CC BY
60УДК 553.98(268.45/.52) Маргулис Е.А.
Федеральное государственное унитарное предприятие «Всероссийский нефтяной научно-исследовательский геологоразведочный институт» (ФГУП «ВНИГРИ»), Санкт-Петербург, Россия, ins@vnigri.ru
ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ОСАДОЧНОГО ЧЕХЛА БАРЕНЦЕВО-КАРСКОГО РЕГИОНА
На основе новейших буровых и сейсмических данных с учетом палинспатических реконструкций воспроизведена история формирования палеозойских и мезозойских отложений осадочного чехла Баренцево-Карского региона. Представлены семь литолого-фациальных карт.
Ключевые слова: нефтегазоносность, литолого-фациальные реконструкции, палеозойские и мезозойские отложения, Баренцево и Карское моря.
История формирования Баренцево-Карского региона, изложенная в настоящей работе, восстановлена по палеогеографическим схемам автора, с учетом разработок Л.П. Зоненшайна, М.И. Кузьмина и Л.М. Натапова [Зоненшайн и др., 1984; Зоненшайн, Кузьмин, Натапов, 1990] (рис. 1) и комплекту литолого-фациальных схем, составленных автором на базе результатов геолого-геофизических работ 1975-2012 гг. акваторий Баренцева и Карского морей, прибрежной и островной суши.
В пределах Баренцево-Карского региона наиболее изучено Баренцево море, в акватории которого пробурено 15 скважин, плотность сейсмических наблюдений превышает 0,5 км/км2, открыто шесть газовых и газоконденсатных месторождений, одно нефтегазоконденсатное и четыре нефтяных. На о. Колгуев и в восточной части Печорского шельфа на Приразломном месторождении идет добыча нефти.
Геолого-геофизическая изученность недр Карского моря низкая (средняя плотность сейсмических наблюдений - 0,13 км/км2, пробурено 6 глубоких скважин) и чрезвычайно неоднородная. Лучше изучена Южно-Карская акватория, а в ее пределах - приямальский шельф, а также акватории Обской и Тазовской губ. Открыт ряд крупных газовых месторождений, а в конце 2014 г. на Университетской структуре скв. «Победа» открыто гигантское нефтегазовое месторождение. Северо-Карский шельф бурением не изучен, характеризуется самой низкой сейсмической изученностью (плотность менее 0,10 км/км2); основные сведения о строении осадочного чехла и тектоники этого шельфа получены по результатам глубинных комплексных исследований на двух геотраверсах (3-АР, 4-АР).
Рис. 1. Схема палеогеографии Баренцево-Карского региона на базе плитотектонических реконструкций
[Зоненшайн, Кузьмин, Натапов, 1990; Савостин, Натапов, Ставский, 1984]
А - Верхнедевонско-турнейские отложения. Области сноса: 1 - высокие горы, 2 - низкие горы, 3 - суша низменная, 4 - прибрежно-морская область, 5 -мелкий шельф, 6 - внутренний глинистый шельф, 7 - внешний шельф, 8 - континентальный склон, 9 - океаническая впадина, 10 - олистостромы, олистолиты, 11 - кремнистые породы, 12 - соли. Б - Позднепермские отложения Западно-Арктического региона. Области сноса: 1 - высокие горы, 2 -низкие горы. Условия осадконакопления: 3 - озерно-болотные, аллювиальные (угленосные песчано-глинистые отложения), 4 - лагунно-континентальные, периодически затопляемые морем (красноцветные, песчано -глинисто-карбонатные, гипсоносные отложения), 5 - прибрежно-морские (преимущественно песчаные отложения), 6 - мелкий шельф (кремнисто-карбонатно-глинистые, с органогенными постройками), 7 - внутренний глинистый шельф, 8 - континентальный склон (песчано-глинистые породы, олистостромы и олистолиты), 9 - глубокое море (кремнисто-глинистые, битуминозные отложения), 10 - океаническая впадина. В - Позднеюрские (доволжские) отложения Западной Лавразии. 1 - области сноса. Обстановки осадконакопления: 2 - приморская низменность, 3 - морское мелководье и внутренний шельф, 4 - внешний шельф, 5 - сравнительно глубоководные бассейны, 6 - внутренние глубоководные субокеанические бассейны и континентальный склон, 7 - океаническая впадина (Южно-Анюйский океан), 8 -карбонатные глины.
© Нефтегазовая геология. Теория и практика. - 2014. -Т.9. -№4. -http://www.ngtp.ru/rub/2/52_2014.pdf
Продолжение усл. обозн. к рис. 1.
Типы пород: 1 - грубообломочные породы (брекчии, конгломераты, гравелиты); 2 - пески, песчаники и алевролиты; 3 - оползневые, обвальные глыбы континентального склона; 4 - глины и аргиллиты; 5 -переслаивание песчаников и глин; 6 - известняки; 7 - известяняки песчанистые; 8 - известняки глинистые; 9 - карбонатные глины; 10 - глубоководные глинисто-кремнистые породы; 11 -силициты; 12 - переслаивание спикулитов с глинистыми известняками; 13 - прибрежно-морская себха; 14 - лагунно-морская себха; 15 - континентальная себха; 16 - обвально-оползневые отложения, турбидиты; 17 - красноцветность; 18 - битуминозность пород; 19 - угленостность пород; 20 - биогермы, рифы; 21 - вулканиты, вулканогенно-осадочные породы; 22 - вулканогенные интрузии; 23 - щелочные и субщелочные базальты; 24 - базальты; 25 - докембрийские образования. Палеогеография: 26 - область сноса; 27 - суша низменная; 28 - приморская равнина; 29 - мелкий (в том числе прибрежный) шельф; 30 - некомпенсированная впадина; 31-глубокий шельф; 32 -батиальная область; 33 - область развития клиноформных отложений. Прочие обозначения: 34 -область сноса; 35 - граница распространения литологических комплексов; 36 - выходы отложений на дно моря и дневную поверхность; 37 - границы фациальных переходов; 38 - границы размывов; 39 -рифтовые прогибы; 40 - главные разломы; 41 - бровка современного шельфа; 42 - направление сноса обломочного материала; 43 - разрезы по обнажениям; 44 - разрезы по скважинам; 45 - отсутствие отложений данного возраста (более молодые осадки залегают с перерывом на более древних); 46 -изопахиты, км; 47 - фауна.
Баренцево море
Фанерозойская история Баренцевоморской окраины Северного Ледовитого океана сложна и насчитывает несколько этапов кардинальных перестроек. Могут быть выделены: нижнепалеозойский (досредне-позднедевонский), среднепалеозойский (средне-верхнедевонский-нижнепермский), позднепалезойский-раннемезозойский (нижнепермский-триасовый), мезозойский (юрско-меловой) и кайнозойский структурные ярусы и соответствующие им этапы преобразований [Маргулис, Маргулис, 1990]. Наиболее слабо изучена раннепалеозойская (досреднедевонская) история развития региона, существующие представления о ней достаточно противоречивы [Дараган-Сущова, 1998; Маргулис, Маргулис, 2004; Zigler, 1988]. Тем не менее, очевидно, что к силуру - раннему девону акватория современного шельфа являлась частью обширной пассивной окраины Евроамериканского континента, на которой формировался терригенно-карбонатный плитный комплекс. Мощность последнего увеличивается на восток и северо-восток до 1-2 км [Дараган-Сущова, 1998; Faleide, Gudlaugsson, 1981; Zigler, 1988]. В силуре-среднем девоне произошла аккреция, складчатость и орогенез скандинавской активной окраины. Орогенез последней привел к возникновению «Древнего красного континента» (The Old Red Continent) [Faleide, Gudlaugsson, 1981; Zigler, 1988], сложенного позднесилурийскими-нижне-среднедевонскими красноцветными континентальными формациями (рис. 2). Зона сочленения байкальского и каледонского геоблоков прослеживается под осадочным чехлом от п-ова Варангер к северной оконечности Новой Земли.
Рис. 2. Литолого-фациальная схема раннедевонского времени Баренцево-Карского региона
К среднему девону и началу позднего девона Баренцевоморский регион уже представлял собой часть новообразованного материка [Bruce, Abrahamson, 1989]. Дальнейшее его развитие до триасового времени определяется эволюцией Уральского океана и возникновением одноименного орогена [Маргулис, Маргулис, Таныгин, 2004].
Начало среднепалеозойского (средне-позднедевонско-раннепермского) этапа знаменуется расколом консолидированной коры и возникновением Центрально-Новоземельского рифтогенного прогиба. Прогиб представлял собой ответвление от Уральского палеоокеана и протягивался из акватории современного Карского моря через о-ва Новой Земли в Южно-Баренцевскую впадину [Маргулис, Маргулис, 2004]. Границей его южного борта в течение всего среднепалеозойского этапа служила Южно-Баренцевская зона разломов [Маргулис, Григоренко, Маргулис, 1997]; северная граница вероятно протягивалась от п-ва Варангер к северной оконечности Новой Земли [Маргулис, 1989б]. Активное развитие рифта, как и других аналогичных структур восточного обрамления Евроамерики, приходится на франское время. На этой стадии рифт представлял собой глубоководную впадину, близкую по отметкам к уровню карбонатной компенсации, характеризующуюся повышенной сейсмичностью и основным подводным вулканизмом (рис. 3). Осевая часть описываемого рифта протягивается в субширотном направлении через залив Медвежий (Северный о. Новой Земли) к современному Нордкапскому прогибу. В разрезе среднедевонско-каменноугольных отложений, обнаженных в районе залива Медвежий, на мелководных известняках нижнего девона залегают среднедевонские черные углеродистые сланцы (около 200 м) с нектонной фауной, пластами базальтов и многочисленными оползневыми призмами шельфовых карбонатов. Выше располагается толща глинисто-кремнистых сланцев, чередующихся с пластами подводных эффузивов основного, ультраосновного и субщелочного (трахиандезиты) состава и пелагическими известняками (средний девон-франский ярус верхнего девона). Верхняя часть разреза представлена фтанитами, послойно обогащенными фосфоритовыми конкрециями; присутствуют карбонатные и песчаные турбидиты. Мощность средне-верхнедевонского разреза - 0,9 км [Нехорошева, Патрунов, 1979].
В каменноугольно-раннепермское время в прогибе в условиях «седиментационного голода» накапливались глубоководные тонкозернистые отложения -силициты, кремнистые и битуминозные аргиллиты, завершившие осадконакопление на рифтогенной стадии развития Центрально-Новоземельского прогиба (рис. 4). Эти отложения, по толщине не превышающие 125 м, обнажены на севере Южного острова и юге Северного острова Новой Земли [Андреева и др., 1979].
Рис. 3. Литолого-фациальная схема позднедевонского времени Баренцево-Карского региона
Рис. 4. Литолого-фациальная схема средне-позднекаменноугольного времени Баренцево-Карского региона
На обрамлении Центрально-Новоземельского прогиба в позднедевонское время, проявился синхронный процессам рифтообразования интенсивный континентальный трапповый магматизм. Он был наиболее активен в раннефранское время в западной части континентального обрамления прогиба - на Северном Тимане, в Пешском прогибе, в Печоро-Колвинском авлакогене. Здесь в основании разреза на разновозрастных горизонтах силура -среднего девона залегают лагунно-континентальные и прибрежно-морские песчаники и туфопесчаники мощностью около 300-400 м, вмещающие прослои пепловых туфов и туффитов и пласты базальтов мощностью от 12 до 50 м. Наибольшее их количество известно на Северном Тимане (не менее 5 покровов с общей мощностью до 165 м).
Позднедевонско-раннепермское время - основной этап становления Печоро-Колвинского авлакогена, расчленившего Тимано-Печорскую плиту на две равные части. До начала перми характер осадконакопления в южном и западном участках обрамления Центрально-Новоземельского прогиба определялся присутствием области размыва на Тимане и конечного водоема стока в Уральском океане. Максимальные мощности отложений формировались в Печоро-Колвинском авлакогене (до 2,5 км) и на перикратонном погружении Большеземельского выступа (до 5 км).
С позднефранского времени эти районы вошли в состав обширного преимущественно карбонатного шельфа. На южной периферии значительную площадь шельфа занимала доманиковая некомпенсированная впадина (см. рис. 3). Наибольших размеров она достигла в семилукское время, позднее ее размеры постепенно сокращались, и впадина отступала к северо-востоку. Вдоль северного и восточного борта Печорской синеклизы она существовала в течение всего франско-турнейского времени [Маргулис, 2008]. Во впадине формировались карбонатно-кремнисто-глинистые отложения, а на бортах - цепочки рифовых построек, отделявшие впадину от зарифовых шельфовых карбонатов.
Тектоно-седиментационная зональность на позднепалеозойско-раннемезозойском этапе также была связана с существованием Центрально-Новоземельского прогиба, который с кунгурского яруса проградационно заполнялся обломочным материалом, поступавшим с растущего Уральского орогена (рис. 5). Заполнение прогиба начиналось с формирования у подножья южного континентального склона шлейфа терригенных и обвально-оползневых отложений, описанных в разрезах Новой Земли в качестве кармакульской серии мощностью свыше 2500 м [Повышева, Устрицкий, 1988]. Подобные горизонты олистолитов возникают на континентальных склонах современных пассивных окраин океанов в периоды сейсмической активности при крутизне склона, превышающей 1,5-2°.
Рис. 5. Литолого-фациальная схема кунгурско-позднепермского времени Баренцево-Карского региона
Верхнюю часть пермского разреза в пределах продвигающегося фронта клиноформ (бритвинская серия мощностью около 2 км) формировали шельфовые ритмичнослоистые терригенные отложения, содержащими редкие остатки двустворчатых моллюсков и колониальных кораллов. В акватории общая мощность пермского разреза достигает 5 км.
В перми обломочным материалом с Уральской области выноса была компенсирована только южная часть глубоководной депрессии, охватывавшей современные Куренцовскую ступень и юг Южно-Баренцевской впадины.
На севере глубоководной депрессии сохранялись условия «седиментационного голода» и пермский разрез здесь представлен толщей глубоководных алевролитов и аргиллитов мощностью 2-3 км, немых, интенсивно пиритизированных, тонкогоризонтальнослоистых. Эта толща изучена скважинами Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 на Адмиралтейском валу [Маргулис, 2008]. Шельфовые фации появляются только в татарское время; на них согласно налегают триасовые отложения. В триасовое время завершается существование Центрально-Новоземельского прогиба. Его последним фрагментом в течение триасового периода стал депоцентр осадконакопления и «ловушка» лавинного твердого стока, прогибавшаяся под весом накапливающихся осадков. Осадконакопление происходило в тектонически нестабильной обстановке, в условиях периодической перекомпенсации.
На завершающей триасовой стадии позднепалеозойско-раннемезозойского этапа современный Баренцевоморский шельф развивался под влиянием важнейших геологических явлений - эволюции Южно-Анюйского залива Палеопацифики и Полярного Урала [Савостин, Натапов, Ставский, 1984; The geological History..., 1986]. Он становится частью крупного седиментационного бассейна, который занимал восточную Гренландию, Баренцево море, южную часть Карского моря и Тимано-Печорский регион [Маргулис, 1986]. Бассейн характеризовался значительными объемами поступавшего терригенного материала, широким спектром условий осадконакопления - от предгорных до глубоководных морских, дифференцированными условиями прогибания. Посттриасовыми тектоническими движениями единство бассейна было нарушено, а его западная (гренландская) часть практически полностью эродирована [Kasli, 1989]. Глубоководная область триасового бассейна с некомпенсированным осадконакоплением располагалась в пределах платформы Свальбард и раскрывалась в направлении Палеопацифики (рис. 6). Мощность триасовых отложений глубоководной части бассейна колеблется в пределах - 0,2-1,0 км. Характерными чертами этих отложений являются тонкообломочное строение, обилие фауны аммонитов, брахиопод и двустворок и значительная доля битуминозных аргиллитов, содержащих фосфоритовые конкреции и планктон. В направлении к центральным частям глубоководной области объем этих аргиллитов в разрезе и их возрастной диапазон увеличивается.
6' 1в" 30- 54---1-1-1-1-ГИ-
М'_66"_7Г_90;_юг-
Рис. 6.Литолого-фациальная схема среднетриасового времени Баренцево-Карского региона
Восточная внешняя граница глубоководной области выражена бровкой континентального палеошельфа и клиноформами у подножия палеосклона [Mork, Embry, Weitschat, 1989], фиксирующими транспортировку обломочного материала с востока и юго-востока. Область палеошельфа охватывает на современном Баренцевом море северную и юго-западную части современного Восточно-Баренцевского мегапрогиба и восток Западно-Баренцевского прогиба. В разрезе триасовых отложений палеошельфовой области мощностью до 3,5-4 км преобладают сероцветные песчано-алевритовые породы с разнообразной морской фауной [Маргулис, 2008], с клиньями горизонтов тонкообломочных битуминозных пород, характерных для соседней глубоководной области. Южная часть Баренцевоморского региона в триасовое время являлась областью лагунно-континентального и континентального осадконакопления; область континентальных молассоидных отложений «прижимается» к Уралу. Наибольшие мощности триасовых отложений (до 5-6 км) здесь связаны с депоцентром, унаследованным от Центрально-Новоземельского прогиба. Вероятно, в позднем триасе намечаются контуры будущего Восточно-Баренцевского мегапрогиба. Они фиксируются широкой полосой (около 250 км) интенсивного проявления траппового магматизма. Первые проявления магматической деятельности обнаруживаются в пермско-нижнетриасовых слоях в зоне интенсивного компенсационного прогибания. Эта же зона была ареной триасового вулканизма (см. рис. 6).
На мезозойском (юрско-меловом) этапе Баренцевский регион испытал кардинальную тектоническую перестройку. На рубеже триаса и юры происходит становление новоземельских киммерид и Восточно-Баренцевского мегапрогиба, ортогонально наложившихся на более древние структуры. Новоземельский ороген и смежный мегапрогиб -элементы крупнейшей геодинамической системы, образование которых сопровождалось внедрением глубинного вещества планеты и, возможно, существенной переработкой земной коры в пределах мегапрогиба [Маргулис, Маргулис, 1990]. Формирование этих структур сопровождалось магматизмом: в Новоземельской области - гранитоидами, в мегапрогибе -силлами диабазов. Воздымающийся ороген смещал осадочные депоцентры к западу. Юрско-нижнемеловые отложения образуют обширный плитный покров, повсеместно распространенный в разрезах современного шельфа и перекрывающий различные горизонты более древних образований. Масштаб предъюрского несогласия сокращается к депоцентрам бассейнов за счет появления все более древних горизонтов юры. Юрские отложения, как правило, состоят из двух толщ: нижне-среднеюрской, преимущественно песчаной мощностью 0,3-1,5 км и верхнеюрской существенно глинистой мощностью 0,02-150 м. Практически вся площадь Восточно-Баренцевского мегапрогиба и Свальбардской платформы в юрское время была занята крупными дельтовыми системами,
продвигавшимися от Уральского и Новоземельского орогенов с юго-востока и востока и от Шпицбергена [Маргулис, Маргулис, 1990; Faleide, Gudlaugsson, 1981] с северо-запада в достаточно глубоководный бассейн. Наиболее глубоководные условия существовали на западе Южно-Баренцевской впадины в районе скважин Северо-Мурманские 1-2 и Арктическая-1 в кимеридж-волжское время [Маргулис, 1989а]. Волжское время - период наибольшего распространения относительно глубоководных битуминозных глин, практически повсеместно развитых в Восточно-Баренцевском мегапрогибе (рис. 7). В восточной краевой части Восточно-Баренцевского мегапрогиба верхневолжский глинистый горизонт с отчетливым несогласием трансгрессивно перекрывает более древние юрские толщи, а в Приновоземельской зоне дислокаций ложится на различные горизонты триаса. Вероятно, позднеюрская трансгрессия абрадировала и палеозойские отложения Новой Земли, где ее распространение фиксируется многочисленными глыбами с позднеюрской фауной. Судя по несогласиям между нижней и средней юрой, юрой и мелом в Приновоземелье, Новоземельский ороген последовательно воздымался в течение всего юрско-мелового этапа, формируя восточный борт Восточно-Баренцевского мегапрогиба [Маргулис, Маргулис, 2004].
Позднекиммерийская фаза тектонической активности вызвала воздымание почти всех крупных положительных структурных элементов и способствовала сохранению и углублению волжской глубоководной впадины, заполнившейся в неокоме мощным конусом выноса (рис. 8).
Юрско-меловые отложения Баренцева моря генетически и пространственно связаны с чехлами молодых плит Западной Сибири, Норвежского и Северного морей. Во всех этих регионах юрско-меловой плитный чехол начинается с разнообразных нижне-среднеюрских образований. Характерна для них также верхнеюрская глинистая толща, связанная с обширной трансгрессией. В верхней части юрских отложений выделяется формация «черных битуминозных глин» и горючих сланцев (баженовская свита Западной Сибири, кимеридж-волжские «глины» Баренцева моря, оксфорд-волжские «горячие» сланцы Северного моря). Неокомские толщи бокового наращивания и заполнения этих впадин занимают обширные пространства Баренцева, Карского морей и Западной Сибири.
Кайнозойский этап развития Баренцевского региона характеризуется общим доплиоценовым подъемом и эрозией. Отсутствие осадков позднемелового возраста на обрамлении Восточно-Баренцевского мегапрогиба и повсеместно палеогеновых свидетельствует о продолжительном воздымании и преобладании процессов эрозии в олигоцен - неогеновое время. Размыв в различных частях акватории затрагивает отложения от верхних горизонтов мела до среднего триаса включительно.
Рис. 8.Литолого-фациальная схема раннемелового времени (неокома) Баренцево-Карского региона
Глубина размыва составляет от 200 до 600 м в Южно-Баренцевской впадине и Штокмановско-Лунинском пороге и достигает 1000 м в сопредельных районах [Faleide, Gudlaugsson, 1981; Zigler, 1988]. Эродированная суша поставляла обломочный материал во впадины на краю материка и в приокеанический бассейн Полярной Атлантики.
Карское море
Недра южной и северо-восточной частей Карского моря характеризуются различным строением и представлены северным окончанием западносибирского осадочного бассейна на юго-западе и северокарским осадочным бассейном на северо-востоке, имеющими различную геологическую историю.
Южно-Карская акватория
Южная акватория Карского моря в течение позднедевонско-раннетриасового времени имела общую историю с Южно-Баренцевской впадиной современного Баренцева моря и прилегающими районами Западной Сибири [Маргулис, Маргулис, 1990].
Период общей истории южных акваторий Баренцева и Карского морей был завершен закрытием Уральского океана, складчатыми деформациями накопившихся осадков и пенепленизацией региона.
Пермско(?)-среднетриасовый этап осадконакопления сопровождался рифтогенезом и интенсивной вулканической деятельностью, зафиксированной на Новой Земле и в триасовых отложениях, вскрытых скважинами на севере Западно-Сибирского осадочного бассейна.
Сформированные в грабенообразных прогибах пермско(?)-нижне-среднетриасовые отложения, образуют параплатформенный (тафрогенный) комплекс и достигают мощности 3-4 км. Геолого-геофизические данные свидетельствуют об их преимущественно вулканогенно-осадочном составе. На северных территориях Западно-Сибирского осадочного бассейна, где расположена Обь-Тазовская фациальная область триасовых отложений, рифтогенные триасовые отложения вскрыты Тюменской сверхглубокой скв. СГ-6 на глубинах 6012-7502 м [Сурков, 1996]. Они датируются индским - раннеладинским временем и представлены нижне-среднетриасовыми горизонтами базальтов, вмещающими прослои туфов, туффитов и углистых аргиллитов. Среднетриасовые (анизийские-среднеладинские) отложения сложены переслаиванием туфов, туффитов, граувакковых песчаников и аргиллитов и содержат в верхней части пласты базальтов.
Вышележащие средне-верхнетриасовые отложения, вскрытые Тюменской сверхглубокой скв. СГ-6, имеют грубообломочный состав, континентальный облик и входят в состав плитного чехла.
Плитный чехол, представленный отложениями среднетриасово-четвертичного возраста, плащеобразно перекрывает нижележащие образования. Его мощность по
сейсмическим данным колеблется от 300 м до 10 км. Сопоставление структурных планов различных стратиграфических уровней разреза плитного чехла показывает, что его отложения наследуют моноклинальное погружение кровли тафрогенного комплекса к центру Южно-Карской впадины и все ее структурные осложнения [Иванова и др., 2011]. Наиболее погружена Пухучанская впадина, в нижней части осадочного чехла которой предполагается присутствие тафрогенных отложений перми-триаса [Маргулис, Федоров, 1984], кровля которых расположена на 7 км, а их толщина во впадине составляет 6,5 км. Мощность осадочного чехла впадины достигает 13 км. Вероятно, Пухучанская впадина является реликтом пермско-триасовой рифтовой системы Западно-Сибирского осадочного бассейна [Вержбицкий и др., 2012].
Область резкого сокращения мощности плитного комплекса прослеживается полосой в 50-75 км вдоль Пайхой-Новоземельской складчатой области. Для этой области характерен глубокий эрозионный размыв отложений верхней юры - нижнего мела до верхнемеловых включительно, связанный со становлением Пайхой-Новоземельского орогена.
Таким образом, формирование плитного чехла началось с позднетриасового погружения пенепленизированной суши и накопления позднетриасовых, юрских и меловых толщ. Судя по результатам сейсмостратиграфического анализа, в нижне-среднеюрское время на современной южной акватории Карского моря существовал мелководно-морской бассейн, накапливались ритмично-слоистые пески, алевриты, глины мощностью 1,5-2,0 км.
Они представлены серией субпараллельных отражающих горизонтов группы Т, которые последовательно выклиниваются к поверхности посттриасового размыва или к складчатому основанию. Кровля юрских отложений выходит на дно моря вблизи Новой Земли, во впадинах погружается до 4500 м, мощность юрских отложений максимальна в Пухучанской впадине, где составляет около 2800 м.
Конец юрского времени характеризуется распространением в центральной части Западно-Сибирского ОБ некомпенсированного морского бассейна с глубиной моря около 700 м, где сформировалась битуминозно-глинистая толща, мощностью 200-250 м. На южнокарской акватории в кровле юрских отложений она уверенно идентифицируется по сейсмической выразительности волнового поля.
В неокомское время некомпенсированная верхнеюрская впадина клиноформно заполнялась осадками, мощностью от 200 до 1900 м, предположительно поставлявшимися с воздымающейся Новой Земли и Северо-Сибирского порога.
Сейсмическими наблюдениями (Е.А. Васильева, 2008 г.) установлено как северовосточное и восточное, так и северо-западное и западное падение и омоложение клиноформ. Клиноформы веерообразно наложены друг на друга, характеризуются подошвенным
прилеганием к кровле юрских глин. Их встречное падение фиксирует наличие субмеридиональной некомпенсированной впадины, осевая часть которой расположена в районе Ленинградского месторождения. Наблюдаемые также клиноформы южной ориентировки имеют незначительное распространение в непосредственной близости к северному окончанию Новой Земли. Общая мощность неокомской толщи в клиноформных зонах составляет 900-1700 м и сокращается до 200 м в Припайхойско-Приновоземельской моноклинали [Мартиросян, Васильева, 2004].
Неокомский комплекс, вскрытый скважинами на п-ове Ямал, сложен ритмичным чередованием глин, алевролитов и песчаников верхнего берриаса, валанжина и нижнего готерива; в основании разреза залегают нижнеберриасовые морские глины. Мощность неокомских отложений на п-ове Ямал и прилегающей акватории достигает 900 м.
В акватории неокомский (берриас-готеривский) комплекс в полном объеме вскрыт скв. 1 на о. Свердруп в интервале 1260-1456 м, где он характеризует зону некомпенсированной впадины. Здесь его мощность составляет 196 м. Верхняя часть разреза - 1270-1320 м (верхний валанжин-готерив) - представлена преимущественно крупнозернистыми алевролитами с пятнами и линзами глинистого, алевритового и песчаного материала, c ходами илоедов. Алевролиты содержат мелкий растительный детрит, редкую фауну двустворчатых моллюсков, многочисленные фораминиферы и пластовые известково-карбонатные конкреции. В основании этой части разреза залегают глины как хорошо отмученные, так и слоистые, обогащенные алевритовым и песчаным материалом
Нижележащая валанжинско-берриасская часть неокома характеризуется однородным составом и сложена преимущественно темно-серыми аргиллитоподобными глинами. Глины интенсивно пиритизированы, вмещают пиритизированные водоросли, мелкие конкреции пирита, обильную фауну (аммониты, белемниты, пелециподы, гастроподы) плохой сохранности.
Разрез баррем-маастрихтских отложений характеризуется перемежаемостью неглубоких морских и континентальных фаций. Наиболее крупная регрессия моря произошла в барреме-апте (мощность баррем-аптских отложений составляет 150-850 м). В альб-сеномане, в отличие от преимущественно континентальных условий осадконакопления на территории Западной Сибири, в акватории существовал мелководно-морской бассейн, окраина которого фиксируется у поднятий Новой Земли и Северо-Сибирского порога.
Альб-сеноманские отражения на акватории представлены двумя разнопостроенными толщами - альбской, имеющей косослоистое клиноформное строение, и сеноманской, характеризующейся субпараллельным горизонтальным наслоением. Альбская толща, вскрытая скважинами Ленинградского и Русановского месторождений в разных частях
клиноформы, характеризуется различным строением. На Русановском месторождении она имеет мощность около 200 м и представлена глинами с единичными прослоями песчаников в кровле. В разрезе Ленинградского месторождения верхняя половина альбской толщи содержит мощные пласты песчаников, к которым и приурочены залежи газа. Мощность альбской толщи Ленинградского месторождения превышает 300 м. Общая мощность нижнемеловых отложений на акватории Южно-Карской нефтегазоносной области достигает 3 км.
Сеноманская толща мощностью от 531 до 683 м сложена переслаиванием прибрежно-морских слабосцементированных песчаников и алевролитов с подчиненными прослоями глин. С песчаными пластами сеномана связаны многочисленные залежи УВ, расположенные в акватории Обской губы, Северо-Каменномысского, Каменномысского, Антипаютинского, Семаковского и Тота-Яхинского месторождений.
Постсеноманское (турон-олигоценовое) время характеризуется в пределах южнокарской акватории условиями периодически осушаемой окраины мелководно-морского бассейна, располагавшегося на территории Западной Сибири, где в туроне сформировалась глинистая толща мощностью около 1000 м.
Таким образом, фанерозойская история накопления осадочной толщи в пределах южнокарской акватории была связана с существованием относительно глубоководного позднедевонско-триасового прогиба, пермско(?)-триасовым рифтогенезом, сопровождаемым активным вулканизмом, и продолжительным юрско-меловым прогибанием.
Северо-Карская акватория
Северо-Карская акватория на современной Северо-Карской плите с юго-востока окаймлена Североземельско-Таймырской складчатой областью, захватывающей восточную часть островов Октябрьской Революции, Комсомолец и Большевик архипелага Северная Земля. От Южно-Карской синеклизы ее отделяет Северо-Сибирский порог. Для строения плиты характерны постепенное «вырождение» с запада на восток мезозойских отложений, ступенчатое воздымание кристаллического фундамента до 2-3,5 км и широкое распространение палеозойских толщ. Несогласное залегание триасовых образований, постепенное выклинивание нижних горизонтов и последовательное сокращение мощности этих отложений фиксируют продолжительный предтриасовый перерыв, сопровождаемый значительным размывом подстилающих девонско-каменноугольных отложений. Общая мощность осадочного чехла достигает 10-14 км.
Поскольку на большей части плиты палеозойский интервал осадочного чехла изучен слабо, история формирования палеозойской части чехла может быть представлена весьма условно. Палеозойские толщи (венд-пермские?) образуют нижний структурный ярус чехла,
мощностью 5-8 км, представленный скорее всего терригенно-карбонатными и карбонатными (верхнедевонско-каменноугольными) отложениями. В разрезе девона-карбона на временных разрезах на нескольких стратиграфических уровнях идентифицируются органогенные постройки; последние свидетельствуют достаточно определенно, что на этих стратиграфических уровнях девонско-каменноугольные отложения накапливались в пределах карбонатной платформы в мелком море.
На юго-востоке Северо-Карской плиты палеозойские (ордовик-девонские) толщи обнажены на о. Пионер и западной части острова Большевик архипелага Северная Земля. Здесь в отложениях ордовика-силура преобладают мелководно-морские известняки и песчаники, периодически сменяющиеся сульфатно-карбонатными гипсоносными толщами. Мощность разреза возрастает с запада на северо-восток от 1200 до 5000 м и более. В девонское же время условия осадконакопления резко сменяются на лагунные и континентальные, формируются мощные красноцветные толщи (до 3000 м), сходные с девонским Древним Красным Песчаником (Old Red Sandstone) северо-запада Европы и Шпицбергена. В конце позднего девона - начале карбона произошло общее воздымание и складчатость, надолго превратившие Североземельскую область в область размыва.
Верхний структурный ярус сформирован мезозойскими терригенными отложениями. Базальная триасовая толща, постепенно выклинивающаяся в восточном направлении, была значительно размыта в посттриасовое время и характеризуется небольшими мощностями. Юрские и меловые отложения, залегающие на эродированной поверхности триаса, сохраняют с ним структурное единство. Юрская толща также обладает сокращенными мощностями от 100 до 300 м, не превышающими в депрессионных зонах 500 м. Можно предположить, что ее нижне-среднеюрская часть сложена преимущественно песчаниками, в подошве возможны более грубообломочные горизонты; верхняя юра - существенно глинистая.
Нижнемеловые толщи на поднятиях имеют мощность 500-1000 м; в наиболее погруженных участках она достигает 1200 м и, в целом, сокращается к юго-востоку. Характерным для строения этой толщи является клиноформное строение ее берриас-готеривской части. Клиноформы распространялись с юго-востока на северо-запад, и максимальная мощность этих отложений достигает 700 м.
В целом, Северо-Карский регион в триас - меловое время представлял собой озерно-аллювиальную равнину, периодически заливаемую морем. В триасовый и юрский периоды эта область, очевидно, служила преимущественно транзитной зоной, по которой обломочный материал поступал в Восточно-Баренцевский мегапрогиб, а осадконакопление шло лишь в активно развивавшихся впадинах и грабенах. В раннемеловое время в регионе накапливается
маломощный чехол.
Главная область сноса для мезозойского этапа осадконакопления располагалась в пределах Североземельской области.
Таким образом, тектонические, седиментологические и климатические условия палеозойско-мезозойского времени привели к возникновению в пределах Баренцево-Карского региона мощного осадочного чехла (верхняя, позднепалеозойско-мезозойская, часть которого в наиболее погруженных впадинах достигает по геофизическим данным 1015 км), обладающим уникальными условиями для формирования богатейшего УВ потенциала.
Существование позднепалеозойского глубоководного рифтового прогиба, позднепалеозойских и мезозойских некомпенсированных «голодных» впадин обусловили накопление битуминозно-глинисто-кремнистых (Д3-С1, Р1-2 - Баренцево море) и битуминозно-глинистых толщ (Т2 - Баренцево море, J3 - Баренцево море и южная часть Карского) - главных нефтематеринских свит региона. Развитие на бортах карбонатных платформ рифовых барьеров и одиночных рифов (Д3-С1 - Печорское море) и многочисленных карбонатных построек (С2-3, Р1 - Печорское море, западная часть Баренцева моря) определило распространение высокоемких ловушек в карбонатных отложениях. В областях лавинного осадконакопления (Р1, Т3) сформировались мощные региональные резервуары, а широкое распространение клиноформно построенных толщ (Р2, Т1, К1) обусловило возникновение крупных литологических ловушек, соседствующих с глинистыми и битуминозно-глинистыми дистальными слоями клиноформ. Эпохи региональных перерывов определили возникновение протяженных зон качественных коллекторов в выветрелых приповерхностных отложениях (Д1 - Печорское море; Т1 - север Западной Сибири).
Строение, геологическая эволюция и нефтегеологические особенности Баренцево-Карского региона свидетельствуют о его высоком УВ потенциале, еще слабо изученном, но уже подтвержденном открытием крупных нефтяных (им. Р. Требса, Медынское-море, Долгинского) и уникальных газовых месторождений (Штокмановского, Русановского, Ленинградского).
Литература
Андреева И.А., Бондарев В.И., Ершов Ю.П., Соболев Н.Н., Щеколдин Р.А. Нижний и средний палеозой губы Грибовой-губы Безымянной (северо-западная часть Южного острова Новой Земли) // Геология и стратиграфия Новой Земли. - Л.: НИИГА, 1979. - С. 38-53.
Вержбицкий В., Косенкова Н., Ананьев В., Малышева С., Васильев В., Мурзин Р., Комиссаров Д., Рослов Ю. Геология и углеводородный потенциал Карского моря // Oil and Gas Journal. - 2012. - № 1-2. - С. 48-55.
Дараган-Сущова Л.А. Строение осадочного чехла сверхглубоких впадин Баренцево-Карской плиты // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. - СПб. - ВНИИОкеангеология. - 1998. - Вып. 2. - С. 108-117.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Кононов М.В., Городницкий А.М. Палеозойские океаны: попытка абсолютных реконструкций // Тр. 27-го Междунар. геол. конгресса. Палеоокеангеология. Коллоквиум 03. - М.: Наука, 1984. - Т. 3. - С. 35-45.
Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. - Кн. 2 - М.: Недра, 1990. - 334 с.
Иванова Н.М., Беляев И.В., Дружинина Е.А., Левчук О.В., Сахань Ю.В. Результаты сейсмических исследований в Юрацко-Гыданском мелководье и южной части Карского шельфа // RAO/CISoffshore. - СПб., 2011. - С. 174-178.
Маргулис Е.А. Основные черты формирования триасовых отложений Арктики // Результаты морских геолого-геофизических исследований. - Рига: ВНИИморгео, 1986. С. 1222.
Маргулис Е.А. Строение, состав и условия образования юрского перспективного нефтегазоносного комплекса Баренцева моря // Тектоника и нефтегазоносность шельфа морей СССР. - Рига: ВНИИморгео, 1989а. - С. 15-24.
Маргулис Е.А. Факторы формирования уникального Штокмановско-Лудловского узла газонакопления в Баренцевом море // Нефтегазовая геология. Теория и практика. - 2008. -Т.3. - №2. - http://www.ngtp.ru/rub/5/17_2008.pdf
Маргулис Е.А., Маргулис Л.С. Главные этапы формирования осадочного чехла Баренцева моря // Результаты морских геолого-геофизических работ на нефть и газ. - Рига: ВНИИморгео, 1990. - С. 17-24.
Маргулис Е.А., Маргулис Л.С., Таныгин И.А. Углеводородные системы Баренцева моря в связи с прогнозом крупных месторождений // Настоящее и будущее сырьевой базы морской нефтегазоносной промышленности России: сб. тезисов докладов Международной научно-практической конференции. - СПб.: Недра, 2004. - С. 23-25.
Маргулис Л.С. Основные черты строения и нефтегазоносности осадочного чехла континентальной окраины Арктики // Тектоника и нефтегазоносность шельфа морей СССР. -Рига: ВНИИморгео, 1989б. - С. 3-9.
Маргулис Л.С., Григоренко Ю.Н., Маргулис Е.А. Южно-Баренцевская зона глубинных разломов - шовная зона Тимано-Печорского и Баренцевского мегаблоков // Актуальные
проблемы геологии Баренцево-Карского шельфа и прилегающей суши. - СПб., 1997. - С. 4243.
Маргулис Л.С., Маргулис Е.А. История формирования и нефтегазоносность Баренцевоморского региона // Тез. докл. Международной конференции «Нефть и газ арктического шельфа - 2004» - Мурманск, 2004. - С. 19-21.
Маргулис Л.С., Федоров В.В. Тектоника дна Баренцева моря // Геология и нефтегазоносность шельфа морей СССР. - Рига: ВНИИморгео, 1984. - С. 13-20.
Мартиросян В.Н., Васильева Е.А. Перспективы нефтегазоносности Приямальского шельфа Карского моря в свете результатов сейсморазведочных работ МОВ ОГТ // «ООО Газфлот» - 10 лет на арктическом шельфе. - М., 2004. - С. 130-139.
Нехорошева Л.В., Патрунов Д.К. Разрез верхнесилурийских-девонских отложений залива Медвежий на Северном острове Новой Земли // Геология и стратиграфия Новой Земли. Л.: НИИГА, 1979. - С. 53-82.
Повышева Л.Г., Устрицкий В.И. Фациальная зональность в верхнепермских осадках на Новой Земле // Литология и полезные ископаемые. - 1988. - № 4. - С. 105-111.
Савостин Л.А., Натапов Л.М., Ставский А.П. Мезозойская палеогеодинамика и палеогеография Арктического региона // 27-й Международный геологический конгресс. Палеоокеанология. - Т. 3. - М.: Наука, 1984. - С. 172-187.
Сурков В.С. Рифтогенез и нефтегазоносность бассейнов Сибири // Геология нефти и газа. - 1996. - № 19. - С. 33-36.
Bruce J.R., Abrahamson P. Paleozoic exploration models of the East Finnmark Shelf / Seismic Stratigraphy on the Barents Sea Region. - Murmansk: 1989. pp. 85-93.
Faleide J.I., Gudlaugsson S.T. Geology of the Western Barents sea // Department of geology, University of Oslo. 1981. pp. 155.
Kasli K. Triassic seismic / sequence stratigraphy in the Norwegian Barents Sea / Seismic stratigraphy on the Barents Sea Region. - Murmansk: 1989. pp. 117-137.
Mork A., Embry A.F., Weitschat W. Triassic transgressive - regressive cycles in the Sverdrup Basin, Svalbard and Barents Shelf / Seismic Stratigraphy on Barents Sea Region. - Murmansk: 1989. pp. 59-76.
The geological History of Svalbard. Editor Ole J. Aga // Stavanger: - 1986. pp. 121
Zigler P.A. The Old Red Continent / N.J. McMillan, A.F. Embry, D.J. Glass (eds) // Devonian of the World. Vd I. - Can: Soc. Petrolm geol. - Mem. 14. - 1988. pp. 15-48.
Margulis E.A.
All-Russia Petroleum Research Exploration Institute (VNIGRI), St. Petersburg, Russia, ins@vnigri.ru
HISTORY OF FORMATION OF SEDIMENTARY COVER OF THE BARENTS-KARA REGION
The history of formation of the sedimentary cover of the Barents-Kara region was interpreted on the basis of the latest drilling and seismic data and palinspastic reconstructions. Seven lithofacial maps are presented.
Keywords: oil and gas potential, lithofacial reconstruction, Paleozoic and Mesozoic sediments, Barents and Kara Seas.
References
Andreeva I.A., Bondarev V.I., Ershov Yu.P., Sobolev N.N., Shchekoldin R.A. Nizhniy i sredniy paleozoy guby Gribovoy-guby Bezymyannoy (severo-zapadnaya chast' Yuzhnogo ostrova Novoy Zemli) [Lower and Middle Paleozoic of Gribovaya Bay - Bezymyannaya Bay (north-western part of the South Island of New Territory)]. In: Geologija i stratigrafija Novoj Zemli. Leningrad: NIIGA, 1979, p. 38-53.
Bruce J.R., Abrahamson P. Paleozoic exploration models of the East Finnmark Shelf. Seismic Stratigraphy on the Barents Sea Region. Murmansk, 1989, p. 85-93.
Daragan-Sushchova L.A. Stroenie osadochnogo chekhla sverkhglubokikh vpadin Barentsevo-Karskoy plity [The structure of the sedimentary cover of ultra-deep basins of the Barents-Kara plate]. In: Geologo-geofizicheskie harakteristiki litosfery Arkticheskogo regiona. Saint Petersburg. VNIIOkeangeologij a, 1998, vol. 2, p. 108-117.
Faleide J.I., Gudlaugsson S.T. Geology of the Western Barents sea. Department of geology, University of Oslo, 1981, p. 155.
Ivanova N.M., Belyaev I.V., Druzhinina E.A., Levchuk O.V., Sakhan' Yu.V. Rezul'taty seysmicheskikh issledovaniy v Yuratsko-Gydanskom melkovod'e i yuzhnoy chasti Karskogo shel'fa [The results of seismic surveys in Yuratsko-Gydan shallow water and southern Kara shelf]. RAO/CISoffshore. Saint Petersburg, 2011, p. 174-178.
Kasli K. Triassic seismic / sequence stratigraphy in the Norwegian Barents Sea. Seismic stratigraphy on the Barents Sea Region. Murmansk, 1989, p. 117-137.
Margulis E.A. Faktory formirovaniya unikal'nogo Shtokmanovsko-Ludlovskogo uzla gazonakopleniya v Barentsevom more [Factors of formation a unique Shtokman-Ludlovsky gas accumulation node in the Barents Sea]. Neftegazovaja geologija. Teorija i praktika, 2008, vol. 3, no. 2, available at: http://www.ngtp.ru/rub/5/17_2008.pdf
Margulis E.A. Osnovnye cherty formirovaniya triasovykh otlozheniy Arktiki [The main features of the formation of Triassic sediments of the Arctic sea]. In: Rezul'taty morskih geologo-geofizicheskih issledovanij. Riga: VNIImorgeo, 1986, p. 12-22.
Margulis E.A. Stroenie, sostav i usloviya obrazovaniya yurskogo perspektivnogo neftegazonosnogo kompleksa Barentseva morya [Structure, composition and conditions of formation of the Jurassic oil and gas prospective complex in the Barents Sea]. In: Tektonika i neftegazonosnost' shel'fa morey SSSR. Riga: VNIImorgeo, 1989, p. 15-24.
Margulis E.A., Margulis L.S. Glavnye etapy formirovaniya osadochnogo chekhla Barentseva morya [The main stages of the formation of the sedimentary cover of the Barents Sea]. In: Rezul'taty morskikh geologo-geofizicheskikh rabot na neft' i gaz. Riga: VNIImorgeo, 1990, p. 1724.
Margulis E.A., Margulis L.S., Tanygin I.A. Uglevodorodnye sistemy Barentseva morya v svyazi s prognozom krupnykh mestorozhdeniy [Hydrocarbon systems in the Barents Sea in connection with the forecast of large deposits]. In: Nastoyashchee i budushchee syr'evoy bazy
morskoy neftegazonosnoy promyshlennosti Rossii: proceedings of reports of International Scientific Conference. Saint Petersburg: Nedra, 2004, p. 23-25.
Margulis L.S. Osnovnye cherty stroeniya i neftegazonosnosti osadochnogo chekhla kontinental'noy okrainy Arktiki [The main features of the structure and petroleum potential of the sedimentary cover of the Arctic continental margin]. In: Tektonika i neftegazonosnost' shel'fa morey SSSR. Riga: VNIImorgeo, 1989, p. 3-9.
Margulis L.S., Fedorov V.V. Tektonika dna Barentseva morya [Tectonics of the bottom of the Barents Sea]. In: Geologiya i neftegazonosnost' shel'fa morey SSSR. Riga: VNIImorgeo, 1984, p. 13-20.
Margulis L.S., Grigorenko Yu.N., Margulis E.A. Yuzhno-Barentsevskaya zona glubinnykh razlomov - shovnaya zona Timano-Pechorskogo i Barentsevskogo megablokov [South Barents deep fault zone - suture zone of the Timan-Pechora and Barents megablocks]. Aktual'nye problemy geologii Barentsevo-Karskogo shel'fa i prilegayushchey sushi. Saint Petersburg, 1997, p. 42-43.
Margulis L.S., Margulis E.A. Istoriyaformirovaniya i neftegazonosnost' Barentsevomorskogo regiona [The history of the Barents Sea region - oil and gas formation potential]. Reports of International Conference «Neft' i gaz arkticheskogo shel'fa - 2004». Murmansk, 2004, p. 19-21.
Martirosyan V.N., Vasil'eva E.A. Perspektivy neftegazonosnosti Priyamal'skogo shel'fa Karskogo morya v svete rezul'tatov seysmorazvedochnykh rabotMOV OGT [Prospects of petroleum potential of Pre-Yamal shelf of the Kara Sea in the light of the results of CMP seismic survey]. «OOO Gazflot» - 10 let let na arkticheskom shel'fe. Moscow, 2004, p. 130-139.
Mork A., Ashton F. Embry, Weitschat W. Triassic transgressive - regressive cycles in the Sverdrup Basin, Svalbard and Barents Shelf. Seismic Stratigraphy on Barents Sea Region. Murmansk, 1989, p. 59-76.
Povysheva L.G., Ustritskiy V.I. Fatsial'naya zonal'nost' v verkhnepermskikh osadkakh na Novoy Zemle [Section of the Upper Silurian-Devonian deposits of Medvezhiy Bay on the Severniy Island of Novaya Zemlya]. Geologiya i stratigrafiya Novoy Zemli. Leningrad: NIIGA, 1979, p. 5382.
Povysheva L.G., Ustrickij V.I. Facial'naja zonal'nost' v verhnepermskih osadkah na Novoj Zemle [Facies zonation in the Upper Permian sediments of Novaya Zemlya]. Litologiya i poleznye iskopaemye, 1988, no. 4, p. 105-111.
Savostin L.A., Natapov L.M., Stavskiy A.P. Mezozoyskaya paleogeodinamika i paleogeografiya Arkticheskogo regiona [Mesozoic paleogeography and paleogeodynamics of Arctic region]. 227-y Mezhdunarodnyy geologicheskiy kongress. Paleookeanologiya, vol. 3. Moscow: Nauka, 1984, p. 172-187.
Surkov V.S. Riftogenez i neftegazonosnost' basseynov Sibiri [Rifting and petroleum potential of basins of Siberia]. Geologiya nefti i gaza, 1996, no. 19, p. 33-36.
The geological History of Svalbard. Editor Ole J. Aga. Stavanger, 1986, p. 121.
Verzhbitskiy V., Kosenkova N., Anan'ev V., Malysheva S., Vasil'ev V., Murzin R., Komissarov D., Roslov Yu. Geologiya i uglevodorodnyy potentsial Karskogo morya [Geology and hydrocarbon potential of the Kara Sea]. Oil and Gas Journal, 2012, no. 1-2, p. 48-55.
Zigler P.A. The Old Red Continent. N.J. McMillan, A.F. Embry, D.J. Glass (eds). Devonian of the World. Vd I. Can: Soc. Petrolm geol. Mem. 14, 1988, p. 15-48.
Zonenshayn L.P., Kuz'min M.I., Kononov M.V., Gorodnitskiy A.M. Paleozoyskie okeany: popytka absolyutnykh rekonstruktsiy [Paleozoic oceans: an attempt of absolute reconstructions]. Proceedings of 27th International Geological Congress. Paleookeangeologija. Kollokvium 03. Moscow: Nauka, 1984, vol. 3, p. 35-45.
Zonenshayn L.P., Kuz'min M.I., Natapov L.M. Tektonika litosfernykh plit territorii SSSR [Plate tectonics in the USSR]. Book 2. Moscow: Nedra, 1990, 334 p.
© Mapry^HC E.A., 2014
