книги / Минерально-сырьевые ресурсы Пермского края
..pdfштоки с зональным строением, связанным с дифференциацией в процессе неравномерно го остывания и кристаллизации, а также с постмагматическими процессами. В краевых частях интрузивных тел залегают микродолериты и долериты с порфиритовой структурой, в средней части — долериты и габбродолериты от мелкодо крупнозернистых, слагающие 80—85% объема тел. К краевым частям даек чаще всего приурочены более меланократовые разности с количественным преобладанием пироксена, иногда здесь появляется оливин (1—5%), приуроченный, как правило, клежа чему боку. В габбродолеритах центральных частей тел резко снижается количество пиро ксена, появляются микропегматит и кварц. В краевых частях тел интенсивнее протекают процессы уралитизации и хлоритизации пироксенов, соссюритизации и пренитизации плагиоклазов.
Зональность интрузивных тел отражается на содержании в породах ряда основных ок сидов. В краевых частях тел долериты более магнезиальны, обладают сравнительно низкой щелочностью, железистостью. Однако эта за кономерность нарушается наложенными гид ротермальными изменениями. По норматив ному составу большинство пород усьвинского комплекса относится ккварцевым толеитам с содержанием нормативного кварцадо 17,0%. Однако встречаются долериты, относящиеся к оливиновым толеитам, с содержанием нор мативного оливина до 15%. По содержанию ТЮ2 породы относятся к мало- и среднетита нистым, с преобладанием последних (ТЮ2 —
1- 2%).
Дайки габбродолеритовусьвинского комп лекса распределены по площади неравномер но, образуя субмеридионально вытянутые рои, протягивающиеся на десятки, до сотни километров. Количество даек уменьшается к югу от бассейна р. Усьвы и к западу, в полосе развития верхневендских отложений. Мощ ность даек колеблется от единиц до несколь ких сотен метров, протяженность от сотен метров до 15—20 км с перерывами, связанны ми с погружениями апикальной поверхности тел.
Вмещающими породами усьвинского комп лекса являются осадочные и вулканические образования от верхнего рифея до нижнего силура включительно. По данным определе ний K-Ar-методом, возраст габбродолеритов усьвинского комплекса составляет 530— 475 млн. лет. Усьвинский комплекс хорошо со поставляется как по возрасту интрузивных тел, так и по их составу с лыпьинским комплексом Ляпинско-Кутимского мегантиклинория.
Лыпьипский долеритовый комплекс
(pD,/p) распространен в бассейне верхнего течения р. Вишеры и является сквозным для Кажимо-Вишерской и Ляпинско-Кутимской структурно-формационных зон ЦентральноУральского поднятия и Западно-Уральской складчатой зоны.
Комплекс представлен мелкими дайками и силлами долеритов. Основными породообра зующими минералами являются авгит, заме щенный роговой обманкой, актинолитом и хлоритом, и плагиоклаз, по которому развиты альбит, соссюрит и серицит. В неизмененных зернах плагиоклаз представлен олигоклазом и андезином. Кроме того, в породах обычно присутствуют титаномагнетит, микропегма тит и кварц, реже встречаются хлоритизированный биотит и стильпномелан. Из сульфи дов обычен лимонитизированный пирит, ред ки халькопирит, пирротин и пентландит. Структурные особенности пород связаны с зо нальностью дайковых тел: в эндоконтактовых зонах находятся долериты с порфировыми вы делениями плагиоклаза, средние части интру зивных тел сложены афировыми долеритами и габбродолеритами. Маломощные тела сло жены целиком порфировыми долеритами. Ак цессорные минералы представлены апатитом, ортитом и цирконом.
Вторичные изменения пород носят, как правило, изохимический характер, что позво ляет выделить среди различных тел и в преде лах одного интрузива петрохимические анало ги меладолерита, оливинового долерита, долерита, плагиодолерита и диорита. Среди них наиболее распространены аналоги долерита и оливинового долерита, остальные виды редки, особенно диориты. Долериты относятся к
K-Na- п Na-серпям,умеренно глиноземистым (долерит) пли нпзкоглпноземпстым (олпвпновый долерит), среднетитанпстым разно стям. Средний химический состав долерпта (%): SiO: — 47,84; TiQ. — 1,41; АКО, — 14,79;
F e,0, - 3,20; FeO - 9.03; MnO - |
0,07; MgO - |
6,24; CaO - 10,82; N a ,0 - 2,30; |
K ,0 - 0,57; |
P?05 — 0,14.
Интрузивные тела лыпьинского комплекса имеют протяженность обычно первые сотни метров и мощность десятки метров. Более мощные и протяженные дайки габбродолернтов наблюдаются к западу от периклинального замыкания Кваркушско-Каменногорского мегантиклинория. Обычно дайки образуют одиночные тела, рои тел редки.
С вмещающими отложениями рифея, ор довика и силура интрузивные тела габбродолеритов лыпьинского комплекса имеют актив ные контакты с зонами роговиков, мощность которых обычно не превышает первые мет ры. Наиболее частыми минеральными ново образованиями в экзоконтактах являются актинолит, тремолит, эпидот, альбит. Самыми молодыми вмещающими породами являются отложения лудловского яруса, что определя ет нижний возрастной предел внедрения габбродолеритов.
Неоген-четвертичные комплексы
Пояюдовско-ксенофонтовский комплекс
интрузивных пирокластитов базит-лампрои- тового ряда (туффизитов) (tfxN 2—Qpk). Ком
плекс развит на всем протяжении от Полю- довско-Колчимского антиклинория на севере до южной периклинали Кваркушско-Камен ногорского антиклинория на юге.
В комплекс объединены аргиллизированные магматические породы эксплозивной природы (интрузивно-пирокластические фа ции пород базит-лампроитового ряда), кото рые прорывают породы отрифея до плейсто цена и залегают в виде даек, жил, силлов и маар-штокверков. Это широкий спектр разно фациальных образований, сформированных в процессе многостадийной флюидизатно-экс плозивной деятельности высокофлюидных магм, поставлявших газово-флюидный, пиро
кластический и лавовый материал в зоны силь но трещиноватых вмещающих пород, часто подготовленных предшествовавшими взры вами.
Развитие флюидизатно-эксплозивной си стемы (ФЭС) предполагает чередование не скольких стадий, закономерно сменяющих друг друга во времени и пространстве, каждая из которых формирует специфические про дукты и фиксирует определенный этап раз вития структуры. П роцесс развивается от взрывного отделения летучих из флюидоге нерирующего магматического очага, вскипа ния магмы и формирования флюидизатных га зопепловых потоков до стадии спокойного внедрения дегазированной лавы и наложения процессов метасоматической и гидротермаль ной проработки вмещающих пород и вновь образованного материала. Полный цикл раз вития ФЭС характеризуют образования шес ти фациальных разновидностей: эксплозив ной, флюидизатно-эксплозивной, инъекци онной, гидротермально-эксплозивной, аргиллизитовой и гидротермальной.
По ряду петрохимических критериев (вы сокая калиевая щелочность, отношения щело чей, степень окисленности, насыщенность SiOz, орендитовый тренд дифференциации, содержание когерентных и некогерентных элементов, высокая концентрация редких вы сокозарядных элементов, характер распреде ления РЗЭ) породы соответствуют лампроитовой серии, по другим же (низкая магнезиальность, высокая глиноземистость) достаточ но резко отличаются.
Глубинный парагенезис туффизитов пред ставлен алмазом, пиропом, часто с высоким содержанием кноррингитовой составляющей, хромшпинелью, в том числе алмазоносного парагенезиса, высокохромовым пикроильменитом, хромсодержащим диопсидом, муассанитом, самородными (Pt, Si, Hg, Au, Bi), ок сидными (Mn-Fe-Ti) и силикатными сферулами и шлаками, «кимберлитовым» цирко ном.
Алмазы из туффизитов обладают специфи ческими чертами, объединяющими их с алма зами Бразилии, Юго-Западной Африки и се-
товых зон. На юго-западе Прикамья и Баш кортостана образовался Калтасинскпп (Осин- ско-Бпрскип, Камско-Бельекпй), а на северозападе — Казанско-Кажпмскнп авдакогемы. В пределах уральской части Прикамья суще ствовала крупная Западно-Уральская авлакогеосннклинальная зона (Мплановскпп, 1989), обрамлявшая с востока Восточно-Европей скую платформу (П ушков. 1974 п др.).
В рифейский цикл вавлакогенах п наиболее погруженных зонах кристаллического фунда мента формировались мощные террпгенные и терригенно-карбонатные толщи. Наиболее длительное погружение с накоплением терри- генно-карбонатных образований испытывали Западно-Уральская зона (Келлер, 1968 и др.) и Калтасинский авлакоген (Наливкин и др., 1964). В последнем в начале раннерифейского (бурзянского) периода накапливались отло жения кырпинской серии. В ее составе форми ровались терригенные образования прикамской подсерии, которые были перекрыты сна чала терригенно-карбонатными породами орьебашской подсерии, представленной саузовской, арланской и ашитской подсвитами калтасинской свиты, а затем породами Надеж динской свиты (Козлов и др., 2 0 0 0 ), сложенной
алевролитами и аргиллитами с редкими про слоями песчаников и доломитов.
В среднерифейский (юрматинский) п е риод развития в Калтасинском авлакогене и примыкающих к нему с востока районах вна чале существовал длительный континенталь ный перерыв в осадконакоплении, сменив шийся трансгрессией мелководного моря со стороны Уральской рифтовой зоны («геосин клинали») с накоплением на юго-западе о б ласти преимущественно терригенных отложе ний тукаевской свиты серафимовской серии.
В позднерифейский (каратауский) период развития в Калтасинском авлакогене (в основ ном за южными пределами области) в при брежно-морских и морских мелководных ус ловиях продолжали накапливаться карбонат- но-терригенные отложения абдуллинской се рии, представленной породами леонидовской, приютовской и шиханской свит (Аксенов и др., 1986 и др.). Последняя завершила форми рование авлакогена на платформе, хотя в За
падно-Уральской зоне прогибание земной коры продолжалось еще около 250 млн. лет. Бурением среднерифейские отложения уста новлены на северо-востоке Пермского края (Искорская, Песчаниковская, Яборовская и др. площади). Этап завершился на рубеже 1 2 0 0 — 1 1 0 0 млн. лет мощной миньярской фа
зой тектогенеза с широким развитием, осо бенно на Урале, магматических процессов и внедрением по глубинным разломам интрузий преимущественно основного состава — габ бро, габбродолеритов, долеритов.
В целом для Западно-Уральской авлакогеосинклинальной зоны и юго-восточной части Тимано-Печорской плиты прогибание зем ной коры в рифейский цикл геологического развития территории было более стабильным во времени и практически беспрерывным в отличие от платформенной части Русской плиты. Это повлекло накопление в ЗападноУральской зоне мощного рифейского комп лекса пород, наблюдающегося в обнажениях рифейских формаций в Урал-Тауском, Кваркушском, Башкирском антиклинориях Сред него и Южного Урала, а также на Тимане (Чочиа, 1955; Келлер, 1968; Маслов и др., 1988 и др.). Терригенный материал в течение этого цикла приносился в основном с западных ре гионов Русской плиты, таких как Токмовско- Котельническо-Сыктывкарская и Татарско- Коми-Пермяцкая системы сводовых поднятий фундамента, а также Камский плитный блок беломорид.
В пределах платформенной части Пермско го края в рифейский цикл развития террито рия, расположенная между Обвинской и Чердынской системами глубинных разломов (Проворов, Новоселицкий, Ш ихов, 1967), а также район Кунгурско-Красноуфимского (Осинского) выступа или свода фундамента, по-видимому, постоянно сохраняли припод нятые положения зон континентальной дену дации. В северной части Казанско-Кажимско- го авлакогена его центральный грабен был значительно заполнен терригенными отложе ниями прикамской подсерии. Предтиманский или Вычегодский прогиб, существовавший в виде авлакогена на месте современного Тимана и Полюдовского района, к северо-востоку
от Чердынской шовной зоны, в рифейский цикл развития был существенно снивелиро ван. В этот цикл уже существовал животный и растительный мир, поставлявший рассеян ное органическое вещество (РОВ) в будущие нефтегазоматеринские свиты. Геологическое развитие осадочного чехла между рифеем и вендом знаменуется одним из крупнейших в истории земли лапландским оледенением (Семихатовидр., 1991).
Вендскому (позднебайкальскому) циклу
геологического развития платформенной ча сти территории Пермского края предшество вал континентальный перерыв восадконакоплении, длившийся около 230—260 млн. лет, а в Западно-Уральской авлакогеосинклинальной зоне — примерно 10—30 млн. лет. Поэтому весь ранневендский период для преобладаю
щей части Прикамья характеризовался конти нентальным размывом рифейских отложений и пород фундамента. Лишь на юге, за преде лами области, в Калтасинском авлакогене в прибрежно-морских условиях накапливались сравнительно маломощные толщи веслянских песчаников с гравелитами и конгломератами в основании. В Западно-Уральской зоне, то есть вдругих фациальных морских и прибреж но-морских условиях и при общем интенсив ном погружении, формировались мощные комплексы пород басегской и серебрянской серий, а также усть-чурочинской, чурочинской и ильявожской свит в Полюдовском районе Урала. При этом здесь в двух нижних свитах в связи с восходящими тектонически ми движениями и подвижками ледниковых массивов в основании разрезов литологиче ских циклов накапливались тиллитовидные конгломераты и гравелиты.
Поздневендский период геологического развития территории характеризовался ослаб лением тектонических подвижек по глубин ным разломам земной коры, образованием обширного Вятско-Камского морского бас сейна, когда ближайшими питающими про винциями оставались лишь Татарский и КомиПермяцкий своды фундамента, Ксенофонтов- ско-Колвинская зона блоковых поднятий, а также Восточно-Уральская зона. Этот бас сейн охватывал и Западно-Уральскую зону.
В прибрежно-морских и морских условиях, с предшествовавшим перерывом в осадконакоплении, более длительном на платформе, накапливались терригенные образования бородулинской и затем кудымкарской серий,
вЗападно-Уральской зоне — более мощной ашинской серии (Аблизин и др., 1965; Келлер, 1968; Аксенов и др., 1986 и др.), а в ее Полю довском районе — кочешорской свиты. К за паду и востоку от центральной, более глубо ководной субмеридиональной лито-фациаль ной, довольно широкой зоны поздневенд ского осадочного бассейна существовали сравнительно более узкие прибрежно-мор ские и морские мелководные зоны. Наиболее благоприятными условиями для последующе го нефтеобразования обладали бородулинские терригенные, обычно довольно глинис тые породы, формировавшиеся из осадков мелководного морского Верхнекамского бас сейна с нормальной соленостью (Иванова, Клевцова, 1960; Балашова и др., 1970 и др.). Осадконакопление иногда прерывалось об щими восходящими движениями земной коры, обусловившими его цикличность и наличие внутриформационных перерывов. Оно со провождалось, особенно к северо-востоку от Чердынской шовной зоны, байкальским тектогенезом (на рубеже около 570 млн. лет на зад) с подводным и наземным вулканизмом, а
вцелом развивалось с нарастанием тенденций континентального режима геологического развития. В венде магматизм особенно актив но проявлялся на платформе при формирова нии верещагинской свиты, вкоторой установ лены три маркирующих горизонта туфоаргиллитов и пепловых туфов.
Сзавершением поздневендского периода в
значительной мере закончился длительный и сложный процесс формирования промежу точного (доплитного) комплекса геологиче ского разреза Пермского края, сопровождав шийся значительными перерывами в осадконакоплении, неоднократными тектонически ми перестройками территории, проявлениями магматических процессов (Горбунова, 1963 и др.) и метаморфизма горных пород.
Позднедокембрийский мегацикл завер шился общим подъемом территории и дли
тельным периодом контьнентальгогс. рампе тпя. К северо-восточному краю гранпто-гней- сового фундамента Русской плиты по Чердыыской шовной рпфтовой зоне примкнула Тпма- но-Печорская плита с байкальским сланцевым фундаментом. Так, наконец, сформировалась единая Восточно-Европейская платформа
сгетерогенным фундаментом. По мнению
В.М. Проворова (1968 и др.), не исключено, что в самых глубоких котловинах Калтасинского авлакогена в основании рпфея суще ствует этаж раннебайкальского сланцевого фундамента. По данным сейсморазведки, он обладает субгорпзонтальной слоистостью, сильно дислоцирован и интрудирован магма тическими породами. Ранее такой рифей от мечался в Юго-Западном Прикамье (Фроло вич и др., 1988), а в 2000 г. предположительно выделен по региональному сейсмопрофилю Уни — Кленовка на востоке Удмуртии. В За падном Прикамье возможные останцы слан цевого фундамента встречены бурением на Унинской площади и в Казакларе. Однако это предположение требует дальнейшего под тверждения, тем более что вскрытые в скважи не № З-Уни кварцево-слюдистые сланцы с турмалином, силлиманитом и другими вклю чениями некоторые исследователи считают следствием контактного метаморфизма (Лапинская, Журавлев, 1967).
Палеозойско-кайнозойский мегацикл
Палеозойско-кайнозойский, или фанерозойский, мегацикл развития Пермского края состоял из каледонского, герцинского, мезо зойского и кайнозойского циклов.
Каледонский цикл развития на подав
ляющей платформенной части территории края унаследовал континентальный режим. В уральской зоне в кембрии и ордовике про исходят раскол и раздвиг единого позднеп ротерозойского континента с образованием впадины с корой океанического типа (Пуч ков, 1974; Иванов, Пучков и др., 1986 и др.), что ознаменовало начало формирования Уральской палеозойской рифтовой («геосинклинальной») системы. В позднем кембрии в Мойвинско-Велсовском районе формирова лась аксайская толща кварцевых песчаников с прослоями углисто-кремнистых сланцев.
Восточный край платформы в ордовикский период развития испытывает погружение и трансгрессию морского бассейна. В краевой части континентального шельфа формируют ся грубообломочные отложения, сменившие ся карбонатными при дальнейшем наступле нии моря. В конце ордовикского периода пре обладающая часть территории современного Урал-Тау, по-видимому, оказывается в усло виях морского режима развития.
Всилурийский период трансгрессия моря
взападном направлении усилилась примерно до западных границ территории современной Уральской складчатой системы и Полюдова Кряжа. В спокойной тектонической обстанов ке формируются терригенно-карбонатные толщи, сменившиеся в позднем силуре и ран нем девоне рифогенными известняками в Кол- во-Вишерском крае и в Сергинско-Нязепет- ровской части Урала (район с. Нижние Серги), хотя последние скорее всего были на двинуты позднее по шарьяжам из более вос точных («эвгеосинклинальных») регионов Уральской рифтовой системы (Камалетдинов, 1974 и др.). К концу силурийского периода и в раннем девоне морской бассейн испытывает регрессию. Почти вся территория Пермского края воздымается и превращается в сушу, лишь к северо-востоку от Полюдова Кряжа сохра няется мелководный режим развития. В смеж ной части Свердловской области в районе скважины № 1 -Ачит в мелководных условиях
предположительно позднесилурийско-ранне- девонского моря формировались терригенные аналоги грязнушинской свиты (П рово ров, 1971).
Таким образом, каледонский цикл развития охарактеризовался окончательным образова нием донижнепалеозойской коры выветрива ния (Веселовская, 1957 и др.), дальнейшей дли тельной инфильтрацией пресных вод в оса дочные толщи рифея и венда на территории платформы и Предуральского краевого про гиба. Это привело к частичному окислению и разрушению РОВ вэтих нефтеперспективных комплексах и снижению их первоначального нефтегазоматеринского потенциала.
Герцинский (варисцийский или собствен но уральский) цикл геологического развития
территории (П ронин, 1961; Милановский,
1989 и др.) происходил с раннедевонской до раннетриасовой эпохи включительно. Он раз делялся на девонский, каменноугольный и пермско-раннетриасовый периоды развития.
Девонский период развития начался с трансгрессии морского мелководного бассей на из Уральской зоны на пенепленизированную додевонскую поверхность ВосточноЕвропейской платформы, образовавшуюся после длительного каледонского континен тального режима развития. В прибрежно-мор ских и аллювиально-дельтовых условиях вран недевонскую эпоху формируются терригенные такатинские отложения с гравелитами в основании, наиболее развитые врайоне Крас- нокамско-Гремячинской впадины, углубляв шейся к северо-востоку. Базальные слои на кладывались на породы широкого возрастно го состава, от рифея до венда и нижнего палеозоя. В раннедевонскую эпоху в районе верхнего течения р. Вишеры в лохковский и пражский века отлагались известковые илы с прослоями глин и алевритов в их осно вании. В эмский век карбонатное осадконакопление здесь сменилось на терригенное. Затем вся территория испытала общий подъем и размыв, а морской бассейн продолжал суще ствовать лишь в Западно-Уральской зоне (Чочиа, 1955; Цырлина, 1958 и др.), где ваняшкинские терригенные отложения по прости ранию замещались вязовскими относительно глубоководными и битуминозными образова ниями с возможным развитием невысоких ор ганогенно-карбонатных построек. После кратковременного перерыва на позднеэмском этапе развития происходит дифференциро ванное погружение отдельных частей терри тории между Красноуфимским, Коми-Пер мяцким и Тайнинским поднятиями. В образо вавшейся Краснокамско-Гремячинской впа дине и Западно-Уральской зоне накапливались глинисто-известковистые осадки. Вих основа нии после перерыва в осадконакоплении сформировалась яйвинская пачка кварцевых песчаников с оолитовыми железными рудами.
В эйфельский век среднедевонской эпохи развития трансгрессия морского бассейна после некоторой задержки в койвинское вре мя вновь усиливается и сопровождается осаж дением бийских карбонатных илов, обогащен
ных органикой, с возможным формировани ем органогенных построек. Области размыва существовали в пределах Красноуфимско-Чу- совского и Татарско-Коми-Пермяцкого па леовыступов суши. В позднеэйфельское вре мя трансгрессия моря усилилась, но обстанов ка осадконакопления в основном была унас ледованной от предыдущего врехчени. Маломощные афонинские отложения наблю дались в платформенной части области — от Тиховской площади на востоке до Белоевской, Сивинской и других площадей на западе. По зднее морская обстановка сменилась конти нентальным режимОхЧ из-за общего подъема территории, поэтому морское осадконакопление сохранялось лишь в Западно-Уральской зоне.
В живетский век после континентального перерыва, сопровождавшегося формировани ем латеритной коры выветривания на положи тельных элементах ландшафта, в результате вертикальных колебательных движений зем ной коры происходила трехкратная транс грессия морского бассейна: воробьевская, ардатовская и муллинская. Это привело к чере дованию коллекторских песчаных и песчаноалевритовых прибрежно-морских отложений (пласты Д4,Д3 и Д2) и глинисто-известняковых
покрышек: верхневоробьевских аргиллитов, верхнеардатовского «среднего известняка» и верхнемуллинского «черного известняка». Наиболее интенсивное осадконакопление происходило в центральной части Верхнекам ской впадины, в районе Бородулино и Верещагино (Винниковский, Шаронов, 1977 идр.). В Западно-Уральской зоне процесс осадко накопления, по-видимому, не прерывался. Однако и здесь относительно глубоководные афонинские образования сменились сначала чусовскими прибрежно-морскими фациями, а затем вновь более глубоководными чеславскими известково-глинистыми илами, обога щенными рассеянной органикой, и, кроме того, рифогенно-карбонатными массивами, известными ныне вбассейне р. Чусовой (Цыр лина, 1958 и др.). Татарский, Коми-Пермяцкий и Красноуфимский участки палеосуши в жи ветский век характеризовались тектониче ской активностью и размывом ранее сформи рованных пород.
Позднедевонскои эпохе геологического раз в11т 11я пред ше ство Бал регион альны ii
подъем территории с формированием мощ ной коры выветривания. Раиисфраискнп этап саранского века этой эпохи ознаменовался сравнительно более широкой трансгрессией морского бассейна. В пашнйское время про изошла некоторая перестройка струюурного плана территории. Единый Татарско-Комн- Пермяцкпй массив суши, существовавший в жпветекпй век и охватывавший Татарстан п более северные смежные территории, разде лился на Кукморскнй, Вороньннский и Тай нинский эрозионные массивы. Отделяется также Ксенофонтовский )шасток суши на се вере, сократилась площадь Красноуфимского участка суши на юге, а в Западно-Уральской зоне образовался морской архипелаг. Осадконакопление, начавшееся с формирования аллитовых пород и оолитовых железных руд, происходило в основном в прибрежно-мор ских, в том числе и дельтовых условиях, а так же в опресненных лагунах. Накопление то од ного, то двух-трех песчаных пластов происхо дило при дифференцированных тектониче ских подвижках территории и неустойчивом положении береговой зоны. При этом в ряде районов (Долгановская, Никольская площади и др.) размывом иногда уничтожались алевро лито-аргиллитовые пачки муллинских отложе ний. Следы вулканической деятельности отме чались не только в Казанско-Кажимском авлакогене, но и на юге Прикамья в районе Куединской и Тартинской площадей.
В тиманское время обстановка терригенного литогенеза была унаследована от прежней, хотя песчано-алевритовые пашийские при брежно-морские отложения постепенно сме нились на мелководно-морские алеврито-гли нистые раннетиманские образования. Перед позднетиманским временем возникли условия для формирования оолитовых железных руд, проявился вулканизм, подтверждаемый нали чием туфогенного материала на Куединской площади и эффузивов в скважине № 6 Тартин
ской площади. В позднетиманское время на ступила максимальная трансгрессия морского относительно мелководного моря со стороны Урала, обусловившая смену терригенного ли тогенеза на карбонатный. Произошла некото
рая перестройка тектонического плана ре гиона, когда почти вся территория Среднего Приуралья оказалась ниже уровня моря, а от бывшего Татарско-Коми-Пермяцкого масси ва суши сохранились лишь отдельные участки в виде морского архипелага. Важно подчерк нуть, что впозднетиманское время (поданным В. Е. Мокшаковой) началось формирование Пономаревской впадины, входившей в состав Камско-Вятской системы впадин позднеде- вонско-турнейского шельфа (Проворов В. М. и др., 1988), где накапливались относительно глубоководные глинисто-карбонатные илы, обогащенные органикой. Подобные осадки встречались и в Казанско-Кажимском авлакогене.
Среднефранский этап ознаменовался уси лением трансгрессии моря, углублением саргаевского осадочного бассейна и затопле нием оставшихся участков суши. Ш ирокое развитие получают зоны относительно глубо ководного осадконакопления на востоке, юговостоке и северо-западе региона, то есть на чинают закладываться некомпенсированные впадины Камско-Кинельской и Уткинско-Се- ребрянской систем (Ларионова, Ш аронов, 1963; Мирчинк, Хачатрян, 1964; Щербаков, Пахомов, Шаронов и др., 1966 и др.), а также продолжается развитие Камско-Вятской сис темы впадин. Во впадинах накапливаются из вестково-глинисто-битуминозны е осадки, обогащенные органикой с характерным фаунистическим биоценозом. В морском мелко водье образуются известковые илы с биогер мами и биостромами. В доманиковое время тектоническая обстановка сохраняется, но трансгрессия моря усиливается, углубляется седиментационный бассейн. Битуминозные кремнисто-глинисто-карбонатны е осадки приобретают ярко выраженный «доманиковый» тип. На морском мелководье накаплива ются карбонатные осадки, сменяющиеся на рифогенные постройки по бортам некомпен сированных впадин (Антропов, 1959; Мкртчян, 1964; Чувашов, 1968 и др.).
Позднефранский этап развития характери зуется существенной перестройкой структур ного плана территории Пермского края в мендымское время, когда в полной мере образу ется Камско-Кинельская система некомпенси-
рованных впадин с~зарожденпем на ее бортах н во внутренней части крупных рпфогеннокарбонатных массивов. Северная часть Казан- ско-Кажимского авлакогена компенсирова лась в основном терригеннымп осадками, иногда перемежавшимися с относительно глу боководными битуминозными отложения ми. Происходит значительная компенсация и Пономаревской впадины Камско-Вятской системы. На северо-западе края между Кам ско-Кинельской и Камско-Вятской системами формируется Камско-Волжский архипелаг подводных рифогенно-карбонатных палео плато, разобщенных одноименной системой «рукавов» и впадин. На юго-востоке региона между Камско-Кинельской и Уткинско-Се ребрянской системами образуется уже вотно сительно более глубоководных условиях Вол го-Уральская система подводных рифогеннокарбонатных плато и выступов, разобщенных впадинами и «рукавами» одноименной систе мы. Терригенный материал, приносившийся с Сысольско-Коми-Пермяцкого массива суши по впадинам Камско-Волжского и ВолгоУральского подводных архипелагов, в юго-во сточном направлении становился все более тонкообломочным. Камско-Вятская система впадин быстро заполнилась осадками, а в Ут кинско-Серебрянской системе впадин вдаль нейшем образовались листоватые сланцы, по хожие на кровельные сланцы цехштейна За падной Европы (Проворов, 1988).
В послемендымское время впадина Казан- ско-Кажимского авлакогена заполняется мор скими глинисто-карбонатными отложениями. Камско-Кинельская и Уткинско-Серебрян- ская системы некомпенсированных впадин приобретают ярко выраженный характер. В их внутренних зонах формируются отдельные плато типа Добрянского и Березниковского, выступы типа Шумовского и Гежского, круп ные атоллы типа Батырбайского, Чаньвинского и других. Эти структуры, как и борта Кам ско-Кинельской и Уткинско-Серебрянской систем впадин, были осложнены мощными ри фовыми массивами. В результате неоднократ ного обмеления моря многие рифы появля лись над поверхностью воды, подвергались денудации, карстообразованию с возникнове нием значительных пустотных участков, а на
их склонах формировались конгломератобрекчпи. В образовании рифов, по данным И. А. Антропова, Е. Н. Ларионовой, Б. И. Чувашова и других исследователей, наиболее значительную роль сыграли строматолиты и амфипоры. Битуминозные сланцы, формиро вавшиеся в некомпенсированных впадинах, в дальнейшем вошли в состав основных нефтегазоматерпнских толщ.
Фаменский век в основном унаследовал прежнюю обстановку геологического разви тия, так как границы распространения биту минозных глубоководных «доманиковых» от ложений определялись положением внутрен них зон Камско-Кинельской и Уткинско-Се ребрянской систем некомпенсированных впадин. Морской бассейн на северо-западе края в ранне- и среднефаменский этапы раз вития заметно мелеет. Мелководно-морские карбонатные отложения в процессе диагене за и катагенеза там стали чаще включать в себя прослои вторичных доломитов с включения ми гипса и ангидрита. Фаменские рифовые массивы бортовых зон несколько смещались к центральным зонам некомпенсированных впадин, то есть в сторону открытого моря. Среди «доманиковых» отложений стали появ ляться прослои органогенных и органогенно обломочных известняков. В северо-западной части региона в фаменский век значительная часть франских отложений, в том числе и рифогенных на западном борту Пономаревской впадины Камско-Вятской системы, подверг лась глубокому размыву. Поступление обло мочного материала в фамене происходило не только с Сысольско-Коми-Пермяцкого мас сива суши, но и со стороны Уральской геосин клинали, где формировалась зилаирская (на Южном Урале) терригенная свита с рифоген- но-карбонатными олистостромами на бортах уральских Кордильер.
В позднефаменский этап в результате диф ференцированных колебательных тектони ческих движений земной коры заволжский морской бассейн значительно отступил к юговостоку с территорий Коми-Пермяцкого и Камского сводов, а также района Тимана. Уси ление процессов денудации на суше привело к накоплению во внутренней зоне северной части Камско-Кинельской системы впадин