Клиноформенные комплексы в разрезе Западно-Сибирской плиты

Клиноформенные комплексы в разрезе Западно-Сибирской плиты

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ

«РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ СЕРГО ОРДЖОНИКИДЗЕ»

КАФЕДРА РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ И ПАЛЕОНТОЛОГИИ

КУРСОВАЯ РАБОТА

На тему: «Клиноформенные комплексы в разрезе Западно-Сибирской плиты»

Выполнила:

Щербина Ю.В.

Москва

Содержание

Введение

. Основные черты строения клиноформенного комплекса чехла Западно-Сибирской плиты

. Стратиграфия

. Тектоника

. История геологического развития

Заключение

Список используемой литературы

Введение

Мировая статистика свидетельствует о том, что более 70% вовлеченных в разработку запасов нефти и газа сосредоточено в крупных ловушках, связанных со структурными зонами накопления нефти и газа, поисковые работы ориентировались, в основном, на «антиклинальную теорию» формирования скоплений углеводородов. Открытие крупнейших месторождений в авандельтовых комплексах Западной Сибири, в бассейне Миссисипи - Галф Кост (Северная Америка), реки Нигер (Гвинейский залив. Западная Африка), переориентировало поисковый процесс на выявление неструктурных ЗНГН.

В настоящее время прирост запасов углеводородного сырья связывается по преимуществу со сложнопостроенными литологическими и стратиграфическими ловушками в неструктурных зонах. Изучением проблем формирования зон нефтегазонакопления, разработкой и типизацией их моделей занимались А.А. Бакиров, А.А. Трофимук, В.И. Шпильман и др.

Распределение коллекторов в неантиклинальных объектах контролируется, главным образом, палеофациальными обстановками, отвечающими за первичный коллектор, и эпигенетическими изменениями пород, с которыми связано формирование вторичной емкости.

Формирование первичного коллектора, в первую очередь, определяется палеоструктурным планом, палеодинамикой и химией среды осадконакопления, характером цикличности, т.е. всем, с чем связан снос и аккумуляция терригенного материала, его фациальные и формационные замещения. Со вторичными изменениями связана в значительной степени латеральная и вертикальная изменчивость емкостных характеристик.

Поэтому важнейшим звеном в прогнозе зон развития улучшенных коллекторов в неантиклинальных сложнопостроенных объектах, к которым относятся, в частности клиноформы неокома Западной Сибири.

.Основные черты строения клиноформенного комплекса чехла Западно-Сибирской плиты

Юрский период в Западной Сибири был временем проявления довольно активных колебательных тектонических движений. В конце триаса-начале юры произошло опускание территории Западно-Сибирскои плиты. Одновременно с погружением этих областей, являвшихся областями накопления мощных терригенных толщ, произошло поднятие Кузнецкого Алатау, Горной Шории, Салаира и Алтая, которые в течение юрского периода, за исключением отдельных локальных участков, представляли собой области размыва - питания впадин обломочным материалом. Распределение мощностей юрских отложений показывает, что в тектоническом отношении территория Западной Сибири в юре не являлась однородной. Несколько более медленное и равномерное погружение господствовало в ранней и средней юре в центральной части Западно- Сибирской плиты, где мощность юрских отложений значительно меньше (до 400 м), а угольные пласты встречаются редко и мощности их незначительны. Не исключена возможность, что в среднем лейасе на значительной территории плиты осадконакопления не происходило, а рэт-лейасовые отложения подвергались размыву; верхнелейасовые осадки налегают на них и более древние отложения триаса (и разные горизонты палеозоя) трансгрессивно. В позднеюрскую эпоху в волжском веке произошло резкое погружение центральной части Западно-Сибирского бассейна, которое по времени совпало с общим эвстатическим подъемом уровня мирового океана. Процесс этот, вероятно, носил импульсивный характер и протекал достаточно быстро. Это привело к тому, что в позднеюрское время на территории Западной Сибири было сформировано обширное баженовское палеоморе, занимавшее территорию около 2,2 млн км2 и характеризовавшееся некомпенсированным режимом осадконакопления.

Рис. 1. Сейсмологический разрез по региональному профилю Reg-19 [4]

На рубеже юры и мела с началом регрессивного этапа крупного седиментационного цикла некомпенсированный режим сменился режимом лавинной седиментации. В это время Сибирская платформа и Алтае-Саянская складчатая область, обрамляющие Западную Сибирь с востока и юго-востока, существенно возвышалась над бассейном седиментации и служили основным источником терригенного материала. Урал, контролирующий Западно-Сибирский бассейн с запада, в раннем мелу незначительно воздымался над Западно-Сибирской геосинеклизой и поставлял ограниченное количество осадков, которые отлагались главным образом у его подножья.

Это определило клиноформенную (косослоистую) модель строения неокома, в рамкой которой происходило последовательное наращивание осадков по латерали шлавным образом от восточного и юго-восточного обрамлений плиты к центральной части палеобассейна.

По мере того, как палеорельеф территории выравнивался, процесс некомпенсированного осадконакопления сменялся компенсированным, во время которого шло «квазиплоскопараллельное» формирование осадков. В первую очередь компенсация происходила на востоке, откуда поступал основной объем терригенного материала, и постепенно этот процесс продвигался на запад. Именно удаленность от обрамления плиты до осевой части палеобассейна предопределила мощность клиноформенных отложений. В переферийных частях Западно-Сибирской геосинеклизы мощность неокомских отложений составляет десятки-первые сотни метров, а в наиболее погруженной части достигает 1000-1500 м.

Клиноформы западного падения имеют циклическое строение и представлены чередованием глинистых пачек и песчаных горизонтов. В мелководно-шельфовой области (ундаформе) развиты, обладающие хорошими коллекторскими свойствами, шельфовые песчанистые пласты, которые в области континентального склона замещаются непроницаемыми глинистыми разностями. У подножий континентальных склонов, как правило, формируются дистальные песчаники, имеющие линзовидное распространение и получившие название «ачимовских».

Принципиальная модель неокома Западной сибири представлена на рисунке 2. [4]

Рис. 2. отложения: 1 - мелководно-морские песчаные. 2 - глубоководные песчано-алевритовые ачимовские толщи, 3 - границы субрегиональных алиноформ; клиноформы: Бс-быстринская, Ямб-ямбургская, Пм-пимская, Урн-уренгойская, Ср-сармановская, Чс-чеускинская, Св-савуйская, Рд-родниковая, Пр-пырейная, Ур-урьевская, См- самотлорская, Тг-тагринская, Прз-приозерная, Лб-лабазная, Сб-сабунская, Нз-назинская.

2.Стратиграфия

Стратиграфия Западно-сибирской плиты освещена в работах Н.П. Туаева, Н.Н. Ростовцева, В.П.Казаринова, В.С. Бочкарева, Е.М. Максимова и многих других исследователей. В разрезе Западно-сибирской плиты выделяют следующие структурно-формационные комплексы:

) фундамент, сложенный докембрийскими, байкальскими и палеозойскими образованиями;

) переходный комплекс, в составе которого участвуют триасово-нижнеюрские отложения;

) осадочный чехол, включающий отложения от средней юры до четвертичных включительно.

Фундамент плиты

В северной части Западносибирской плиты в фундаменте широко развиты байкалиды или добайкальские образования. Они сложены гнейсами и кристаллическими сланцами, прорванными крупными массивами гранитов с абсолютным возрастом 735-750 млн. лет. На погружении Енисейского кряжа байкальско-салаирский фундамент сложен кристаллическими сланцами докембрия-среднего палеозоя. На продолжении каледонид Центральноказахстанского срединного массива фундамент образован толщей докембрия-нижнего палеозоя. Кембрий и ордовик представлены вулканогенно осадочными породами: андезито-порфиритами, их туфами, чередующимися с аргиллитами и алевролитами. Во многих скважинах вскрыты ордовикские и силурийские граниты. На каледонидах залегает мульдовый комплекс верхнепалеозойских отложений. Наиболее широко развиты погребенные герциниды (в восточном Зауралье и в Обь-Зайсанской области). Они сложены дислоцированными углисто-глинистыми сланцами и вулканогенными породами докембрия-нижнего карбона. В них врезаны впадины, выполненные слабодислоцированными терригенными толщами среднего карбона-перми. Каменноугольные породы погребенных герцинид часто прорваны гранитными интрузиями. Особенно широко палеозойские гранитоиды развиты в Восточном Зауралье не продолжении тектоно-магматических зон Южного Урала. Основные и ультраосновные интрузии вскрыты в зоне Демьянского разлома и в Восточном Зауралье. Это участки погребенных, палеозойских офиолитовых поясов.

Современная поверхность фунамента плиты расчленена на выступы и впадины.

Области неглубокого залегания фундамента в основном располагаются на западной и южной окраинах плиты. В Восточном Зауралье фундамент залегает на глубине 1-3 км, в Кулундинской впадине - 2-3 км. Наиболее близко к поверхности (100-200 м) фундамент подходит в северной части Тургайского прогиба, где он образует кустанайскую седловину. Установлен ряд глубоких впадин. В северной части западносибирской плиты расположена обширная Обско-Тазовская синеклиза (глубина залегания фундамента 8-12 км), на юго-востоке - Касская впадина (8 км), в центральной части плиты - Ханты-Мансийская впадина (5-8 км), в южной части- Иртышская синеклиза (3-5 км). Впадины разделены обширными среднеобскими и Вахской антеклизами, в пределах которых глубина залегания фундамента не превышает 3 км.

Переходный комплекс.

Между фундаментом и осадочным чехлом Западносибирской плиты выделен переходный комплекс, сложенный осадочными и осадочно-вулканогенными континентальными образованиями грабенообразных впадин фундамента. По формационному типу и условиям залегания он соответствует начальным стадиям развития платформ. Возраст переходного комплекса в разных впадинах не одинаковый: во впадинах Восточного Зауралья он позднетриасовый- раннеюрский, в грабенах Западносибирского рифта - ранне-, среднетриасовый, но во впадинах на юге плиты - ранне-, среднеюрский. Существуют впадины смешанного заполнения. Переходный комплекс наиболее детально изучен в юго-западной части плиты, где он выполняет узкие впадины фундамента над Восточнозауральским разломом и представлена двумя сериями: нижняя (нижний- средний триас) сложена вулканогенно-осадочными породами, такими как кайнотипные базальты, и их туфы, конгломераты, брекчии, песчаники, мощностью до 1500 м, верхняя (верхний триас-нижняя юра)- осадочными породами, преимущественно угленосными, мощностью 2500 м. Абсолютный возраст магматических пород переходного комплекса 195-240 млн. лет, т.е. триасовый. В северной и центральной частях плиты переходный комплекс выполняет Западносибирский рифт. От других грабенов плиты от отличается особенно широким развитием магматических пород и большой их мощностью(более 400 м). триасовые отложения широко распространены в виде эффузивных и интрузивных траппов в восточной части плиты, продолжающие поля сибирской платформы и Кузбасса.

В скважинах Омска, Среднего Приобья и Усть-Порта встречены породы базальтовой группы (базальты, долериты, туфобрекчии)с абсолютным возрастом 195-247 млн. лет, что соответствует триасу. От трапповой формации Сибирской платформы они отличаются повышенным содержанием кремния, титана, щелочей и пониженным содержания кальция.

Нижний отдел триасовой системы

Среди отложений триаса Западно-Сибирской низменности выделяются осадочные породы, относимые к нижнетриасовой туринской серии, и кора выветривания. Палеонтологически обоснованные раннетриасовые отложения развиты Тюменской области и Усть- Енисейской впадине. Отложения туринской серии буровыми скважинами вскрыты на р. Оби у д. Назино (ниже с. Нарым) и западнее г. Томска у д. Нелюбино. В Назинской скважине 1-Р на глубинах от 2550 до 2558 м залегают плотные и сильно дислоцированные буровато-коричневые, почти черные алевролиты, переслаивающиеся с тонкозернистыми песчаниками. В д. Нелюбино, по данным С.Б. Шацкого, на глубине 430-447 м вскрыты зеленовато-серые песчаники и алевролиты, в основании которых залегают элювио-делювиальные конгломерато-брекчии с обломками выветрелых песчаников, глинистых сланцев и гранитпорфира. Фауна и флора в этих отложениях не найдена, к триасу они отнесены по сходству с триасовыми отложениями Кузбасса и Сибирской платформы. В триасовых отложениях Тюменской впадины, найдены фораминиферы, что указывает на возможное образование их в морской среде.

Косослоистые песчаники, алевролиты и аргиллиты мальцевской серии Кузбасса, содержащие пресноводную фауну, образовались в озерно-речных условиях. Хорошая окатанность обломочного материала указывает на длительную их транспортировку. Лептохлорит- глауконитовые породы верхнемальцевской свиты, по-видимому, образовались во время кратковременной трансгрессии моря со стороны Западно-Сибирской низменности.

Область питания обломочным материалом в мальцевское время находилась, по-видимому, к востоку от Кузбасса, в связи с чем в полосе, прилегающей к Кузнецкому Алатау, мальцевская серия имеет наибольшую мощность, и в ее составе больше грубообломочного материала. Конгломераты верхов верхнемальцевской свиты, окаймляющие эту свиту с юга и юго-востока, указывают на оживление тектонических движений в конце раннего триаса и на перемещение источников питания терригенным материалом на юг и юго-восток. К этому времени относится внедрение силлов базальта, которые часть иссле дователей считает покровами.

Средне- и позднетриасовые эпохи в Западной Сибири ознаменовались тектоническим покоем, приведшим к формированию мощной коры химического выветривания.

Верхний отдел триасовой системы

Отложения верхнего триаса, выделяемые в омскую свиту (по опорной скважине в г. Омске), по видимому, приурочены к отдельным локальным впадинам в рельефе складчатого палеозойского или более древнего фундамента плиты по данным бурения, эти отложения известны в гг. Барабинске,. Омске и д. Назино Условно они выделяются в районе станцийТебисской и Татарской и в Александровской скважине (д. Назино).

Отложения верхнего триаса всюду залегают на значительной глубине (не меньше 2200 м) и имеют обычно незначительную мощность, порядка 5-10 м, за исключением Омского района, где мощность их достигает 179 м. Верхнетриасовые отложения отличаются в указанных разрезах слабой дислоцированностью (залегают под углами 10-15°) и наличием измененных эффузивных пород среди песчано-глинистых угленосных отложений. Наиболее типичный разрез отложений, относимых к верхнему триасу, известен для района г. Омска. Вскрытый здесь разрез может быть подразделен на три пачки.

Нижняя пачка представлена существенно аргиллитами, серыми и темно-серыми, часто углистыми с линзами и прослоями угля мощностью до 15-20 см. Аргиллиты часто сидеритизированы и содержат линзовидные скопления песчано-алевролитового материала и зерна пелитоморфного сидерита. Аргиллиты переслаиваются с пачками алевролитов и полимиктовых песчаников с подчиненными последним прослоями эффузивных пород (карбонатизированный диабазовый порфирит). Песчаники полимиктовые мелкозернистые, реже разнозернистые, с глинисто-кремнистым или хлоритовым цементом. В основании пачки залегает грубозернистый песчаник. Мощность пачки 145 м.
Средняя пачка представлена главным образом алевролитами с подчиненными прослоями песчаников. Песчаники здесь преимущественно грубозернистые (иногда гравелиты, с примесью пирокластического материала, реже - мелкозернистые, обычно с кальцитовым или сидеритовым цементом). Мощность пачки 47 м.
Верхняя пачка представлена плохо сортированными песчано-глинистыми породами, грубозернистыми песчаниками, конгломератами, брекчиями с единичными прослоями эффузивов основного и среднего состава. В основании пачки - грубозернистый туфогенный песчаник. В кровле пачки залегает красноцветная песчано-глинистая порода обломочного сложения с кальцит-сидеритовым цементом и редкими растительными остатками плохой сохранности (по-видимому, кора выветривания рэт- лейасового времени). Мощность пачки 27 м2.

В Западно-Сибирской низменности юрские отложения залегают почти сплошным покровом, прерываются лишь у наиболее крупных выступов доюрского фундамента, часто являющихся сводами антиклинальных структур. В составе юрских отложений Западной Сибири имеются отложения всех трех отделов. В них преобладают континентальные фации. Морскими фациями сложена только верхняя (и частью средняя) юра Западно-Сибирской низменности. Общая мощность юрских отложений достигает 1000-1300 м. Большая роль, которую играют юрские отложения в геологическом строении и экономике отдельных районов- (бурые угли), явилась причиной того, что им посвящено значительное- количество работ многих авторов.

Нижний отдел юрской системы

Нижнеюрские отложения, составляющие макаровскую свиту, буровыми скважинами вскрыты на Итатском буроугольном месторождении, в районе ст. Тяжин, в Мариинской, Чулымской и Белогорской опорных скважинах и в Улановской мульде. Макаровская свита залегает согласно на тегульдетской свите или трансгрессивно на неровной поверхности доюрского фундамента (разными своими горизонтами), вследствие чего, например, в Мариинской опорной скважине имеет уменьшенную мощность; в Чулымской скважине мощность ее возрастает до 320 м, а на месторождении Ржавчик свита эта совершенно отсутствует. В центральной части Чулымо-Енисейской впадины в макаровской свите преобладают песчано-алевролитовые породы, а в Улановской впадине развиты песчано-конгломератовые отложения. На Итатском месторождении макаровская свита сложена песчано-глинистыми породами и углями. Общая ее мощность здесь достигает 75 м; в ней насчитывается семь угольных пластов (имеющих мощность от 0,73 до 4,19 м). Севернее, в Тяжинской синклинали, мощность макаровской свиты возрастает до 110 м; здесь насчитывается девять угольных пластов. В Мариинской опорной скважине макаровская свита вскрыта на глубине 1092-1152 м, т.е. мощность ее составляет 60 м. В нижней части она состоит из темно-серых и коричневато-серых аргиллитов, прослоев песчаников и алевролитов; в верхней части преобладают аргиллиты и алевролиты с прослоями полублестящего угля не определенной мощности. В разрезе Чулымской опорной скважины к макаровской свите относится толща мощностью около 320 м (интервал 2020-2340 м), сложенная песчаниками с мощными пачками аргиллитов и алевроли тов и с прослоями галечников. В верхней части свиты содержится до семи-восьми пластов и прослоев угля не определенной мощности. Возраст макаровской свиты установлен по палеоботаническим данным. За пределами рассматриваемой территории, на р. Кемчуге в этой свите найден нижнеюрский Ctathropteris tneniscoides B r o n g n.

Осадочный чехол

Начинается среднеюрскими, чаще верхнеюрскими отложениями. В нем выделяют два структурных яруса: нижний отхватывает отложения от средней- верхней юры до нижнего олигоцена включительно, верхний от среднего олигоцена до четвертичных отложений включительно. Оба яруса образованы терригенными отложениями.

Средний отдел юрской системы

Итатская свита согласно перекрывает отложения подстилающей ее макаровской свиты. Нижняя ее граница проводится по почве мощного песчаного, а местами песчано-галечного горизонта, залегающего в основании свиты. При геологоразведочных работах в Чулымо-Енисейском бассейне итатская свита была разделена на две подсвиты: нижнюю безугольную, являющуюся базальным горизонтом крупного седиментационного цикла, и верхнюю угленосную.

На Итатском месторождении безугольная толща итатской свиты почти нацело сложена песчаными породами общей мощностью около 100м. Угленосная толща здесь также представлена существенно песчаниками и в меньшей степени алевролитами и аргиллитами. Она содержит пять-шесть пластов угля, из которых пласт Итатский достигает мощности 35-65 м; в северной части месторождения, на Итатской антиклинали, его мощность уменьшается до 10 м. Мощность угленосной толщи в Итатском районе достигает 240 м.

Белогорская свита выделена И.Н. Звонаревым в разрезе Белогорской скважины от глубины 1220 и до 1435 м. По его мнению, она является стратиграфическим аналогом терсюкской свиты Кузбасса и присаянской свиты в Иркутском бассейне. Нижние ее горизонты имеются в Муртинском и Красноярском (кубековский горизонт) районах Чулымо-Енисейского бассейна. Состав ее в связи с низким выходом керна по Белогорской скважине изучен слабо. Отмечено достаточно частое переслаивание песчано-глинистых пород и до десяти прослоев угля не определенной мощности.

Нерасчлененные отложения нижней и средней юры, выделяемые в тюменскую свиту, развиты на большей части рассматриваемой территории. Отметки кровли и почвы тюменской свиты (по опорной сква жине в г. Тюмени) колеблются в пределах минус 1800-2300 м (абсол.). Эти отложения мощностью до 500м залегают почти горизонтально и налегают с размывом на породы палеозойского фунда мента или на туфогенно-осадочные образования рэта.

Средний - Верхний отдел юрской системы

Стратиграфически выше тюменской свиты (или замещая верхнюю ее часть), в центральной части рассматриваемой территории, зале гают палеонтологически почти не охарактеризованные пестроцветные породы: красно-коричневые и зеленые аргиллиты, зеленовато-серые песчаник и алевролит. На восток от г. Омска эти отложения, постепенно уменьшаясь в мощности, протягиваются до района Тебисского структурного поднятия и выклиниваются вблизи г. Барабинска. К северу от г. Омска, по данным бурения на Большереченской площади, в разрезе татарской свиты увеличивается количество прослоев алевролитов и заметно преобладают серовато-зеленые и голубовато-зеленые тона окраски глинистых пород; типичные красноцветные аргиллиты здесь встречаются лишь эпизодически. Еще дальше на север, как показало бурение Александровской и Ларьякской скважин, пестроцветные отложения татарской свиты выпадают из разреза, и на тюменской свите залегают (с перерывом) сероцветные породы марьяновской свиты.

Нижний отдел меловой системы

Валанжинский ярус

Отложения валанжина развиты на большей части рассматриваемой территории и отсутствуют только южнее широты 53°. Согласно и без перерыва залегают они на породах морской верхней юры, местами трансгрессивно - на породах складчатого фундамента. Мощность валанжинских отложений достигает 250-300 м. На большей части своего распространения отложения валанжина представлены в морских фациях и подразделены на марьяновскую (верхняя ее часть), куломзинскую и тарскую свиты. В восточных районах плиты морские толщи постепенно замещаются континентальными пестроцветными отложениями илекской свиты. Границы нижнего, среднего и верхнего валанжина по литологическим признакам в разрезе не устанавливаются, а определяются по фауне. Нижний валанжин слагают нижние горизонты куломзинской свиту и верхней части марьяновской свиты. В ряде разрезов, где нельзя достаточно уверенно провести границу между куломзинской и марьяновской свитами, выделяется тебисская свита (по ст. Тебисс, к западу от г. Барабинска), охватывающая местами верхнюю юру и большую часть валанжина. Литологически и по палеонтологической характеристике это полный аналог куломзинской и марьяновской свит. Валанжинские горизонты марьяновской свиты (мощностью до 40-50 м) сложены темно-серыми, почти черными плитчатыми, иногда битуминозными аргиллитами с фауной Suberaspedites cf. subpressulus В о g., S. aff. bidevexus (B o g.) , Paracraspedites sp., Tollia sp. Куломзинская свита отвечает нижнему, среднему, а местами, вероятно, и верхнему валанжину (названа по ж.д. станции Куломзино, расположенной на левом берегу р. Иртыша, около г. Омска). Мощность ее до 80-120 м. Свита сложена аргиллитами темно-серыми, серыми и зеленовато-серыми, иногда известковистыми, плотными, с характерной прерывистой и волнистой слоистостью, подчеркнутой своеобразным распределением в аргиллитах светло-серого песчано-алевролитового материала.

Готерив-барремские

Отложения выделены в киялинскую свиту и представляют характерный горизонт в разрезе мезозоя Западно-Сибирской плиты. Литологически эта толща пестроцветных красновато-коричневых, зеленых и пестроцветно- пятнистых глин с неравномерной примесью алевролитового материала, чередующихся с подчиненными по мощности пластами серых и зеленовато- серых полимиктовых мелко- и среднезернистых песчаников и алевролитов, часто известковистых; встречаются тонкие линзы и прослои глинистых известняков. Характерно наличие рассеянных желваков сидерита, а также сидерита, нередко дисперсно распределенного в глинах.

Глины часто обладают характерной желваковидной текстурой. В верхней части разреза киялинской свиты обычно преобладают красно- и пестроцветные породы, а в нижней трети доминируют зеленоцветные породы; прослои красноцветов здесь имеют резко подчиненное значение. Остатки фауны встречены в основном в нижней части разреза, которая формировалась, по-видимому, в обстановке, связанной с преобладанием восстановительных условий. Мощность киялинской свиты до 400-655 м.

Аптский и альбский ярусы

Отложения апта, альба в западной части Западно-Сибирской плиты представлены тремя свитами: викуловской (по скважине в пос. Викулово в нижнем течении р. Ишима), ханты-мансийской (по Ханты-Мансийской опорной скважине). На востоке, примерно начиная с меридиана г. Омска, этим свитам синхронна одна-покурская свита (по пос. Покур, в среднем течении р. Оби). На юге (большая часть Павлодарской области и Ал-тайского края) покурская свита фациально замещается леньковской свитой (по д. Леньки, восточнее ст. Кулунды). Ниже приводится краткая характеристика этих отложений для различных районов рассматриваемой территории. Викуловская свита представлена мелкозернистыми различно сцементированными, иногда известковистыми песчаниками, глинистыми алевролитами и песчано-алевролитовыми глинами. Встречаются углистые глины, линзы и прослой бурого угля, растительный детрит, редкие зерна пирита и глауконита. Мощность викуловской свиты варьирует от 70 до 290 м; палеонтологически свита не охарактеризована. Выше викуловской свиты залегают отложения ханты-мансийской свиты (альб) мощностью до 250 м, местами разделяющейся на две подсвиты. Ханты-мансийская свита легко выделяется по керну (и каротажу) благодаря литологическим особенностям. Она сложена темно-серыми и черно-серыми глинами и аргиллитами, местами лёнточно-слоистыми, иногда с прослоями сидеритов, известняков и песчаников. Покурская свита мощностью до 800 м и более, развитая на большей части рассматриваемой территории, представлена неравномерным чередованием светло-серых и серых мелкозернистых песков и песчаников, серых и зеленовато-серых, нередко углистых глин и глинистых алевролитов. Встречаются линзы и пласты бурого угля нерабочей мощности, количество которых обычно увеличивается в нижней части разреза. В разрезах покурской свиты, пройденных. Колпашевской, Барабинской, Татарскими и Тебисскими скважинами, наблюдались редкие прослои пестроцветных глин, приуроченных к верхней части свиты. К югу от Барабинской скважины, на Ипатовской структуре, в районе д.Леньки и далее до южной границы распространения апт-сеноманских отложений, в составе покурской свиты заметно увеличивается содержание пестроцветных пород, и покурская свита фациально замещается леньковской.

Верхний отдел меловой системы

Сеноманский ярус

Сеноманский ярус представлен Уватской свитой. Сеноманский возраст свиты определяется только по положению в разрезе (ниже туронских морских отложений). Уватская свита мощностью до 115-315 м слагается светло- серыми, серыми и зеленовато-серыми неслоистыми алевролитами, глинами и мелкозернистыми песками и песчаниками с редкими включениями растительного детрита и единичными зернами янтаря. Спорово-пыльцевой комплекс пород близок к таковому для ханты-мансийской свиты, особенно ее верхней части.

Туронский ярус

Туронские отложения широко развиты почти на всей территории плиты и выклиниваются лишь вблизи ее окраин. Они согласно залегают на сеноманских отложениях и перекрываются морскими осадками коньяка-сантона. В западной и центральных частях плиты, где развиты морские туронские отложения, они выделены в кузнецовскую свиту (по Кузнецовскоиопорной скважине). Это зеленовато-серые и пестроцветные песчанистые глины и алевролиты, мощностью до 150 м.

Коньяский, сантонский, кампанские ярусы

Ипатовская свита (по Ипатовской разведочной скважине, к югу от г. Барабинска) сложена серыми и зеленовато-серыми мелкозернистыми кварцево-глауконитовыми песками и песчаниками, с прослоями алевролитов и глин, местами с растительным детритом, редкими зернами пирита, единичными фораминиферами, ядрами радиолярий и неопределенными остатками пелеципод. Ипатовская свита в районе г. Барабинска и Кулундинской степи достигает мощности до 100 м и более. К западу от г. Барабинска мощность ипатовской свиты быстро уменьшается и в разрезе у г. Омска составляет всего 10-12 м. Славгородская свита (по г. Славгороду, Алтайского края) отчетливо выделяется в разрезах скважин характерным литологическим составом. Внизу обычно залегают опоковидные глины и опоки с включениями глауконита и редкими прослоями опоковидных алевролитов.

Маастрихтский ярус

Отложения Маастрихта распространены почти повсеместно, за исключением самой южной окраины плиты. Литологическая и фациальная характеристика отложений этого возраста различна для разных частей рассматриваемой территории. На большей части площади развиты морские глинисто-мергелистые отложения ганькинской свиты, охарактеризованные обильной маастрихтской фауной аммонитов, пелеципод, гастропод, фораминифер, остракод и других. bar sp., Ilex sp., Myrtaceae, Extratriporopollenites sp. (до 10%). Восточнее меридиана 86° по данным буровых работ выявлена широкая полоса развития прибрежно-морских маастрихтских отложений несколько иного состава. Это глауконитово- глинистые песчаники, пески и алевролиты, реже глины (относимые по схеме 1960 г. также к ганькинской свите), с которыми связаны колпашево-бакчарские оолитовые железные руды. На остальной территории и далее, вплоть до р. Енисея, распространены преимущественно песчаные отложения маастрихтского возраста, относящиеся к верхней половине сымской свиты, охарактеризованные отпечатками семян и палинологическими комплексами. Отложения маастрихта, развитые в Колпашево-Нарымском районе достигают мощности более 300 м.

Третичные отложения широко развиты в северной части Обь-Иртышского междуречья и в правобережье р. Оби. Верхние их горизонты выходят на дневную поверхность в районах молодых поднятий по долинам рек Обь-Иртышского междуречья; нижние горизонты вскрыты буровыми скважинами. Суммарная мощность третичных отложений здесь достигает 600 м. В составе палеогена выделяются морские (талицкая свита) и прибрежно-морские (парабельская свита) отложения палеоцена, морские отложения эоцена (люлинворская свита) и верхнего эоцена-нижнего олигоцена (чеганская свита), прибрежно-континентальные и частично континентальные отложения верхнего эоцена-нижнего олигоцена (юрковская толща) и континентальные отложения среднего-верхнего олигоцена (некрасовская серия).

Палеоцен

Морские отложения палеоцена (талицкая свита) широко распространены в северной части Обь-Иртышского междуречья и в бассейне р. Ваха. Они вскрыты скважинами: Тарской (564-594 м), Ларьякской (488- 535 м), Покурской (610-686 м), Уватской (638-766 м), Пудинской (250- 254 м). В центральных районах Западно-Сибирской плиты талицкая свита представлена глинами черного и темносерого цвета с зеленоватым реже коричневатым оттенком.

Эоцен

Морской эоцен (люлинворская свита - стратотип в районе р. Северной Сосьвы) - распространен в центральной и частично северо-восточной части Западно-Сибирской плиты. Береговая линия эоценового моря проходила от района г. Томска к г. Колпашево и далее, через среднее течение р. Тыма в верховья р. Ваха. К юго-востоку от этой линии континентальные эоценовые отложения известны пока только из района г. Томска. В обнажениях морские породы эоцена известны в пределах бассейна р. Таза и севернее; кроме того они вскрыты в скважинах: Тарской (316-531 м), Уватской (467-638 м), Покурской (435-610 м), Ларьякской (334-488 м), Нововасюганской (384-460 м) Нарымской (141-174 м), Пудинской (203-250 м), Корликовской в верхнем течении р. Ваха (70-75 м).

Олигоцен

Почти по всей площади северной части Обь-Иртышского междуречья морские отложения нижнего олигоцена перекрываются континентальной толщей, верхние горизонты которой обнажаются в долине р. Иртыша и его правобережных притоков, а также в долине р. Оби и по ее притокам. Континентальная толща олигоценовых отложений Обь-Иртышского междуречья, к северу от широты с. Болынеречье на р. Иртыше, имеет мощность от 170 до 300 м. Она представлена в основном песчано-глинистыми сероцветными отложениями, часто с обилием растительных остатков, образующих в ее средней и верхней частях линзы и прослои углей. По литологическим особенностям и содержащимся в ней растительным остаткам эта толща, именуемая по аналогии с такой же толщей Кулунды и Барабы некрасовской серией, расчленяется (снизу) на атлымскую, новомихайловскую и туртасскую свиты. В туртасской свите выделяются нижняя безугольная и верхняя угленосная подсвиты.

Бурлинская серия. Отложения неогена, выделяемые под названием бурлинской серии, почти сплошь распространены в южной части низменности (они часто отсутствуют лишь в Новосибирском Приобье). Обычно породы этой серии залегают на глубинах 5-20 м и ниже, за исключением районов Приобского плато (в восточной и юго-восточной частях описываемой площади), где глубины залегания достигают 100- 150 м и более, и Обь-Чумышской впадины (40-50м и ниже). Они представлены пестроокрашенными обохренными, часто комковатыми глинами с известково-мергелистыми конкрециями, с друзами гипса, реже полимиктовыми слюдистыми песками и супесями. Бурлинская серия согласно залегает на некрасовской и покрывается различными свитами четвертичных отложений. Отложения ее имеют озерный, реже аллювиальный генезис. Наибольшую мощность (100-125 м) бурлинская серия имеет в центральной части. [2]

3. Тектоника

В основе методики выделения структур разного порядка лежит принцип замкнутости изолиний, принятый в нефтяной геологии в связи со спецификой нефтнпоисковых работ. Однако при общем наклоне какой-либо структуры допускалось пересечение изогипсы структурной поверхности. Это нарушение принципа замкнутости отмечено и в более ранних работах (Гурари и др., 1971), в последних (Беляев и др., 1999) при проведении границ структур I и, реже, II порядков. В пределах исследуемой территории были оконтурены все замкнутые и полузамкнутые положительные и отрицательные пликативные формы I и II порядков. Замкнутые положительные структуры оконтуривались преимущественно по самой глубокой для данной формы замкнутой изогипсе структурной поверхности, а отрицательные - по наименее глубокой (за исключением высокоградиентных участков, где границы проводились посередине склона). При этом учитывались и некоторые характерные черты рельефа структурной поверхности, например, при оконтуривании Сургутского свода (разграничении его с Северо-Сургутской моноклиналью) во внимание принималась ступенька в рельефе выраженная сгущением изолиний, т.е. их более высоким градиентом.

В соответствии с существующими классификациями, разделение структур платформенного чехла на разнопорядковые основывается на различии их размеров. В связи с этим принято (Беляев и др., 1999), что надпорядковыми являются структуры, имеющие размеры более 100 тыс. км2.

Структуры с размерами от 6-10 до 60-100 тыс. км2 относятся к структурам I порядка; от 250 км2 до 6 тыс. км2 - к структурам II порядка, и менее 250 км2 - к структурам III порядка. Широкий диапазон структур в пределах одного порядка, принятый и во всех более ранних классификациях, вносит классификационную неопределенность, хотя и удобен для выполнения главной задачи - наиболее полной характеристики рельефа поверхности. Необходимо учитывать, что относительно небольшие по площади структуры (преимущественно линейные - мегапрогибы и мега- валы) обычно лучше всего морфологически выражены, т.е. имеют наибольшую амплитуду и наиболее ярко отражают характерные черты структурного плана поверхности. Поэтому в работе к структурам отнесены контрастные деформации, имеющие площадь несколько меньше 6000 км2, также I порядка. При выделении структур I порядка вычленяются пустые места между их замкнутыми контурами. Структуры, занимающие такие места, обычно называют седловинами (структурами сочленения) или структурами связи (Беляев и др., 1999). Среди структур I порядка в пределах изучаемой территории авторами выделены положительные: своды и мегавалы, отрицательные: мегавпадины и мегапрогибы и промежуточные - моноклинали.

Среди структур II порядка выделены положительные - куполовидные поднятия и валы, и отрицительные - прогибы и впадины. Как установлено многими исследователями, Западно-Сибирский бассейн характеризуется преимущественно унаследованным развитием тектонических структур. Это относится к подавляющему большинству структур I порядка. В последние годы при достаточно детальных сейсморазведочных и буровых работах стали выделяться инверсионные структуры. Однако это скорее всего локальные или зональные участки. Крупные тектонические структуры конседимснтационного развития, безусловно, влияли на седиментационный процесс. Поэтому их морфология, ориентировка, пространственное положение и другие параметры важны для расшифровки строения и условий формирования неокомского комплекса. В этом отношении наиболее удобна тектоническая карта по кровле бажсновской свиты (отражающий горизонт Б). Отметим, что кровля баже- новской свиты - это не изохронная граница, близкая к кровле юры, как принято считать и как показано на официально принятой стратиграфической схеме мезозоя Западной Сибири (1991), а скользящая на несколько ярусов - от волжского и берриасского ярусов до готеривского.

Взяв за основу описание наиболее крупных структур (I порядка) (Беляев и др., 1999), кратко охарактеризуем те из них, которые играли наиболее важную роль в формировании особенностей неокомского комплекса и типа залежей.

Известно, что в любом бассейне главными структурными элементами, в значительной мере определяющими характер седиментации, а в дальнейшем и структуру бассейна и нефтегазоносность, являются крупные, устойчиво прогибающиеся, а следовательно, глубокие депрессии. Имеются многочисленные примеры крупных по размерам депрессий, но с небольшими (размазанными) мощностями осадочного чехла и, как следствие, с небольшими запасами углеводородов (УВ). Это многочисленные синеклизы Африканского и Южно-Американского континентов и ряд друтих регионов мира.

В пределах исследуемой территории такой важнейшей депрессионной структурой, по нашим и опубликованным данным, является Надымская мегавпадина с Танловской котловиной. Как известно, она занимает северную часть субмеридионально ориентированной Мансийской синеклизы, являющейся приосевой зоной юрского и мелового бассейнов. В ее наиболее прогнутой части пересекаются западно-северо-западные (Уральско-Пайхойские) и восточно-юго-восточные (Восточно-Сибирские) клиноформы. Ее западный борт плавно переходит в Казымскую моноклиналь, юго-восточный - в Северо-Сургутскую моноклиналь.

Ниже (и далее) приводится краткая характеристика важнейших в тектоноседиментологическом отношении элементов по С.Ю. Беляеву с соавторами (1999).

Надымская (Танловская) мегавпадина - самая крупная структура на описываемой территории, ее площадь составляет около 23 000 км2 и по кровле, и по подошве юрского комплекса при размерах 210 х 110 км. Амплитуда от подошвы к кроате яруса меняется от 950 до 600 м.

По подошве комплекса в пределах мегавпадины выделены структуры II порядка, которые можно разделить на две группы. К первой относятся Верхне надымское и Пайсятское куполовидные поднятия, Хулымская, Правохетгинская. Хеттинская и Южно-Хеттинская впадины. Верхнехетгинский прогиб. Для этих структур характерно выполаживанис вверх по разрезу вплоть до полного их исчезновения.

Ко второй группе структур относятся Пальни- ковское и Хетгинское куполовидное поднятие (к.п.) и Левохетшнская и Всрхнетанловская впадины. Контуры, площадь, амплитуды этих структур в кровле и подошве структурного яруса меняются, причем если одни становятся более крупными, то другие уменьшаются, границы смещаются.

С востока мегавпадина как бы ограничена отрицательной структурой, но не изометричной, как Надымская мегавпадина, а узкой, вытянутой в субмеридиональном направлении. Это Пякупурско- Ампутинский мегапрогиб, входящий также в состав крупной, надпорядковой структуры - Колтогорско- Уренгойского желоба. Как известно, по небесспорному представлению В.С. Суркова и О.Г. Жеро (1981), он является палеорифтом, проявлявшим свою тектоническую активность на протяжении всего мезозоя-кайнозоя.

Рис. 4. Карта тектонического районирования мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Западного Приобья (по Карогодину и др., 1996)

В кровле площадь Восточно-Пурпейского прогиба сокращается, и контуры его становятся более плавными. Восточно-Выинтойский прогиб полностью выполаживается, а Пякупурская и Южно-Пякупурская впадины объединяются, образуя Пякупурский прогиб, площадь которого больше чем исходных структур вместе взятых. Уменьшаются и амгаипуды структур Восточно-Пурпейского (от 520 до 200 м) и Пякупурского (от 240 до 140 м) прогибов. Площадь Етыпуровского мегапрогиба по подошве стру ктурного яруса составляет 1500 км2, амплитуда 980 м. Ярайнерский мегапрогиб имеет площадь около 3000 км2 и амплиту ду 860 м. Эти два мегапрогиба, разделенные Етыпуровско-Ярайнерской седловиной на карте по кровле яруса объединяются, образуя единый Ярайнерско-Етыпуровский мегапрогиб. В целом он вытянут в субмеридиональном направлении, его площадь составляет около 7000 км2 при размерах 175 х 40 км. Отношение длин осей - 4, амплитуда - 440 м.

В структуре Етыпуровского мегапрогиба выделяются Етыпуровский и Южно-Етыпуровский прогибы, которые в кровле юрского комплекса объединяются. образуя единый Етыпуровский прогиб с у величенной площадью и уменьшенной от 600 до 240 м амплитудой.

Между северным окончанием Мансийской синеклизы и Колтогорско-Уренгойским желобом как бы зажаты крупные положительные структуры - Сургутский и Нижневартовский своды и их продолжение. Так, в западно-юго-западной половине исследуемого района находится обширная Северо- Сургутсккая моноклиналь, которая является как бы продолжением Сургутского свода с его самым северным окончанием.

Сургутский свод. На территорию, описываемую в данной работе, попадает толью северная, незначительная по площади (16 000 км2) часть Сургутского свода. Его граница на карте по подошве юрского комплекса проведена по изолиниям от - 3700 до -3620 м (достаточно высокоградиентная ступень в рельефе), амплитуда составляет около 700 м. На карте по кровле комплекса граница свода существенно смещается на юг и амплитуда составляет около 100 м.

На территории свода по подошве яруса выделено четыре структуры И порядка: Средневатлорское к.п. и Ватлорская впадина, склоны которых выполаживаются вверх по разрезу и в рельефе поверхности яруса не выражены, Холмогорское к.п., которое при переходе от подошвы к кровле комплекса смещается на восток, практически при одинаковой площади, и Итурское кп., границы которого по подошве и кровле яру са почти совпадают.

Северо-Сургутская моноклиналь является промежуточной структурой между Сургутским сводом и Надымской (Таитовсюй) мегавпадиной. За счет существенного перемещения границы Сургутского свода на юг, происходит значительное увеличение размеров структуры. Площадь моноклинали увеличивается от подошвы к кровле структурного яруса с 8500 км2 до 25000 км2. Северо-Сургутская моноклиналь в северо-восточной части разделена структурным носом на Северо-Сургутскую и Восточно-Сургутскую моноклинали. Вверх по разрезу структурный нос выполаживается и, при смещении в южном направлении границы Сургутского свода, происходит объединение Северо-Сургутской и Восточно-Сургутской моноклиналей. Моноклинали осложнены положительными структурами IIго порядка: Верхненадьтмский ват, Западно-Коллективное, Нятлонгское и Коллективное к.п., ограниченные с юго-востока цепочкой впадин северо-восточного простирания. Вверх по разрезу границы, форма и размеры Верхненадымского вала меняются и по кровле комплекса эта структура выделяется в качестве Верхненадымского к.п. Амплитуда его снизу вверх уменьшается от 140 до 80 м. Из-за выполаживания Западно-Коллективного и Нятлонгского к.п. вверх по разрезу, в кровле юрского комплекса они практически не картируются. Коллективное к.п. по кровле юрских отложений меняет форму с увеличением площади за счет расширения в южном и западном направлениях и некотором уменьшении амплитуды (от 60 до 40 м).

В целом можно отметить, что структурные планы северного обрамления Сургутского свода по кровле и подошве юрского комплекса существенно отличаются. Например, Западно-Коллективное, Нятлонгское и Ноябрьское к.п., выделенные по подошве юры, практически не имеют никакого отражения в его кровле. Верхненадымское, Коллективное и Северо-Ноябрьское к.п. существенно меняют свои контуры, очертания и положение. В то же время, фиксируемая в подошве юрского комплекса серия мелких локальных поднятий преобразуется в Пограничное к.п. в кровле юры.

Северный свод. Площадь свода (его части, попадающей на карту) по подошве яруса составляет около 6000 км2 при размерах 100 х 60 км и увеличивается вверх по разрезу до 6500 км2, с ростом линейных размеров. Свод слабо вытянут (отношение длин осей 1:2) в северо-восточном направлении. Амплитуда его от подошвы к кровле яруса уменьшается от 700 до 250 м, при этом форма становится более изометричной (размеры 95 х 75 км).

Мегавал одинаково выражен по подошве и кровле комплекса, а его амплитуда составляет порядка 350 м. В подошве юрского комплекса на территории мегавала выделяется три положительных структуры II порядка: Вынгаяхинский вал, Южно-Вынгаяхинское и Вынгапуровское куполовидные поднятия. Вынгаяхинский вал и Южно-Вынгаяхинское к.п. вверх по разрезу объединяются и по кровле юры выделяются как единый Вынгаяхинский вал. При этом субмеридиональное простирание структуры сохраняется, но контуры ее несколько смещаются к востоку. Хорошо выраженное в рельефе обеих поверхностей Вынгапуровское к.п. вверх по разрезу, наоборот, уменьшается в размерах и амплитуде, а его восточная граница смещается на запад. Контуры поднятия становятся более сглаженными. Етыпуровский мегавал имеет субмеридиональное простирание, площадь его составляет более 4000 км2, амплитуда более 700м по подошве и порядка 300 м по кровле юрского комплекса. По отражающему горизонту Б контуры мегавала меняются незначительно.

На территории мегавала выделены две структуры II порядка: Ингуземсий вал в северной и Етыпуровский вал в южной части. Обе структуры практически одинаково выражены в подошве и кровле юрского комплекса. Ингуземский вал - структура субмеридионального простирания - вверх по разрезу становится более изометричной с незначительным увеличением площади.

Значительную часть территории занимают седловины, соединяющие (и разделяющие) крупные положительные и отрицательные структуры: Южно-Муравленковская, Восточно-Вынгаяхинская, Етыпуровско-Ярайнерская и Южно-Вын- гапуровская. Обычно это структуры небольшие по размерам (площадь от 100 до 1000 км2). Их форма и размеры вверх по разрезу изменяются незначительно. Рельеф седловин не отличается контрастностью и сложностью. Лишь Южно-Вынгапуровская седловина осложнена Восточно-Коту хтинским локальным поднятием.

Южно-Муравленковская седловина разделяет Северный свод и Северо-Сургутскую моноклиналь с одной стороны, а с другой - соединяет Надымскую (Танловскую) мегавпадину и Пякутинско- Ампутинский мегапрогиб. Площадь ее составляет около 250 км2 по отражающему горизонту А и уменьшается до 200 км2 на карте по горизонту Б, приобретая при этом более симметричную форму.

Восточно-Выигаяхинская седловина разделяет Етыпуровский и Вынгапуровский мегавалы и раскрывается в Етыпуровский и Пякутинско-Ам- путинский мегапрогибы. Площадь седловины составляет около 100 км2 на обеих картах, форма, приблизительно, также одинаков

Етыпуровско-Ярайнерская седловина выделяется только на карте по отражающему горизонту А, где она разделяет Тагринский и Вынгапуровский мегавалы и раскрывается в Ярайнсрский и Етыпуровский мегапрогибы. Площадь ее составляет около 200 км2.

Южно-Вынгапуровская седловина на карте по отражающему горизонту А разделяет Вынгапуровский мегавал и Восточно-Сургутскую моноклиналь и раскрывается в Ярайнерский и Пякупур- ско- Ампушнский мсгапрогибы. Площадь ее составляет около 150 км2, почти не меняясь на структурной поверхности Б. На этой поверхности она разделяет Вынгапуровский мегавал и Северо-Сургутскую моноклиналь и соединяет Пякупурско-Ампутинский и Етыпуровсю-Ярайнерский мегапрогибы.

На карте по кровле юрского структурного яруса показаны и более восточные, чем по подошве, территории. На ней выделены следующие структуры I порядка. Тагринский мегавал, площадью порядка 3000 км2 и амплитудой 680 м. Мегавал осложнен Ярайнерским к.п., в купольной части которого выделяется 2 структуры III порядка. Харампурский мегавал, площадь которого составляет 4500 км2, при размерах 150 х 30 км, а амплитуда около 380 м, осложнен Харампурским ватом, протягивающимся в субмеридиональном направлении и осложненным, в свою очередь, тремя локальными поднятиями.

Анализ структур, выделенных по подошве и кровле юрского комплекса Северного Приобья свидетельствует о том, что, в целом, подошва комплекса имеет гораздо большую расчлененность, чем кровля, поэтому количество структур III порядка (локальных поднятий), выделенных на карте по горизонту А больше. Группы сближенных поднятий, выделенных по горизонт А, на поверхности соответствующей горизонту Б, чаще всего объединяются в локальное поднятие, большее по площади, но имеющее меньшую амплитуду.

Из анализа схемы миграции границ крупных структур можно сделать по крайней мере два вывода. За юрский, точнее юрско-неокомский, период у большинства отрицательных структур контуры расширились, а у ряда положительных структур они сузились. Кроме того, на востоке показано значительное смещение границ структур в сторону от бортовых элементов мегапрогибов. Обращает на себя внимание наиболее значительная миграция границ в юго-восточной части территории (максимальные по масштабу стрелки на рис. 3). Это позволяет предположить, что Колтогорско-Уренгойский желоб и входящие в него мегапрогибы - это структуры растяжения. Вероятно, западный борт желоба был подвижнее восточного, чем и обусловлено формирование в непосредственной близости к нему узких, контрастных субпараллельных по простиранию валов и мегавалов, явившихся крупными структурными ловушками нефти и газа (в более северных районах). [1]

. История геологического развития

геологический сибирский плита стратиграфия

К настоящему времени появилось множество публикаций, посвященных условиям формирования неокомского клиноформного комплекса. Спектр представлений на формирование продуктивного комплекса довольно широк. В первую очередь отличаются точки зрения сторонников косослоистого и горизонтально-слоистого строения нсокома. Но и среди первых нет единства. К наиболее дискуссионным вопросам относятся, например, роль дельтовых и бассейновых процессов при формировании мелководных песчаных пластов, влияние эвстатических колебаний и тектонических процессов в областях источников сноса на характер цикличности разреза, временные взаимоотношения глубоководных отложений конусов выноса и мелководных пластов, размер шельфа и т.д. На эти и многие другие вопросы вряд ли в ближайшее время будет дан однозначный ответ, но, тем не менее, при дальнейшем изучении клиноформ позиции исследователей явно будут сближаться.

В общих чертах формирование неокомского комплекса сторонниками клиноформной модели объясняется ритмичным боковым заполнением глубоководного палеобассейна сформировавшегося к концу юрского времени. Его глубины различными исследователями оцениваются в наиболее погруженных частях до 250-500 м. По некоторым данным на территории Северного Приобья глубина неокомского бассейна составляла до 700-800 м (Чернавских, 1994), а севернее, в районе Уренгойского месторождения, палеобатиметрические отметки достигали 950 м (Брехунцов и др., 1999, с. 40). Заполнение бассейна происходило ритмично, прерываясь кратковременными трансгрессиями, во время которых формировались глинистые пачки, являющиеся косонаклонными отражающими реперами на сейсмограммах (Биншток, 1980; Гидион, 1988; Нежданов и др., 1990; идр.). Часть исследователей отдают предпочтение эвстатическому фактору, обусловившему ритмичное осадконакопление (Гидион, 1988; Игошкин, 1992; Карогодин и др., 1996; Орлинский, Файзуллин, 1993). Однако, например, Ф. Г. Гурари (1994) считает, что на цикличность в первую очередь влияли климатический фактор и тектонический режим областей сноса обломочного материала, в результате чего осадочный материал поступал в бассейн пульсационно.

Следует отметить, что применение в русскоязычной литературе, посвященной неокомскому комплексу Западной Сибири, таких терминов, как шельф, бровка шельфа, склон шельфа и т.д., не совсем правомерно (Карогодин и др., 1996). Современные представления о геологии Западной Сибири отрицают наличие на ее территории океанической коры в мезозое, хотя некоторые геологи и видят аналогию с атлантической окраиной (Чернавских, 1994) или континентальным склоном (Соссдков, Четвертных, 1995). В таком случае и мелководная часть палеобасссйна, и глубоководная, независимо от того, какие были максимальные глубины, относятся к шельфу. Один из предлагаемых вариантов - использовать термины "дельтовая платформа, склон дельты, фронт дельты. Подобной точки зрения придерживаются и некоторые другие геологи (Плавник и др., 1988). Вероятно, можно использовать и термин аккумулятивный шельф.

Некоторые из сторонников косослоистой модели неокома отдают предпочтение точке зрения, согласно которой формирование мелководных пластов происходило в шельфовых условиях (Биншток, 1980; Иващенко и др., 1980; Кунин, Кучерук, 1984; Игошкин, Шлезингер. 1990; Нежданов и др., 1990; Прежснцев, 1990; Трушкевич, 1994). Ширина зоны шельфа могла достигать 400 км и более. Она представляла собой область транзита осадочного материала, который достигал ровки седиментационного уступа и сбрасывался в глубоководную часть бассейна.

Даже в 70-е годы, когда клиноформной модели еще не существовало, М.Ю. Эрвье (1972, 1974) указывал на дельтовое происхождение отложений пласта БВ8 Самотлорского месторождения, а Н.И. Марковский (1973) отмечал, что вся мегионская свита формировалась в условиях дельты.

По данным Г.И. Плавника и др. (1988), разрезы дельтовых отложений неокома центральной части Западной Сибири характеризуются повышенной общей мощностью отложений, разнообразным литолого-фациальным составом, чередованием отложений с нормально-морской и солоноватоводной фауной, обилием в них растительного детрита и слюды, ходов илоедов и пескожилов. При построении карт эффективных толщин по серии песчаных пластов и их анализе выделено несколько крупных палеодельт в пределах Среднего Приобья.

Одна из дельт, установленная в пределах Юганской впадины и юго-восточной части Сургутского района для пластов БВ6-БВ10 и БС10-БС2, прослеживается по повышенным значениям общих и эффективных мощностей пластов БВ и БС на Тайлаковской, Мамонтовской, Усть-Балыкской и некоторых других площадях. Вторая дельта прослежена в центратьных частях Нижневартовского и Сургутского сводов, с осевой линией, проходящей через Соснинскую, Советскую, Самотлорскую, Нивагальскую, Федоровскую. Кочсвскую и другие площади. В Северном Приобьс выделена третья дельта. Ее осевая линия проходит через Варьеганскую. Ортъягу некую. Пограничную, Холмогорскую площади.

Формирование ачимовских тел большинство исследователей связывают с формированием глубоководных конусов выноса турбидитными и мутьевыми потоками (Гиршгорн, Соседков. 1990; Нежданов и др., 1990; Соседков. Четвертных. 1995; Трушкевич, 1994; Брехунцов и др., 1999; и др.) по одним представлениям, на продолжении подводящих каналов пересекающих шельф, по другим - на продолжении авандельт (рис. 4.3). Некоторые из ачимовских тел относятся к контуритам (Соседков, Четвертных, 1995), а Р. Т. Трушкевич (1994) считает, что они могли также формироваться за счет сползания кромки террас. Некоторые разногласия, как отмечалось выше, заключаются во временном взаимоотношении мелководных покровных шельфовых пластов и ачимовских тел. Некоторые исследователи (Карогодин и др.. 1996) считают, что их формирование происходило большей частью синхронно, другие, - что отложения подводных КОНУ СОВ выноса не имеют возрастных аналогов среди мелководных пластов (Игошкин, Шлезингер. 1990).

Рис. 5. Принципиальная схема формирования покровных и полосовидных песчаных тел (по Нежданову и др 1992). а - лагунно-баровое побережье, осложненное наличием аллювиального источника терригенного материала; о схематические разрезы. 1 - песчаники; 2 - алевролиты; границы: 3 - бровки шельфа, 4 - подножия шельфового склона. 5 - песчаных тел; 6 - номера клиноформ

Неокомский разрез сформировался в результате "лавинного бокового заполнения сравнительно глубоководного морского бассейна в регрессивный этап крупного седиментационного цикла. Оценка "минимально допустимой" глубины бажсновского моря, выполненная по материалам литолого-фациального. палеоэкологического и других анализов, составила порядка 400 м (Брадучан и др., 1986, с. 63). Обломочный материал поступал в основном с Сибирской платформы, Алтас-Саянской складчатой области и в меньшей степени с Урала. Этой неравномерностью послупления обломочного материала объясняется асимметрия строения неокома. На территории Северного Приобья осевая зона неокомского бассейна по ряду региональных сейсмических (XIX-XXII) профилей намечается в 50-70 км западнее Хулымской группы поднятий. Еще одной особенностью неокомского бассейна Западной Сибири является его некомпенсированный режим осадконакопления в поздней юре, сменившийся "лавинной седиментацией в неокоме или, возможно, даже в поздневолжское время. Именно эти два обстоятельства (некомпенсированное осадконакопление, сменившееся лавинной" седиментацией) были определяющими в формировании клиноформного комплекса.

Клиноформы восточного падения, сформировавшиеся под влиянием источников сноса Урала, имеют преимущественно глинистый состав, тогда как восточные клиноформы. Как следует из вышеизложенного, представлены чередованием глинистых пачек и песчаных горизонтов. Именно к этим клиноформам приурочена главная доля запасов УВ неокомского комплекса.

Заключение

К настоящему времени на территории Западной сибири (Северного Приобья) выявленные сейсморазведочными работами все крупные положительные структуры уже изучены бурением. Поэтому наравне с поисково-оценочным бурением скважин на небольших по площади и малоамплитудных локальных поднятиях все большее значение приобретают нефтепоисковые работы. Направленные на выявление неструктурных ловушек. При определении пространственного положения таких ловушек в сложно построенном неокомском комплексе существует необходимость восстановления фациальных и палеогеоморфологичсских условий формирования песчаных тел-коллекторов.

Немаловажными являются фациальный и палеогеоморфологические факторы. Именно они в значительной мере определяют морфологию резервуаров и в некоторой степени генетический тип ловушек. А это весьма важно для прогноза залежей и определения методов поиска скоплений углеводородов. Восстановление палеогеографических обстановок. В данном случае на территории Северного Приобья, предполагает выяснение как особенностей формирования нсокомского клиноформного комплекса в целом, так и детальных реконструкций образования отдельных клиноформ и их частей. Это имеет большое значение для понимания динамики развития осадочного бассейна и особенностей осадконакопления, что в дальнейшем в комплексе с другими данными (сейсморазведки, особенностей тектонического строения и др.) позволяет более обоснованно прогнозировать перспективные зоны и типы ловушек УВ в их пределах. [5]

Список используемой литературы

1)Ершов С.В. Компьютерное моделирование геологического строения клиноформенного комплекса неокома северных и арктическиз районов Западной Сибири. Геология и геофизика, 2009, т.50, №9.

2)Геология СССР. Том XIV. Западная Сибирь (Алтайский край, Кемерово, Новосибирская, Омская, Томская области). Часть 1 Геологическое описание. М.: Недра, 1967, 641 стр.

)Конторович В.А., Лапковский В.В., Лунев Б.В. (Институт Нефтегазовой геологии и геофизики им. М.М.Трофимука СО РАН) Модель формирования неокомского клиноформенного комплекса Западно-Сибирской плиты с учетом изостазии, 66 стр.

)Шиманский В.В. диссертации по теме "Закономерности формирования неструктурных ловушек и прогноз зон нефтегазонакопления в юрских и нижнемеловых отложениях Западной Сибири".