-глинистых битуминозных отложе ний. Это позволяет прогнозировать еще не установленную зону развития позднекамен ноугольных рифов к западу от данной глу боководной зоны, т. е. западнее предпо лагаемой зоны развития мячковских (ураковских — в новом понимании В. М. Проворова, 1971) рифов. Еще западнее в конце поздне каменноугольной эпохи зародилось рифогенное основание зоны развития дуванских ри фов, сложенное брахиоподовыми известняка ми мощностью 50—60 м. В межрифовых про странствах осадконакопление было менее активным, поэтому в Урме (Кедровское под нятие) общая мощность известняков сокра
щалась и в них появлялись кремнисто-карбо- иатно-глинистые прослои. Рифы, развивав шиеся в Колво-Вишерском крае, судя по раз резу «Талово», из-за колебательных тектони ческих движений троекратно появлялись над поверхностью моря, частично при этом раз рушаясь (Чочиа, 1955).
Таким образом, конец московско-поздне каменноугольной эпохи в Среднем Приуралье ознаменовался началом завершающей стадии герцинского тектогенеза, сопровождавшего ся формированием Уральской складчатой си стемы герцинид и Предуральского краевого прогиба.
Пермско-раннетриасовый период развития характеризуется наиболее активными прояв лениями заключительной стадии герцинского тектогенеза. Режим морского, преимуще ственно мелководного, бассейна в ранне пермскую эпоху был унаследован от поздне го карбона (Порфирьев, 1963 и др.) В ассельский век к западу от линии Куеда — Оса — Нытва — Тайны в морском мелководье фор мировались слоистые доломитовые осадки, ко торые к востоку замещались их переслаива нием с известняковыми отложениями (Золо това, Девингталь, Хурсик и др., 1973). На тер ритории восточной части Башкирского и Пермского сводов, в Соликамской впадине и на северо-западе Сылвенской впадины в не сколько более глубоком и менее засолоненном бассейне накапливались преимуществен но слоистые известняковые образования. На восточном борту этой структуры, контроли руемой разломами фундамента, в Сылвенской впадине формировалась субмеридиональная зона развития одиночных дуванских рифов, впервые выделенных В. Д. Наливкиным (1949). К востоку от дуванских рифов была развита зона некомпенсированного прогибания с гли нистыми, мергелистыми илами и прослоями детритовых известняков усть-койвинской сви ты, сменявшихся к востоку на прибрежно морские глинисто-песчаные отложения чигишинской свиты. Еще восточнее, в зоне воз можного развития мячковских водорослевых рифов, возникали условия, благоприятные для образования карбонатных биогермов, ныне наблюдаемых в чигишанских каменоломнях Свердловской области. Ассельские биостро мы развивались и в Колво-Вишерском крае
(Чочиа, 1955). В общем виде, восточнее дуванских рифов формировались преимуще ственно карбонатно-обломочные породы так называемого терригенного клина (Проворов, 1971 ). Терригениый материал поставлялся реч ными потоками с Уральских гор, поэтому в восточном направлении возрастала его грубозернистость, и в разрезах осадочных толщ появлялись конгломераты с гальками ураль ских пород.
В сакмарский век режим осадконакопления остался унаследованным от ассельского века. На подавляющей части территории морской бассейн несколько углублялся, поэтому к востоку от линии Тайны — Краснокамск — Куеда вплоть до Тулумбасовского тектоно-се- диментационного вала, района тунеговских рифогенных построек (Проворов, 1973) и Акчимской карбонатно-рифогенной зоны накапливались известковые илы, обогащен ные фауной фузулинид, кораллов, мшанок, брахиопод и криноидей (Золотова и др., 1973 и др.). К западу от зоны накопления извест ковых илов в морском мелководье формиро вались слоистые известняково-доломитовые, а еще западнее — доломитовые отложения. Стерлитамакско-бурцевские карбонатно-ри- фогенные образования Тулумбасовского вала (Хурсик, Проворов, 1967) представляли собой органогенные слоистые известняки, среди ко торых развивались гидрактиноидные и корал ловые массивные и линзовидные постройки, вероятно, типа биоритмитов. Между этими биоритмитами и непосредственно к востоку от них формировались доманиковидные гли нисто-карбонатные и карбонатно-глинистые битуминозные породы, которые еще восточ нее замещались терригенными толщами копысовской свиты тастубского возраста, а так же бисертской свиты стерлитамакского воз раста (Проворов, 1973 и др.). На восточной окраине Уфимского плато формировались биогермы, сложенные палеоаплизино-мшан- ковыми известняками с фауной фузулинид, водорослей и криноидей. Судя по развалам глыб рифогенного тастубского известняка на р. Березовой (в 15 км к югу от Камня Пла кун), не исключено, что северо-восточное продолжение зоны Тулумбасовских биорит митов превратилось в рифогенное. На р. Ви тере к востоку от пос. Нижний Родник уста
новлен небольшой сакмарский риф, обога щенный крупными скоплениями брахиопод и мшанок (Оборин, Хурсик, 1973 и др.). Как и Тулумбасовский барьерный биоритмит, этот риф к востоку замещался флишевыми поро дами «терригенного клина», все более грубо обломочными в восточном направлении. Однако Ю. А. Ехлаков (1980) отнес данный риф, по фаунистическим наблюдениям, к ассельскому возрасту.
Артинский век характерен усложнением фациальной обстановки осадконакопления в связи с усилившейся дифференциацией герцинских тектонических движений земной коры на Урале и прилегающей к нему терри тории платформы. Дальнейшая экспансия Предуральского краевого прогиба на север и на запад, в сторону Восточно-Европейской платформы, отразилась в смещении в тех же направлениях генетически присущих этому прогибу седиментационных обстановок. Так, в саргинское и затем в сылвенское время про цессы рифообразования сместились уже в район пос. Ныроб и к северу от него, в бас сейн р. Колвы, атакже взону современного со членения Предуральского краевого прогиба с Восточно-Европейской платформой. Органо генные постройки (волимские биогермы) — более древние, чем саргинские, развивались как аналоги боецких (юг Верхнепечорской впадины) в Соликамской впадине и на стыке Уфимского плато и Сылвенской впадины (Чувашов и др., 1993 и др.). Между саргинскими рифами на западе Сылвенской впадины отла гались мергельные илы дивьей свиты (Беклемышев и др., 1973), а на востоке Уфимского плато между сылвенскими рифами — глины, известковые и мергельные илы с органоген ным детритом шуртанской свиты (Наливкин, 1950). При этом к востоку от саргинских и волимских рифов осадконакопление дивьей сви ты было некомпенсированным. К востоку не компенсированные битуминозно-кремнистые породы дивьей свиты и ее аналогов замеща лись карбонатно-глинистыми флишоидными отложениями, терригенный материал для ко торых приносился речными потоками с Ураль ских гор. Еще ближе к Уралу флиш сменялся все более грубообломочными молассовыми прибрежно-морскими отложениями урминской серии. В конце века обломочный мате
риал сменился на мелкообломочнып (Собо лев, 1969).
К западу от зоны карбонатно-рифогенио- го осадконакоплення в морском мелководном бассейне в западной части Уфимского пла то п далее на север до района г. Перми и пос. Гайны накапливались известняковые илы, последовательно сменявшиеся в западном на правлении на доломитово-известковые, изве стково-доломитовые и карбонатно-сульфат ные в связи с обмелением осадочного бассей на (Наливкин и др., 1969; Золотова и др., 1973 и др.).
Таким образом, к концу артинского века Предуральская депрессия приняла положение, близкое к современному. Ее восточная часть была смята в складки уральского типа (Собо лев, 1969 и др.) и впоследствии перекрыта на двигами Урала (Камалетдинов, 1974 и др.). На метились также Ксенофонтовско-Колвинская, Косьвинская (Софроницкий, 1960 и др.) и Красноуфимская или Суксуно-Молебская (Проворов, 1971, 1973 и др.) седловины, раз делившие краевой прогиб на Верхнепечор скую, Соликамскую, Сылвенскую и ЮрюзаноАйскую впадины.
В кунгурский век отчетливо прослеживает ся дальнейший переход от нормального мор ского режима развития к мелководно-мор ским, прибрежно-морским и лагунным обста новкам, начавшийся вартинский век на западе Пермского края. В филипповское время запад ная граница осадочного бассейна проходила к западу от г. Верещагино и пос. Гайны. В пре делах платформы на западе отлагалисьдоломи ты с прослоями ангидрита. К востоку глубина бассейна и мощность карбонатных осадков возрастали, а накопление только известковых осадков происходило лишь в узкой полосе, прилегающей к границе Предуральского «прогиба». На западном борту «прогиба» формировались сульфатно-карбонатные от ложения карнауховской свиты, переходящие на погруженной части этого борта и в осевой зоне «прогиба» вкарбонатно-сульфатные об разования. На восточном ‘борту Предураль ского «прогиба», южнее широты Кунгура, частично в его осевой зоне, отлагались суль фатно-терригенные образования лекской сви ты, терригенная часть которых квостоку изме нялась от аргиллитов до песчаников с про
слоями конгломератов. Наиболее интенсив ное накопление осадков в филипповское вре мя происходило на западном борту П ред уральского «прогиба», а минимальное — в его осевой зоне и на западе региона (О борин, Хуреик, 1973).
В нренское время западная граница мел ководно-морского и лагунного осадконакопленпя проходила в районе восточного борта погребенного Коми-Пермяцкого выступа фундамента, т. е. несколько западнее, чем в филипповское время. В большей западной платформенной части территории формиро вались сульфатно-карбонатные отложения, а в меньшей восточной — карбонатно-сульфат ные отложения со значительным нарастани ем их мощности. Однако максимальное осадконакопление происходило в центральной ча сти Предуральского «прогиба», который практически полностью заполнился осадка ми. К западному борту «прогиба» было при урочено мергельно-карбонатно-сульфатное осадконакопление. В центральной, наиболее глубокой части Соликамской впадины проис ходило формирование мощной глинисто- сульфатно-галогенной толщи. К востоку от нее и к югу от зоны мергельно-карбонатно сульфатных отложений в прибрежно-морских мелководных условиях накапливались суль фатно-карбонатно-глинистые отложения по повской свиты с прослоями солей, сменявши еся к востоку сульфатно-терригенными обра зованиями кошелевской свиты с прослоями солей. На юго-западе Сылвенской впадины в раннеиренское время формировались брекчи евидные известняки лемазинской свиты (Н а ливкин, 1949).
Следует особо отметить, что если на плат форме терригенные примеси в осадках отсут ствовали, а на западном борту Предуральско го «прогиба» имелись лишь в виде мергелей, то в его осевой части и на восточном борту Предуральского «прогиба» состав терригенной части разреза становился все более грубообломочным из-за близости разрушав шихся гор Уральской c ic ^ 4 àToft системы.
В Сылвенской впадине в лемазинское вре мя происходило образование двух субмери диональных желобообразных врезов терригенных пород, похожих по составу на образо вания кошелевской свиты. В западной зоне
врез был более глубоким, особенно в южной части. В ней были размыты породы со средней части иренской свиты почти вплоть до сакмарских пород. Здесь в скважине № 1429 при бу рении был обнаружен валун серо-красного гранита, по-видимому, принесенный с обна жения фундамента Русской плиты в Тараташском массиве Урала. В восточной зоне врезом был замещен интервал разреза примерно от кунгурских каменных солей Шумовского ме сторождения до верхнелекских ангидритов включительно. От Тулумбасовского вала эта зона отделялась полосой развития каменной соли шириной 3—4 км (Проворов, 1971). На происхождение и строение этих врезов обра щали внимание и другие геологи (Оборин, 1963; Оборин, Хурсик, 1973 и др.).
Позднепермская эпоха развития террито рии характеризуется ускоренным переходом к преобладанию континентального режима геологического развития. В Соликамское вре мя уфимского века еще сохранился мелковод ный морской бассейн, унаследованный от иренского времени. В опресненных ураль скими реками морских водах, а также в усло виях континентальных озер, лагун, в дельтах рек отлагались карбонатно-терригенные осадки. Наибольшее прогибание происходи ло к западу от осевой части Предуральского «прогиба». Морские обстановки распростра нялись только до Пермского свода уже с се вера, а не с юго-востока. В шешминское вре мя в условиях континентальной равнины на большей части территории накапливались красноцветные песчано-глинистые отложе ния с прослоями мергелей и известняков. Роль озерных известняков среди этих терригенных образований заметно возрастала к северозападу от района Соликамска. Еще далее на запад, примерно с района Юксеево, в озер но-лагунной обстановке шло формирование доломитов, мергелей и глинистых известня ков. Континентальные озерно-речные усло вия накопления песчано-глинистых отложе ний существовали и в казанский век. Мощ ность и грубообломочность этих отложений возрастали, как и в уфимский век, в восточ ном направлении, что объяснялось приносом терригенного материала реками с разрушаю щихся Уральских гор. В татарский век в усло виях континентальной равнины продолжалось
накопление песчано-глинистых и конгломератовых отложений с прослоями озерных карбонатных осадков, особенно в северных районах. Наиболее интенсивное прогибание, по-видимому, происходило уже не в восточ ных, а в северо-западных районах Прикамья, особенно в верховьях р. Камы, в пределах по гребенного Коми-Пермяцкого свода, где про изошла инверсия тектонического режима (Проворов, 1968). Для татарских отложений было характерно присутствие хромсодержа щих волконскоитовых глин, особенно в Очерском районе (Наливкин, Ларионова, Шерш нев, 1969 и др.). Появление хрома в глинах и хромсодержащих минералов на данной тер ритории и севернее, вероятно, следует увя зывать с периодическими проявлениями тек тонической и неотектонической активности глубинных разломов Гайнско-Кудымкарской зоны карелид фундамента и сопряженных с ними оперяющих зон, что требует дополни тельных исследований.
В раннетриасовую эпоху геологического развития Уральские горы испытывали даль нейшее поднятие, унаследованное с поздне каменноугольной и пермской эпох. В инд ском и оленекском веках осадконакопление происходило лишь в самой северо-западной части территории, в обширных мелководных эпиконтинентальных впадинах, в условиях аридного климата.
В конце герцинского цикла геологическо
го развития обрели свои современные очер тания Камский наложенно-погребенный свод, Пермский и Башкирский своды с Уфимским плато, Верхнекамская гетерогенная и гетероморфная впадина, а также Предуральская де прессия с наложенным литолого-фациальным «прогибом» и Западно-Уральская зона склад чатости. Оформились окончательно седлови ны между структурами первого порядка на платформе и в Предуральском «прогибе». За вершились формирование приразломных ва лов тектонического происхождения, облекание рифогенных пород, а также локальных поднятий, осложняющих гетерогенные струк туры второго порядка.
Мезозойско-кайнозойский цикл характе
ризуется новым усилением тектонических движений на Урале в позднетриасовую и раннеюрскую эпохи. По-видимому, тектони
ческие структуры различных порядков как на платформе, так п в Предуральском краевом прогибе также испытали унаследованное раз витие, хотя это можно лишь предполагать изза отсутствия этих отложений, как п нижней части средней юры. Трансгрессия моря во зобновилась в келловейскпй век среднеюр ской эпохи п закончилась в раннемеловую эпоху в северо-западной части территории. В конце этой эпохи море обмелело п здесь накапливались песчано-глпнпстые отложения
вусловиях прибрежной равнины, периоди чески заливавшейся морем, которое испыта ло окончательную регрессию в позднемело вую эпоху.
Континентальный режим развития в палео геновый период был унаследован от поздне меловой эпохи. Уральская складчатая область и платформенное Приуралье представляли собой единую сушу. В олигоцене и раннем миоцене высота рельефа на Урале, вероятно, не превышала 200—300 м. Новейшие текто нические движения блокового типа начались между миоценом и плиоценом по системам новообразованных и древних разломов фун дамента, что вызвало значительные изменения
врельефе территории и рисунке гидросети. Неотектонические движения на Урале, судя по высоте гор и эрозионным врезам горных рек, достигали нескольких сот метров, но иногда превышали и 1000 м. На платформе из менилось положение региональных наклонов комплексов осадочного чехла (Шершнев, 1966; Винниковский, Шаронов, 1977), интен сивно начавшееся с татарского века. Оконча тельно сформировалась гетерогенная Верхне камская впадина, перекрывшая не только Коми-Пермяцкий свод, но даже Камский свод, Соликамскую впадину и Предтиманский про гиб (Вычегодская седловина). Амплитуда се верного и западного крыльев Пермско-Баш кирского свода по кровле артинских отложе ний возросла до 300 м и более.
Сперестройкой тектонического строения
вконце герцинского тектогенеза и в альпий ский цикл развития произошли переформиро вание и новообразование многих локальных структур-ловушек и залежей углеводородов. Современные неотектонические движения влияют на состояние этих залежей и в настоя щее время (Проворов, Наборщикова и др.,
1984 и др.), а подвижки блоков фундамента по разломам отражаются в ступенчатости про дольных профилей рек в Прикамье (Прово ров, Сергеев, 1973).
Если раньше К. С. Шершнев (1966 и др.) вслед за К. Б. Ашировым увязывал оконча тельное формирование нефтегазовых место рождений с альпийским тектогенезом, то в настоящее время многие геологи считают, что под влиянием неотектонических движе ний происходит не только переформирова ние, но даже и новообразование залежей углеводородов (Зинатов и др., 2000 и др.). Действительно, иначе нельзя, например, объяснить существование непромышленной залежи легкой неокисленной нефти в терригенном девоне на Сырьянской площади в Казанско-Кажимском рифтогене («авлакогене»). Амплитуда многих валов и осложняю щих их локальных нефтеносных поднятий со поставима с перепадами высот рельефа над этими структурами.
На формирование рельефа северной части региона большое влияние оказали неодно кратные оледенения, происходившие вчетвер тичный период. Южная граница максималь ного оледенения проходила чуть севернее гг. Лысьвы и Краснокамска. Многие структур ные элементы территории, в том числе разло мы и линейные зоны трещиноватости горных пород, отражаются на аэро- и космофото снимках территории региона. Б. С. Лунев (1960) отмечал, что валы Верхнекамской впа дины под влиянием неотектонических движе ний испытывают поднятия и в настоящее вре мя. Это определяется по литологическому со ставу и мощности пойменных и террасовых от ложений р. Камы и увеличению эрозионных врезов устьевых участков притоков р. Камы вблизи г. Перми, то есть на Пермском своде. Н. И. Николаев (1962) выявил, что наблюда ется унаследованность характера неотектони ческих движений от рельефа фундамента. Бо лее интенсивные положительные движения были отмечены им на Камском, Пермском и Башкирском сводах и на Уфимском плато, а менее интенсивные положительные движе ния зафиксированы им в Предуральском «прогибе».
В. М. Проворов