Одной из главных задач при восстановлении палеогеографических и геодинамических условий седиментации является определение источников сноса терригенного материала. Данные исследования играют ключевую роль в анализе нефтегазоносных бассейнов, так как именно сведения об источниках обломочного материала напрямую связаны с оценкой фильтрационно-емкостных свойств пород и прогнозированием углеводородного потенциала территории, что позволяет более точно изучить процесс формирования залежей нефти и газа [Smyth et al., 2014]. Процесс реконструкции источников сноса осадочного материала предполагает применение литолого-петрографических методов (изучение состава терригенных пород), литолого-геохимических методов (исследование индикаторных отношений различных редких и рассеянных элементов), анализ минералов тяжелой фракции и изотопное датирование детритовых минералов [Maslov et al., 2019]. Самый широко используемый метод датирования детритовых минералов – определение U-Pb возраста обломочных цирконов методом LA-ICP-MS (масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой в сочетании с лазерной абляцией). Главным преимуществом данного метода является наличие цирконов во многих осадочных породах как минералов, устойчивых к разрушению и выветриванию, и высокая теоретическая проработанность и доступность этого метода [Fedo et al., 2003; Soloviev, 2008]. Использование этого метода позволяет с высокой точностью установить возраст пород в питающих провинциях осадочных бассейнов, а также оценить максимальный возраст осадконакопления (MDA) для свит, возраст которых невозможно установить биостратиграфическими исследованиями.

Объектом исследования в данной работе являются юрские отложения, вскрытые при бурении параметрической скважины Северо-Кетская 1, расположенной в пределах Предъенисейской перспективной нефтегазоносной области (ПНГО) Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции (НГП) (рис. 1). Основные перспективы нефтегазоносности на территории Предъенисейской ПНГО связаны с отложениями доюрского комплекса, а именно с венд-кембрийским терригенно-карбонатным комплексом, к которому приурочен ряд месторождений в Байкитской нефтегазоносной области (НГО) Лено-Тунгусской НГП [Filippov, 2025]. Однако нельзя исключать возможность открытия месторождений в слабоизученных мезозойских отложениях плитного комплекса [Vakulenko et al., 2010]. Несмотря на отсутствие выраженных антиклинальных форм и регионально распространенных глинистых покрышек достаточной мощности в пределах Предъенисейской ПНГО, возможно обнаружение ряда литологических ловушек, связанных с песчаными телами юрского возраста континентального генезиса. Именно с отложениями нижней и средней юры, формировавшимися в пролювиально-аллювиальных и аллювиальных обстановках, связано открытие ряда месторождений в Красноленинской НГО и Каймысовской НГО Западно-Сибирского НГП, в том числе уникального по величине начальных извлекаемых запасов Красноленинского месторождения [Kontorovich et al., 1995; Shimansky et al., 2014].

Целью данной работы является реконструкция источников сноса обломочного материала, поступавшего в юго-восточную часть Западно-Сибирского бассейна в юрское время. Для этого в исследовании проанализированы данные по минеральному составу пород урманской (J1ur), пешковской (J1-2psh), тюменской (J2tm) и максимоярской свит (J3mks) и проведено U-Pb датирование обломочных цирконов из песчаников рассматриваемых свит.

Параметрическая скважина № 1 Северо-Кетская расположена в пределах Предъенисейской мегамоноклизы, вблизи зоны сочленения Сибирской платформы и Западно-Сибирской плиты. На карте тектонического районирования юрского структурного этажа Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции скважина расположена в южной части Предъенисейской мегамоноклизы, в пределах отрицательной структуры I порядка – Кетского мегавреза. К западу от мегамоноклизы выделяется Владимировская мезомоноклиналь, на юге она граничит с Казачинским и Верхнекетским мегавыступами, а с востока ограничена древними структурами Енисейского кряжа (рис. 2).

На участке бурения выделяется два структурно-тектонических этажа. Нижний этаж представлен верхнепротерозойско-палеозойскими толщами, являющимися продолжением Сибирской платформы под мезокайнозойским чехлом, верхний – осадочными породами мезозойско-кайнозойского возраста.

Юрские отложения распространены на большей части территории Предъенисейской зоны, залегают со стратиграфическим несогласием на дезинтегрированных палеозойских образованиях. В скв. Северо-Кетской 1 юрские отложения выделены в интервале 1883.0–2912.0 м и представлены урманской, тогурской, пешковской, тюменской, тяжинской и максимоярской свитами (рис. 3).

Урманская свита выделена в интервале 2737–2912 м и охарактеризована керном в верхней части (интервал 2737–2780 м) и в нижней части (интервал 2845–2868 м). Породы данной свиты представлены песчаниками c преобладанием грубых разностей, крупно- и среднезернистых, прослоями гравелитистых, конгломератовидных, с редкими прослоями алевролитов мощностью 1–2 м. В свите встречены спорово-пыльцевые комплексы позднего плинсбаха [Narkisova, 2018].

Тогурская свита выделена в интервале 2726–2737 м и полностью охарактеризована керном, который представлен алевролитами, участками глинистыми (до аргиллитов), темно-серыми, местами со слабым зеленоватым оттенком, с неровным, иногда оскольчатым изломом, скорлуповатой отдельностью. В свите встречены спорово-пыльцевые комплексы позднего плинсбаха – раннего тоара [Narkisova, 2018].

Пешковская свита выделена в интервале 2500–2726 м и охарактеризована керном в интервале 2586–2726 м. Нижняя часть свиты представлена преимущественно песчаниками среднезернистыми и мелкозернистыми с редкими маломощными прослоями алевролитов. Верхняя часть свиты представлена частым, преимущественно градационным переслаиванием алевролитов мелко- и крупнозернистых, углей, в меньшей степени – песчаников мелкозернистых, мелко-среднезернистых и аргиллитов. Палеонтологически свита не охарактеризована.

Тюменская свита выделена в интервале 2090–2500 м (2090–2260 – верхняя подсвита, 2262–2336 – средняя подсвита, 2336–2500 м – нижняя подсвита). Нижнетюменская подсвита охарактеризована керном в интервале 2390–2431 м, сложена главным образом алевролитами мелко- и крупнозернистыми, переслаивающимися с песчаниками мелкозернистыми, аргиллитами, углистыми аргиллитами и углями. Среднетюменская подсвита охарактеризована керном в интервале 2260–2320 м, представлена преимущественно алевролитами мелко- и крупнозернистыми, с прослоями аргиллитов, песчаников (от мелко- до среднезернистых) и углей в виде частого (преимущественно тонкого) горизонтального, пологоволнистого, спутанно-волокнистого переслаивания с перекрестной слоистостью, следами восходящей ряби. Верхняя подсвита керном не охарактеризована. Палеонтологически тюменская свита не охарактеризована.

Тяжинская свита выделена в интервале 1962–2090 м и охарактеризована керном в верхней части, в интервале 1962–1980 м. Керн представлен переслаиванием пестроцветных часто известковистых аргиллитов, алевролитов и мелкозернистых песчаников алевритовых при доминировании непроницаемых пород, с вертикальными трещинами усыхания и слойками биогермов. В свите обнаружены спорово-пыльцевые комплексы, свидетельствующие о среднекелловей-оксфордском возрасте [Narkisova, 2018].

Максимоярская свита выделена в интервале 1882–1962 и охарактеризована керном в интервале 1920–1962 м. Породы данной свиты представлены в основном известковистыми песчаниками, светло-серыми (вверху белесоватыми) мелкозернистыми массивными, реже волнисто-, горизонтально- и спутанно-волокнисто-слоистыми с прослоями темно-серых аргиллитов и смешанных карбонатно-терригенных пород (мергелей) до прослоев глинистых известняков (от тонких до полуметровой мощности) с ракушняками и постройками строматолитового типа. В свите обнаружены спорово-пыльцевые комплексы от позднего келловея до титонского яруса, многочисленные находки остракод и фораминифер, позволяющие отнести возраст вмещающих пород (инт. 1920–1948) к титонскому ярусу [Narkisova, 2018].

В скважине Северо-Кетская 1 была выполнена сейсмостратиграфическая привязка отражающих горизонтов (ОГ) (рис. 4).

Сейсмическое поле не только является носителем структурной информации, но и отображает физические и промысловые параметры резервуаров и, что особенно важно, содержит информацию об изменении свойств изучаемого объекта как по латерали, так и по вертикали.

В волновом поле хорошо отображаются границы седиментационных комплексов (СК), которые в данном случае соответствуют нефтегазоносным комплексам Западно-Сибирской НГП.

В интервале, соответствующем юрским отложениям, это четыре ОГ (рис. 4):

– ОГ А(D1) – подошва юрских отложений. Реперный отражающий горизонт, характеризуется динамической выраженностью. Это крайне контрастная граница, отождествляемая с предъюрской эрозионной поверхностью, выше которой залегают нижнеюрские отложения, а ниже – нижнекембрийские.

– ОГ Т1 – кровля пешковской свиты (кровля ааленских отложений средней юры, вблизи кровли нижнеюрских отложений). Динамически выраженный отражающий горизонт с переменной амплитудой колебания энергии, связанной с разной мощностью слоев углей, залегающих как в кровле пешковской свиты, так и вблизи подошвы тюменской свиты.

– ОГ Т2 – кровля тюменской свиты. Высокоамплитудное, высококогерентное динамически выдержанное отражение, формирующееся на границе тюменских песчаников и, преимущественно, аргиллито-алевритистых пород низов тяжинской свиты.

– ОГ IIb – кровля верхнеюрских отложений. Высокоамплитудное, высококогерентное динамически выдержанное отражение, являющееся реперным для всей Западно-Сибирской НГП.

Между перечисленными реперными горизонтами подобные отражения с такими же хорошо проявленными и выдержанными по площади динамическими характеристиками отсутствуют. И для каждого СК характерна своя особенная волновая картина. Это подтверждает корректность выделения и прослеживания границ седиментационных комплексов.

В интервале, соответствующем нижнеюрским отложениям, прослеживается ОГ Ttg, отождествляемый с тогурской свитой. Отражение динамически не выражено, интенсивность колебания изменяется от средней до низкой, имеется осложнение интерференцией.

Отложения урманской свиты распространены в наиболее погруженных участках территории. Урманская свита характеризуется преимущественно песчаным составом, встречаются прослои углей, а тогурская – преимущественно аргиллито-алевритистым, вплоть до тонкоотмученных аргиллитов. Но по площади отложения тогурской свиты могут опесчаниваться, поскольку осадконакопление происходило в изменчивых фациальных условиях. Например, существенно глинистые отложения могли накапливаться в крупных озерах, заливах вблизи береговой линии. Это проявляется в нестабильной динамической выраженности отражения на сейсмических разрезах.

Анализируя волновую картину на сейсмических разрезах в интервале, соответствующем юрским отложениям, можно констатировать, что интервал, отождествляемый с отложениями урманской свиты, значительно отличается по своим характеристикам. Наблюдается сложная волновая картина, протяженные отражения полностью отсутствуют, имеются прерывистые, бугристые сейсмофации, значительная интерференция и слабая динамическая выраженность отражений.

Выше, в отложениях, соответствующих пешковской свите, уже появляются более устойчивые, протяженные отражения, особенно хорошо это заметно на разрезе слева и справа от скважины (рис. 4). Еще нагляднее специфичная волновая картина в интервале урманской свиты наблюдается на сейсмическом разрезе в модификации Relief. На разрезе видно, что только для этого интервала характерна положительная, практически белая палитра и холмообразные отражающие площадки.

Подобная волновая картина часто свойственна субконтинентальным условиям осадконакопления. Считается, что на момент формирования урманской свиты рельеф территории был достаточно расчлененным и источником обломочного материала могло служить не только складчатое обрамление Западно-Сибирской плиты, но и местные источники сноса – выступы доюрских пород. К началу формирования тогурской пачки рельеф был уже значительно пенепленизирован, условия осадконакопления изменились [Vakulenko et al., 2010].

В целом, для нижнеюрского СК характерен интервал разреза с наиболее хаотичной формой записи, фазы изменчивые, не выдержанные, интерферирующие и в случае урманской свиты – разрозненные отражающие площадки.

Для интервала среднеюрского СК характерны уже более выдержанные по площади ОГ, хотя их динамическая выраженность меняется значительно и по площади, и по разрезу. Наблюдаются единичные аномалии типа «русло». Предполагается, что данные отложения могли формироваться в условиях пойменных и русловых фаций.

Для интервала верхнеюрского СК отмечается наличие низкоэнергетических отражений, зачастую прерывистых и интерференционных. Но, тем не менее, отражения можно проследить по площади, что характерно для прибрежно-морского седиментогенеза.

В данной работе реконструкция источников сноса проводилась для отложений урманской (J1ur), пешковской (J1-2psh), тюменской (J2tm) и максимоярской свит (J3mks).

Для реконструкции источников сноса обломочного материала пород урманской, пешковской, тюменской и максимоярской свит применялись литолого-петрографические методы (построение и интерпретация классификационных диаграмм «кварц – полевые шпаты – обломки пород», В. Дикинсона) и геохронологическое исследование детритового циркона методом LA-ICP-MS [Gehrels et al., 2006; Maslov et al., 2019].

Литолого-петрографические исследования выполнены специалистами АО «КамНИИКИГС». Для петрографических исследований шлифов использованы поляризационные микроскопы Полам-213 М, Axiolab ZEISS, LEICA DMLP. Фотографирование шлифов выполнено на Axiolab ZEISS, LEICA DMLP [Narkisova, 2018].

Определение возраста обломочного циркона проведено методом лазерной абляции в индуктивно связанной плазме (LA-ICP-MS) в Центре геотермохронологии Института геологии и нефтегазовых технологий КФУ по методике с использованием системы лазерной абляции на основе эксимерного лазера (длина волны 193 нм) Analyte Excite (Teledyne Cetac Technologies), соединенной с квадрупольным масс-спектрометром с ионизацией в индуктивно связанной плазме Thermo Scientific iCAP Q [Kotler et al., 2025].

С целью классификации терригенных пород рассматриваемых свит построена классификационная диаграмма «кварц – полевые шпаты – обломки пород», разделяющая песчаники на определенные группы, позволяющие определить условия их формирования и состав протолитов (рис. 5) [Shutov, 1967; Maslov et al., 2019].

Породы урманской свиты (24 шлифа) сосредоточены в полях граувакково-аркозовых песчаников и полевошпат-кварцевых граувакк, которые формируются за счет разрушения эффузивных пород кислого и среднего состава, а также высокометаморфизованных пород в разнообразных режимах платформ и складчатых областей (рис. 5). Обломки пород данной свиты представлены кремнистыми породами, кварцитами, эффузивами среднего и кислого состава, углефицированным растительным детритом, слюдами, реже – пиритом и сидеритом.

Песчаники пешковской (21 шлиф) и тюменской (17 шлифов) свит по составу отвечают в большей степени граувакко-аркозам, в меньшей степени – полевошпат-кварцевым грауваккам и мезомиктовым породам, формирование которых в основном связано с разрушением полнокристаллических изверженных пород кислого и среднего состава, метаморфических пород, в меньшей степени – с разрушением осадочных пород существенно кварцевого состава в разнообразных режимах платформ и складчатых областей (рис. 5). Обломки пород пешковской и тюменской свит представлены кремнистыми породами, микрокварцитами, эффузивами среднего и кислого состава, углефицированным растительным детритом, реже – слюдами и пиритом.

По составу породы максимоярской свиты (24 шлифа) в большей степени относятся к полевошпат-кварцевым, мезомиктовым и граувакко-аркозовым песчаникам. Единичные образцы представляют собой кремнекластито-кварцевые песчаники и кварцевые граувакки. Обломки пород представлены углистым детритом, микрокварцитами, измененными вулканитами кислого, среднего и основного состава, редко – микрозернистыми известняками. Формирование пород максимоярской свиты в большей мере происходило за счет разрушения осадочных пород кварцевого состава, в меньшей – за счет разрушения эффузивных пород кислого и среднего состава (рис. 5).

Согласно данной классификационной диаграмме наблюдается снижение сноса материала, образованного за счет разрушения эффузивных пород кислого состава, который смещается в сторону сноса материала, образованного в ходе разрушения осадочных пород существенно кварцевого состава по мере омоложения юрских пород от нижнеюрских пород урманской свиты к верхнеюрским отложениям максимоярской и при снижении интенсивности тектонического режима.

Дополнительным инструментом для реконструкции источников обломочного материала является дискриминантная диаграмма Дикинсона, позволяющая на основе минерального состава песчаников определять тектонические обстановки территорий, из которых происходил снос обломочного материала. Методологическая основа диаграммы Дикинсона базируется на эмпирическом анализе более тысячи петрографических шлифов фанерозойских песчаников Северной Америки из различных тектонических провинций, что позволяет идентифицировать три основные провинции – источники сноса: вулканические дуги, континентальные блоки и рециклированные орогены [Dickinson et al., 1983].

На сводной треугольной дискриминантной диаграмме Дикинсона состав пород урманской, пешковской и тюменской свит в большей степени локализуется в поле эродированных вулканических дуг, ряд данных по пешковской свите попадает в поле рециклированных орогенов (рис. 6). Большая часть песчаников максимоярской свиты сосредоточена в поле рециклированных орогенов, меньшая часть – в области эродированных вулканических дуг (рис. 6).

Данные, полученные в результате анализа распределения юрских песчаников на диаграмме Дикинсона, демонстрируют эволюцию геодинамических обстановок областей питания от вулканических дуг в раннесреднеюрское время (урманская, пешковская, тюменская свиты) к рециклированным орогенам в позднеюрское время (максимоярская свита), что, вероятно, обусловлено тектоническими процессами воздымания складчатого обрамления бассейна (Обь-Зайсанская, Колывань-Томская и другие складчатые системы) [Zhimulev et al., 2021; Kotler et al., 2025].

В Suppl. 1 на странице статьи онлайн представлены результаты U-Pb датирования. Из керна урманской свиты, отобранного с глубины 2845.3–2868.3 м, взят образец № 12. Было проанализировано 111 зерен циркона, два анализа были исключены по причине дискордантности полученных значений возраста. Зерна циркона из образца № 12 имеют размеры от мелких до крупных (30–200 мкм), представлены кристаллами и обломками кристаллов со средней окатанностью с осцилляторной и полосчатой зональностью, сложным внутренним строением.

В породе преобладает фанерозойский циркон – 91 % (99 зерен), докембрийский циркон составляют 9 % (10 зерен) от всех датированных зерен (рис. 7). Среди докембрийских зерен доминируют зерна с неопротерозойским возрастом (8 зерен, 7 % от всех датированных зерен), которые не образуют статистически значимые пики. Мезопротерозойские и архейские цирконы (по одному зерну) также в виде единичных зерен. Среди фанерозойских зерен присутствуют зерна циркона с возрастом от кембрия до юры с доминированием зерен кембрийского возраста (48 зерен – 44 %), которые образуют статистически значимый пик – 493 млн лет. Ордовикские, силурийские, девонские, каменноугольные, пермские, триасовые и юрские цирконы составляют 12 % (13 зерен), 2 % (2 зерна), 9 % (10 зерен), 6 % (6 зерен), 11 % (12 зерен), 6 % (6 зерен) и 2 % (2 зерна) от всей пробы соответственно и образуют возрастные пики 471, 400, 376, 364, 298, 284, 266 и 250 млн лет. Остальные цирконы в виде единичных зерен.

В образце № 12 выделяется самая молодая популяция циркона (5 зерен) с возрастом 249.3±3.6 млн лет, что соответствует оленекскому ярусу нижнего триаса (рис. 7). Также в породе присутствуют три молодых зерна, не образующих статистически значимых пиков, с возрастом 189, 196, 233, 238 млн лет. Можно утверждать, что порода не древнее 249 млн лет, однако следует предположить, что она не древнее плинсбахского возраста ранней юры.

В образце керна пешковской свиты, отобранного с интервала 2586.0–2608.8 м, выделено более 100 зерен циркона (образец № 9), было продатировано 93 зерна, один анализ был исключен по причине дискордантности полученных значений возраста. Зерна из образца № 9 имеют размер от мелких до крупных (30–200 мкм), представлены в основном кристаллами и обломками кристаллов до средней окатанности с осцилляторной и полосчатой зональностью, сложным внутренним строением.

В породе преобладает фанерозойский циркон (90 % – 83 зерна), докембрийский циркон составляет 10 % (9 зерен) от всех датированных зерен (рис. 7). Среди докембрийских зерен доминируют зерна с неопротерозойским возрастом (7 зерен, 8 % от всех датированных зерен), которые не образуют статистически значимые пики. Палеопротерозойский и архейский циркон встречается также в виде единичных зерен. Среди фанерозойских зерен присутствуют зерна с возрастом от кембрия до юры. Циркон девонского, каменноугольного, пермского, триасового и юрского возраста представляют 12 зерен (13 %), 17 зерен (18 %), 13 зерен (14 %), 11 зерен (12 %) и 14 зерен (15 %) соответственно с образованием возрастных кластеров 408, 367, 345, 336, 314, 304, 281, 266, 258, 236, 196 и 188 млн лет. Кембрийский, ордовикский и силурийский циркон обнаруживается в подчиненном количестве и составляет 7 % (6 зерен), 5 % (5 зерен) и 5 % (5 зерен) от всей пробы соответственно с возрастными пиками 485 и 439 млн лет.

В образце пешковской свиты выделяется самая молодая популяция циркона (4 зерна) с возрастом 186.0±5.8 млн лет, что соответствует плинсбахскому ярусу нижней юры (рис. 7). Также в породе присутствуют два молодых зерна, не образующих статистически значимых пиков, с возрастом 182 млн лет. Можно утверждать, что порода не древнее 186 млн лет, однако следует предположить, что она не древнее тоарского возраста.

Для образца керна тюменской свиты, отобранного с глубины 2283.3–2293.3 м (образец № 5), удалось определить возраст по 71 зерну циркона, два измерения были исключены по причине дискордантности полученных значений возраста. Зерна из образца № 5 имеют размер от мелкого до среднего (30–150 мкм), представлены кристаллами и обломками кристаллов с осцилляторной и полосчатой зональностью, со сложным внутренним строением до средней окатанности.

В породе преобладает фанерозойский циркон – 87 % (60 зерен), докембрийский циркон составляет 13 % (9 зерен) от всех датированных зерен (рис. 7). Среди докембрийских зерен палеопротерозойский и неопротерозойский циркон примерно в равных частях (4 зерна – 6 % и 5 зерен – 7 % от всех датированных зерен) с образованием статистически значимого пика 1854 млн лет. Среди фанерозойских зерен присутствует циркон с возрастом от кембрия до юры. Циркон девонского, каменноугольного, пермского, триасового и юрского возраста представляют 11 зерен (16 %), 7 зерен (10 %), 13 зерен (19 %), 6 зерен (9 %) и 13 зерен (19 %) соответственно с образованием возрастных кластеров 401, 331, 304, 289, 254, 194 и 180 млн лет. Ордовикский циркон (5 зерен) образует статистически значимый пик – 478 млн лет, остальной циркон в виде единичных зерен.

Самая молодая популяция циркона (3 зерна) с возрастом 180.6±2.5 млн лет соответствует тоарскому ярусу нижней юры (рис. 7). Также в породе присутствуют молодые зерна, не образующие статистически значимых пиков, с возрастом 172 млн лет. Можно утверждать, что порода не древнее 180 млн лет, однако следует предположить, что она не древнее ааленского возраста.

Из образца керна максимоярской свиты, отобранного с глубины 1938.6–1962.2 м (образец № 1), было датировано 110 зерен циркона, три зерна были исключены по причине дискордантности полученных значений возраста. Зерна из образца № 1 имеют размер от среднего и крупного (100–250 мкм), представлены как идиоморфными кристаллами и обломками кристаллов со слабой окатанностью с осцилляторной зональностью, так и зернами со сложным внутренним строением и осцилляторной зональностью до средней степени окатанности.

В породах максимоярской свиты преобладает фанерозойский циркон (81 % – 87 зерен), докембрийский циркон составляет 19 % (20 зерен) от всех датированных зерен (рис. 7). Среди докембрийских зерен палеопротерозойские и неопротерозойские примерно в равных частях (10 зерен – 10 % и 9 зерен – 8 % от всех датированных зерен), они образуют статистически значимые пики 789 и 1863 млн лет. Также присутствует единичное зерно архейского возраста. Среди фанерозойских зерен присутствуют зерна циркона с возрастом от кембрия до юры с доминированием циркона каменноугольного (16 зерен, 15 %), пермского (29 зерен, 27 %) и юрского (15 зерен, 14 %) возраста, которые образуют статистически значимые пики 325, 303, 296, 289, 263, 254, 195, 164 и 157 млн лет. Зерна кембрийского, ордовикского и триасового возраста присутствуют в подчиненном количестве примерно в равных частях (7 зерен – 7 %, 9 зерен – 8 % и 8 зерен – 7 % соответственно) и образуют возрастные кластеры 488, 450 и 246 млн лет. Остальные зерна в виде единичных зерен.

В образце № 1 выделяется самая молодая популяция циркона (3 зерна) с возрастом 157.2±9.5 млн лет, что соответствует оксфордскому ярусу верхней юры (рис. 7). Полученный возраст близок ко времени накопления отложений, что подтверждает возраст опробованного интервала и определяет нижнюю границу возраста осадконакопления толщи.

Для объективного сравнения эмпирических распределений U-Pb-возраста детритового циркона в исследуемых образцах применен непараметрический критерий Колмогорова – Смирнова (рис. 8) (табл. 1).

Методологический подход основан на построении эмпирических функций распределения (ЭФР) для каждого образца и расчете максимального расстояния между ними в метрике Колмогорова. Статистический критерий Колмогорова – Смирнова (KS-статистика) определяется как

Δ=max[F1(t)–F2(t)], (1)

где F1(t) и F2(t) – эмпирические функции распределения сравниваемых выборок.

Нулевая гипотеза H₀ предполагает, что две независимые выборки извлечены из генеральной совокупности с одинаковым распределением. Альтернативная гипотеза H₁ утверждает, что распределения различаются. Проверка гипотезы осуществляется на уровне значимости α=0.05. При p-значении P(KS)<0.05 нулевая гипотеза отклоняется, что указывает на статистически значимые различия между распределениями значений возраста цирконов и исключает принадлежность образцов единому источнику сноса. При P(KS)≥0.05 нулевая гипотеза не отклоняется, что свидетельствует об отсутствии достоверных различий между эмпирическими распределениями и позволяет интерпретировать наблюдаемые вариации как результат естественной стохастической изменчивости [Gehrels, 2009; Soloviev et al., 2023].

Результаты теста Колмогорова – Смирнова показывают, что образцы максимоярской, тюменской и пешковской свит имеют идентичное распределение значений U-Pb возраста зерен обломочного циркона (табл. 1). Во время накопления образцов № 1, 5 и 9 в источниках сноса преобладали зерна каменноугольного, пермского и юрского возраста. Зерна кембрийского и ордовикского возраста играли меньшую роль в формировании пород.

Для образца № 12 урманской свиты распределения U-Pb возрастов детритового циркона отличны от других свит главным образом явным преобладанием зерен кембрийского и ордовикского возраста, тогда как цирконы каменноугольного, пермского и юрского возраста обнаруживаются в подчиненном количестве (см. рис. 7).

Самые молодые зерна циркона юрского возраста встречаются в каждой изученной пробе, однако статистически значимые пики они образуют в образцах пешковской, тюменской и максимоярской свит – 188 и 196, 180 и 194, 164 и 195 млн лет (см. рис. 7). Наиболее вероятным источником циркона данного возраста являются магматические комплексы Забайкалья в непосредственной близости от Монголо-Охотской шовной зоны, связанные с субдукцией Монголо-Охотской океанической коры под Сибирский континент, которая способствовала широкому распространению вулканоплутонической активности в регионе [Arzhannikova et al., 2018, 2020; Demonterova et al., 2018]. В ранней и средней юре на территории Забайкалья происходил быстрый рост гор, что подтверждается данными U-Pb датирования детритового циркона [Demonterova et al., 2017]. Транспортировка терригенного материала, вероятно, происходила с востока и юго-востока Пра-Ангарой, которая вначале протекала между Восточным Саяном и Верхнеленской возвышенностью, а затем выходила на плоскую равнину Западно-Сибирской платформы, где впадала в эпиконтинентальный морской бассейн [Timofeev, 1970]. Усиление тектонической активности южного обрамления Сибирской платформы в ранней и средней юре способствовало более активной гидродинамике речных систем, что привело к увеличению денудации размываемых пород [Arzhannikova et al., 2018]. Следует отметить, что на данный момент вулканизм в пределах Забайкалья относительно слабо охарактеризован U-Pb методом, однако если сопоставлять данные U-Pb датирования, полученные по вулканогенно-осадочным породам Центрального и Восточного Забайкалья, то они соответствуют пикам, полученным по отложениям пешковской, тюменской и максимоярской свит скважины Северо-Кетская 1 [Kosenko et al., 2024].

Во всех изучаемых образцах присутствует циркон пермско-триасового возраста (260–230 млн лет), что, вероятно, связано с широким развитием пермско-триасового вулканизма в пределах Западно-Сибирской плиты, гранитоидов Колывань-Томской, Обь-Зайсанской складчатых систем, Горного Алтая, а также магматизма, обусловленного с формированием траппов в пределах Сибирского кратона [Vetrov et al., 2021; Khromykh et al., 2022]. Вероятно, преобладающими источниками циркона пермско-триасового возраста могут быть как широко развитые кислые вулканиты доюрского комплекса Западной Сибири с возрастом 248–254 млн лет, которые приурочены главным образом к многочисленным рифтогенным структурам и представлены дацитами, риодацитами, риолитами, трахидацитами [Smirnova et al., 2024], так и гранитоиды Колывань-Томской складчатой зоны, которые были вскрыты мезозойским орогенезом [Metelkin et al., 2010; Zhimulev et al., 2021; Vetrov et al., 2021]. В свою очередь, скважина Северо-Кетская 1 расположена в относительной близости от областей пермско-триасового магматизма и Колывань-Томской складчатой зоны; вероятно, с этим связано преобладание кристаллов циркона до средней окатанности (рис. 9).

Во всех изучаемых образцах присутствуют зерна циркона раннепермского и позднекаменноугольного возраста, наличие которых в юрских образцах скважины Северо-Кетская 1 связано с гранитоидами, широко развитыми в пределах Западно-Сибирской плиты (297–261 млн лет) и Обь-Зайсанской складчатой области (310–267 млн лет), и базальт-андезидацитовыми вулканическими ассоциациями Жарма-Саурской и Чарской зон данной складчатой системы (311–290 млн лет) [Khotylev et al., 2021; Khromykh, 2022]. Предполагается, что в позднетриасовое – раннеюрское и позднеюрско-раннемеловое время, то есть на момент формирования изучаемых пород, в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса происходили процессы внутриконтинентального орогенеза в результате закрытия Палеотетиса и Монголо-Охотского океана, что привело к воздыманию складчатого обрамления Западно-Сибирского бассейна и последующей эрозии [Zhimulev et al., 2021].

В образцах пешковской и тюменской свит присутствует циркон раннекаменноугольного возраста, происхождение которого, вероятно, связано с вулканическими и вулканогенно-осадочными комплексами Салаира и Колывань-Томской зоны [Zhimulev et al., 2019].

В качестве источника сноса для кембро-ордовикского и девонского циркона предполагаются как гранитоиды центральной части Западной Сибири, которые в пределах Ем-Еговского поднятия Красноленинского свода имеют датировки 379–368 млн лет, так и среднепозднедевонские островодужные комплексы Рудного Алтая (391–381 млн лет) [Kuibida et al., 2020; Khotylev et al., 2021]. Также вероятным источником девонского циркона могли являться рифтогенные эффузивные породы Минусинского прогиба, возраст которых согласно Ar-Ar изотопному датированию отвечает интервалу 408–364 млн лет [Vorontsov et al., 2013, 2015]. Наиболее вероятным источником циркона ордовикского возраста (пики 450, 488, 478, 485, 471 и 493 млн лет) могут являться раннепалеозойские комплексы Западно-Сибирской плиты, развитые в основании и обрамлении восточной части бассейна (рис. 9). В центральной части Западной Сибири по результатам U-Pb датирования цирконов из гранитоидов Северо-Селияровской и Нялинской площадей получены датировки 470–430 млн лет [Ivanov et al., 2013].

Циркон с докембрийским возрастом встречается в каждой изученной пробе, однако статистически значимые пики они образуют только в образце максимоярской свиты – 1863 и 789 млн лет (см. рис. 7). Возможными источниками циркона с возрастом 789 млн лет является позднерифейская плагиориодацит-базальтовая ассоциация Енисейского кряжа [Nozhkin et al., 2011]. Палеопротерозойский циркон (1863 млн лет) отвечает возрасту формирования палеопротерозойского Ангарского складчатого пояса, фрагменты которого вскрыты на Саянском и Канском выступах и маркируют западное обрамление Сибирского кратона [Priyatkina et al., 2020; Samsonov et al., 2021]. Также вероятным источником сноса палеопротерозойских цирконов могут являться гранитоиды и метаморфические породы фундамента на южной окраине Сибирской платформы [Mikheeva, 2017].

По результатам датирования обломочного циркона вместе с использованием литолого-петрографического метода можно проследить эволюцию источников сноса для юрских отложений Предъенисейской ПНГО (рис. 10).

В раннеюрское время преобладают местные источники сноса, представленные раннепалеозойскими комплексами Западно-Сибирской плиты, развитые в основании и обрамлении восточной части бассейна и образующие статистически значимые пики 493 и 471 млн лет. Вторым по значимости источником сноса является позднепалеозойский циркон (419–252 млн лет), представленный кислыми вулканитами пермско-триасового магматизма Западной Сибири, гранитоидами Колывань-Томской складчатой зоны и магматическими породами Обь-Зайсанской складчатой области, что подтверждается проведенными литолого-петрографическими исследованиями. Мезозойские и палео-, мезо- и неопротерозойские источники присутствуют в подчиненном количестве.

В среднеюрское время ключевую роль играют позднепалеозойские источники сноса (370–220 млн лет), причем наблюдается появление циркона раннекаменноугольного возраста (359–323 млн лет), связанного с вулканическими и вулканогенно-осадочными комплексами Салаира и Колывань-Томской зоны. Значительно снижается влияние раннепалеозойских структур в формировании среднеюрских пород. Увеличивается размыв мезозойских отложений (210–100 млн лет). В отложениях тюменской свиты увеличивается доля палеопротерозойского циркона (2500–1600 млн лет), связанного с формированием Ангарского складчатого пояса. Снос обломочного материала с мезо- и неопротерозойских источников не изменяется.

В позднеюрское время преобладают каменноугольные и пермские источники сноса (359–252 млн лет). Мезозойские, раннепалеозойские и нео-, мезо- и палеопротерозойские источники играют меньшую роль в формировании позднеюрских отложений, причем нео- и палеопротерозойские зерна циркона образуют статистически значимые пики 789 и 1863 млн лет.

Таким образом, можно предположить, что возрастание роли мезозойских, позднепалеозойских и палеопротерозойских источников сноса по мере омоложения от нижнеюрских пород к верхнеюрским породам связано с процессами внутриплитного орогенеза, распространенного по всей Центральной Азии [Zhimulev et al., 2021; Vetrov et al., 2021]. В ранне- и среднеюрское время в пределах южного обрамления Сибирской платформы произошла тектоническая активизация, связанная с закрытием Монголо-Охотского океана, что способствовало увеличению доли мезозойских и палеопротерозойских источников сноса [Metelkin et al., 2010; Van der Voo et al., 2015; Chen et al., 2022]. В позднеюрское – раннемеловое время структуры Обь-Зайсанской складчатой системы и Колывань-Томской складчатой зоны были выведены на поверхность, что привело к увеличению доли верхнепалеозойских источников сноса. Полученные результаты согласуются с интерпретацией положения песчаников максимоярской свиты на диаграмме Дикинсона (см. рис. 6).

Согласно петрографическим данным песчаники урманской, пешковской и тюменской свит относятся к кварцевым грауваккам и аркозам, формирование которых связано с размывом широкого спектра магматических образований, включающих эффузивные кислые и средние породы, а также высокометаморфизованных разностей. Терригенные отложения максимоярской свиты в большей степени относятся к мезомиктовым песчаникам, формирующимся за счет разрушения осадочных пород кварцевого состава в более спокойной тектонической обстановке.

По результатам анализа распределения юрских песчаников на диаграмме Дикинсона отмечается эволюция геодинамических обстановок областей питания от вулканических дуг в раннесреднеюрское время к рециклированным орогенам в позднеюрское время, обусловленная тектоническими процессами воздымания Колывань-Томской и Обь-Зайсанской складчатых систем в обрамлении Западно-Сибирского бассейна.

Результаты U-Pb изотопного датирования циркона из песчаников юрского возраста скважины Северо-Кетская 1 показывают эволюцию питающих провинций от преобладающей роли раннепалеозойских структур в раннеюрское время к преобладающей роли верхнепалеозойских источников сноса в средне- и позднеюрское время, что связано с процессами мезозойского внутриконтинентального орогенеза юго-восточного обрамления Западно-Сибирского бассейна и южного обрамления Сибирской платформы плиты вследствие закрытия Палеотетиса и Монголо-Охотского океана.

Увеличение доли мезозойского и палеопротерозойского циркона по мере омоложения рассматриваемых пород связано с процессами тектонической активизации южного обрамления Сибирской платформы в ранней и средней юре. Перенос обломочного материала осуществлялся Пра-Ангарой.

Авторы выражают благодарность рецензентам за ценные советы и замечания, позволившие улучшить данную статью.

Все авторы внесли эквивалентный вклад в подготовку рукописи, прочли и одобрили финальную версию перед публикацией.

All authors made an equivalent contribution to this article, read and approved the final version.

Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов, связанного с этой рукописью.

The authors declare that they have no conflicts of interest relevant to this manuscript.