Нижне-среднеюрский структурный ярус
Нижне-среднеюрский структурный ярус представлен четырьмя главными формационными комплексами. Первый комплекс выражен чередующимися морскими глинистыми, прибрежными и озерно-аллювиальными песчано-алевритовыми толщами (больптехетская серия). Этот тип разреза развит в Усть-Енисейском районе, вблизи Пайхоя и, по-видимому, во всей субарктической части бассейна. Второй формационный комплекс представлен ритмично переслаивающимися песчаниками, алевролитами и аргиллитами с редкими и тонкими пропластками бурого угля (заводоуковская серия). Это — озерно-аллювиальные фации, развитые в центральной и южной частях бассейна. Третий комплекс можно охарактеризовать как фации расчлененной и всхолмленной озерно-аллювиальной равнины. Здесь известны толщи крупно- и груборитмичных песчаников, алевролитов, глин и бурых углей, образовавшиеся в лимнических условиях (Тегульдетская, Киселевская впадины в Чулымском районе, Ляпинский мегапрогнб в Приуралье).
Четвертый формационный комплекс распространен за пределами единого юрского седименташюнного бассейна, внутри его горно-складчатого обрамления. Это континентальные угленосные толщи молассоидной формации, выполняющие грабенобразные впадины в Тургае, Северном Казахстане и в днище Кулундинской кайнозойской депрессии.
Нижняя граница подэтажа разновозрастна, поскольку и в прибортовых частях плиты, и на вершинах ряда внутренних поднятий выклиниваются горизонты лейаса, а местами нижние ярусы доггера,
Палеотектоническая карта раннеюрской эпохи (рис. 7). Нижнеюрские отложения слабо изучены бурением и сейсморазведкой, и поэтому палеотектоническая карта их схематична, В центрально-северных районах (Надым-Пурское междуречье) пока отсутствуют скважины, вскрывшие отложения лейаса. О мощности нижне-среднеюрских отложений позволяют судить данные сейсморазведки (ТЗ МПВ, отдельные профили МОВ и КМПВ). Изопахиты в Усть-Енисейском районе проведены с учетом как бурения, так и сейсморазведки, характеризующей несколько отражающих границ внутри болыиехетской серии и ниже — в осадочных толщах пермо-триаса.
Для обширной территории Надым-Тазовского междуречья использовались профили МОВ из работы А. Г, Краева (1971) и структурная карта по подошве юрского комплекса, составленная Ю. В. Вайполиным путем увязки отдельных отражающих площадок ниже горизонта Б [16, 19, 20]. Достоверность таких построений невысока, но порядок мощностей и общий характер их изменения по площади с учетом глубоких скважин устанавливается с точностью, позволяющей проводить изопахиты через 200—500 м. Расчленение однородной толщи заводоуковской и болыиехетской серий на нижнюю и среднюю юру выполнено А. А. Булынниковой и Г. С, Ясовичем (1970) по разрезам скважин с учетом литологических коррелятивов и палеонтологических остатков.
Изопахиты лейаса очень хорошо обрисовывают почти все поднятия и депрессии, которые выделяются в современном структурном плане по горизонту Б в южной половине плиты (рис. 7), Эта связь затушевывается на участках, расположенных к северу от Широтного Приобья, и практически исчезает на пространстве Надым-Тазовского междуречья.
Усть-Енисейский мегапрогиб в раннеюрскую эпоху представлял собой единую линейную депрессию, на цоколе Предтаммырского пермо-триасового краевого прогиба. Многие частные структуры, существующие в современном плане, не находят отражения в палеорельефе раннеюрского бассейна. Более того, на месте некоторых валоподобных поднятий, картируемых по юрским горизонтам, существовали узкие прогибы или уступы (флексурно-разрывные зоны), осложняющие борта Усть-Енисейского мегапрогиба.
Общая мощность отложений меняется от 100—200 до 1000—1200 м, что свидетельствует о максимальной скорости погружения 60 м/1 млн. лет (без учета уплотнения). В южной половине бассейна максимальные градиенты изменения мощности (от нуля до 500 м) характерны для Чулымской впадины.
Палеоамплитуда древних поднятий (Пыль-Караминского, Пайдугинского мегавалов, Сымского вала и других) достигает 150—200 м, а наибольшее возвышение их над смежными прогибами 300—400 м. Своды и крылья многих положительных структур лишены осадков.
К западу от Пайдугинского мегавала расчлененность раннеюрского палеорельефа значительно ослабевает. Это сглаживание находит отражение в более тонком составе осадков. Из разреза исчезают угольные пласты. Палеоамплитуда поднятий Среднего Приобья и Обь-Иртышского междуречья не превышает нескольких десятков метров. Скорость опускания Надымской впадины равна 20 м/1 млн. лет.
К северу от Сургутского и Нижневартовского сводов мощность отложений резко увеличивается от 80—100 м до 500—800 м. При этом некоторые градиенты перепада мощностей совпадают с зонами разломов, трассируемых по картам магнитных и гравитационных аномалий, й с уступами на крыльях современных Медвежьего, Танловского мегавалов и Новопортовского вала. Однако сами эти поднятия Южного Ямала и Надым-Пурского междуречья не отражаются в изопахитах лейаса. Так, на месте Новопортовского вала вырисовывается крутая моноклиналь; оси современных Медвежьего и Верхнетанловского поднятий примерно совпадают с бортами замкнутых иалеопрогибов.
Отсутствие частных структур в пределах Усть-Енисейского мегапрогиба в раннеюрскую эпоху подтверждается данными бурения. Так, на своде Рассохинско-Балахнинского мегавала, имеющего современную амплитуду свыше 2000 м, мощность нижне-среднеюрских отложений достигает 2000 м.
В зоне Рассохинского поднятия наблюдается резкое возрастание плотности пород и ухудшение коллекторских свойств [118]. Это означает, что толщи лейаса — доггера были опущены на большую глубину, в зону позднего катагенеза. Сейчас кровля нижней юры вскрывается скважинами на глубинах 1000—2500 м, на которых в других районах присутствуют хорошо проницаемые песчаники.
По-видимому, многие поднятия Усть-Енисейского района имеют инверсионную природу: они образовались над крутыми моноклиналями, флексурами и грабенообразными прогибами, выполненными очень мощной толщей осадков.
К аналогичному выводу пришел и М. X. Сапир [112], который показал на палеотектонических схемах Енисей-Хатангского прогиба к началу и концу среднеюрской эпохи отсутствие поднятий внутри единой нерасчлененной депрессии.
Резюмируя изложенное, можно заключить, что в раннеюрскую эпоху наметилось четкое разделение седиментационного бассейна на две части — южную и северную; граница между ними проходила примерно по широте Сибирских увалов.
В южной части существовали резкие «растущие» выступы фундамента, которые постепенно сглаживались эрозией и поставляли грубообломочный материал в смежные депрессии.
В северной части рельеф был выровнен еще в доюрское время ;и, хотя прогибание здесь также протекало неравномерно, выступы складчатого фундамента на поверхности бассейна отсутствовали, а поднятия, погребенные над пермо-триасовыми осадками, не всегда возрождались в раннеюрскую эпоху. В пользу такого утверждения свидетельствуют широкое развитие мелководно-морских фаций в разрезе Усть-Енисейского района, наличие устойчивых отражений на сейсмических разрезах как внутри нижне-среднеюрской толщи, так и значительно (на 1,5—2,5 км) ниже нее на территории Иадым-Тазовского междуречья. При этом по сейсмическим данным мощности юрских горизонтов между отражающими поверхностями почти не уменьшаются к сводам современных поднятий [36]. С другой стороны, целый ряд складок, формировавшихся в процессе осадконакопления в ранне-средиеюрские эпохи, не наследуется позднеюрскими и раннемеловыми движениями.
Наше прежнее представление о том, что все крупные поднятия и депрессии Западно-Сибирской плиты заложились в начале или середине юрского периода и развивались унаследованно в раннемеловую эпоху [104], справедливо только для южных и центральных районов бассейна и, по-видимому, нуждается в пересмотре, когда речь идет о территории Надым-Енисейского междуречья, Южного Ямала и Таймырской низменнности.
Палеотектоническая карта среднеюрской эпохи (рис. 8). Палео-структурный план среднеюрской эпохи подобен раннеюрскому. Близкими являются и формационные зоны.
В Чулымо-Енисейском районе в среднеюрскую эпоху продолжалось дифференцированное прогибание по унаследованному плану. Максимальная скорость погружения оценивается в 35—40 м/1 млн. лет. «Лысые» выступы фундамента в южной части бассейна почти повсеместно перекрываются осадками. Вместе с тем продолжается (и местами усиливается) копседиментационный рост положительных структур, В опускание вовлекаются новые участки, расположенные к западу и юго-западу от Чулымо-Енисейской синеклизы и Пайдугинского мега-вала.
Центрально-западная часть бессейна (Сургутский свод, Ханты-Мансийская впадина, Березовская моноклиналь, Туринский выступ), как и в раннеюрскую эпоху, еще сохраняет пологий, плоский палеорельеф.
Область между Надымом и устьем Енисея развивается по унаследованному от ранней юры плану, но общий темп погружения усиливается. Мощность среднеюрской толщи резко возрастает при переходе с левого берега Надыма на правый — от 200—300 до 600—800 м. На современных крупных поднятиях северных районов — Медвежьем, Уренгойском, Русско-Часельском и других — мощность средней юры составляет 800—1000 м, что свидетельствует о скорости погружения 60 м/1 млн. лет. На месте современного Пурпейского свода, по-видимому, возникает небольшое поднятие амплитудой в несколько десятков метров.
Усть-Енисейский мегапрогиб между Таймыром и Сибирской платформой остается нерасчлененным; мощность среднеюрских осадков в его осевой части достигает 1200—1300 м, а на месте современного Рассохинско-Балахнинского мегавала — 1000 м, что подтверждается данными бурения (рис. 9).
Скорость прогибания в Усть-Енисейской депрессии достигала 70—80 м/1 млн. лет.
Верхнеюрский структурный ярус
В позднеюрскую эпоху почти вся современная территория плиты была охвачена широкой морской трансгрессией. По фациальному облику верхнеюрских отложений обособляются четыре области: Усть-Енисейская, Чулымская (на юго-восточной окраине бассейна), Омская и Центральная, охватывающая большую по площади часть региона.
В Усть-Енисейской области накапливаются преимущественно глины с алевритами и прослойками песка в основании. Общая мощность верхнеюрских отложений здесь достигает 900—1000 м.
В Чулымской депрессии доминируют красноцветные и пестроцветные глины мелководно-морского и лагунного происхождения общей мощностью до 300 м.
В Омской фациальной области пески, алевриты и глины мощностью 100—150 м отвечают келловейскому, оксфордскому и кимеридж-скому ярусам, а волжский ярус представлен пачкой черных битуминозных аргиллитов мощностью 50—60 м.
В Центральной области верхнеюрские отложения отличаются однообразным составом и незначительной мощностью (до 100—150 м). Нижняя часть разреза сложена коричневато-серыми алевритистыми аргиллитами с невыдержанными по простиранию пропластками песчаника, верхняя (волжский ярус) — черными битуминозными глинами.
Палеотектоннческая карта позднеюрской эпохи (рис. 10). Позднеюрская эпоха отличается общим опусканием выровненного дна бассейна, на котором накапливались алеврито-глинистые осадки, неполностью компенсировавшие это погружение.
Условия подвижного шельфа сохранились только вблизи восточной и южной окраин плиты — в Усть-Енисейском, Чулымском и Омском районах, а также на северо-западе, в Ляпинском мегапрогибе. Но и в зонах компенсированного погружения скорость последнего не превышала 15—20 м/1 млн. лет.
Почти все своды, прогибы, валы и другие структуры, энергично развивавшиеся в ранне-среднеюрские эпохи в Центральной области, в послекелловейское время почти полностью были погребены.
В Усть-Енисейском мегапрогибе, наоборот, мощность верхней юры колеблется в широких пределах — от 200—300 м на поднятиях до 800—1000 м в депрессиях. При этом отмечается срезание части волжского яруса (а в своде Малохетского мегавала — всей толщи верхней юры) перед валанжинской трансгрессией. На рубеже позднеюрской эпохи и мелового периода происходит заложение большинства поднятий I и II порядков Усть-Енисейского мегапрогиба. Новообразованными (по отношению к ранне-среднеюрскому плану) являются Среднемес-сояхский, Малохетский и Рассохинско-Балахнинский мегавалы, а также некоторые структуры Надым-Тазовского междуречья [112] (рис. 11). В конце позднеюрской эпохи, по-видимому, возникают цепочки мелких куполов в цоколе современных Верхнетанловского, Уренгойского и Танамского мегавалов.
