Доклады Блэкберн: Развитие тектонического бассейна Западной Сибири в мезозойскую эру и третичном периоде: ранне- и среднеюрский периоды
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.