В настоящее время генезис складок осадочного чехла платформ принято связывать с дифференцированными вертикальными поднятиями блоков кристаллического фундамента. Однако анализ геологического строения детально изученных бурением нефтегазоносных площадей заставляет отказаться от этого представления.

Складки осадочной толщи часто не отражают рельеф поверхности кристаллического фундамента. Несоответствие проявляется не только на границе фундамента с осадочным чехлом, но и внутри чехла, где разные стратиграфические комплексы также находятся между собой в сложных структурных взаимоотношениях. По характеру распределения структурных форм в различных горизонтах чехла В.Д. Наливкиным [7] в пределах Волго-Уральской области выделены четыре типа складок: сквозные, прослеживающиеся по всем горизонтам чехла, погребенные, исчезающие в верхних горизонтах, навешенные, исчезающие в нижних горизонтах, и дисгармоничные, проявляющиеся лишь в определенных стратиграфических комплексах и пропадающие вниз и вверх по разрезу. Из приведенной классификации структур ясно, что второй тип складок можно считать разновидностью первого, а два последних - представляют собой бескорневые дислокации, исчезающие в нижних горизонтах осадочной толщи. По подсчетам Г.М. Удота [9], более 50 % месторождений нефти и газа Тимано-Печорской провинции содержится именно в бескорневых складках.

Бескорневые складки. В последние годы выяснено, что такие складки образуются при автономных горизонтальных движениях пачек жестких и толстослоистых пород, скользящих по подстилающим пластичным отложениям, играющим роль своего рода смазки [4]. Это объясняется тем, что горные породы в зависимости от литологического состава и физико-механических свойств по-разному реагируют на проявления тангенциального сжатия, образуя различные, свойственные лишь этим породам, формы дислокаций. Например, в мощных толщах жестких, массивных известняков и песчаников развиваются обширные куполовидные и брахиантиклинальные структуры с пологими крыльями, а в тонкослоистых глинах и аргиллитах нередко образуются мелкие линейные и дисгармоничные складки, крылья которых круто наклонены или опрокинуты.

В Волго-Уральской области выделяется несколько регионально прослеживающихся глинистых и галогенных горизонтов (ярусов), по которым осуществлялось латеральное тектоническое скольжение вышележащих пород: кыновский, семилукский, задонско-елецкий, угленосный, верейский и кунгурский.

Кроме того, тектоническое скольжение известняковых и песчаниковых толщ происходило по пачкам аргиллитов и глин бавлинской серии верхнего докембрия, старооскольского горизонта, турнейского яруса, тульского горизонта, по солям, гипсам и ангидритам артинского яруса и глинам верхней перми.

Так, Шугуровский антиклинальный вал, расположенный в пределах Татарского свода (состоит из Мукмин-Каратаевской, Каркалинской, Шугуровской и Ойкино-Алтунинской локальных структур), прослеживается сверху от пермских отложений до-аргиллитов кыновского горизонта, ниже которого он полностью пропадает. Подстилающие кыновский горизонт пашийские песчаники залегают моноклинально, с пологим падением на юго-запад. По этой причине промышленные скопления нефти здесь приурочены лишь к каменноугольным отложениям (турнейский ярус, бобриковский горизонт, верейско-башкирские и серпуховские слои) и отсутствуют в породах терригенного девона.

Детально изученное Шугуровское локальное поднятие имеет протяженность около 20 км и высоту до 40 м ( рис. 1 ). В его ядре аргиллиты кыновских и шугуровских слоев увеличиваются в мощности на 22 м за счет их тектонического скучивания и нагнетания в арку, образованную изгибом вышележащей толщи. Аргиллиты несут следы интенсивного механического давления: они сильно перемяты, раздроблены, содержат многочисленные зеркала скольжения.

По форме и происхождению данные дислокации представляют собой складки волочения, образующиеся в пластичных породах, заключенных между жесткими толщами, испытывающими горизонтальные перемещения относительно друг друга. Именно этим объясняется то, что дислокации в кыновских и шугуровских слоях являются исключительно внутриформационными, не распространяющимися за пределы пачки пластичных пород (они не обнаружены в известняках, залегающих ниже и выше аргиллитов).

Таким образом, формирование Шугуровской складки, как и всего вала, объясняется боковым скольжением надшугуровской карбонатной толщи по пачке аргиллитов, служившей для них смазкой. Это скольжение сопровождалось изгибанием надшугуровских известняков в форме пологой антиклинали, в ядро которой были тектонически выжаты пластичные аргиллиты.

В тех районах, где в разрезе присутствует несколько горизонтов пластичных пород, боковое скольжение осуществляется на нескольких стратиграфических уровнях. Например, Орьебашская структура (западная часть Башкирской вершины Пермско-Башкирского свода) имеет высоту по кровле Верейского горизонта 31 м, в угленосном горизонте 13 м, а в пашийско-кыновских слоях 4-5 м. Такое строение складки свидетельствует о том, что наиболее интенсивное горизонтальное перемещение на этой площади испытала самая верхняя надверейская толща пород, обусловив наибольшую высоту структуры в этом интервале разреза. Скольжение карбонатных пород по аргиллитам угленосного горизонта было менее значительным, а по кыновским слоям еще слабее, что и вызвало скачкообразный рост складки снизу вверх.

Хорошо выражены дислокации в толщах, содержащих в своем составе регионально выдержанные соленосные горизонты, по которым осуществлялись интенсивные горизонтальные перемещения вышележащих пород.

На юге Сибирской платформы, в отложениях нижнего палеозоя известен Марковский антиклинальный вал, содержащий залежь нефти в породах нижнего кембрия. Длина его около 100 км, ширина 10-12 км и высота до 500 м ( рис. 2 ). Литолого-стратиграфический разрез Марковской площади состоит из трех комплексов: надсоленосного (терригенно-карбонатного), соленосного и подсоленосного (карбонатно-терригенного). Интенсивно нарушены лишь породы соленосного комплекса (усольская, бельская, булайская и ангарская свиты нижнего кембрия), образующие опрокинутую на восток антиклинальную складку, разорванную в сводовой части. Надсоленосный комплекс (литвинцевская и верхоленская свиты среднего и верхнего кембрия) образует весьма пологое валообразное поднятие, а подсоленосный карбонатно-терригенный (осинский горизонт и мотская свита нижнего кембрия) залегает практически горизонтально.

Формирование Марковского вала происходило в результате горизонтального перемещения надсоленосного терригенно-карбонатного комплекса по пластичной соленосной толще, которая при этом интенсивно дислоцировалась, образуя складки волочения и нагнетая соли в ядро антиклинали.

Аналогичным строением характеризуются дисгармоничные складки Непской зоны на юге Сибирской платформы и в Таджикской депрессии, а также соленосных толщ ДДВ, Аквитанского бассейна на западе Франции, Среднеевропейской синеклизы (особенно на территории ФРГ), Юрских гор, Средних Предальп Шабле, Предаппалачского прогиба и многих других областей.

Все эти дислокации, несмотря на морфологические различия, имеют одинаковый генезис: они возникли в процессе дифференцированных послойных перемещений разных по физико-механическим свойствам толщ пород в условиях горизонтального сжатия земной коры.

Сквозные складки. Данные новейших исследований свидетельствуют о том, что происхождение сквозных платформенных структур связано с шарьяжами и надвигами в доплитном складчатом фундаменте [4].

Наиболее типичной сквозной структурой в пределах Волго-Уральской области является Туймазинская антиклиналь (юго-восточный склон Татарского свода), содержащая скопления нефти в отложениях девона и карбона. Она простирается в северо-восточном направлении на 60 км, при ширине до 20 км. Складка характеризуется асимметричным строением: на пологом северо-западном крыле пашийские слои залегают под углом менее 1°, на более крутом, юго-восточном - под углом 2-3°. Высота поднятия по отложениям девона и карбона составляет 60-70 м, сокращаясь в артинском ярусе до 50 м.

К ядру палеозойской структуры приурочен выступ кристаллического фундамента, снивелированный развитием мощных терригенных отложений бавлинской серии рифея и венда, отсутствующих в сводовой части структуры. С помощью скв. 2000 Туймазинская установили покровное строение кристаллического фундамента, состоящего в этом районе из трех тектонических пластин, сформировавшихся в гудзонскую фазу складчатости (1700- 1600 млн. лет) и перемещенных на десятки километров [5]. Последующие движения туймазинских шарьяжей происходили в варисскую и, вероятно, в альпийскую эпохи, что привело к формированию в породах фундамента и осадочного чехла этой обширной антиклинальной структуры.

Следует отметить, что высота палеозойской складки по кровле кыновских слоев на 20 м выше подстилающих докембрийских пород. Это особенно хорошо проявляется на северо-западном крыле (поднятие кровли фундамента по этому крылу составляет 40-50 м, а по кыновским слоям 70 м). Такое строение складки свидетельствует об ее увеличении в результате дополнительного тектонического скольжения палеозойской толщи по глинистым пачкам старооскольского и муллинского горизонтов и частично кыновского.

Ромашкинская структура, содержащая нефть в отложениях девона, нижнего и среднего карбона, занимает центральную часть Альметьевской вершины Татарского свода, надвинутую с востока на Алтунино-Шунакский прогиб. Это широкое и пологое поднятие, с углами падения крыльев не более 1°. Высота структуры составляет 40-50 м, длина 80 км, ширина 60 км. Как и Туймазинская структура, Ромашкинская антиклиналь приурочена к древнему выступу кристаллического фундамента, снивелированного накоплением во впадинах мощной толщи пород верхнего докембрия.

Бурением скв. 20 000 Миннибаевской в присводовой части структуры установлено, что разрез архейских пород состоит не менее чем из четырех аллохтонных пластин, отделяющихся друг от друга зонами интенсивного тектонического дробления с отторженцами пород раннего и среднего протерозоя. Надвигание пластин и образование связанных с ними брекчий, судя по возрасту пород “омоложенных” в зонах разломов, впервые фиксируется около 1700 млн. лет назад (гудзонская складчатость) и повторялось в несколько этапов (около 1400, 1100 и 600-700 млн. лет) в течение рифейского времени [5]. Перемещения по шарьяжам происходили и позднее - в палеозойское время и, вероятно, мезозойско-кайнозойское, обусловив образование здесь обширной положительной структуры. В южной части Восточно-Европейской платформы развит Жигулевский надвиг субширотного простирания, прослеживающийся более чем на 500 км. По этому нарушению Жигулевско-Пугачевский массив кристаллического фундамента шарьирован с юга на Мелекесско-Абдулинскую впадину, выполненную мощной толщей докембрийских осадков. На поверхности аллохтонного массива рифейско-вендские отложения отсутствуют, а разрез палеозоя начинается с пород среднего девона, что свидетельствует о формировании этой структуры еще в досреднедевонское время. Последние же горизонтальные перемещения, судя по данным бурения на Карлово-Сытовской площади, произошли в послепалеогеновое (альпийское) время [8].

Фронтальная часть Жигулевского надвига на всем протяжении осложнена антиклинальным валом, состоящим более чем из 25 линейных складок асимметричной формы. Их северные крылья, прижатые к надвигу, имеют углы наклона 15-25 и даже 45-70 °, в то время как на южных падение слоев не превышает 2-3 °. Длина локальных поднятий обычно 10-15 км, ширина 2-4 км, высота до 150 м. Залежи нефти и газа приурочены к отложениям девона, карбона и нижней перми.

Другой крупной структурой, образованной надвигом широтного простирания, является Оренбургский антиклинальный вал, прослеживающийся от Оренбурга в западном направлении на 120 км, ширина его составляет 20 км, высота до 700 м. Он осложняет фронтальную часть длительно развивавшегося (с докембрия до эпохи альпийской складчатости) надвига, по которому Соль-Илекский массив кристаллических пород шарьирован с юга на Предуральский краевой прогиб и моноклинальный склон Восточно-Европейской платформы ( рис. 3 ). Образования верхней перми и кунгурского яруса, слагающие Оренбургский вал, смяты в складки более высоких порядков, чем породы подсолевого комплекса, что объясняется дополнительным смещением верхнепермских красноцветов по соленосным горизонтам кунгура под действием силы бокового сжатия [4].

Чрезвычайно широко распространены структуры, связанные с шарьяжами и надвигами в доплитном фундаменте молодых (эпипалеозойских) платформ.

В качестве примера можно сослаться на дислокации Западно-Сибирской плиты, палеозойский складчатый фундамент которой обнажается на Урале. Установлено, что все антиклинальные складки Урала представляют собой исключительно аллохтонные структуры, ограниченные снизу поверхностями шарьяжей и надвигов [3, 6].

С помощью бурения в последние годы выясняется, что покровное строение складчатого палеозоя и докембрия сохраняется и восточнее Уральского хребта, под чехлом мезозойско-кайнозойских отложений Западно-Сибирской плиты. Очень сложной шарьяжной структурой доюрского складчатого основания характеризуется Шаимский погребенный антиклинорий, состоящий из надвинутых друг на друга интенсивно дислоцированных и метаморфизованных пород верхнего докембрия, нижнего и среднего палеозоя. Вдоль северо-западного крыла антиклинория прослеживаются массивы серпентинитов [1], фиксирующие фронтальную зону крупного аллохтона.

Сложное покровное строение имеет и Сургутское погребенное поднятие, сложенное эффузивами основного состава, миндалекаменными базальтоидами, красноцветными туффитами, андезитами и реже известняками палеозойского и частично триасового возраста. Все породы здесь отделяются друг от друга разрывными нарушениями и брекчиями. На Пимской, Усть-Балыкской и Мало-Балыкской площадях вскрыта полоса развития серпентинитов, выступающих в основании крупного шарьяжа.

Структура доюрского основания Нижневартовского района, расположенного восточнее Сургутского, представляется также весьма сложной. Ядро антиклинория здесь образовано метаморфическими сланцами и пестроцветными туфогенными породами, кремнисто-известковистыми и флишоидными толщами, диабазовыми порфиритами, черными ороговикованными известняками и другими породами ранне-среднепалеозойского возраста, интенсивно дислоцированными и залегающими в виде изолированных “лоскутов”, представляющих обрывки аллохтонных структур. Аналогично построены и другие антиклинории этого региона.

Над антиклинорными зонами основания Западно-Сибирской плиты в вышележащих мезозойских отложениях развиты пологие и обширные поднятия, свидетельствующие об оживлении движений по варисцийским и более ранним шарьяжам в альпийскую эпоху складчатости.

Связь локальных структур мезозойского чехла с палеозойскими дислокациями фундамента устанавливается также достаточно отчетливо. Еще в 1939 г. А.Л. Яншиным [10] было показано, что мезозойские складки Северного Приаралья представляют собой непосредственное продолжение варисцийских структур Урала, развивающихся унаследованно. Сейчас выясняется, что в пределах молодых и древних платформ связь дислокаций чехла и фундамента проявляется в виде повторных движений по надвигам доплитного заложения.

Так, Каменное поднятие, расположенное в Ханты-Мансийской впадине, в 520 км северо-северо-восточнее Тюмени, имеет ядро, сложенное интенсивно дислоцированными палеозойскими породами (эффузивами и пирокластами, переслаивающимися с серицитовыми и углистыми графитизированными сланцами), надвинутыми с востока на граниты. Возраст надвига, несомненно, домезозойский, однако движения по нему проявились и позднее, вызвав поднятие фундамента совместно с лежащим на нем осадочным чехлом. Песчаники и гравелиты чулымской свиты мезозоя мощностью 22 м и нижняя часть тебисской свиты мощностью до 14 м, слагающие крылья антиклинали, отсутствуют на ее своде, свидетельствуя о конседиментационном росте данной структуры. Подобное же строение имеет и антиклинальная складка, осложняющая восточное крыло Половинкинской впадины Восточного Зауралья ( рис. 4 ) [1]. Она приурочена к выступу досреднеюрского фундамента, образованному крупным надвигом, по которому метаморфические сланцы нижнего карбона надвинуты на верхнетриасовые (?) аргиллиты и алевролиты. Хотя максимальное перемещение пород по этому надвигу произошло в варисцийскую эпоху складчатости, движения в ослабленном виде проявились и позднее, вызвав формирование пологой антиклинальной складки в мезозойских отложениях. Выклинивание песчано-алевролитовой толщи средней и частично верхней юры на вершине выступа фундамента свидетельствует об его длительном унаследованном росте, связанном с движением аллохтона по надвигу.

Итак, мы видим, что погребенные шарьяжи и надвиги складчатого доюрского фундамента Западно-Сибирской плиты в мезозое оставались еще достаточно подвижными. В процессе альпийского диастрофизма по ним произошли повторные латеральные движения, вызвавшие формирование в мезозойском осадочном чехле антиклинальных структур, с которыми связаны промышленные скопления нефти и газа.

Складки осадочного чехла, образовавшиеся перемещениями по надвигам раннего (доплитного) заложения, широко развиты также в пределах Туранской, Скифской и Мизийской плит, в Англо-Парижском бассейне, на Северо- и Южно-Американской, Африканской и Австралийской платформах.

Все эти данные свидетельствуют о сложном покровном строении фундаментов как древних, так и молодых платформ, о длительном и унаследованном развитии шарьяжей и надвигов, а также о подчиненности им складчатых дислокаций.

1. Бочкарев В.С. Тектонические условия замыкания геосинклиналей и ранние этапы развития молодых платформ (на примере Западно-Сибирской плиты и ее обрамления). М., Недра, 1973.
2. Гафаров Р.А. О глубинном строении фундамента в зоне сочленения Восточно-Европейской платформы и Урала. - Изв. АН СССР. Сер. геол. № 8, 1970, с.
3. Камалетдинов М.А. Покровные структуры Урала. М., Наука, 1974.
4. Камалетдинов М.А., Казанцев Ю.В., Казанцева Т.Т. Происхождение нефтегазоносных платформенных структур. - В кн.: Научные рекомендации - народному хозяйству. Уфа, 1979, с. 1-64.
5. Камалетдинов М.А., Постников Д.В. Тектоническое строение докембрийского фундамента Татарского свода (Восточно-Европейская платформа). - Докл. АН СССР, 1979, т. 248, № 2, с. 418-421.
6. Маркевич В.П., Волков Э.В. Каменное нефтяное месторождение (Красноленинский участок). - В кн.: Нефтегазоносность мезозойских отложений Западно-Сибирской низменности. М., 1965, с. 27-31.
7. Наливкин В.Д. О классификации тектонических структур. - Геотектоника, 1965, № 3, с. 14 -19.
8. О надвиговой природе Карлово-Сытовского поднятия Жигулевской дислокации / В.А. Лобов, И.X. Кавеев, И.А. Ханин и др. - Геология нефти и газа, 1974, № 7 , с. 33-36.
9. Удот Г.Д. Локальные структуры Печорской плиты в связи с нефтегазоносностью. Л. Наука, 1979, с. 95.
10. Яншин А.Л. Тектоника Северного Приаралья. - Докл. АН СССР, 1939, т. 23, № 8,с. 811-815.

Рис. 1. Разрез Шугуровской антиклинали.

1 - известняки; 2 - глины, аргиллиты; 3 - песчаники; 4 - стратиграфические границы; 5 - поверхность кристаллического фундамента; 6 - поверхность скольжения; 7 - скважины

Рис. 2. Разрез Марковской структуры (по И.П. Карасеву, 1969 г., с изменениями и дополнениями авторов).

Породы: 1 - терригенные красноцветные верхоленской свиты, 2 - карбонатные литвинцевской свиты, нижнебельской подсвиты и средней и верхней частей мотской свиты, 3 - терригенные нижнемотской подсвиты, 4 - фундамента, 5 - гипсово-ангидритово-доломитово-соляные ангарской и булайской свит, верхнебельской подсвиты и усольской свиты; 6 - линия надвига

Рис. 3. Разрез Оренбургского вала.

1 - терригенные породы; 2 - гипсы и ангидриты, 3 - соли, 4 - доломиты; 5 - линии надвигов. Ост. усл. обозн. см. на рис 1

Рис. 4. Разрез через антиклиналь, осложняющую восточное крыло Половинкинской впадины (по В.С. Бочкареву, положение поверхности надвигов изменено автором).

Отложения: 1 - меловые и кайнозойские, 2 - битуминозные аргиллиты, 3 - аргиллиты, 4 - алевролиты, 5 - триасовые аргиллиты и алевролиты, 6 - туфогенные, 7 - базальты, 8 - метаморфические сланцы нижнего карбоны (?); 9 - стратиграфические границы; 10 - граница с размывом; 11 - линия надвига. Ост. усл. обозн. см. на рис. 1