На территории Прикаспийской впадины проведен значительный объем сейсмических исследований различных модификаций, а по периферии пройдено много скважин, вскрывших на значительную мощность подсолевые докунгурские отложения палеозоя. Эти материалы позволяют достаточно объективно осветить принципиальные моменты строения и условий залегания пород подсолевого осадочного чехла впадины. По периферии Прикаспийской впадины в отложениях верхнего девона, карбона и докунгурской нижней перми намечается несколько мощных мелководных карбонатных комплексов (до тысячи и более метров), разделенных небольшими по мощности терригенными (рис. 2). Возрастной диапазон этих комплексов в разных районах ее периферии испытывает изменения. Карбонатные комплексы в сторону внутренней области резко утоняются в мощности, образуя до четырех разновозрастных бортовых уступов. Близ уступов фиксируются максимальные мощности карбонатных комплексов и наибольшее содержание в них биогермного материала. За уступом возрастные аналоги карбонатных комплексов сложены сероцветными терригенно-карбонатными глубоководными депрессионными фациями, мощность которых измеряется десятками, реже — сотнями метров. Напротив, терригенные комплексы за карбонатными уступами резко возрастают в мощности.
Мощность консолидированной коры на территории Прикаспийской впадины изменяется от 10 км в центральной части до 30—35 км по периферии. Зона, оконтуриваемая изопахитой 15 км, совпадает с наиболее прогнутой частью впадины по поверхности фундамента и подсолевому ложу. Здесь же, по данным сейсморазведки, осадочный чехол начинают мощные серии (до 8—10 км), по-видимому, рифея и нижнего палеозоя. Их распространение фиксируют преломляющий сейсмический горизонт d5oc'6 и отражающие горизонты, прослеживающиеся ниже горизонта П3. Сейсмические материалы показывают выклинивание этого комплекса к периферии впадины, и лишь на северо-западе он, вероятно, непосредственно переходит в рифейские образования Пачелмского прогиба. По сейсмическим данным, мощность вышележащего средне-верхнепалеозойского разреза осадочного чехла центральных районов Прикаспийской впадины оценивается в 2—4 км, в то время как по периферии — обычно более 5 км.
По поверхности фундамента, построенной по региональным материалам КМПВ, отчетливо вырисовываются западная и северная бортовые зоны Прикаспийской впадины, ширина которых достигает 75-80 км. Здесь эта поверхность погружается от 5-6 до 12-14 км. Наиболее глубокая часть Прикаспийской впадины несколько смещена к северной и западной бортовым зонам, где фундамент опущен до 20-23 км. Она вытянута в широтном направлении и только на западе меняет ориентировку на субмеридиональную. С юга и востока наиболее мог [туженная часть впадины икружено полукольцом крупных окраинных поднятии, где поверхность фундамента залегает на глубинах 6,5-8 км. К востоку и югу от них поверхность фундамента вновь испытывает погружение и у границ с погребенными складчатыми сооружениями Уральской системы и Южно-Эмбенской моногеосинклинали расположена на глубине 10-12 км.
Поверхность подсолевого ложа (подошва кунгура) от относительно приподнятых участков Русской плиты испытывает пологое (до 10-15 м/к) погружение в сторону Прикаспийской впадины, на границе которой она повсеместно прерывается резким бортовым уступом. Его высота превышает 1000 м, а местами достигает 1500-1600 м. Наклон подсолевого ложа в пределах бортового уступа обычно составляет 20-30°, а на отдельных участках увеличивается до 45-50°. На востоке и юго-востоке Прикаспийской впадины намечается ступенчатое погружение подсолевого ложа в сторону ее внутренних районов. Ступени осложнены куполовидными и брахиантиклинальными поднятиями и мульдами, простирающимися преимущественно параллельно бортовой зоне. Они с запада и северо запада ограничиваются флексурами и разломами. Полоса окраинных поднятий поверхности фундамента юго-востока и востока Прикаспийской впадины по поверхности подсолевого ложа отражения не получает. Здесь под-солевое ложе имеет небольшой уклон к северу и западу и вырисовывает пологое днище впадины. Наиболее прогнутая (до 9—10 км) зона смещена к северу и западу. Она в целом совпадает с районом максимального погружения поверхности фундамента.
Региональная структура надсолевого комплекса пород осложнена многочисленными солянокупольными дислокациями. При снятии последних (Волож, 1971) вырисовываются две депрессии, разделенные субширот-ным поднятием типа структурного носа. Осевая зона поднятия проходит вдоль северного побережья Каспия, а затем отклоняется к северо-востоку и раскрывается в сторону Подуральского плато. Юрско-палеогеновая южная депрессия занимает южную периферию Приуральской палеозойской впадины и является составной частью Северо-Устюртского прогиба.
Территория Прикаспийской впадины врифейское и раннепалеозойское время представляла окраинную часть Восточно-Европейской платформы, в пределах которой шло формирование своеобразных доплитных структур. По-видимому, в конце раннего палеозоя на территории Прикаспийской впадины, как и на большой восточной части Русской плиты, наступил длительный перерыв в осадконакоплении, обширные пространства были приподняты и денудированы. В девонское время Прикаспийская впадина вновь представляла область осадконакопления. Со среднефранского времени в ее пределах отчетливо наметился глубоководный бассейн. Его образование, вероятно, связано с резким кратковременным опусканием, точную возрастную датировку которого в настоящее время наметить невозможно. В последующее средне- и лозднепалеозойское время имело место еще несколько аналогичных кратковременных опусканий, расширивших площадь глубоководного бассейна. Общая величина этих погружений составила многие километры, и бассейн по своей морфологии, вероятно, был близок к современным глубоководным котловинам Черного и Средиземного морей. При карбонатном осадконакоплении в глубоководном бассейне отлагались маломощные фации. Их мощность зависела от терригенных примесей. Чем больше последних было в эпиконтинентальных карбонатах, тем большая мощность была у синхронных им депрессионных глубоководных осадков. Именно этим явлением, вероятно, обусловлено присутствие в глубоководных фациях надверейского разреза преимущественно верхнеартинских осадков, поскольку в отлагавшиеся карбонаты в этот отрезок времени поступило наибольшее количество терригенных примесей. При терригеннсм осадконакоппении, напротив, у континентального подножия происходило резкое раздувание их мощностей. Конусы выноса терригенного материала южной и восточной периферий Прикаспийской впадины разорвали кольцо карбонатных уступов, создав аккумулятивные склоны.
За бровкой континентального склона на акватории шельфа в условиях конседиментационного погружения шло формирование относительно мощных серий эпиконтинемтальных осадков. На южной и восточной перифериях Прикаспийской впадины оно имело перикратонную природу, связанную с формированием сопряженных геосинклиналей. Перикратонное опускание привело к погружению на несколько километров поверхности кристаллического фундамента и создавало окраинную полосу остаточно го приподнятого его залегания. Таким образом, эта приподнятая полоса разновозрастна. Ее северное и западное крылья возникли в рифейско-раннепалеозойское время, а южное и восточное — в среднепалеозойское.
В кунгурском веке глубоководный Прикаспийский бассейн начал быстро заполняться многокилометровыми толщами эвапоритов. Окончательная егокомпенсация произошла в позднепермское, а возможно, и в раннетриасовое время, когда он приобрел эпиконтинентальный характер. Вероятно, новая волна кратковременного погружения имела место в предакчагыльское время, что привело к образованию в западных районах При каспия плоской наложенной Атрауской (Букеевской) синеклизы [Журавлев, 1972].
Припятский прогиб является наиболее изученной частью Припятско-Донецкого авлакогена. Здесь пробурены многие сотни скважин, вскрывшие породы фундамента и подсолевые отложения. Почти на всей его территории проведены площадные сейсмические исследования различных модификаций.
Глубоководные фации на территории Припятского прогиба обнаруже ны на стратиграфическом уровне верхнего франа и нижнего фамена. Они подстилаются мелководными сероцветными корбонатными отложениями саргаевского и семилукского горизонтов среднего франа, имеющими выдержанную мощность (60—70 м). На востоке Припятского прогиба с перерывом и несогласием на них или более древних образованиях залегает мелководный сульфатно-карбонатный комплекс алатырско-евлановских отложений верхнего франа (320 м). В центральной части прогиба этот комплекс замещается более глубоководными осадками, мощность которых сокращается (50-100 м).
Выше следует галогенный галитовый евлановско-ливенский комплекс верхнего фамена (до 1100 м). На северо-востоке этот комплекс и верхи алатырско-евлановских отложений замещаются вулканитами. Задонский и елецкий горизонты нижнего фамена на юге Припятского прогиба сложены карбонатно-терригенными породами (до 1000 м) , на западе и севере прогиба состоят из карбонатных отложений (400-900 м), в которых развиты органогенные постройки. На крайнем северо-востоке распространены мелководные вулканиты основного состава (до 1000 м). В централь ной части Припятского прогиба отложения задонского и елецкого горизонтов также замещаются относительно глубоководными депрессионными фациями доманикового типа (до 150-300 м). Они перекрываются гало генным калиеносно-галитовым комплексом елецкого и лебедянского горизонтов верхнего фамена, мощность которого достигает нескольких километров. На северо-востоке прогиба верхней соли соответствует вулканогенный (щелочно-ультраосновной — щелочно-базальтоидный) комплекс пород. В вышележащем разрезе чехла Припятского прогиба мощностью до 3500 м глубоководные депрессионные фации не установлены.
По поверхности фундамента и подсолевым отложениям в пределах Припятского прогиба вырисовывается система разломов, главным образом субширотных, амплитудой до 2—3 км. Они создают сложное сочетание ступеней, выступов, горстов, грабенов, зон приразломных поднятий и опусканий. По более молодым слоям задонского и елецкого горизонтов в зонах перехода мелководных карбонатов в депрессионные фации устанавливаются бортовые уступы, наклон поверхности которых достигает 20—30°.
В среднем—позднем рифее и венде западная часть территории Припятского прогиба была вовлечена в прогибание субмеридиональной ориентации (Волынско-Оршанский прогиб) (рис. 3), После длительного перерыва в среднем девоне началось новое опускание, связанное с развитием Московской синеклизы (рис. 4). Территория Припятского прогиба представляла в это время ее далекую юго-западную периферию. Заложение собственно Припятского прогиба падает на алатырско-евлановское время позднего франа. В его центральной части наметилась относительно глубоководная котловина (до 100—200 м), обрамленная на северо-востоке — вулканическим, на севере — карбонатным, а на юге — терригенно-карбонатным мелководным шельфами. В евлановско-ливенское время резко усилились дифференцированные по разломам опускания, некомпенсированные накоплением соленосных толщ. Северо-восточный вулканический шельф играл роль барьера, изолировавшего солеродный бассейн Припятского прогиба. Накопление галогенного галитового комплекса происходило в условиях расчлененного дна бассейна, и первые соляные пласты (евлановского возраста) появились в наиболее погруженных некомпенсированных частях прогиба. Площадь распространения соляных пластов расширялась с каждым циклом; при этом наиболее широко развиты соляные пласты средней части компекса, в «его верхней части их площадь распространения сокращается. Галогенный галитовый комплекс выровнял рельеф дна бассейна.
В задонское время раннего фамена произошло новое резкое кратковременное опускание и вновь образовался глубоководный бассейн, открытый к востоку, в сторону Днепровско-Донецкого прогиба. В нем накапливались относительно маломощные карбонатно-глинистые осадки. На севере и западе он был обрамлен карбонатным шельфом, а на юге — карбонатно-терригенным свалом пород, образованным главным! образом серией конусов выноса. Континентальные склоны этого глубоководного бассейна в большинстве случаев совпадали с разломами. Глубина бассейна, по-видимому, превышала 500—700 м.
Активные блоковые подвижки по разломам, амплитуда которых достигала 500-700 м, в условиях нехватки осадков привели к формированию расчлененного тектонического рельефа амплитудой в сотни метров.
Это были преимущественно протяженные асимметричные гряды в рельефе дна, ориентированные в субширотном направлении и приуроченные к поднятым приразломным частям ступеней.
Тектонические выступы рельефа дна в пределах глубоководного бассейна и его склонов подвергались абразионной обработке в предъелецкое и предлебедянское время в процессе снижения уровня бассейна. Последнее произошло, видимо, в результате изоляции его вулканическими излияниями на востоке. Под действием абразии формировались довольно крутые (до 20-30°) абразионные эскарпы большой высоты (200—300, возможно, до 700 м), которые имели характер куэст или береговых уступов (клифов) абразионных берегов. В пределах внешнего шельфа в поднятых крыльях Речицкогои Чернослободского разломов бурением установлены эрозионные врезы в виде довольно широких (1—2 км) и глубоких (150—200 м) долин. В их осевых частях межсолевые отложения размыты, и верхний соленосный комплекс лежит на нижнем.
Сложный расчлененный рельеф дна задонско-елецкого глубоководного бассейна был погребен под мощным верхнефаменским соленосным комплексом, причем максимальные его мощности накопились в некомпенсированной глубоководной котловине, и поэтому последующий галогенез наиболее интенсивно проявился в центральной части Припятского прогиба.
В пределах Днепровско-Донецкого прогиба глубоководные отложения известны в среднем фране - нижнем фамене. Как эти, так и более древние отложения изучены еще слабо, поскольку вскрыты бурением в основном только в северо-западной части и в южной краевой зоне прогиба. Отложения от среднего девона до саргаевского горизонта включительно имеют мощность до 130—150 м. Как в целом, так и отдельные стратиграфические подразделения этой части разреза и одноименные горизонты территории Припятского прогиба и других областей Московской синеклизы по типу пород, фациям и мощностям близки между собой.
Начиная с семилукского, но более интенсивно в алатырское, воронежское и евлановское время произошло существенное опускание по краевым разломам Днепрово-Донецкого прогиба с одновременным расчленением его на ограниченные разрывами выступы и глубокие некомпенсированные депрессии. В то же время началась эффузивная деятельность, в результате которой образовались лозднефранские вулканиты мощностью до 1000 м. Перед соленакоплением, которое началось в алатырско-воронежское время, но в основном падает на евлановско-ливенское, глубина бассейна измерялась многими сотнями метров. Глубоководные условия продолжали существовать и в течение соленакопления, о чем свидетельствует депрессионный облик внутрисоленосных прослоев. Отчетливо установлены фациальные переходы мощных вулканогенных толщ в моломощные глубоководные фации доманикового типа.
Аналогичная картина обмечена в Днепровско-Донецком прогибе и в раннем фамене. В краевых частях прогиба и на отдельных выступах отложения нижнего фамена предс (авлены терригенными и карбонатными комплексами, а местами мощными вулканогенно-осадочными и вулканогенными образованиями. В некомпенсированных депрессиях эти мощные мелководные комплексы сменяются глубоководными породами доманиковой фации. Выравнивание в значительной степени произошло за счет фаменской соли.
Новый, хотя и менее глубоководный, чем в позднем девоне, некомпенсированный бассейн возник в пределах Днепрово-Донецкого прогиба в ранней перми. Он был затем компенсирован нижнепермской соленосной формацией.
Камско-Кинельская система палеозойских погребенных прогибов была выявлена в процессе поисково-разведочного бурения в 50-е годы. В детализации пространственного положения некоторых из них существенную роль сыграли сейсморазведочные исследования МОВ и МОГТ.
Прогибы Камско-Кинельской системы прослеживаются в отложениях верхнего девона — нижнего карбона (рис. 5, вкл.). Они подстилаются эйфельско-нижнефранским мелководным карбонатно-терригенным комплексом, залегающим на породах фундамента или рифейско-вендского доплитного комплекса. В восточных прогибах Камско-Кинельской системы относительно глубоководные фации появляются в разрезе начиная с доманикового горизонта (средний фран). Они представлены кремнистобитуминозными карбонатными породами мощностью 5—20 м с прослоями битуминозных сланцев и силицитов, с фауной кониконх, гониатитов, радиолярий, лингул, бухиол и др. За пределами прогибов на ряде сводовых поднятий или их склонах эти породы замещаются более мощными (25—40 м и более) отложениями, в которых значительная роль принадлежит светлым массивным доломитам и известняком с остатками водорослей, строматопор и кораллов. Вышележащий мендымско-нижнефаменский комплекс в восточной части Русской плиты представлен светлыми известняками и доломитами, слоистыми и массивными, обогащенными донной фауной и вмещающими различные биогермные фации. В прогибах он переходит в глинисто-кремнисто-карбонатные породы доманикового облика, характеризующиеся значительной битуминозностью и преобладанием планктонной фауны при изменении мощности от 300—500 м и до 40—150 м. В западных прогибах Камско-Кинельской системы именно с них начинаются относительно глубоководные маломощные фации. Верхнефаменско-турнейский комплекс за пределами прогибов также состоит из мелководных, преимущественно карбонатных отложений, не содержащих, однако, биогермных фаций. Во внутренних прибортовых зонах прогибов его образует серия мощных линзовидных тел корбонатного или терригенно-карбонатного состава, утоняющихся к оси прогиба, где они замещаются депрессионными фациями. Осевые зоны Камско-Кинельской системы прогибов выполнены мощным (до 350 м) комплексом глинисто-песчаных отложений Малиновского надгоризонта нижнего визе. Они еще намечаются по незначительному увеличению мощностей бобриковского горизонта, а в более высоких слоях визейского яруса перестают прослеживаться.
По эйфельско-нижнефранским слоям в Волго-Уральской области вырисовываются пологие (обычно меньше градуса) преимущественно изометричные поднятия и впадины. По вышележащим слоям верхнего девона и нижнего карбона (вплоть до нижнего визе) намечается сложная система Камско-Кинельских прогибов. Их размеры в поперечнике достигают 25-120 км при протяженности отдельных прогибов до 200—250 км. Борта прогибов образуют карбонатные уступы (до 10-15°), связанные часто с органогенными массивами барьеоного типа.
Прогибы Камско-Кинельской системы не отражены в подстилающих эйфельско-нижнефранских слоях. Они приурочены преимущественно к региональным впадинам, но расположены также на их склонах или даже на поднятиях. В верхневизейских и более молодых слоях борта Камско-Кинельской системы прогибов фиксируются небольшими флексуроподобными изгибами.
В среднефранское (доманиковое) время на территории Волго-Уральской области мелководное терригенное осадконакопление сменилось преимущественно карбонатным, сопровождавшимся расширением трансгрессии и некоторым углублением бассейна. Оно происходило в условиях дифференцированных нисходящих тектонических движений, которые привели к образованию более активно и менее активно опускавшихся участков, существенно изменившихся по сравнению с эйфельско-раннефранским временем. Общий весьма незначительный привнос терригенного материала характеризовался преимущественно тонкой пелитовой фракцией и в основном односторонним западным сносом. Большая часть этой глинисто-карбонатной взвеси оседала в западных районах Волго-Уральской области. Здесь образовались так называемые руднинская и смешанная рудкинско-доманиковая фации, компенсировавшие тектонические опускания. В восточных районах области, куда пелитовый материал почти не поступал, приносились химические гели кремнезема, главным образом из Уральской геосинклинали. Это обусловило интенсивное окремнение образовавшейся здесь преимущественно в зонах более активного опускания (палеовпадины, палеодепрессии) собственно доманиковой фации, которая не компенсировала тектонического погружения. Понижения дна бассейна достигали десятков метров. В восточных районах Волго-Уральской области на участках менее активных опусканий отлагались преимущественно более мелководные карбонатные осадки, компенсировавшие тектоническое погружение. Площади накопления этих осадков окаймлялись седиментационными уступами. В западных районах Волго-Уральской области степень недокомпенсации наиболее интенсивно прогибающихся участков и их выраженность в рельефе дна постепенно уменьшались, а затем и полностью нивелировались.
В последующее мендымско-раннефаменское время в условиях дифференцированного опускания территории Волго-Уральской области продолжалось карбонатное осадконакопление. В пониженных участках дна бассейна вследствие превышения критических глубин садка мелководных, в том числе биогермных карбонатов была невозможна, и здесь продолжали накапливаться относительно маломощные депрессионные фации доманикового типа. Пониженные участки в рельефе дна бассейна вследствие продолжавшегося дифференцированного погружения стали еще более контрастными, и их глубина увеличилась до сотен метров. В западных районах Волго-Уральской области появление относительно глубоководных фаций доманикового типа и некомпенсированных осадками зон произошло в мендымское время. Оно привело к образованию единой Камско-Кинельской системы относительно глубоководных бассейнов.
С позднефаменского и особенно с турнейского времени в развитии бассейна начали появляться регрессивные тенденции, сопровождавшиеся кратковременным выносом терригенного материала. Это способствовало последовательному частичному захоронению окраинных зон глубоководных бассейнов карбонатными хемогенными и обломочными мелководными осадками, а в отдельных случаях — терригенно-карбонатными или терригенными осадками увеличенной мощности. Они образовали аккумулятивные террасы, которые частично уменьшали глубину и размеры некомпенсированных бассейнов. Эти террасы надстраивались более мелководными карбонатными, в том числе органогенными отложениями. Отсутствие мощных источников сноса терригенного материала в позднефаменское и турнейское время не привело к полному захоронению глубоководных бассейнов.
В ранневизейское время, когда глубина осевых зон глубоководных бассейнов достигла сотен метров, карбонатное осадконакопление полностью сменилось терригенным, В результате этого Камско-Кинельская система глубоководных бассейнов почти полностью была захоронена и на всей территории Волго-Уральской области началось накопление исключительно эпиконтинентальных образований.
На территории Печорской впадины глубоководные Вуктыло-Джеболь-ский и Вангырский палеопрогибы были обнаружены в процессе поисково-разведочного бурения в 60-е годы. В последнее время выполнены первые сейсмические исследования, позволяющие уточнить положение бортовой зоны Вуктыло-Джебольского прогиба.
Погребенные некомпенсированные прогибы на территории Печорской впадины фиксируются по отложениям верхнего девоне - нижнего карбона (рис. 6). Они подстилаются преимущественно морскими мелководными образованиями ордовика - нижнего франа. Выше следует верхнеде-вонско-нижнекаменноугольный комплекс (800—1200 м), представленный мелководными карбонатами. В его составе принимают участие различные виды обломочных и органогенно-обломочных карбонатных пород, их хемогенные и органогенные разновидности, с обилием разнообразных органических остатков, среди которых преобладают бентосные стеногалиновые формы, а также различные прикрепленные водоросли. Встречаются органогенные постройки типа биостром, банок и прослои терригенных осадков. Присутствуют сульфатные и доломито-сульфатные образования. В прогибах верхнедевонско-нижнекаменноугольный комплекс переходит в относительно маломощные (100—150 м) глубовокодные фации доманикового облика. Они сложены битуминозными известняками и мергелями, кремнистыми известняками, силицитами, битуминозно-кремнистыми сланцами с угнетенным типом фауны (пелагический комплекс). Осевые зоны прогибов, расположенные на территории Печорской впадины, выполнены мощным (до 750 м) комплексом глинисто-песчаных отложений турне и нижнего—среднего визе и терригенно-угленосных нижнего визе. В зоне перехода мелководного комплекса в относительно глубоководный происходит резкий раздув терригенных прослоев, а над ним обычно располагаются рифовые тела.
В пределах Печорской впадины по подошве доманика выделяется ряд крупных структурных элементов северо-западной ориентировки, которые намечаются и в визейско-пермский отложениях.
По верхнедевонско-турнейским отложениям вырисовываются два погребенных прогиба: Вуктыло-Джебольский и Вангырский. Они занимают секущее положение по отношению к структурным элементам, осложняющим Печорскую впадину. Границы прогибов пока проблематичны. Наиболее уверенно трассируется западная граница Вуктыло-Джебольского прогиба в его южной части. Его осевая зона прослеживается в субмеридиональном направлении на расстояние свыше 300 км, располагаясь в 40-60 км к западу от передовых складок Урала. На юге Вуктыло-Джебольский прогиб, вероятно, имеет связь с Добрянско-Вишерским некомпеисированным прогибом Камско-Кинельской системы. Вангырский прогиб протягивается в северо-восточном направлении более чем на 250 км. На севере Печорской впадины Вуктыло-Джебольский и Вангырский прогибы, возможно, разделяются на систему отдельных рукавоз.
Формирование Вуктыло-Джебольского и Вангырского прогибов, как и Камско-Кинельских, явилось следствием усиления погружения восточного края Восточно-Европейской платформы к концу раннефранского времени. Произошло уменьшение источников сноса и резкое сокращение поступления в бассейн обломочного материала. Терригенное осадконакопление сменилось карбонатным. В среднефранское (доманиковое) время на значительной части территории современной Печорской впадины установился режим некомпенсированного осадконакопления. Произошло формирование относительно маломощных (30-200 м) хемогенных глинисто-кремнисто-карбонатных битуминозных фаций доманикового типа. В результате этого наметился относительно глубоководный бассейн. Он ограничивался шельфами — западным Тиманским и восточным Предуральским. Осадконакопление в глубоководном бассейне Печорской впадины происходило при некоторой дифференциации тектонических движений, на что указывает характер распределения мощностей и фаций доманикового горизонта. Максимальными мощностями (более 200 м) выделялась область Печоро-Колвинского авлакогена. Относительно приподнятой являлась субмеридионально вытянутая зона по восточному обрамлению Мало-перско-Ижемского палеоподнятия, в пределах которой прослеживаются мелководно-органогенные, частично рифогенные известняки. Выделяются и другие области мелковолья — Верхнелодминская, Исаковская.
В последующее позднефранское и фаменское время в условиях дифференцированного погружения продолжалась садка преимущественно мелководных карбонатов на акватории шельфа, сменяемая кратковременным накоплением маломощных прослоев терригенных осадков, сносимых с запада и северо-запада. В бассейне откладывались относительно маломощные доманиковые фации. Глубоководный бассейн стал более контрастным, и глубина его измерялась сотнями метров, В моменты усиления накопления терригенного материала вдоль западного континентального склона глубоководного бассейна образовывались аккумулятивные террасы. Они, так же как и в пределах Камско-Кинельской системы прогибов, последовательно сокращали размеры глубоководной части бассейна.
К началу каменноугольного периода площадь глубоководного бассейна резко сузилась и только на крайнем востоке сохранился остаточный некомпенсированный прогиб. Его заполнение осадками произошло в турне— раннем и среднем визе. Привнос материала осуществлялся палеореками. Дельта реки раннетурнейского времени, заполнявшая Вуктыло-Джебольский прогиб, видимо, не сохранилась, так как располагалась в районе современного восточного склона Южного Тимана, где отложения турне размыты и верхневизейские известняки залегают непосредственно на фаменских, Следы дельты реки позднетурнейского времени фиксируются по присутствию углей в верхнетурнейской толще скв. 1 Малиновка, а дельта ранне-средневизейского времени подтверждается наличием терригенно-угленосных отложений в районе Еджид-Кырты. Дельта реки, заполнявшей Вангурский прогиб, проходила, вероятно, западнее гряды Чернышева.
Вуктыло-Джебольский и Вангырский прогибы Печорской впадины в отличие от Камско-Кинельской системы прогибов не имели столь глубокого проникновения на платформу, особенно в фаменско-турнейское время, чему препятствовало приподнятое положение Палеотимана. Соответственно осыурнейского глубоководного бассейна располагалась всего в 60—80 км от батиальной зоны Уральской геосинклинали, в то время как прогибы Камско-Кинельской системы проникали на многие сотни километров в глубь платформы. Они отличались и по своей морфологии. Камско-Кинельская система прогибов представляла относительно узкие рукава, обтекающие палеосводы и сокращающиеся во времени в поперечнике от периферий к центру. Вуктыло-Джебольский и Вангырский прогибы по-существу являлись единым глубоководным бассейном, заполнявшимся в основном односторонне с запада на восток.
Рассмотрение строения и развития Прикаспийской впадины, Прилятско-Донецкого прогиба, Камско-Кинельской системы прогибов и Печорской впадины показывает, что тектоническая природа глубоководных некомпенсированных бассейнов имеет существенные различия. Среди них по механизму образования отчетливо намечаются два класса структур. К первому относятся Прикаспийская впадина, Припятский и Днепровско-Донецкий прогибы. На их территориях в глубоких недрах за счет подхода нагретого вещества аномальной мантии начались мощные глубинные процессы фазовых переходов пород консолидированной коры в более плотные разности гранулитов и эклогитов [Яншин и др., 1977]. Они приводили к резкому утонению консолидированной коры, а в поверхностном выражении реализовывались в виде кратковременных высокоамллитудных опусканий. Фазовые переходы пород консолидированной коры создали на обширной мелководной акватории Восточно-Европейской платформы глубоководные котловины с утоненной (субокеанической) консолидированной корой. Такие котловины возникли в среднем палеозое на территории Прикаспийской впадины, Припятского и Днепрово-Донецкого прогибов. Они явились ареной образования маломощных депрессионных фаций при карбонатном осадконакоплении (садка мелководных биогермных карбонатов здесь невозможна, а привнос терригенного материала был резко ограничен) и резких раздувов мощностей у континентального подножья при терригенном и эвапоритовом осадконакоплении. По морфологии субокеанические глубоководные бассейны, связанные с вертикальным проседанием поверхности Земли, разделяются на изометричные структуры типа Прикаспийской впадины и линейные — типа Припятского и Днепрово-Донецкого прогибов.
Ко второму классу некомпенсированных глубоководных бассейнов относятся прогибы Волго-Уральской области и Печорской впадины. На востоке Русской плиты в конце раннефранского — начале среднефранского (доманикового) времени произошли расширение трансгрессии, почти полное прекращение привноса терригенного материала и переход к карбонатной, более замедленной седиментации. Это привело к некоторому углублению бассейна и изменению физико-географических условий седиментации. Одновременно местами изменилась направленность тектонических нисходящих движений. Зоны более активных опусканий не полностью компенсировались осадками. Это привело к образованию в рельефе дна бассейна пониженных (до нескольких десятков метров) участков. В последующее позднедевонско-раннекаменноугольное время в условиях продолжавшегося дифференцированного погружения в возникших углублениях вследствие критических глубин садка мелководных биогермных карбонатов была невозможна и здесь отлагались относительно маломощные депрессионные фации. Это привело к образованию системы сообщающихся глубоководных бассейнов. В раннем карбоне карбонатное осадконакопление сменилось терригенным и глубоководные участки относительно быстро (в течение ранне-средневизейского времени) захоронились осадками. Таким образом, палеозойские глубоководные бассейны Восточно-Европейской платформы имеют разную тектоническую природу. Прикаспийский, Припятский и Днепровско-Донецкий глубоководные бассейны возникли в результате кратковременных резких опусканий, обусловленных преобразованием континентальной консолидированной коры в субокеаническую. Камско-Кинельские и Печорские глубоководные бассейны восточного кратона Русской платформы сформировались вследствие дифференциации конседиментационных нисходящих платформенных тектонических движений в условиях резкого дефицита терригенного материала. Они образовались в пределах отрицательных палеоструктур Русской плиты без изменения состава и мощности консолидированной земной коры.
Синхронно с палеозойскими глубоководными бассейнами Восточно-Европейской платформы существовал Уральский глубоководный бассейн. Эти бассейны имели местами непосредственные палеогеографические связи. В настоящее время установлена раздвиговая природа Уральского глубоководного бассейна. В нем образовались формации геосинклинального класса. Последующее развитие Уральского глубоководного бассейна связано с последовательным сокращением в поперечнике его размеров и скучиванием горных пород. В конечном итоге он превратился в складчатое горное сооружение.
По-иному выглядела последующая история развития глубоководных бассейнов восточной части Русской плиты, возникших за счет дифференцированного опускания, связанного с вертикальными движениями. Они не испытывали сокращений размеров по латерали, а слагающие их осадки не подвергались скучиванию, хотя усиление дифференциации нисходящих тектонических движений в позднедевонскую эпоху на территории Восточно-Европейской платформы совпадало с начальными фазами скучивания в Уральском бассейне. Вероятно, эта тектоническая синхронность обусловлена единством процессов, проходящих в глубоких недрах Земли. Глубоководные бассейны Восточно-Европейской платформы заполнялись осадками и вновь становились эпиконтинентальными частями ее обширнейшей акватории. Следовательно, глубоководные бассейны геологического прошлого, как и современные их аналоги, образованы разным типом тектонических движений и входят в разные классы тектонических структур. Среди них можно выделить глубоководные геосинклинальные бассейны, образовавшиеся в результате раздвига земной коры (типа Уральского), и глубоководные бассейны, обусловленные вертикальным опусканием земной коры. Последние разделяются на субокеанические с утоненной консолидированной корой (типа Прикаспийской впадины) и континентальные с нормальной консолидированной корой (типа Камско-Кинельских прогибов).
Отмеченные особенности строения и развития глубоководных бассейнов Восточно-Европейской платформы предопределяют их нефтегазоносность. В их пределах выделяются две группы нефтегазоносных комплексов. Первая их них связана с карбонатными породами шельфового типа, развитыми по склонам рассматриваемых структур. Залежи углеводородов в карбонатных толщах приурочены к рифогенным и барьерно-рифовым сооружениям и облегающим их отложениям,а также к ловушкам антиклинального типа, 8 Прикаспийской впадине с рассматриваемым карбонатным комплексом связаны залежи в нижнепермских и каменноугольных отложениях северного и западного бортовых уступов (Западно-Тепловская, Гремячинская, Лободинскзя и др.) и залежи в ловушках комбинированного типа (Астраханская, Жанажольская и др.). На бортах Камско-Кинельской системы прогибов подобного типа залежи установлены в основном в малевско-кизеловском комплексе, а в пределах прогибов встречены в отдельных мендымско-нижнефаменских рифах и в покрывающих их комплексах (Бастрыкская, Карача-Елгинская, Гежская и др.). В Тимано-Печорской провинции залежи нефти установлены в карбонатных верхнедевонских породах Ижма-Печорской впадины, Лечоро-Колвинского авлакогена и вала Сорокина (Западно-Тебукская, Пашешорская, Хальягинская и др.).
Вторая группа нефтегазоносных комплексов связана с терригенными породами, образующими достаточно мощные клиноформы на склонах рассматриваемых структур. В Прикаспийской впадине с терригенными нижнепермскими толщами связаны залежи нефти в структурно-литологических ловушках на месторождениях Кенкияк, Кара-Тюбе, Бозоба. В Камско-Кинельской системе прогибов значительные залежи углеводородов выявлены в визейских терригенных отложениях Муханово-Ероховского прогиба. В Тимано-Печорской провинции, в ее юго-восточной части, открыты небольшие залежи углеводородов в турнейской песчано-глинистой толще.
Глинисто-карбонатно-кремнистые породы относительно глубоководного генезиса следует рассматривать как нефтегазоматеринские толщи.
Литература
- Волож Ю.А. Методика изучения региональной структуры Прикаспийской впадины с целью выделения зон нефтегазонакопления (на основе объемного метода анализа мощностей): Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. М., 1971.
- Журавлев В.С. Сравнительная тектоника Печорской, Прикаспийской и Североморской экзогональных впадин Европейской платформы. М.: Наука, 1972. (Тр. ГИН АН СССР; Выл. 232).
- Яншин А.П., Артюшков Е.В., Шлезингер А.Е. Основные типы природных структур литосферных плит и возможные механизмы их образования. — Докл. АН СССР, 1977, т. 234. №5.