Нижнепалеозойские отложения пока еще не играют заметной роли в общем балансе газа, что во многом объясняется их слабой разведанностью. Поэтому поиски газовых месторождений в нижнем палеозое - одно из перспективных направлений, в том числе и на территории европейской части СССР. Первые притоки газа из силурийских образований получены, например, в Тимано-Печорской провинции.
Как известно, для газовых залежей, особенно крупных, решающее значение имеет характер покрышки, в качестве которой чаще всего выступают эвапориты или мощные толщи пластичных глин. В палеозойских отложениях пеллитоморфные породы даже большой мощности не препятствуют проникновению газа вверх по разрезу и не могут служить региональным экраном. Поэтому для палеозоя основным газоупором служат гидрохимические образования. Практически все мировые ресурсы газа в палеозое контролируются эвалоритовыми толщами. Это одна из особенностей условий распределения газа в рассматриваемых отложениях. В подавляющем большинстве гидрохимические образования приурочены к верхней части палеозойского разреза, где они охватывают возрастной диапазон от верхнего карбона до верхней перми, иногда до нижнего триаса.
Особенностью распределения газовых ресурсов в недрах является их приуроченность к зонам глубокого погружения фундамента. Если нефть образует крупные скопления и в зонах с чехлом небольшой мощности, то открытие значительных месторождений газа в таких условиях — редкое исключение. Все мировые разведанные ресурсы газа связаны с зонами глубокого прогибания, именно поэтому изучение закономерностей формирования и развития этих зон приобретает особо важное значение для обоснования направлений поисков и разведки в первую очередь газовых месторождений.
Как известно, зоны глубокого прогибания по генезису подразделяются на два основных типа: платформенный и геосинклинальный. Оба типа в процессе своего развития проходят стадию образования глубокого прогиба, компенсированного осадками. Однако впоследствии судьба накопившихся осадочных толщ оказывается различной. В прогибах платформенного типа осадки остаются недислоцированными, а в прогибах геосинклинального типа они претерпевают значительный диастрофизм и складчатость.
До недавнего времени прогибы геосинклинального типа при геотектоническом районировании противопоставлялись платформам, что объяснялось существенным различием в строении земной коры. Однако накопившаяся многолетняя геолого-геофизическая информация и интенсивная научная ее проработка в последние годы показали, что геосинклинальные прогибы возникают в теле платформ и в региональном тектоническом плане они отражаются только как локальные структурные неоднородности в земной коре этих платформ. Так, приуроченность геосинклинальных прогибов палеозоя к узким, линейным локальным зонам доказывается всей совокупностью геолого-геофизических данных. Можно считать установленным, что они зародились на материковой коре, обладающей мощным гранито-гнейсовым слоем.
Только геосинклиналям байкальского этапа приписывается другая генетическая сущность. Считается, что байкальские геосинклинальные прогибы сформировались на океанической коре. Такое представление сложилось из предположения, что на добайкальском этапе материковая кора существовала только в пределах крупных консолидированных блоков — будущих древних платформ, которые разделялись обширными пространствами с океанической корой, в дальнейшей эволюции преобразованными в геосинклинальные складчатые пояса.
Как отмечает М.В. Муратов [1977], формирование гранитно-метаморфического слоя, т.е. фундамента древних платформ, происходило в ранние этапы развития земной коры — архее, раннем и среднем протерозое; участки с океанической корой сохранялись длительное время, и земная кора материкового типа возникла позднее, в течение позднего протерозоя (рифея), мезозоя и кайнозоя.
Таким образом, байкалиды, слагающие фундамент геосинклинальных складчатых поясов, должны иметь сплошное развитие в их пре делах. Кроме того, генетическое отличие их от геосинклиналей фанерозоя должно найти соответствующее отражение в современной структуре Земли.
Однако ни в формационном, ни в структурном отношении байкальский структурно-вещественный комплекс не отличается от структурно-вещественного комплекса любого возраста. Складчатые системы байкалид представлены на Земле мио- и эвгеосинклинальными формациями, сосредоточенными в узких, линейных, протяженных зонах.
По-видимому, байкальский тектогенез не является исключительным, а подчиняется единой для всех эпох схеме развития земной коры. Все геосинклинальные прогибы являются эпикратонными. Они закладываются на материковой коре на стадии ее растяжения. Этот механизм образования прогибов характерен и для древнейших эпох.
Как убедительно показано в работе В.М. Муратова [1979], осадочно-вулканогенные образования раннего протерозоя накапливались также в прогибах, образовавшихся в результате раскола и дробления архейского кристаллического основания.
Отмеченные закономерности можно проследить по истории развития региона, в пределах которого после палеозоя геосинклинальных складчатых систем не возникало, т.е. добайкальская структура земной коры была наименее преобразована последующими фазами тектогенеза. Такой регион, как известно, расположен в северо-западном секторе Евразии и сопредельной с ним Северной Атлантике. Он охватывает восток Северной Америки, Гренландию, Северную Атлантику, север Европы и северо-запад Азии. В соответствии с современным тектоническим районированием в этот регион входят древние платформы — Восточно-Европейская и Сибирская и геосинклинальные складчатые пояса — Грампианский, северная ветвь Урало-Монгольского и северный сектор Средиземноморского.
Имеющиеся в настоящее время геолого-геофизические данные свидетельствуют о том, что в пределах всего этого обширного региона, включающего разнородные геоструктуры современного тектонического плана, земная кора на добайкальском этапе повсеместно была материкового тира. Это была единая, монолитная, стабилизированная, континентальная область — кратон.
Континентальный тип земной коры фундамента древних платформ не требует доказательств, В пределах геосинклинальных поясов существование древнего континентального субстрата установлено по многочисленным выходам его на современную поверхность Земли, а в отдельных местах древнейшие архейско-нижнепротерозойские образования вскрыты бурением.
В Грампианском геосинклинальном поясе еще со времени Зюсса к северу от Британских островов предполагалось существование древней платформы Эриа, край которой до настоящего времени сохранился на Гебридских островах и северо-западном нагорье Шотландии. Ее фундамент имеет архейско-нижнепротерозойский возраст, Геолого-геофизические исследования последних лет не только подтвердили наличие до-байкальского кристаллического блока к северу от Британских островов, но и показали, что площадь его значительно обширнее. Выделяемая в Северной Атлантике область Северных порогов включает уже указанные ранее выходы добайкальских образований на Гебридских островах и северной части Британских островов, а также архейские породы, вскрытые бурением на плато Роколл. Геофизические данные позволяют утверждать, что архейский фундамент имеют поднятия Фере, Хаттон, Роколл, Поркьюпайн и др. Кроме того, достоверно установлен выход архейских пород по периферии Скандинавии, на Лофотенских и Вестероленских островах. Таким образом, широкое развитие блоков добайкальской консолидации в пределах Грампианского пояса не оставляет сомнения в том, что перед байкальским диастрофизмом вся эта территория обладала материковой корой, подобной древним платформам.
Распределение добайкальского кратона в пределах Урало-Монгольского пояса подтверждается существованием его реликтов в современной структуре этого пояса.
В настоящее время установлено, что роль добайкальских блоков в фундаменте Западной Сибири довольно велика [Буш и др., 1976; Буш, Кирюхин, 1976; Сизых и др., 1978]. Здесь достоверно выделяются такие добайкальские массивы, как Кокчетавский, Улутау-Муюкумский, Ханты-Мансийский, Надымский, Карский и др. Наличие добайкальских массивов — прямое свидетельство добайкальской стабилизации территории Западной Сибири.
Материковая кора была повсеместно развита на добайкальском этапе и на площади современной Европы, часть которой входит уже в Средиземноморский геосинклинальный пояс. Сюда на добайкальском этапе простиралась древняя Восточно-Европейская платформа. Реликты фундамента этой платформы выступают на поверхность и вскрываются скважинами под палеозойскими осадками. Глыбы древнего субстрата доныне сохранились в структурном плане, например Нормандский массив, массив Мидленда (Англия), поднятие Рингкёбинг-Фюн, Восточно-Эльбский массив. Кроме того, породы добайкальского возраста вскрыты в основании Верхнесилезской впадины. Многочисленные осколки добайкальского континентального субстрата всюду рассеяны в составе метаморфизованных массивов Западной Европы. Таким образом, и Средиземноморский геосинклинальный пояс на добайкальском этапе был частью кратона, обладающего хорошо развитой материковой корой.
Следовательно, на добайкальском этапе предполагаемое различие в строении рассмотренных древних платформ и геосинклинальных поясов, положенное в основу их выделения, имеющимися фактическими данными не подтверждается. Этот вывод имеет принципиальное значение, поскольку он определяет дальнейшую эволюцию земной коры.
Как известно, конечным результатом проявления геосинклинального процесса считаются создание гранитно-метаморфического слоя и становление коры континентального типа. Однако, как было показано, гранит но-метаморфический слой уже существовал повсеместно до заложения геосинклинальных прогибов неогея. Эволюция же земной коры проходила под знаком разрушения этой стабилизированной области. Причем деструкция континентальной коры обусловливалась процессом, в котором определяющую роль играли явления ее растяжения и раскола.
Первичная реконструкция земной коры рассматриваемого региона совершилась на байкальском этапе, когда ее территория оказалась расколотой системой разноплановых прогибов. Изучение формационно-структурных зон байкалид показало, что они образовались в результате эволюции прогибов эвгеосинклинального, миогеосинклинального и авлакогенного типов. Причем все прогибы были сформированы в узких, линейных, протяженных зонах и имели локальное распространение.
На протяжении фанерозоя деструкция консолидированной земной коры в пределах региона совершалась последовательно на каледонском, герцинском и альпийском этапах развития. При этом характер и стиль деформаций оставались теми же. Отмечается лишь некоторое сокращение площади приложения сил рифтообразования, особенно эв- и миогеосинклинальных типов. Так, на альпийском этапе прогибов этого типа здесь уже не возникало.
Все три установленных в регионе типа прогибов образовались в условиях растяжения и раздвига континентальных блоков земной коры и по набору характерных признаков отвечают понятию рифтогенной структуры.
В дискуссии о соотношении геосинклинального и рифтогенного процессов нами разделяется точка зрения на их единство. Сложное геологическое явление, связанное с эволюцией систем отрицательного типа, по нашему представлению, более правильно относить к процессам внутриконтинентального рифтогенеза, так как в основе каждого отрицательного геоструктурного элемента (трог, грабен, авлакоген и т.п.) лежит рифт. Эв- и миогеосинклинальные структурно-формационные зоны, сложенные складчатыми и в разной степени деформированными комплексами, сформировались из прогибов, рифтогенная природа которых принимается сейчас довольно большим числом исследователей. Несомненной считает Е.Е. Милановский [1976] связь геосинклиналей геологического прошлого с древними рифтовыми зонами, Тектонотип геосинклинали — Уральская складчатая система — представляет собой интеграцию разновозрастных рифтов [Чернова, 1976].
Образование сложноскладчатых систем возможно при допущении, что в процессе развития рифтовой зоны условия растяжения последовательно сменяются условиями сжатия земной коры [Афанасьев, 1977].
Рифтовая природа прогибов авлакогенного типа сейчас принимается единодушно, формационные ряды миогеосинклинальных прогибов очень близки авлакогенным.
Большие мощности и более существенный метаморфизм в миогео-синклиналях свидетельствуют не о различии их генезиса, а о сложности самого процесса рифтообразования. Это еще более наглядно в эвгеосинклинальных прогибах, где процесс рифтообразования проявился более энергично и раскол земной коры сопровождался обнажением базальтового слоя.
Таким образом, проявление процесса внутриконтинентального рифтогенеза многообразно, что отображено в разнообразии структурных форм, созданных этим процессом. Все множество структурных форм может быть разделено на две главные группы: структуры, остановленные в развитии на стадии растяжения, и структуры, претерпевшие энергичное сжатие. Структуры первой группы часто в литературе называют "'открытыми" рифтами [Милановский, 1976]. В каждой из этих групп выделяются геоструктурные зоны, которые по формационному признаку предлагается подразделить на следующие основные типы: в первой группе — эвгеосинклинальные, миогеосинклинальные; во второй — авлакогенные, предгорные, межгорные.
Выделенные типы характеризуются комплексами образований, которые широко известны и хорошо изучены. Они четко распознаются в структуре современной поверхности Земли. Поэтому коротко отметим лишь их динамические признаки.
Заложение эвгеосинклинальных прогибов происходит в обстановке интенсивного растяжения земной коры, сопровождающегося разрывом ее сплошности раздвигом противоположных блоков и образованием пространств с корой океанического типа. Обычно эвгеосинклинальные прогибы недолговечны. Здесь происходит достаточно быстрая смена тектонического режима, интенсивное растяжение сменяется энергичным сжатием. В результате образования, выполняющие эти прогибы, подвергаются сильным деформациям, метаморфизму, складчатости, а образовавшиеся пространства с океанической корой (или "базальтовые" окна) сдавливаются и выступают на поверхность в виде офиолитовых поясов.
Миогеосинклинальные прогибы закладываются также в обстановке растяжения земной коры, однако процессы протекают здесь медленно, растяжение сопровождается утонением коры, и в первую очередь гранитного слоя. Осадочный слой имеет огромные мощности (до 20 км), Так же постепенно и вяло происходит смена режима растяжения на сжатие. При этом вся огромная многокилометровая толща претерпевает деформацию, складчатость и метаморфизм в умеренных масштабах.
Авлакогекы также связаны с растяжением и разрушением кристаллического слоя земной коры. Эта геоструктура мало отличается от миогеосинклинального трога. Здесь также по системе глубинных разломов закладывается грабен-рифт, который интенсивно заполняется преимущественно терригенными образованиями большой мощности. Однако сжатие здесь выражено не эффективно. Рифт как бы сохраняется "открытым". В отличие от эв- и миогеосинклинальных прогибов авлакогены не выступают на современную поверхность Земли. Над ними, как правило, развиваются зоны устойчивого умеренного прогибания, значительно более обширные по площади и уходящие далеко за пределы собственно авлакогенов. Формирование этих зон прогибания происходит в спокойной тектонической обстановке. Господствующие на ранних этапах терригенно-карбонатные формации позднее сменяются на мелководно-морские карбонатные с появлением среди них эвапоритов.
Предгорные прогибы, по-видимому, не являются автономными. Их заложение контролируется формированием сложной полицикличной структурно-формационной системы. Это так называемые краевые прогибы геосинклинальных складчатых систем. Поскольку складчатые системы, по нашим представлениям, результат проявления рифтогенеза, то и краевые или предгорные прогибы — производные этого процесса. Они формируются на последней фазе рифтообразования в пределах сложной полицикличной мобильной зоны, пережившей на более ранних этапах рифтогенез, с образованием структурно-формационных комплек сов эв- и миогеосинклинального типа. Последняя фаза рифтообразова ния этой сложной системы знаменует собой образование рифта, который остается "открытым". В отличие от рифтогена авлакогенного типа прогибы рассматриваемого типа довольно быстро завершают свое развитие и не переходят в область медленного длительного прогибания. Они отличаются терригенным выполнением, поскольку в структурном отношении — это внутриконтинентальные депрессии; в этих условиях, как известно, создается благоприятная обстановка для накопления эвапоритов.
И, наконец, межгорные прогибы характеризуются развитием в их пределах межгорных прогибов, рифтогенная природа которых очевидна. Это фактически современные рифтовые пояса, такие, например, как трансазиатский рифтовый пояс Наливкина [Попов, Таль-Вирский, 1978]. На площади этих поясов сосредоточены современные континентальные рифты и рифтовые зоны более древних эпох, процесс рифтообразования в которых завершился своеобразно, оставив после себя системы мелких рифтовых впадин ("открытых" рифтов), рассеянных в пределах широкой полосы. Например, мезозойские впадины Забайкалья и Монголии [Сизых и др., 1978].
Таким образом, выделенные пять типов геоструктурных зон, образованных процессами рифтогенеза, по нашему представлению, и являются основными геотектоническими элементами, формирующими современный структурно-тектонический план континентальных областей. Такое районирование территории имеет большое практическое значение при оценке перспектив ее газоносности, поскольку ответственными за формирование областей глубоких прогибаний земной коры, как было показано, являются рифтогенные зоны.
Такие понятия, как древняя платформа, молодая платформа, в этом случае теряют смысл, так как не раскрывают природу и условия образования зон осадконакопления и их эволюцию. Среди рифтогенных геоструктурных зон наиболее перспективными в газоносном отношении являются авлакогенные и предгорные, которые включают практически все разведанные ресурсы палеозойского газа.
Литература
- Афанасьев Ю.Г. Система рифтов Западной Сибири. М.: Наука. 1977.
- Буш В.А., Гарецкий Р.Г., Кирюхин П. Г., Шлезингер А.Е. Срединные массивы фундамента молодых платформ Евразии и их чехлы. — В кн.: Тектоника срединных массивов. М.: Наука, 1976.
- Буш В.А., Кирюхин Л.Г. Палеозойско-триасовые нефтегазоносные бассейны молодых плит Евразии. М.: Недра. 1976. (Тр. ВНИГНИ; Вып. 163).
- Милановский Е.Е. Рифтовые зоны континентов. М.: Недра, 1976.
- Муратов В.М. Главнейшие черты тектоники территории СССР. — Геол. и разв., 1977, №11.
- Муратов В.М. Раннепротерозойский этап развития древних платформ и его роль в истории их формирования. — Геотектоника, 1979, №2.
- Попов В.И.. Таль Вирский П.Б. О трансазиатском рифтовом постплатформенном поясе Наливчина. — В кн.: Тектоника и сейсмичность континентальных рифтовых зон. М.: Наука, 1978.
- Сизых В.И., Красивей С.С., Гладков В.Г., Верхнемезозойские континентальные рифтоподобные системы Забайкалья и Монголии. — В кн.: Тектоника и сейсмичность континентальных рифтовых зон. М.: Наука, 1978.
- Чернова Е.С. О протерозойских этапах развитии Урало-Монгольского пояса. — Геол. и разе., 1976, №4.