Wednesday, May 25th, 2011
I.3.3.2 Аптский, Альбский и Сеноманский ярусы
Осадочные породы этого времени имеют мощность до 1500 м и более в северной части Западно-Сибирского бассейна. Наибольшая мощность отложений встречается в районе полуострова Ямал, хотя наиболее глубоководные фации продолжали скапливаться в Ханты-Мансийском регионе (рис. I.3.17). Латерально эквивалентные стратиграфические комплексы в центральной части бассейна достигают мощности 800-1000 м, а к его границам их мощность плавно снижается до нуля. Морские отложения раннего аптского яруса были ограничены западно-центральной частью бассейна в то время, когда неокомская регрессия достигла своего максимума. Основное наступление моря на сушу началось в среднем и позднем апте и продолжалось до альбского времени. Сланцевые породы этого яруса, слагающие алымскую свиту, формировались по всему бассейну, после чего широко распространились морские и континентальные пески и сланцы покурской свиты аптского и сеноманского ярусов. Общий рисунок отложений грубо напоминает неокомский период, где темные сланцы доминируют в Ханты-мансийской впадине, а широкая зона береговой прибрежной равнины и песчаники, алевролиты и сланцы мелководного шельфа занимают центральную часть бассейна. Континентальные песчаники, сланцы и красноцветные фации широко развиты вдоль восточной и южной границ бассейна. Однако похоже, что повторения неокомской клиноформной системы отложений не происходило.
Повторная регрессия случилась во время позднего альба и продолжалась до сеноманского времени, когда континентальные, озерные и прибрежно-равнинные песчаники и сланцевые фации сдвинулись на запад, покрывая восточную, центральную и южную части бассейна, сложив широко распространившуюся верхнюю часть покурской свиты, формирующую очень важный газоносный пласт в северной части Западно-Сибирского бассейна. Доля песчаников достигает 70-80% в этом интервале на востоке и сокращается до 20-30% к западу от центра бассейна.
I.3.3.3 Поздний мел (после-сеноманское время)
Мощность этих отложений на севере бассейна достигает 1000 м, а в большей части центра бассейна не превышает 200-400 м. Основное наступление моря на сушу с севера региона происходило в туронском ярусе (рис. I.3.20), а к середине позднего мела, бореальный морской Западно-Сибирский бассейн достиг своего максимального распространения. Местное море в позднемеловой период также соединялось с тетийским морем на юге через узкую тургайскую впадину на юго-западе бассейна (рис. I.3.22), к западу от Казахстанской возвышенности. Кузнецовская свита туронского яруса сложена преимущественно серыми и темно-серыми битуминозными глинистыми отложениями.
В целом в позднемеловом отделе доминируют сланцы и аргиллиты. Намывание грубых обломочных пород в это время сильно сократилось, общая доля песчаника едва ли превышает 10%. Континентальные красноцветные отложения формировались в южной и юго-восточной частях бассейна, хотя распространены были меньше, чем в более ранний меловой период. Повторная регрессия произошла в поздне-кампанском ярусе и продолжалась до датского века, земельные массивы возникали вдоль восточной границы бассейна близ Таймырской возвышенности (рис. I.3.22). Бассейн сохранил связь с арктическим океаном через сужающийся коридор на западе от Уренгоя. Глинистые известняки и суглинки распространились шире в центральной и южной части бассейна и относятся к маастрихскому ярусу. Континентальные и озерные отложения в Приуралье переслаивались морскими сланцами и глауконитовыми песчаниками.
В конце мелового периода связь с арктическим океаном временно исчезла, вероятно благодаря северному сибирскому силлу, но снова восстановилась в палеоцен. В то же время стали возникать восточные и южные границы бассейна.
I.3.4 Кайнозойская эра
I.3.4.1 Палеоцен и эоцен
Отложения палеогена и раннего миоцена в центре и на севере бассейна имеют мощность 600 м и более, сокращаясь до менее чем 400 м почти на всей остальной территории бассейна. Условия осадконакопления в палеоцен и эоцен доминировались преимущественно глинистыми фациями мелководного морского шельфа почти по всей территории бассейна (см. Бакиева, 2003). Прибрежно-равнинные и континентальные песчаники формировались на восточной и западной границах бассейна (рис. I.3.24). Некоторые авторы называют палеоцен тибейсанской свитой, в то время как другие считают его частью надлежащей люлинворской свиты (см. Ахметьев и др., 2004).
Связь с тетийским морем на юго-западе через тургайскую впадину во время эоцена восстановилась, хотя в то же время связь с арктическим океаном на севере окончательно оборвалась. Нижний эоцен известен под именем люлинворской свиты. Комплекс глинистых диатомитов в этой свите (в ней преобладают песчаники и аргиллиты) известен своим диопировым характером, особенно в северной части уренгойского поля. Крупная площадь на юг от отметки 64° N начала несколько осаждаться, таким образом мелководный морской бассейн (бассейн Тавды) в центре Западно-Сибирской равнины сохранился. Севернее бассейна находилась низменная равнина с локализованными зонами наноса и эрозии, в то время как морские отложения тавдинской свиты накапливались в самом бассейне (рис I.3.26). Тавдинская свита делилась на две подсвиты: нижнюю, представленную зеленоватыми и серо-зелеными слоистыми алевролитами и монтморрилонитовыми глинами с редким присутствием песков и илистых отложений. Сменные отложения содержат пирит, обломки раковин, остатки рыб и углистые отложения, их мощность составляет 20-70 метров.
Верхний отдел тавдинской свиты по составу схож с нижним, хотя помимо монтмориллонитов здесь также присутствуют иллиты. Вершина тавдинской свиты нерегулярна, вероятно вследствие поэтапной регрессии тавдинского моря.
Полинологические и другие исследования, хотя и скудные с палеонтологической точки зрения, позволяют датировать тавдинскую свиту средним и поздним эоценом (Волкова и Килькова, 1996; Ахметьев и др., 2004). Ранее считалось, что она относится к позднему эоцену и раннему олигоцену.
I.3.4.2 Олигоцен
Отложения олигоцена и нижнего миоцена широко развиты в пределах Западно-Сибирского бассейна. Обычно они перекрываются толщей позднего неогена и четвертичными отложениями, хотя субаэральные отложения этого времени выходят на поверхность в речных долинах в нижнем течении Иртыша, реки Обь на севере от Ханты-Мансийска и в среднем течении реки Тавды.
В начале раннего олигоцена, палеография западной Сибири претерпела фундаментальные изменения. Произошло резкое поднятие земной коры по всей северной Азии, что привело к постепенной регрессии моря и возникновению континентальных отложений. Восточные и северные районы бассейна поднялись в раннем олигоцене, а на севере бассейна на широте примерно 64° N сформировалась антиклиналь направлением с востока на запад. Эта спокойная складчатость, вероятно, была отдаленным эффектом столкновения индийского континента с Евразией. К середине олигоцена, бассейн был полностью изолирован от мирового океана и стал внутренним континентальным бассейном. Локализованные зоны оседания превратились в серию озерных бассейнов, питаемых водостоками с возвышенностей на востоке, юге и западе бассейна. Озерные заложения стали особенно преобладать в районе Ханты-мансийской впадины и в западной части Среднеобской области.
Речно-озерные отложения начали формироваться, складывая атлымскую свиту. Как на глубине, так и в обнажениях на поверхности, эта свита сложена мелкозернистым белым кварцевым песчаником, во многих местах переслаивающимся линзами и слоями плохосортированных кварцевых обломочных пород, вплоть до очень крупнозернистых и зачастую включающих углистый материал, а также линзами и слоями иллита и каолинитовых глин. Атлымская свита имеет мощность от 5 до 50 метров и зачастую заполняет нерегулярную вершину тавдинской топографии. Фундамент свиты четкий, обычно обозначенный слоем зернистого или галечникового конгломерата. Верхняя граница свиты менее резкая и отмечена постепенным появлением более привычных, но плохо прослеживающихся по профилю слоев глины и глинистого известняка, характерного для вышележащей новомихайловской свиты. Этот переход отмечает смену доминирующих речных условий на озерно-болотные. Атлымская и новомихайловская свита обе датируются ранним и средним олигоценом. Ближе к верхней части новомихайловской свиты находятся буроугольные слои мощностью 5-10 м, особенно многочисленные на восточном фланге бассейна.
Тектоническое движение в конце среднего олигоцена привело к формированию одного очень обширного озера, окруженного аллювиальной равниной, занимающей весь центральный регион Западной Сибири.
Последующие движения тектонических плит в начале позднего олигоцена привели к формированию большого замкнутого озера, в котором сформировалась туртасская (или журавская) свита, представленная преимущественно тонкопереслаивающимися зеленовато-серыми алевролитами и тонким песчаником. На основании обильной озерной флоры и фауны, туртасскую свиту относят к позднему олигоцену. Верхняя часть этой свиты мощностью 50-75 м обнажается на поверхность в некоторых речных долинах и в ядрах антиклиналей в различных областях Западно-Сибирской равнины. В отличие от неровно подстилающей новомихайловской (и лежащей выше абросимовской свиты), туртасская свита не содержит углей.
Местами для обозначения олигоценового отдела Западно-Сибирского бассейна используют термин “некрасовская свита”. В конце позднего олигоцена обширный туртасский осадочный бассейн начал сокращаться.
I.3.4.3 Неоген.
Во время раннего миоцена, озерные условия постепенно сменились болотными и началось формирование торфяников и угля. Сформировавшиеся в результате озерные глины, переслаивающиеся бурым углем, представляют собой абросимовскую свиту (иногда называемую верхнетуртасской). Ориентировочно относящиеся к раннему миоцену, отдельные части свиты в разных районах кажутся различными по возрасту, хотя большинство их относят к аквитанскому ярусу (Волкова и др., 2002).
Между отложениями абросимовской свиты и лежащей поверх нее бещеульской свиты, относящейся к среднему миоцену, наблюдается явный переход, соответствующий тектоническому омоложению, которое привело к возобновлению речных отложений. Бещеульская свита представлена прослоями желтого и белого кварцевого песчаника разной зернистости и коричневато-желтыми глинистыми прослойками. Заметное сокращение биологического разнообразия, как считается, было следствием охлаждения климата.
Более ранние отложения миоцена и плиоцена довольно широко распространены в западной Сибири. Все они континентального формирования, мощностью до нескольких десятков метров и сильно различаются по фациям (Волкова и др., 2002; Муратов и Невесская, 1986).
I.3.4.4 Четвертичный период
Ледниковые отложения плейстоцена формируют широко распространенный, хотя и довольно маломощный покровный слой по всему Западно-Сибирскому бассейну. Признаны салехардская свита периода среднего плейстоцена и относящиеся к позднему плейстоцену казанцевская и зырянская свиты: их сильная нестабильность исключает возможность полезного обсуждения по этому вопросу.
Tags: Блэкберн, бурение, газ, добыча, западная сибирь, мезозойская эра, нефть, Палеогеография, разведка, Развитие тектонического бассейна, Стратиграфия, третичный период
Posted in Blackbourn Reports on palaeozoic of western siberia | No Comments »
Friday, March 18th, 2011
Продолжая тему статьи в последнем издании журнала ROGTEC, мы рассмотрим отложения позднего юрского периода и неокомский надъярус
Отложения позднего юрского периода, которые залегают с размывом поверх среднеюрского отдела в некоторых районах Западной Сибири, имеют мощность более 500 м в северной части бассейна и в районе Хатанги к северо-востоку. В ту эпоху моря Арктического бассейна проникли на юг до 54° N. Большая часть бассейна характеризуется терригенными отложениями на мелководном и глубоководном шельфах (Рис. I.3.9). Образование глинистых и – местами – горючих сланцев началось в районах наиболее быстрого оседания в центральной и западной частях бассейна, которые соответствуют абалакской свите и ее латеральному эквиваленту — васюганской свите. Морские глауконитовые шельфовые песчаники и сланцы с содержанием аммонитов накапливались вдоль восточного и западного флангов бассейна; при этом континентальные речно-дельтовые отложения и глинистые красные песчаники в направлении к морю переходят в шельфовые сланцы и песчаники на юго-восточной и южной границах. Местами отмечаются пласты конгломератов и известняков, особенно в северо-восточной части бассейна.
Позднеюрский разрез под баженовской свитой титонского яруса в самом общем случае может быть разделен на две части: нижняя часть, слагаемая береговыми мелководными отложениями келловейского и оксфордского ярусов, и верхнюю часть, представленную в основном морскими песками и глинами кимериджского яруса, относящимися к верхней подсвите сиговской свиты. В то же время фациальная изменчивость достаточно велика и отдельные разрезы отличаются от предложенного упрощенного образца (Рис. I.3.3 и I.3.4).
В северо-восточной части бассейна отложения келловейско-позднеоксфордского яруса образуют васюганскую свиту и ее латеральный эквивалент — наунакскую свиту. К васюганской свите относятся мощные песчаные и глинистые пласты центральной части Западной Сибири. Нижневасюганская подсвита относится к позднекелловейско-раннеоксфордскому ярусу и образована в основном уплотненными черными и темно-серыми глинами с битуминозными пластами толщиной 2–3 см. Встречаются тонкие пласты серого кварц-полевошпатового и кварц-глауконитового песчаника и алеврита с прерывистой линзовидной слоистостью. Отложения локально известковистые, с отдельными пластами аргиллитового известняка. На поверхностях напластования встречаются карбонатные породы. По направлению к основанию увеличивается содержание песка и ила; встречаются углистые породы и окаменевшие фрагменты древесной растительности.
На востоке нижневасюганская подсвита переходит в наунакскую свиту, которая сформировалась в условиях периодически затопляемых морем прибрежных и аллювиальных равнин и мелководного шельфа, которые с востока и юго-востока примыкают к аккумулятивной равнине с речной сетью. Пески и ил представляют собой дельтовые отложения, включающие также береговые барьеры и бары, приливные заводи и пляжные пески. Различные песчаные горизонты обнаруживаются в обособленных зонах, а проницаемые пласты (горизонт JuV1) образуют зоны, простирающиеся с севера на юг и располагающиеся по отношению друг к другу уступами, ориентированными с запада на восток.
Сиговская свита, или нижнемарьяновская подсвита, сформировалась с восточной стороны бассейна в кимериджском ярусе. На западе верхнесиговская подсвита переходит в преимущественно глинистую сукцессию георгиевской свиты, характеризующуюся глауконитовыми и сидеритово-марганцево-известковыми образованиями, а затем перетекает в верхнюю часть абалакской свиты. Последняя в предуральской зоне, в пределах локально выклинивающейся области кимериджского яруса, представлена верхом нижней подсвиты даниловской свиты. (Рис. I.3.4).
В верхней части юрского разреза находится высокобитуминозная баженовская свита, простирающаяся на значительной части территории бассейна и переходящая вблизи его границ в тонкие пласты отложений шельфового песчаника и сланца (Рис. I.3.12). Баженовская свита образует наиболее важную материнскую породу ЗСБ. Об этом более подробно сказано в параграфе II.3.1.2.
Приток терригенного осадка в то время был небольшим, и бассейн стал полунекомпенсированным, особенно в центральной и западной его частях. Примерно на границе юрского и мелового периодов произошло поднятие краев бассейна – возможно, в результате “ларамидного” складкообразования на восточном фланге Сибирского кратона. Подъем и локальная эрозия особо четко проявляются в районе Хатанги и на юге полуострова Ямал. Таким образом, южная часть бассейна в районе примерно 68° N была в то время, по всей вероятности, обособлена с образованием суббассейна с особо благоприятными условиями для накопления органического вещества. Регрессия моря в конце юрского периода, скорее всего, способствовала дальнейшему обособлению южной части бассейна. В то же время, вероятно, стали проявляться наиболее возвышенные участки бассейна. Данные геофизической разведки указывают на наличие эрозионных несогласий верхней юры в пределах крупных структур северной части бассейна. Присутствие высокобитуминозных сланцев в баженовской свите на полуострове Ямал – и, возможно, в Южно-Kарском суббассейне – скорее всего, является свидетельством дальнейшего ограничения циркуляции бассейна, вызванного наличием Северного Сибирского силла.
I.3.3 Меловой период
I.3.3.1 Неоком
На протяжении мелового периода ЗСБ сохранял связь с Арктическим бассейном, за исключением непродолжительных периодов, когда он мог быть полностью или частично отрезан ввиду наличия Северного Сибирского силла. Количество и скорость образования терригенных отложений в ту эпоху увеличились из-за быстрого подъема границ бассейна. Изменение климата с увеличением количества осадков также могло способствовать росту доли крупнозернистых обломочных пород.
На рисунках I.3.13, I.3.14 и I.3.15 показана палеогеография берриасс-валанжинского, готеривского и барремского ярусов соответственно. Мощность неокома составляет более 1500 м на северо-востоке бассейна, примерно 1000 м в центре и, как правило, не более 500 м на границах. Общий характер осадкообразования берриасс-готеривского яруса можно описать следующим образом: (1) морские отложения битуминозных и серых сланцев в наиболее быстро оседающей части бассейна (Ханты-Мансийская впадина); (2) морские шельфовые песчаные и глинистые отложения вдоль широкого пояса, протянувшегося с севера на юг к востоку от впадины; (3) песчаные и глинистые отложения прибрежных равнин в центре восточного фланга бассейна и (4) континентальные глинистые красные песчаники вдоль границ бассейна на юго-востоке, распространившиеся в ширину по всему неокомскому надъярусу. Сравнительно узкая зона песчаных и глинистых фаций мелководья и прибрежных равнин также обнаруживается вдоль западной границы бассейна, смежной с Уральской возвышенностью.
Из наиболее протяженных стратиграфических подразделений можно выделить мегионскую (берриасский и большая часть валанжинского яруса) и вартовскую (поздний валанжинский, готеривский и барремский ярусы) свиты, а также их латеральные эквиваленты (Рис. I.3.3). Морское осадкообразование в течение периода формирования готеривского и барремского ярусов по мере развития регрессии в позднем неокоме все больше ограничивалось глубинными зонами бассейна. В то время в южной и юго-восточной частях бассейна стали преобладать глинистые красные песчаники, а на западном фланге доминировали прибрежно-равнинные углистые пески, алевритовые и сланцевые отложения. Ближе к баррему морское осадкообразование было до некоторой степени ограничено Ханты-Мансийской впадиной, а Восточно-Сибирское море было почти изолировано от Арктического бассейна.
В результате взаимодействия процессов постоянного оседания дна бассейна, устойчивого притока отложений с востока и юго-востока, а также повторяющихся циклов морской трансгрессии и регрессии продвижение на запад песчаных морских клиноформ в ходе регрессивных фаз периодически сменялось трансгрессивным перекрытием этих клиноформ морскими сланцами, иногда сопровождающимся формированием фаций материнских пород. В результате взаимопроникновения клиноформных резервуаров и морских сланцев, перекрывающих баженовскую метеринскую породу, возникли условия формирования самой богатой углеводородной системы в бассейне и одной из богатейших систем в мире. Клиноформы также продвинулись, хотя и в значительно меньшей степени, с западной – уральской – границы бассейна. Эта система подробно рассмотрена в параграфе, посвященном нефтегазовой геологии неокома (Параграф II.4.1).
Tags: ROGTEC, арктика, бурение, газ, добыча, западная сибирь, нефть, Отчеты Блэкберн, разведка, Развитие тектонического бассейна
Posted in Blackbourn Reports on palaeozoic of western siberia | No Comments »
Friday, December 10th, 2010
Грехем Блэкберн Blackbourn Geoconsulting
Hижняя юра, в большей части Западно-Сибирской платформы, лежит на палеозойских и докембрийских породах, за исключением тех мест, где присутствуют породы триасового периода, заполняющие грабены. Однако, в северном районе бассейна, отложения раннего юрского периода, в основном, континентального происхождения, включая озерное, перекрывают широко распространенные отложения позднего триасового периода (тампейские серии) (Рис. I.3.1 и I.3.2). Во время раннего юрского периода, и в особенности в плинсбахе, ЗСБ (Западно-Сибирский бассейн) в целом начал оседать, хотя некоторое время оставалась тенденция к наибольшему оседанию породы в районах, лежащих на рифтовых зонах триасового периода. Наступление моря на сушу, происходящее в ранний и средне-юрский периоды, продвигалось с севера вдоль линий грабенов, и распространялось далее, покрывая горизонт бассейна, постепенно заполняя раннюю структуру и эрозионный рельеф поверхности. Во время этого периода Мансийская впадина, которая являлась зоной вздымания позднего палеозойского периода, стала основной зоной оседания. Это явилось причиной образования полу-некомпенсированного бассейна на западе Ханты-Мансийской региональной возвышенности (Рис. I.3.5). Позднее, в юрский период, Ханты-Мансийкая возвышенность также начала оседать, а начиная с позднего юрского периода, комбинированная Ханты-Мансийская впадина превратилась в самую глубоководную зону ЗСБ. Эти структуры, похоже, частично отвечают, особенно в период поздней юры и мелового периода, за определение положения перехода между морскими и неморскими фациями и за положение уклона, пролегающего между мелководными и глубоководными шельфовыми месторождениями. Во время периодов низкого уровня моря и континентального осадкообразования участки наиболее скорого оседания, над триасовыми грабенами обычно имели речные системы, которые образовывали речные и дельтовые фации, тогда как в местах менее быстрого оседания иногда происходила эрозия. В настоящее время подстилающие породы позднего палеозойского периода, в дополнение к бывшим рифтовым зонам, характеризуются повышенным тепловым потоком (Сурков и др., 1982).
Осадочные отложения ранней и средней юры имеют толщину 2 км и более в северной части бассейна, и толщину 500 м и менее в центральной и южной частях бассейна. В период отложения этих осадков ЗСБ была составлена из континентальных недр или краевого бассейна, соединенных на севере с Арктическим бассейном через северный сибирский силл и Хатангскую впадину с Тетийским морем (Приложение 1). Во время позднего мезозоя, юго-западная часть бассейна также была соединена через узкую Тургайскую впадину с Тетийским морем на юге, хотя этот коридор большую часть времени залегал выше уровня моря и, поэтому, накопил континентальные отложения. К концу средней юры конфигурация бассейна оставалась в основном такой же, как и в настоящее время.
В связи с огромной протяженностью ЗСБ и уровнем фациальной изменчивости, стратиграфическая терминология, особенно в период юры и меловой период, является сложной. Несколько стратиграфических подразделений признаны в большей части бассейна, тогда как другие развиты только местно. Рис I.3.3 отображает иллюстрацию основной стратиграфической номенклатуры, используемой в различных частях бассейна вдоль СЗ – ЮВ разреза. На Рис. 1.3.4 показана аналогичная диаграмма, с такой же вертикальной шкалой, над ЮЗ – СВ разрезом далее на север бассейна, с покрытием только юрского разреза, в пределах которого отмечается самая высокая местная изменчивость.
Ранние юрские отложения отмечаются только в структурных и эрозионных впадинах горизонта бассейна, тогда как более поздние отложения также покрывают вздымания и трансгрессивно залегают по краям бассейна (Рисунки I.3.3 и I.3.5). Ранняя юра характеризуется аллювиальными и озерными отложениями, местами с углем. Характеристика района в это время в основном заключается в последовательных и регулярных, но довольно резких изменениях в палеогеографии, вызванных опусканием платформы и эвстатическими колебаниями уровня моря. Большая часть площади была представлена холмистым и горным рельефом, плоскими возвышенностями и эрозионными низменностями со сложным расчлененным рельефом. Площадь отложений была очень ограничена, и отмечалась в самых глубоких частях бассейна и нескольких вытянутых впадинах зрозионного и тектонического происхождения. Основные центры обломочных пород залегали на севере, что в настоящее время является морским бассейном. Осадочные отложения происходили в озерно-речной пойме и переносились реками.
Дальнейшее оседание региона и повышение уровня моря в средний плинсбахский период привело к расширению литологической площади и отложению аргиллитов и алевритов над пластом Ju12, что связано с первым крупным морским вторжением в пределы бассейна, которое распространилось на юг приблизительно до 64° N (Рис. I.3.5). Эти глины, толщиной до 50 м, распространены по региону и образуют надежную изоляцию (заглинизирование) пласта Ju12.
Отложения на юг от этой широты представляют в основном участок обнажившегося морского дна, аллювиальные песчаники и уплотненную глину на восточном и юго-восточном склоне бассейна. Основные площади источников отложений в это время залегают на юго-востоке, на юге (Казахстанская и Алтай-Саянская возвышенности), на северо-востоке (Таймырская возвышенность) и, возможно, вдоль Енисей-Хатангской впадины и, в меньшей степени, на запад (Урал).
Во время позднего плинсбахского и раннего тоарского периодов, произошли отложения пласта Ju11 (свита Шеркала) и ее изоляция, участок Тогур (Рис. I.3.3). В это время происходят дальнейшие региональные оседания. Седиментационный бассейн расширился, а площадь эрозии уменьшилась. Это происходило по этапам, от самых бессточных участков по направлению к различным подъемам основания и, также, по направлению западного и восточного края бассейна, который в это время был представлен эрозионными, слегка покатыми равнинами, холмами и горами. Значительная южная часть бассейна до 63° N образовывала низменную равнину озерно-речного происхождения с обширной речной сетью, которая несла большие объемы терригенных осадков в морской бассейн. Некоторое выравнивание рельефа и поднятие уровня моря привело к образованию промежуточной группы фаций в прибрежных равнинах, время от времени затопляемых морем. Эти фации залегали рядом с морским бассейном на севере, и проходили на юг в речно-озерную равнину, граничащую на юге с северными склонами основных подъемов, таких как Сургутский, Нижневартовский, Александровский и другие своды. Большинство терригенного материала оседало на участках обнажившегося морского дна, периодически затопляемого морем, и в морском бассейне. Самые мощные и самые однородные нефтеносные песчаники накапливались в подводной и субаэральной частях дельты, и также вдоль палео-русел. Значительные пространства между речными долинами были заняты озерами и болотами, где накапливались глины и алевролиты. Веер аллювиальных и каменистых отложений накапливался на склонах подъемов. Источники осадочных отложений располагались вдоль южных и, в определенных местах, вдоль западных краев бассейна и, также, на ступенях основания. Дальнейшее оседание региона произошло в ранний тоарский период, с уменьшением рельефа. Область отложений на дне моря распространилась далее на юг, что привело к периодическим проникновениям морской воды в центральные районы Западной Сибири, что доказано появлением микрофауны и микрофитопланктона в профилях скважины, пробуренных в Шеркале, Ханты-Мансийске, Емангальске, Малоаганске, Пойкинске, Юганске и других областях. Глинистые и илистые отложения Тогурской пачки образовывались в это время. Они были широко распространены, но выклинивались на склонах подъемов.
В средний и поздний тоарский периоды пласт Ju10 (Горелая /Худосеевская свита) и ее глинистая покрышка (Радомская под-свита) наносились в течение дальнейшего регионального оседания (Рис. I.3.3; I.3.6). Области эрозии резко сократились. Несколько остаточных «островков» эрозии оставались в центральных частях региона: Верхнеляминский, Горшковский, Конитлорский и другие участки. Области эрозии в пределах Красноленинского и Сургутского сводов были значительно сокращены, так как они находились над Нижневартовской, Александровской, Парабельской и другими палео-высотами, где ранее превалировали процессы эрозии. Область осадконакопления значительно продвинулась на запад и на юг.
Внешние условия осадконакопления очень резко изменились с дальнейшей морской трансгрессией, которая явилась причиной дальнейшего распространения на юг области отложения на дне моря, а также широкого развития переходных фаций прибрежных равнин. Отложения произошли на водно-озерных равнинах, на низменных аккумулятивных равнинах с изменяющимися условиями осадконакопления, на береговой равнине, периодически затопляемой морем, и в морском бассейне. Анализ флоры, пыльцы и спор показывает, что климат во время всего раннего юрского периода был теплым и влажным. Сосновые леса росли в горных районах, а разновидности папоротников в низменности. О влажности климата также свидетельствует преимущественно каолинитовый характер глин. В период позднего тоара (во время формирования Радомской под-свиты) произошло дальнейшее оседание региона с покрышкой рельефа. Повторные эпизоды морсокой трансгрессии привели к периодическому проникновению моря не только в центральные, но также и в южные части Западной Сибири, о чем свидетельствует появление микрофауны и микрофитопланктона в разрезах скважины. Глинистые и илистые отложения Радомской под-свиты покрывали огромные пространства, но выклинивались на склонах палео-высот. Такой покров образует надежную изоляцию пласта Ju10.
Конец позднего тоара и начало аалена характеризуется реактивацией тектонической активности и отступлением моря. На значительной части бассейна установился субаэральный режим и продолжался в течение всего аалена.
Пласты Ju7-Ju9 наносились в течение аалена. Седиментационный бассейн превратился в широкую водно-озерную равнину с обширной речной сетью и многочисленными озерами и болотами (Рис. 1.3.7). Русла рек мигрировали через широкие долины. Позиции основных водотоков оставались такими же, как они установились в период ранней юры. Толщина осадков увеличилась по направлению к руслам, как и содержание песка и ила. Обширные территории за пределами речных долин были заняты озерами и болотами, где накапливались глинистые и илистые отложения вместе с торфом, о чем свидетельствует многочисленные и довольно мощные (1-3 м) прослои угля. Серии эрозионных остатков древних пород выступали через отложения в водно-озерной равнине.
Наиболее распространенным стратиграфическим покровом, датируемым ранней и средней юрой, является континентальная угленосная Тюменская свита. Ее основа разновременна (диахронична), залегает в основном в пределах тоара и аалена, хотя некоторые авторы относят ее к базальному несогласию геттанга, когда существовали такие отложения. Вершина Тюменской свиты залегает по батскому/кэлловейскому ярусу (Рис. I.3.3). Байосский ярус (когда отложилась группа пластов Ju5-Ju6) характеризуется значительными изменениями во внешних условиях осадконакопления, опять-таки с распространением морских условий и широким развитием фаций прибрежноморской равнины. Количество поднятий подстилающих пород, выступающих через аллювиальную равнину, уменьшилось, а изолированные ступени основания известны только в Каймысовом, Сургутском, Нижневартовском, Александровском и Шаимовском сводах.
Границы седиментационного бассейна значительно раздвинулись на запад и на юг. Большая часть южного участка бассейна была представлена низменной осадочной и береговой прибрежной равниной, периодически затапливаемой морем, через которую развилась система дельтовых каналов, вместе с островами, песчаными отмелями и вздыманиями низменности аккумулятивных равнин. В этой зоне откладывались пески и илы пластов Ju5-6.
В районах более глубокого оседания и прилегающих впадинах, отложения накапливались в изолированных бассейнах с морской водой при периодическом соединение с морем. Тектоническая активность в области сноса осадочных отложений была приглушена, рельеф был мягким, а климат — влажным. Кластические отложения поступали, в основном, с южных и западных границ бассейна а роль местных источников была резко сокращена.
В период бата произошло отложение группы пластов Ju2-Ju4 . Палеогеография во время осаждения этих пластов является более сложной (Рис. I.3.8), так как морская вода проникла внутрь древних зон подъема вдоль эрозионных каналов. Мелководно-морская зона образовалась вокруг значительного количества палео-высот и прилегающих территорий, с развитием типичных эрозионных рифов, островов, песчаных отмелей, дельтовых каналов, бухт и лагун. Кластогенные осадки продолжали двигаться с южных и западных частей бассейна, с незначительными локальными источниками. К позднему бату, морские условия уже были хорошо установлены, и наблюдалось взаимопроникновение с континентальными отложениями в центральной части ЗСБ. Основная морская трансгрессия произошла с севера, однако, в середине кэлловея (Yan, 2003; Рис. I.3.9), когда установились морские условия по всему бассейну. Келловейский век в большинстве русскоязычной литературы группируется с поздним юрским периодом, который будет рассмотрен в следующем выпуске.
Tags: graham blackbourn, Грехем Блэкберн, Доклады Блэкберн, Развитие тектонического бассейна Западной Сибири
Posted in Blackbourn Reports on palaeozoic of western siberia | No Comments »
Wednesday, June 23rd, 2010
Тектоническое развитие Западной Сибири в палеозойский период неисследованной территории
Грехем Блэкберн Blackbourn Geoconsulting
Kристаллический фундамент и отложения палеозойского периода в пределах бассейна Западной Сибири пробурены множеством скважин, а за последние декады проведены всесторонние геофизические исследования. Тем не менее, хотя общая литология и распределение различных типов фундамента довольно хорошо известны, отсутствие обнажения пород в пределах самого бассейна препятствует проведению исследований месторождения, которые позволят изучить непосредственно структурные отношения. Скважины в центральной части бассейна и Карского моря прошли только самые верхние участки толстых палеозойских интервалов, где они находятся. Поэтому эволюция бассейна в ЗСБ, от докембрийского до триасового периодов, в основном выводится на основании окружающих районов, где проведение подробных исследований обнаженных пород было возможным.
На запад и восток от ЗСБ располагаются кратонные блоки восточно-европейской платформы (западнее Урала) и, соответственно, Сибирская платформа. Несмотря на это, эволюция ЗСБ, похоже, также тесно взаимосвязана с эволюцией тектонических поясов на юге и юго-востоке Казахстана, других частей Центральной Азии и на восток в сторону Монголии и Китая. В действительности в настоящее время общепризнано, что большинство центральных и южных частей ЗСБ, включая участки с расположением большинства известных углеводородов, покрыты корой, схожей с корой Казахстана. Поздняя история докембрийского и ранняя история палеозойского периодов участка остается в основном гипотетической, а толкования различных авторов имеют значительные отличия в деталях, но на фоне единодушного согласия относительно общей структуры. Сенгор (Sengör) и другие (1994) предполагают, что раскалывание, начиная от вендского до камбрийского геологических периодов вдоль окраины объединенного Восточно-Европейского Сибирского протоконтинента вызвало разделение этих двух континентальных блоков, вместе с образованием Кипчаковской дуги, которая удалилась от континентальных блоков, разделяя их от Туркестанского океана. Океанический бассейн, который открылся между континентами и Кипчаковской дугой (Ханты-Мансийский океан), начался снова закрываться к середине силурийского периода путем субдукции – пододвигания под Уральский край тектонической плиты Восточно-Европейского блока.
Кипчаковская дуга разломалась на серию сегментов, один из которых соответствовал блоку земной коры будущего «Казахстана». Тем временем Сибирь и Восточная Европа начали вращаться относительно друг друга по часовой стрелке и против часовой стрелки соответственно, завлекая различные фрагменты дуги в пространство между ними и растягивая их способом, похожим на сушку белья в старомодных прачечных, где белье растягивалось и раскатывалось в пространстве между двумя валами. Это привело к крупномасштабным тектоническим нарушениям, вызванным горизонтальным смещениям. Буслов и другие авторы (2003) толкуют чрезвычайно похожее тектоническое погружение в это время (Рис. I.2.1 и I.2.2), которое продолжалось во время закрытия Уральского и Южно-Монгольского (или Монголо-Охотского) океанов. Образовавшиеся треугольные клиновидные обломки коры между двумя кратоническими блоками в конце концов закупорили систему до завершения палеозойского (до позднепермского) периода. Мозаика блоков коры впоследствии образовала фундамент для ЗСБ (Приложение 2).
Приложения 3 и 4, взятые из докладов Егорова и Чистякова (2003), толкуют глубокие геотраверсы коры ЗСБ. Следует отметить, что интервал возраста некоторых седиментационных последовательностей, приводимый этими авторами, в частности заполнение трещин триасового периода, отличается от информации, приведенной в этом исследовании, и информации большинства авторов, хотя общее строение коры выглядит логичным.
В Приложении 5 представлен поперечный профиль от центрального ЗСБ (Сургутная дуга) до Енисейской гряды на восточной границе, с иллюстрацией триасового и палеозойского профилей ниже Юрского, от Кирда (2005). Стратиграфия и структура палеозойского профиля показана в очень упрощенной форме.
Описание основных блоков фундамента и палеозойских отложений
Фундамент Западно-Сибирского бассейна ориентировочно разделен на пять основных генетических блоков (Приложение 2-4 (Егорова и Чистякова, 2003); (Сурков и Смирнов, 2003)). Здесь показаны Уральский пояс складок, система пояса складок Центральной Западной Сибири, Казахстанский пояс складок, включая зоны Салима и Иртыша, Саяно-Алтайский пояс складок и Енисейский пояс складок. Краткое описание этих поясов складок приведено ниже. Следует отметить, что, ввиду отсутствия обнаженных пород и значительной глубины палезойских и более старых залежей в частях ЗСБ, сведения об этих глубинных горизонтах ограничены.
Уральский пояс складок
На основании гравиметрических и магниторазведочных данных, с учетом ограниченных данных бурения, можно предположить, что это является в принципе продолжением системы уральских складок, обращенных на юг и запад. СЮ-направление Тагил-Магнитогорской зоны (Приложения 2 и 4) может быть прослежено под Мезозойским-Кайнозойским покрывалом, где включены ранние и средние палеозойские пояса спилито-кератофировой свиты горных пород, порфировые долериты и карбонаты, что связано с многочисленной основной и ультраосновной интрузией. На восток простирается зона Шеркала, включая зону Талицка, которая сворачивает на севере по направлению СВ – ЮЗ, и отмечает восточную границу блока Уральского фундамента (Приложение 2). Зона Шеркала, согласно данным гравиметрической и магнитной разведок, схожа с Магнитогорской зоной, и является продолжением на север Восточно-Уральского синклинария. Между Тагило-Магнитогорской зоной и зоной Шеркала находится Восточно-Уральский блок (или Восточно-Уральская антиклинальная зона), которая является продолжением на север Мугоджарской антиклинали, что в свою очередь переходит в антиклинальную зону Исетск-Салдинск, которая включает антиклинали Сартыньинск и Северная Сосьва. Эти структуры имеют докембрийские комплексные соединения гнейса в своем ядре с интрузией изверженных горных пород позднего палеозойского периода и метаморфизованные вулканические породы и отложения ордовикского и силурийского периодов вокруг крыльев складок (Приложение 4).
Система складок Центральной Западной Сибири
Этот фундаментный блок залегает под центральной частью Западно-Сибирского бассейна (Приложения 2 и 4). На юг от этого блока на поверхность выходят пласты пояса складок позднего палеозойского периода Калба-Нарим и Томь-Коливан. Центральная часть блока состоит из серии субпараллельных антиклинальных зон (Новосибирск, Пыль-Караминск, Таз и других), разделенных бассейнами, заполненными отложениями позднего палеозойского периода (Верхне-Толькинский и Чеховский ковши, Юган-Покурский и Ньюрольский бассейны). На территории Ньюрольского бассейна находится единственный значительный нефтеносный резервуар палеозойского периода, известный в ЗСБ (Раздел II.2.1.1).
Новосибирская и другие антиклинальные зоны, также как и Кальба-Нарим и Томь-Каливан, образовались вследствие изменения состояния осадочных бассейнов, заполненных породами раннего девонского периода. Отложения, относящиеся к девонскому периоду и раннему каменноугольному периоду, смешанные терригенные и карбонатные отложения, были интрудированы гранитами позднего палеозойского периода во время современных столкновений. Поэтому колонка породы Новосибирской зоны состоит из гранита с серией метаморфизованных песков и глинистых пород девонского и раннего каменноугольного периодов. Сравниваемые структуры фундаментов можно отследить в северном направлении через пояс складок Центральной Западной Сибири до «антиклинали Северного Ямала» на полуострове Ямал. Более подробная информация по каждому фундаментному блоку системы складок Центральной Западной Сибири приведена в работах Суркова и Смирнова (2003).
Казахстанский пояс складок
(включая зоны Салима и Иртыша)
Этот фундаментный блок, приблизительно треугольной формы, залегает под Западно-Сибирским бассейном, с вершиной антиклинали на севере, и расположением между предуральским блоком на западе и Центральным Западно-Сибирским бассейном на востоке (Приложение 2).
Казахстанский пояс складок составлен на основании данных бурения и геофизических исследований серий антиклинальных и совмещенных бассейнов, заполненных породами от девонского до каменноугольного периодов, и возможно, породами раннего Пермского периода.
Урало-Казахский ковш проходит по границе между Казахстанским поясом складок и предуральским блоком на запад (не разработан в линии разреза, как показано в Приложении 4, которая пересекает северную вершину антиклинали Казахстанского блока). Урало-Казахстанский ковш, который образует положительную гравитацию и зону магнитной аномалии, заполнен отложениями вулканического происхождения и смешанными кластическими и карбонатными отложениями девонского и раннего каменноугольного периодов. Он разделен на внутреннюю (на запад) и наружную зоны и отделен Кустанайским глубинным переломом, который считается крупнейшим горизонтальным смещением (Приложение 2), связанным с гипербиссальными диоритами. Внутренняя зона, с уральской стороны, состоит из большей части деформированных и метаморфизованных вулканических отложений каменноугольного периода и осадочных отложений; наружная зона содержит менее деформированную осадочную последовательность.
В зоне северной вершины антиклинали Казахстанского пояса складок находится блок Ханты-Манси (Приложения 2 и 4). Предполагается, что этот блок представляет собой древний отрезок континента и на юге состоит в основном из гнейса возможно, раннего протезеройского периода. Большинство блоков составлено из сильно деформированного кристаллического сланца кварцевой слюды, кварцевого графита) и прочих разновидностей литологических зеленокаменных пород со множеством гранитных внедрений. На плане видно, что блок состоит из комплексной мозаики отдельных структурных блоков, где множество бессточных участков заполнены различными карбонатными отложениями среднепалеозойского периода, кластическими и вулканогенными отложениями.
Свиты пластов между СЗ – ЮВ направлением и включая структурные зоны Иртыша и Салима (Приложение 2) предполагается, что являются северо-западным продолжением системы складок Чингиз-Тарбагатай, которая выходит на поверхность на Казахской возвышенности на юге. По аналогии с последним, предполагается, что она содержит серию пластов, находящих друг на друга в направлении Кокчетавского блока на юго-западе. Там, где больше поднятых блоков было пройдено бурением, образуется изверженная вулканическая порода, метаморфизованная в зеленосланцевую фацию с гранитными внедрениями; такие структуры зафиксированы в подземном пласте как магнитная аномалия. Тара-Муромцевский ковш, простирающийся между этими двумя линейными структурами и направленный ЮВ-ЮВ, заполнен отложениями пород от среднего до позднего палеозойского периода, с высоко метаморфизованными осадочными породами раннего палеозойского периода.
Саяно-Алтайский пояс складок
Основная часть этого блока, на юго-востоке региона (Приложение 2), выходит на поверхность, хотя его северо-западная вершина антиклинали уходит вниз под мезозойское покрывало. Предполагается, что он в основном состоит из гряды хребтов фундамента палеозойского периода, который прослеживается как положительная линейная гравитационная и магнитная аномалия с бассейнами заполненными до 2 км отложениями пород палеозойского периода. Скважины прошли через отложения вулканического происхождения раннего и среднего девонского периодов, кластические отложения каменноугольного и, возможно, пермского периодов. Красноцветные отложения, возможно, среднего девонского периода, также были обнаружены.
Енисейский пояс складок
Енисейский пояс складок располагается на востоке, вдоль Сибирской платформы, и характеризуется байкальским (позднего докембрийского периода) строением земной коры (Старосельцев и другие, 2003). домезозойская поверхность пояса складок погружается довольно равномерно на запад от Сибирской платформы по направлению к бассейну (Приложение 3).
Объем сейсмических исследований Енисейского пояса складок довольно скуден, а его строение в основном известно на основании гравиметрической и магнитной разведок. Идентифицировано несколько древних массивов, включая массив Верхней Кеты в южной части пояса складок, и массив Надоях на севере. Кроме того, имеется несколько растянутых, наполненных, предположительно, палеозойскими месторождениями; глубокие хорошо исследованные Девонские месторождения, аналогичные тем, которые выходят на поверхность в западной части Сибирской платформы. Стратиграфическая опорная скважина Лемок-1, пробуренная рядом с рекой Сума, проникла в нефтеносные Кембрийские залежи на глубине 1200 – 4200 м, состоящие из верхних красноцветных отложений алеврита и аргиллита и низких карбонатных отложений, аналогичных залежам раннего кембрийского периода на юге Тунгусского района (Сурков и Смирнов, 2003; Задоенко и др., 2004).
Примечательно, что Пермские отложения редко встречаются на территории ЗСБ. Это, возможно, явилось результатом, по крайне мере частичным, горообразующего подъема, вызванного столкновением литосферных плит, и которое не в самую последнюю очередь связано с окончательным закрытием Уральского палеоокеана (Рис. I.2.2). Тем не мене, региональный горообразующий подъем мог также быть связан с развитием под северной частью ЗСБ крупного магматического выброса, что привело к раскалыванию и массивной ловушке вулканических процессов на пермско-триаской границе (Раздел I.3.1). Последующее термальное осаждение во время мезозойского и третичного периодов было, возможно, основным объектом контроля при разработке Западно-Сибирского бассейна.
Tags: Blackbourn Geoconsulting, газ, Грехем Блэкберн, добыча, Доклады Блэкберн, жобыча, нефть, оазведка, Палеозойский период Западной Сибири
Posted in Blackbourn Reports on palaeozoic of western siberia | No Comments »
|
.gif)
