Delist.ru

Эволюция рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга Сибирской платформы и его нефтегазоносность (09.01.2008)

Автор: Постникова Ольга Васильевна

Большое значение для формирования структуры байкальского осадочного бассейна на юго-восточной окраине Сибирского кратона имели сдвиговые перемещения тектонических блоков. В.В.Хоментовский (2001) отмечает, что границы между двумя типами разрезов байкалия в этом районе совпадают с Киренгско-Чайской зоной разломов, по которой происходили сдвиговые перемещения блока, ограниченного с востока Жуинским разломом северного направления. Разница в строении разрезов байкалия, сформированных на западе и востоке северо-восточного склона Байкало-Вилюйского рифта определяется также, активизацией источников сноса между Баргузинским микроконтинентом и краем Сибирского кратона.

К началу венда (620-630 млн.лет) вокруг Сибирского кратона сформировалась пассивная континентальная окраина, сложенная аккреционно-коллизионным орогенным комплексом, в который входили довендские структуры различной геодинамической природы: микроконтиненты, островные дуги, задуговые и преддуговые бассейны (В.В.Хоментовский, И.В.Гордиенко, 2004, 2006). Эти орогенные комплексы с запада и юго-востока отгораживали платформенный морской бассейн от Палеоазиатского океана и служили источниками сноса для формирующихся передовых прогибов. В связи с образовавшейся геоморфологией суши по окраинам Сибирского кратона, и значительных геотектонических событий этого периода, связанных с формированием континета Гондваны, обширнейшая морская трансгрессия с юга и юго-востока охватила практически весь Сибирский континент (В.Е.Хаин, К.Б.Сеславский,1991). С начала (580 млн. лет) верхнего венда Сибирский кратон вступил в платформенный этап развития, который ознаменовался крайне стабильным тектоническим режимом в условиях которого во внутренних районах платформы развивались мелководные морские бассейны, с преимущественно карбонатным режимом осадконакопления. В период 630-500 млн. лет (венд- ранний кембрий), согласно палеомагнитным данным, Сибирский континент находился в приэкваториальной области, что во многом обуславливало особенности осадконакопления как во внутренних бассейнах платформы, так и окраинных. Орогенные комплексы, окружающие венд-кембрийский бассейн по западной, южной и восточной переферии и образовавшийся рифовый барьер на севере и северо-востоке, обеспечивали изоляцию кембрийского бассейна, что приводило в условиях аридного климата к формированию мощных отложений каменных солей.

Рифей-венд-кембрийский бассейн завершил свое развитие в позднем кембрии, когда основную территорию платформы охватила крупная регрессия. В этот период времени произошла глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит. Сибирский континент начал мигрировать на север, а на его окраинах возобновились акреционно-коллизионные процессы сжатия и скучивания в результате столкновения различных террейнов (Гордиенко И.В. 2006). Эти коллизионные структуры сформировали пассивную окраину Палеоазиатского океана.

Анализ истории геодинамического развития Сибирского кратона в рифей-кембрийское время позволяет сделать следующие выводы:

события протерозойской и раннепалеозойской геодинамической истории Сибирской платформы определили морфологию, границы распространения и внутреннюю структуру рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна

основными событийными рубежами в геодинамической истории рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна являлись: начало внутриконтинентального рифтинга в пределах палеоконтинента Пангеи-1 (1700 млн. лет) и формирование внутриконтинентальных морских бассейнов,

раскрытие Палеоазиатского океана (1000-900 млн.лет), формирование пассивной окраины, трансформация части внутриконтинентальных рифтов в окраинно-континентальные и расширение границ осадочного бассейна с широким развитием карбонатных платформ и прибрежно-морских терригенных отложений

обдукция микроконтинентов на край Сибирского кратона (850 млн.лет) по западной, южной и юго-восточной переферии, резкий подъем территории кратона и сокращение акватории морских бассейнов, активизация древних рифтовых систем и формирование надрифтовых депрессий, в которых накапливались мощные моллассы.

формирование к началу венда (620-630 млн. лет) пассивной континентальной окраины, сложенной аккреционно-коллизионным орогенными комплексами, которые с запада и юго-востока отгораживали платформенный морской бассейн от Палеоазиатского океана.

формирование континента Гондваны (ранний венд), приведшее к перераспределению водных масс мирового океана и началу трансгрессии с востока и юга на территорию Сибирского континента

положение Сибирского континента в приэкваториальной области в период 630-500 млн. лет (венд -ранний кембрий), стабильный тектонический режим слабого погружения, а также наличие орогенных и рифовых барьеров по перефирии осадочного бассейна, обуславливало карбонатное и соленосно-карбонатное осадконакопление

венд -нижнекембрийский период являлся временем максимального развития по площади рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна

глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит и возобновление акреционно-коллизионных процессов сжатия и скучивания по переферии Сибирского кратона, привели к развитию крупной регрессии и сокращению площади осадочного бассейна в позднем кембрии, что явилось завершением эволюционного развития рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна.

Глава 4. Литогеодинамическая модель рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга Сибирской платформы. Изучению особенностей строения и геодинамического развития рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна Сибирской платформы посвящены работы Т.К. Баженовой, Г.А.Беленицкой, О.А.Вотаха, Н.Б.Вассоевича, М.А.Жаркова, А.Н. Золотова, Б.М.Келлера, Ю.П.Казанского, И.К.Королюк, М.П.Михайловой, А.М.Мазукабзова, Т.Ф.Негруца, В.З.Негруца, И.Е. Постниковой, А.А.Постникова, О.М.Розена, А.Б.Ронова, А.В.Сидоренко, Св.А.Сидоренко, А.А.Терлеева, Е.М. Хабарова, Т.Н.Херасковой, В.В.Хоментовского, Н.М.Чумаков и др.

Основываясь на опыте предыдущих исследований, а также на результатах многолетних изысканий автора можно сделать вывод о том, что структура рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна может быть представлена в виде вертикального ряда литогеодинамических комплексов, слагающих эволюционную последовательность палеобассейнов, формировавшихся на различных этапах геодинамического развития изучаемого региона. Наиболее полный ряд ЛГДК исторически сложился в палеорифтовых депрессиях. Здесь представлены ЛГДК, как синрифтового, так и платформенного (стадий активизации и стабилизации) этапов развития. В разных структурных зонах рифтовых систем и, сопряженных с ними межрифтовых блоках, в процессе эволюции осадочного бассейна, происходило формирование ЛГДК пород, отличающихся по набору и типу составляющих их породных ассоциаций. Внутренняя структура ЛГДК формируется вертикальными и горизонтальными формационными рядами, состав которых определяется геодинамическим режимом развития структурных элементов палеобассейна. Эволюция осадочного бассейна в пределах южной части Сибирской платформы, определялась историей развития окраинно-континентальных Байкало-Вилюйской и Касско-Канской; внутриконтинентальных Иркинеево-Чадобецкой, Куюмбинской, Ковинской, Ыгыаттинской, Кемпендяйской рифтовых систем, а также примыкающих к ним межрифтовых блоков.

Строение литогеодинамических комплексов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна Касского, Иркинеево-Чадобецкого, Куюмбинского, Ковинского рифтов и прилегающих платформенных блоков.

Синрифтовый нижне - среднерифейский литогеодинамический комплекс. Рифтовый этап развития в пределах исследуемой территории характеризуется набором формаций, образующих закономерную последовательность, определяемую трансгрессивно-регрессивным режимом осадконакопления. Наиболее полный набор этих формаций описан в пределах Ангаро-Питского синклинория (Вотах О.А., 1968, А.Н. Золотов, 1982), территория которого в палеоплане соответствует глубоко погруженным склонам Касско-Канского рифта.

В основании первого формационного цикла залегает терригенная грубозернистая пестроцветная формация, включающая отложения свиты хребта Карпинского. Средняя часть формационного цикла представлена карбонатной, сероцветной формацией печенгинской свиты, верхняя часть которой может быть выделена как терригенно-карбонатная формация, завершающей части цикла. Базальную формацию вышележащего цикла составляют грубообломочные отложения кординской свиты. В средней части формационного цикла залегает терригенно - карбонатная формация горбилокской свиты, сложенная переслаиванием известковистых, глинистых и песчанистых слоев. Появление в разрезе известковых разностей свидетельствует о максимальном уровне развития трансгрессии. Завершают формационный цикл песчано-сланцевые отложения удерейской свиты, выделяемые в качестве песчано-глинистой регрессивной формации. Формирование этих отложений происходило на регрессивной стадии развития мелководного морского бассейна, о чем свидетельствует большое количество грубозернистых отложений, переслаивающихся с глинистыми разностями (рис.3). Общая мощность ЛГДК около 5500 м.

По различным литературным данным синрифтовый литогеодинамический комплекс сформировался в промежутке 1700-1100 млн. лет (Хоментовский В.В., 2001). Область распространения этого ЛГДК контролируется границами палеорифтовых депрессий, границы которых определяли зоны развития нижнерифейского палеобассейна. В бортовой зоне рифтов можно прогнозировать наличие лишь верхних частей формационного цикла синрифтового ЛГДК, которые здесь будут представлены иным, более грубозернистым комплексом отложений. В пределах Байкитского платформенного блока отложения этого ЛГДК отсутствуют.

трансгрессивной части цикла через преимущественно карбонатные в средней части цикла к терригенно-карбонатным в завершающей регрессивной. В основании первого формационного цикла ЛГДК в пределах палеорифта, в группе базальных формаций выделяется песчано-глинистая сероцветная формация. В пределах платформенного блока базальная часть формационного цикла на склоне платформенного блока представлена карбонатно-песчано-глинистой пестроцветной формацией, а в сводовой части – песчаной пестроцветной. Средняя часть этого формационного цикла представлена в пределах палеорифта карбонатной пестроцветной формацией свиты карточки, а в пределах платформенного блока - карбонатной биостромной формацией. Возможно, в бортовой зоне рифта средняя часть цикла будет представлена биогермной карбонатной формацией. Завершает этот формационный цикл сероцветная глинисто-карбонатная формация, в состав которой входят отложения аладинской и долгоктинской свиты. Образование этой части формационного цикла происходило в условиях стабилизации режима погружения. В условиях мелководного эпиконтинентального бассейна отлагались карбонатные осадки, которые, в наиболее приподнятой части платформенного блока представлены тонкослоистыми строматолитовыми образованиями, в редких случаях формирующих слабо морфологически выраженные органогенные постройки. В более погруженной части шельфа образовывались более контрастные органогенные постройки, которые по простиранию сменяются глинисто-карбонатными отложениями.

В основании следующего формационного цикла залегает пестроцветная песчано-сланцевая формация, представленная отложениями красногорской свиты, развитой в пределах рифтовой зоны. Базальная формация этого цикла в пределах платформенного блока представлена отложениями долгоктинской свиты, выполненной доломитами строматолитовыми с прослоями песчаников, образующими пестроцветную терригенно-карбонатную формацию. На склоне платформенного блока базальная часть цикла представлена глинисто-карбонатной формацией. Мощность формации изменяется от 100 м на своде платформенного блока до 177 м на его склоне и 600 м в пределах палеорифтовой депрессии. Средняя часть цикла представлена рифогенной карбонатной формацией джурской свиты, развитой в зоне палеорифта. В пределах платформенного блока она замещается карбонатной формацией мелководного шельфа, выделяемой в объеме куюмбинской свиты, развитой на своде платформенного блока. На его склонах эти отложения будут представлены биогермной карбонатной формацией. Мощность формаций средней части цикла изменяется от 120 м на своде до 500-800 м в зоне палеорифта. Как и в нижеописанных формационных циклах его средняя часть сформировалась в условиях стабилизации режима погружения в разных частях шельфа мелководного эпиконтинентального бассейна. Заканчивается формационный цикл сероцветной карбонатно -терригенной формацией, выделяемой в объеме шунтарской свиты, развитой в зоне палеорифта. По простиранию эта формация в пределах платформенного блока замещается на терригенно-карбонатную, сероцветную формацию, выделяемую в объеме копчерской свиты. Мощность формации изменяется от 110 до 850 м.

Следующий формационный цикл ЛГДК периода стабилизации начинают карбонатно–терригенные и терригенно-карбонатные пестроцветные формации, выделяемые в объеме свиты серого ключа в зоне палеорифта и в объеме нижней части юктенской свиты в пределах платформенного блока. По латерали происходит замещение карбонатно-терригенной формации на терригенно-карбонатную по направлению от палеорифта к платформенному блоку. В средней части цикла в пределах платформенного блока залегает мелководная карбонатная шельфовая формация, а в бортовой зоне рифта биогермная карбонатная формация, выделяемая в объеме дадыктинской свиты. Верхняя формация цикла - глинисто-алевритистая, выражена не повсеместно. Завершает разрез ЛГДК формационный цикл ослянской серии, ареал распространения которой контролируется границами рифтовой зоны. В пределах Байкитского платформенного блока этот формационный цикл отсутствует. В нижней части цикла залегает терригенная красноцветная формация нижнеангарской свиты, развитой в пределах рифтовой зоны, в основании которой отмечаются прослои гравелитов и конгломератов. Средняя часть цикла представлена глинисто-карбонатной формацией дашкинской свиты, в которой в бортовых частях рифтовых зон отмечаются отдельные биогермные комплексы. Верхние части этого формационного цикла размыты и развиты только в пределах центральных частей рифтовых зон.

Как и нижележащие формационные циклы, этот цикл имеет трансгрессивно-регрессивное строение. Базальная терригенная формация формировалась в условиях начального этапа трансгрессии, в условиях интенсивного привноса терригенного материала. Карбонатная формация средней части цикла образовалась в условиях стабилизации тектонического режима, а завершающая терригенно-карбонатная сероцветная – в условиях регрессии. Отложения ЛГДК стадии стабилизации сформировались во временном отрезке 1100-850 млн. лет и развиты повсеместно на территории запада Сибирской платформы во всех её геодинамических зонах.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. Отложения комплекса резко отличаются от отложений нижележащего своим, преимущественно терригенным, часто грубообломочным составом. Ареал распространения комплекса контролируется границами рифтовой зоны. В пределах Байкитского платформенного блока отложения ЛГДК отсутствуют. В объеме ЛГДК стадии активизации выделяется один формационный цикл. В его основании залегает красноцветная тиллитовая формация, в состав которой входят отложения алёшинской свиты тасеевской серии. Эти отложения сформировались в условиях аллювиальной дельтовой равнины в период резкого похолодания климата, о чем свидетельствуют многочисленные находки тиллитов (Ю.К.Советов, 2002). Средняя часть этого формационного цикла представлена карбонатно-глинистой сероцветной формацией чистяковской свиты. Завершает цикл терригенная красноцветная молласовая формация мошаковской свиты. ЛГДК стадии активизации резко ограничен в своем распространении контурами палеорифтовых депрессий и полностью отсутствует на платформенном блоке, образуя зоны выклинивания на его слонах. Область распространения отложений тасеевской серии маркирует границы максимального развития байкальского осадочного палеобассейна. Молассовый ЛГДК завершает рифейский этап развития осадочного бассейна на западе платформы. Мощности отложений в пределах байкальского осадочного палеобассейна изменяются от первых сотен метров на бортах до 2 000 метров в центральной части.

Платформенный стадии стабилизации венд-кембрийский литогеодинамический комплекс. Формирование венд-кембрийского палеобассейна ознаменовалось накоплением терригенно-карбонатно-соленосного ЛГДК стадии стабилизации. В разрезе комплекса выделяется формационный ряд, представляющий собой трёхчленный цикл, закономерности строения которого, аналогичны нижележащим отложениям. В основании формационного ряда залегает терригенно-карбонатная формация венда, выделяемая в объеме ванаварской и оскобинской свит. Средняя часть формационного цикла представлена карбонатной формацией венда- кембрия, в которую входят отложения катангской, собинской, тетерской свит и осинского горизонта. Завершает разрез соленоснсо-карбонатная формация нижнего кембрия, выделяемая в объеме усольской, бельской, булайской и ангарской свит.

Строение литогеодинамических комплексов южной части Касско-Канской рифтовой системы и прилегающих платформенных блоков. В нижней части разреза осадочного бассейна выделение нижних ЛГДК затруднено, возможно, отложения этих комплексов включаются в аршанскую и урицкую свиты протерозоя.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. В разрезе ЛГДК выделяется два формационных цикла, соответствующих карагасской и оселковой сериям. В базальной части карагасского формационного цикла залегает карбонатно-терригенная грубообломочная формация, выделяемая в объеме шангулежской свиты. Мощность формации 470 м. Характерной чертой формации является наличие конгломератов в основании разреза. Средняя часть формационного цикла представлена терригенно-карбонатной формацией в объеме изанской и ипситской свит. Верхняя часть формационного цикла в разрезе южной части Касско-Канского палеорифта (Бирюсинское Присаянье) размыта. В основании оселкового формационного цикла залегает карбонатно-терригенная грубообломочная формация, выделяемая в объеме марнинской и удинской свит. Особенностью этой формации является наличие в её основании конгломератов и брекчий, размер обломков которых достигает 70 см. Средняя часть цикла представлена песчано-глинистой формацией айсенской свиты, мощность которой составляет около 1200-1400 м. Верхняя часть формационного цикла в разрезах отсутствует, в связи с предвендским перерывом в осадконакоплении. Отложения комплекса распространены в пределах палеорифтовых депрессий и отсутствуют на платформенных блоках.

Платформенный стадии стабилизации венд-кембрийский литогеодинамический комплекс. Как и в других геодинамических зонах отложения венд-кембрийского ЛГДК начинаются с отложений терригенной грубообломочной формации, стратиграфически соответствующей нижней части усть-тогульской свите или мотской. В основании разреза формации залегают мощные прослои конгломератов. Средняя часть венд-кембрийского формационного цикла представлена глинисто-карбонатной формацией, которая в пределах платформенного блока замещается карбонатной формацией, выделяемой в объеме тирской, катангской, собинской, тетерской и нижней части усольской свит. Завершает разрез комплекса, в пределах платформенного блока, соленосная формация нижнего кембрия, которая в зонах палеорифта замещается терригенно-карбонатной формацией.

Строение литогеодинамических комплексов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна Байкало-Вилюйского рифта и прилегающих склонов платформенных блоков.

В этой части Сибирской платформы структура бассейна была сформирована Байкало-Вилюйским окраинно-континентальным рифтом и его внутриконтинентальными ответвлениями, а также платформенными блоками: Ангаро-Ботуобинским и Алданским.

Северная часть Байкало-Вилюйского рифта и прилегающих склонов платформенных блоков. В полном объеме ЛГДК рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна представлены в пределах северной части Байкальской складчатой области. На платформенных блоках разрез осадочного бассейна резко сокращен и здесь выделяется только платформенный ЛГДК.

Синрифтовый нижне-среднерифейский литогеодинамический комплекс.

Область распространения ЛГДК контролируется границами Байкало-Вилюйской рифтовой зоны. В основании формационного цикла залегает грубозернистая пестроцветная формация, выделяемая в объеме чуйско-удоканской и акитканской серий. Формация в значительной степени метаморфизована и насыщена мощными горизонтами эффузивов. Отложения формации прорваны многочислеными гранитными интрузиями. Средняя часть цикла представлена кварцито-сланцевой формацией пурпульской свиты тепторгинской серии. Завершает разрез синрифтового комплекса пестроцветная терригенная формация, выделяемая в объеме медвежевской свиты.

Сравнивая разрезы синрифтовых ЛГДК западной и восточной части осадочного бассейна, необходимо отметить единое трансгрессивно-регрессивное строение формационного цикла. Однако, средняя часть цикла в западных частях бассейна представлена карбонатной формацией, в то время как на востоке бассейна она сложена кварцито-сланцевой формацией.

Позднерифтовый стадии стабилизации верхнерифейский литогеодинамический комплекс. В отличие от западных частей осадочного бассейна разрез ЛГДК изучен значительно

хуже. Тем не менее, в его разрезе, по данным К.А.Клитина, Т.Г.Павлова, Е.С.Постельникова, Б.М.Келлера, А.К.Боброва могут быть выделены формации. В базальной части разреза ЛГДК залегает грубообломочная терригенная формация, выделяемая в объеме харлухтахской свиты, характеризующей начальную трансгрессивную часть формационного цикла. Мощность её колеблется от 200 до 1000 м. По данным Л.И.Салопа эта формация имеет молласовидный облик, хотя она отличается фациальной устойчивостью, отсутствием континентальных отложений и хорошей отсортированностью обломочных пород. Средняя часть формационного цикла, выделяемая в объеме хайвергинской свиты представлена песчано-глинистой формацией, мощность которой достигает 2000 м. Завершает формационный цикл карбонатно-терригенная грубообломочная формация в объеме бугарихтинской и мариинской свит. В разрезе формации описаны многочисленные прослои конгломератов и гравелитов, появление которых указывает на начало регрессивной стадии и привнос в бассейн грубообломочного материала. Мощность формации колеблется от 1000 до 2000 м.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. В объеме этого ЛГДК отчетливо выделяются два формационных цикла. В базальной части первого цикла залегает тиллитовая грубообломочная формация джемкуканской свиты. Количество грубообломочного материала в объеме формации резко возрастает по направлению к источникам сноса, располагавшихся в пределах платформенных поднятий и микроконтинентов. Средняя часть формационного цикла представлена глинисто-карбонатной формацией баракунской свиты, в составе которой ведущую роль играют органогенно-водорослевые известняки. Песчано-глинистая формация валюхтинской свиты завершает формационный цикл. Начально–трансгрессивная формация следующего цикла, представлена песчано-алевритовой формацией в объеме никольской свиты. Средняя наиболее мористая часть цикла сложена карбонатной биогермной формацией ченчинской свиты. По латерали, по направлению к платформенному блоку эта формация замещается на терригенно -карбонатную. Завершающая часть формационного цикла, в основном, редуцирована, что связано с предвендским размывом.

Платформенный стадии стабилизации венд-кембрийский литогеодинамический комплекс. Как и в других частях бассейна в объеме комплекса выделяется один формационный цикл. Причем, нижняя, начально-трансгрессивная его часть имеет различный стратиграфический и литологический состав. На склонах Алданской антеклизы, в пределах Березовской впадины она представлена терригенно-карбонатной формацией бюкской свиты. На склонах Непско-Чонского мегасвода объем формации резко увеличивается за счет появления нижне-вендских терригенных отложений и здесь ее можно выделить в качестве терригенной формации. Изменчивый стратиграфический и литологический объем формации определяется разным временем вступления в вендскую трансгрессию разных зон бассейна. Средняя часть цикла сложена карбонатной формацией, выделяемой в объеме тиновской и нохтуйской свит в пределах северо-восточной части Байкальской складчатой области. В районе Березовской впадины и Вилючанской седловины эта часть формационного цикла представлена глинисто-сульфатно-карбонатной формацией в объеме иктехской серии, юряхской свиты и осинского горизонта. В пределах сводовой части платформенного блока стратиграфический объем формации остается прежним, однако, здесь она представляется как сульфатно-карбонатная. Завершает разрез формационного цикла соленосно-карбонатная формация нижнего кембрия. Эта формация распространена в пределах Непско-Ботуобинского платформенного блока и его склонов. В зоне северо-восточной части Байкальской складчатой области она замещается глинисто-карбонатной формацией, а на северо-восточной переферии бассейна - рифогенной карбонатной формацией.

В пределах южной части Байкальской складчатой области отложения двух нижних ЛГДК (синрифтового и позднерифтового практически отсутствуют). Возможно, эти отложения могут быть охарактеризованы по разрезам акитканской серии, однако, проблематичность её возрастной привязки и отсутствие данных по её характеристике не позволяет корректно отнести эти отложения к тому или иному литогеодинамическому комплексу.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. В разрезе ЛГДК выделяется формационный цикл, в базальной трансгрессивной части которого залегает карбонатно-терригенная грубообломочная формация, выделяемая в объеме голоустенской свиты. Мощность формации составляет около 350 м. Средняя часть формационного цикла представлена глинисто-карбонатной формацией, выделяемой в объеме улунтуйской свиты. Отличительной особенностью формации является наличие в её составе рифовых построек, свидетельствующих о стабильном морском режиме осадконакопления. Завершает разрез формационного цикла песчано-глинистая формация качергатской свиты. Наличие в разрезе формации грубых кварцевых песчаников, а в отдельных случаях и конгломератов, свидетельствует о её регрессивной природе. Мощность формации 1200-1600 м. Отложения байкальского ЛГДК в этом регионе сосредоточены в пределах западной части Байкальской складчатой области, однако, верхняя его формация прослеживается на склонах Непско-Чонского мегасвода.

загрузка...