Файл: Кремс, А. Я. Условия формирования и закономерности размещения залежей нефти и газа.pdf

единяет шесть литологических толщ. В основании видимого раз­ реза (поднятие Четласского камня) залегает толща кварцево-гли­ нистых сланцев с прослоями кварцито-песчаников. Полная мощность толщи не вскрыта. Видимая мощность в скважинах Ок­ тябрьского участка составляет 190 м. Выше залегает толща квар­ цитов и кварцито-песчаников с линзами гравелитов и мелкогалеч­ ных конгломератов и маломощными прослоями сланцев. Третья толща сложена однообразными филлитовидными алеврито-глини­ стыми сланцами с четкой плитчатой отдельностью, согласной с на­ пластованием. Четвертая толща объединяет переслаивание полевошпатово-кварцевых пятнистых песчаников и алевролитов с серицито-глинистыми сланцами. Пятая толща сложена преиму­ щественно пятнистыми песчаниками с прослоями плитчатых алев­ ролитов и нитевидными прослойками углисто-глинистых сланцев. Разрез четласского горизонта заканчивается пестрой толщей пере­ слаивающихся глинистых алевролитов и ленточно-слоистых гли­ нистых сланцев.

Аныогский горизонт включает три литологические толщи. Ниж­ няя сложена кварцито-песчаниками и гравелитами с галькой полевых шпатов и нитевидными прослоями глинистых сланцев. Средняя представлена глинистыми алевролитами с маломощными

на Джежим-Парме до 1000 м.

Быстринский горизонт подразделяется на две толщи. Нижняя, исключительно карбонатная, сложена доломитами и доломитизированными известняками, массивными, с водорослями и характер­ ным комплексом строматолитов. Верхняя толща имеет сложный литологический состав и включает переслаивание углисто-хлорито­ глинистых сланцев, известковистых филлитов и глинистьгх доломитизированных известняков, сменяемых выше по разрезу алевролитовыми сланцами с прослоями песчаников и кварцитов, далее угли­ стыми сланцами, переслаивающимися с полосчатыми филлитами. Разрез толщи заканчивается черными углисто-глинистыми филлито­ видными сланцами и известковистыми филлитами. На Северном Тимане и полуострове Канин разрез этой толщи сильно метаморфизован и представлен в нижней части слюдисто-гранатовыми и биотит-кварцевыми сланцами с прослоями амфибол-плагиоклазо- вых сланцев и амфиболитов, выше по разрезу — гранат-мусковит- биотитовыми сланцами и скарноидами гранат-диопсид-плагиокла- зового состава. Мощность нижней толщи меняется от 700—750 м в южных районах Тимана до 900—1000 м на полуострове Канин.

Кислоручейский горизонт объединяет алевролитовую и сланце­ вую толщи. Нижняя алевролитовая толща однообразна по составу

47

и сложена алевролитами и алевролито-глинистыми сланцами. Верхняя представлена различными терригенными породами со зна­ чительной примесью, а местами и преобладанием вулканогенного материала. Это алевролиты, серицит-биотитовые, хлорит-биотито- вые, магнетитовые сланцы, на Северном Тимане присутствуют про­ слои метадиабазов и ортоамфиболитов.

Потчуркский горизонт представлен однотипной глинисто-слан­ цевой флишоидной толщей, с характерной крупной ритмичностью, обусловленной чередованием кварцито-песчаников с алевролитами и алевролито-глинистыми сланцами. .Мощность горизонта 5300— 5500 м.

Протерозойские отложения Полюдовской и Ксенофонтовской

Самая верхняя, чурочная, свита, ранее относимая к кембрию, в по­ следнее время также относится к протерозою (М. И. Тарань, 1963, В. А. Бурневская, 1967) и сопоставляется с потчуркской, кислоручейской и верхней частью быстринской свиты в объеме ее карбо- натно-терригенной толщи.

Рассольнинская свита видимой мощностью до 800 м (Полюдов кряж) включает толщи аркозовых песчаников, кварцево-слюдистых алевролитов и известняково-глинистых алевролитов. Деминская свита сложена мергелями и глинистыми, плотными, нередко мраморизованными известняками с прослоями аргиллитов и песчани­ ков. Низьвенская свита мощностью 800—1700 м сложена доломи­ тами и известняками с водорослями и строматолитами. Чурочная свита объединяет весь вышележащий мощный комплекс терригенных пород (аргиллиты, алевролиты, песчаники, конгломераты с галькой подстилающих пород, а также гнейсов и гранитоидов и пород еще более древних свит Урала). Суммарная мощность свиты более 2000 м.

Детальное сопоставление литологических особенностей древних толщ Тимана с рифейскими отложениями Полюдова кряжа и Баш­ кирского антиклинория позволило высказать предположение о воз­ растном соответствии четласской и аньюгской свит нижней части каратаусской серии рифея Урала (В. С. Журавлев, В. Г. Черный и др.).

Судя по одиночным определениям по валовым пробам кварцсерицитовых сланцев четласского горизонта, их абсолютный воз­ раст составляет 600—640 млн. лет, что, вероятно, характеризует время наиболее интенсивной фазы регионального метаморфизма. Абсолютный возраст интрузивных пород, секущих описанные отло­ жения, 859—600 млн. лет, что не противоречит каратаускому воз­ расту.

Быстринская свита через иизьвенскую свиту Полюдова Кряжа сопоставляется с миньярской свитой Башкирского антиклинория

48

(М. Е. Раабен). Единый комплекс строматолитов уверенно опреде­ ляет нижний возрастной интервал быстринской свиты как миньярский. Абсолютный возраст слюд из быстринского, кислоручейского и лотчуркского горизонтов 540—550 млн. лет, а возраст гранитоидных интрузий, прорывающих отложения быстринского и кислору­ чейского горизонтов, составляет 640—660 млн. лет, что отвечает на­ чалу вендской эпохи. Это позволяет определить верхний предел кислоручейского горизонта как рифей—венд (В. Г. Черный 1967). По литолого-фациальным признакам кислоручейский горизонт со­ поставляется с нижней частью чурочной свиты. Абсолютный воз­ раст, определенный по глаукониту из низов чурочной свиты, со­ ставляет 658—685 млн. лет, что также отвечает верхнему рифею— низам венда.

Вещественный состав фундамента в Болыпеземельской тундре в настоящее время известен по двум скважинам. В скв. 51 Возей, расположенной на вершине крупного Возейского выступа фунда­ мента в Колвинской структурной зоне, фундамент пройден в ин­ тервале глубин 4388—4516,4 м. Он представлен в верхней части интервала серым кварцевым порфиром с линзовидными прослоями сланцев и кварцитов. В нижней части — это кварцевый альбитофир, пестроцветный, с кристаллами кварца и полевого шпата. Пе­ рекрыт фундамент отложениями силура.

В скв. 1 Баган, расположенной в южной части Большеземельского свода, фундамент вскрыт под отложениями ордовика в ин­ тервале 4384—4411,6 м. Он представлен кварц-серицито-хлорито- глинистыми сланцами, вишнево-красными, зелеными и серыми.

Палеозой

Впределах Тимано-Печорской провинции отложения палеозоя развиты почти повсеместно. К отложениям нижнего палеозоя от­ носится немая толща неметаморфизованных терригенных осадков

вюго-западном и северо-восточном Притиманье и в Ижма-Печор- ской впадине, залегающих с угловым несогласием на породах складчатого фундамента и перекрытых фаунистически охарактери­ зованными отложениями силура, девона и карбона. Фауна найдена

всилуре Ижма-Печорской впадины, в силуре—ордовике Уральской складчатой области, Колвинского мегавала и Хорейверской впа­ дины.

Вюго-западном Притиманье додевонская терригенная толща вскрыта единичными скважинами: Аныбской и Койнасской в Ме­ зенско-Вычегодском прогибе, Лопыдинской, Сысольской и Гривской на Сысольском своде и Кажимской в Кажимском прогибе. Воз­ раст этих отложений датируется как верхнепротерозойско-нижне-

кембрийский (В. П. Зарх, 1964). Корреляция скважин затрудни­ тельна и производится по единичным остаткам ляминаритовых водорослей, спорово-пыльцевым комплексам и литологическим признакам.

ные терригенные образования, которые сопоставляются с ненокской свитой Архангельской области (верхний рифей по А. И. Бори­ чевой) или с нижнебавлинской серией (В. П. Зарх).

Стратиграфически более молодые образования (валдайская се­ рия), вскрытые в скв. 1 Сысола, скв. 1 Лопыдино, в Аныбе, Ярен­ ске, Койнасе и Сафонове, представлены чередованием пестроцвет­ ных глин, алевролитов и песчаников. Они сопоставляются В. П. Зарх с валдайским и балтийским комплексом и отвечают верхнему протерозою — нижнему кембрию. Максимальная вскры­ тая мощность древних осадочных образований (755 м) установ­ лена в Аныбе.

Нижнепалеозойские отложения юго-восточного Притиманья из­ вестны под названием ижма-омринского комплекса. Первона­ чально в состав этого комплекса входила вся толща додевонских терригенно-карбонатных отложений (седьиольская, нибельская и васькерская свиты), залегающая между метаморфическими слан­ цами и фаунистически охарактеризованными девоном (3. И. Цзю, 1949; В. А. Калюжный, 1954). После установления силурийского возраста васькеркской свиты под ижма-омринским комплексом стали понимать только седьиольскую и нибельскую свиты.

Указанные свиты представлены немыми терригенными, преиму­ щественно красноцветными отложениями, полностью лишенными фаунистических остатков. Они содержат лишь единичные споры, не позволяющие определенно датировать вмещающие отложения. В связи с этим возраст нижнего терригенного комплекса В. П. Зарх, Т. И. Кушнарева (1964) определяют как кембрий—ордовик (ана­ лог тельпосской свиты ордовика); 3. И. Цзю (1963) — как венд — нижний кембрий (аналог валдайской и балтийской серий); П. А. Туманов (1962) — как верхний рифей—венд (аналог сердобской и валдайской серий); В. А. Разницын (1964) — как ордовик — силур; В. Г. Черный (1967) — как ордовик. Однако если призна­ вать время замыкания Тиманской геосинклинали рифейско-венд- ским, а возраст гранитных интрузий, подстилающих древний комп­ лекс в ряде скважин, считать вендско-кембрийским (абсолютный возраст 525—585 млн. лет), то возраст ижма-омринского комп­ лекса, наиболее вероятно, может быть определен как верхнекем- брийско-ордовикский.

Так, базальная пачка белых песчаников ижма-омринского ком­ плекса, по мнению В. П. Зарх, может быть сопоставлена с полюдовской свитой, которая В. А. Бурневской коррелируется с тель­ посской свитой ордовика Урала.

Мощности и фации нижнепалеозойских образований (В. П. Зарх,

длительный перерыв, предшествовавший накоплению этих от­ ложений.

50