Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Модель седиментации франско-турнейских отлодений на северо-востоке Европейской платформы
ВАК РФ 04.00.21, Литология
Автореферат диссертации по теме "Модель седиментации франско-турнейских отлодений на северо-востоке Европейской платформы"
На правах рукописи УДК 552.578.2061.4:551.734.5/.735.1 (470.13)
РГЗ од
-п _
( ДЯГ 2000
Беляева Наталья Викторовна
МОДЕЛЬ СЕДИМЕНТАЦИИ ФРАНСКО-ТУРНЕЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Специальность 04.00.21 - Литология
Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
Москва 2000
Работа выполнена в Институте геологии Коми научного центра Уральского отделения Российской Академии наук
Научные консультанты:
доктор геолого-минералогических наук, профессор, академик РАЕН ВАДедеев
доктор геолого-минералогических наук, профессор Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова, академик РАЕН Ю.К.Бурлин
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук, профессор Российского государственного университета нефти и газа им. И.М.Губкина, академик РАЕН В.Г.Кузнецов,
доктор геолого-минералогических наук, профессор Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова, академик РАЕН, Н.В.Короновский,
доктор геолого-минералогических, профессор Московской государственной горной Академии, академик РАЕН Н.К.Фортунатова.
Ведущая организация ООО "Севергеофизика"
Защита состоится 9 июня 2000 г. в 1430 на заседании Специализированного совета Д.053.05.64 по геологии, поискам и разведке нефтяных и газовых месторождений, месторождений твердых горючих ископаемых и литологии при Московском Государственном Университете им. М.В.Ломоносова по адресу: 199899, ГСП, Москва, Воробьевы горы, МГУ, геологический факультет, ауд. 829. Факс: (8-035)932-8889
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ.
Автореферат разослан 6 мая 2000 г.
Ученый секретарь Специализированного совета Н.В.Пронина (e-mail: nvproncl@geol.msu.ru)
О<D >9 feP ¿У; ¿V ^ О о€> У32, У ~ О
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Актуальность исследований. Развитие нефтегазодобывающей отрасли как в нефтегазоносных бассейнах Печорского и Волго-Уральского регионов, так и во всем мире требует новейших методов исследований. Одним из таких методов является седиментологический. Седиментология в последнее десятилетие стала самостоятельным фундаментальным разделом осадочной геологии (Тимофеев, 1998). Особенности процессов седиментации в разных геодинамических обстановках разработаны недостаточно, поэтому одной из основных задач этой развивающейся науки является создание геодинамических моделей осадконакопления. Установление первичной природы отложений и их приуроченности к определенным геодинамическим обстановкам-главный инструмент прогноза коллекторов и ловушек углеводородов и особенно ловушек неантиклинального типа. Такими объектами являются верхнедевонские рифогенные резервуары в Печорском и Волго-Уральском нефтегазоносных бассейнах.
Цель работы. Создание геодинамической модели осадконакопления франско-турнейских отложений шельфовой окраины Европейской платформы и установление закономерностей формирования рифовых систем и коллекторов. Для достижения этой цели необходимо было решить следующие задачи:
-провеститипизацию франско-турнейскихпород, выявить группы генетических типов отложений, характеризовавшихся общими условиями формирования;
- восстановить эволюцию франско-турнейского бассейна седиментации по детально изученнным районам;
- разработать общую модель карбонатных секвенций;
- определить абсолютные глубины седиментации разных типов карбонатных осадков;
- установить геодинамические критерии, повлиявшие на строение секвенций;
- определить причины, время заложения и заполнения некомпенсированных прогибов;
- выявить влияние изменения темпов погружения на закономерности сингенного накопления коллекторских толщ;
- создать характерные модели рифогенных резервуаров в зависимости от их положения в общей рифовой системе, и дать их прогноз.
Научная новизна. Впервые для шельфовой окраины северо-востока-востока Европейской платформы проведен седиментологический анализ франско-турнейских отложений разрезов более 250 скважин и обнажений на единой методологической основе. Разработана модель преимущественно карбонатной генетической секвенции, отражающая семь стадий развития цикла третьего порядка, зависящих от положения относительного уровня моря и выраженных разными типами отложений. Определены абсолютные глубины седиментации разных типов карбонатных образований, что всегда было проблемным вопросом седиментологии карбонатов.
Для франского и фаменского ярусов геохронологическая шкала хронометрирована в пропорциях временных отрезков, отвечающих времени накопления отложений горизонтов и некоторых подгоризонтов, сопоставленых с конодонтовыми зонами стандартной шкалы.
Построены кривые изменения относительного уровня моря в абсолютном масштабе (метры по абсциссе и млн. лет по ординате) и кривые средних темпов седиментации. Установлен общий темп погружения шельфовой части Европейской платформы во франско-среднефаменское (тиманско-огттуховское) время 100 м/млн. лет
и еще более высокие темпы в разных зонах авлакогенов.
Прослежено замедление прогибания в среднефаменско-турнейское время, и доказано его влияние на последовательное изменение строения секвенций от полного (семистадийного развития) до крайне редуцированного (двухстадийного). Выделены временные отрезки, когда понижения уровня моря связаны только с эвста-тическими колебаниями.
Установлена единая длительно существовавшая система генетически разнородных некомпенсированных прогибов на северо-востоке Европейской платформы. Выделено три генетических типа прогибов.
Впервые для палеозоя построены карты глубин седиментации отложений горизонтов франского, фаменского и турнейского ярусов, и отработан метод их построений.
Определено, что редуцирование строения секвенций приводит к последовательному исчезновению высоко- и среднеемких коллекторов. Обосновано строение разнотипных продуктивных рифогенных резервуаров в зависимости от полноты строения секвенций и наличие в них одно- и многопластовых залежей, и дан их прогноз.
Все результаты настоящего исследования могут быть использованы в научно-методических целях при изучении палеозойских карбонатных платформ.
Практическая значимость работы. Создание геодинамической модели осад-конакоппения позволило сделать вывод, что территория Печорского НГБ, как и Вол-го-Уральская, в позднедевонскую эпоху характеризовалась системой некомпенсированных прогибов. Данный вывод значительно увеличивает перспективы поиска франских рифов и фаменских карбонатных построек, формировавшихся по бортам некомпенсированных впадин.
Геодинамические модели строения секвенций могут быть использованы для изучения преимущественно карбонатных формаций других нефтегазоносных бассейнов, а также прогноза отсутствия отложений разных стратиграфических интервалов и, что особенно важно, покрышек над продуктивными коллекторами или самих коллекторов.
Модели разнотипных резервуаров дали возможность прогнозировать наличие в них однопластовых и многопластовых залежей и структуру распространения разно-емких коллекторов, что позволяет повысить не только эффективность опробования разведочных скважин, но и разработки залежей.
По проводимым исследованиям автор неоднократно получал заказы от производственных геологических организаций региона и зарубежных компаний. Результаты этих исследований отражены в 25 научных, хоздоговорных и международных проектных отчетах, в 11 из которых автор являлся ответственным исполнителем, а также в 120 информационных и докладных записках, направленных в эти организации.
Апробация работы. Результаты исследований автора неоднократно представлялись на региональных, всесоюзных и международных конференциях и совещаниях (Ноттингем, 1990; Страсбург, 1997; Варшава, 1998; Рига, 1999; Москва: ЕАГО, 1997, Новые идеи..., 1997,1998); рифовых симпозиумах (Душанбе, 1983, Владивосток, 1987, Свердловск, 1991; и др.), защищались на научно-технических советах в производственных организациях "Севергазпром","Печорагеофизика", "СеверНИПИ-газ", "КамНИИКИГС", "Севергеофизика" и в зарубежных компанияхв Соединенных Штатах Америки и во Франции, регулярно докладывались в Сыктывкаре и Ухте на геологических совещаниях, съездах, семинарах и ученых советах Института геологии Коми НЦ УрО РАН.
Публикации. По теме диссертации опубликовано 69 работ, в том числе 3 моно-
графии, 3 научных сообщения (серия "Научные рекомендации народному хозяйству") и 1 брошюра.
Структура и объем диссертации. Работа состоит из введения, восьми глав и заключения, изложенных на 31 б страницах, включающих 76 рисунков, 11 таблиц, а также фототаблицы с 88 цветными фотографиями в виде приложения. Список литературы содержит 430 наименований.
Фактический материал. Исходным материалом для работы послужили результаты полевых (17 сезонов), лабораторных и тематических исследований автора, проведенных в отделе геологии горючих ископаемых Института геологии Коми НЦ УрО РАН, начиная с 1977 г. В основу работы положены литолого-петрографичес-кие, аналитические и стратиграфические исследования керна 175 скважин Печорского НГБ, 14 скважин по южной частиТиманской гряды и Вычегодского прогиба, 46 скважин Волго-Уральского бассейна (в его северной части), атакже верхнедевонс- ' ких отложений стратотипических разрезов 28 обнажений Южного Тимана.. Кроме того, привлекались данные геофизических исследований других скважин" Автором обработаны: большая шлифотека (> 12000 шлифов), результаты химических и спектральных анализов образцов (>3000), данные'определений пористоста <7387) и проницаемости (6358), полученные по результатам лабораторных исследований, дан-" ные возрастных палеонтологических определений (>6000), а также результаты (десятки, первые сотни) изотопных (С и О), электронно-микроскопических и других видов анализов.
Благодарности. За постоянное содействие в проведении полевых работ и отборе керна автор выражает огромную благодарность директору Тимано-Печорско-го НИЦ В.И.Богацкому главному геологу и зав. отдела 000"Севергеофизика" П.П.Тарасову и Б.П.Богданову, бывшему главному геологу "Севергазпрома" В.Р.Родыгину, ректору УГТУ Н.Д.Цхадая и профессору этого же университета А.И.Дьяконову.
За биостратиграфическое расчленение рассматриваемых отложений и консультации по вопросам стратиграфии автор особенно благодарен сотрудникам лаборатории стратиграфии "КамНИИКИГС" Э.К.Сташковой, H.H. Акуловой, Т.В.Стуковой, а также А.С.Алексееву и Л.И.Кононовой (МГУ), Н.С.Овнатановой и А.С.Кузьмину (ВНИГНИ), А.О.Иванову (С-Пб.ГУ), Т.М.Безносовой, А.Б. Юдиной, З.П.Михайловой, B.C. Цыганко и ВАЧермных (ИГ Коми НЦ); палеонтологам ТПНИЦ А.В.Дуркиной, П.К.Костыговой, Л.И.Мельниковой, С.В.Мельникову, М.Н.Москаленко, ЮАЮдиной.
Особую признательность за научные консультации автор выражает профессорско-преподавательскому составу Геологического факультета МГУ во главе с Б.АСо-коловым, своим коллегам В.Вл.Меннеру (ИГиРГИ), Б.П.Богданову, Н.С.Ласкиной (Севергеофизика), В.П.Шуйскому (УрО РАН), В.А. Жемчуговой (УГТУ), а также сотрудникам Института геологии Коми НЦ УрО РАН А.И.Антошкиной, А.А.Беляеву,
A.И.Елисееву, Г.П.Каневу, М.П.Кетрис, Т.В.Майдль, НАМалышеву, Е.О.Малышевой,
B.А.Молину, В.Г. Оловянишникову, Б.А.Пименову, Д.Н.Ремизову, Н.И.Тимонину, Ю.А.Ткачеву, М.В.Фишману, Я.Э.Юдовичуисоавторам совместных публикаций. За аналитические исследования и техническую помощь в оформлении работы автор выражает благодарность Т.И.Ивановой, О.В.Кокшаровой, В.А. Носкову, Г.Ф.Семенову, З.И.Сухановой, Р.И.Филлиповой, Д.В. Хипели, Р.В.Хипели.
Свою глубокую благодарность автор выражает и своим зарубежным коллегам, с которыми довелось работать, учиться у них или консультироваться, - Д. Бауму, Д. Бат-тачария, Д.Вейвику, Д.Винтерману, Р.Гинсбургу, М.Гинтеру, ЯДыляковски, П.Леману,
C.Мэри-Клэр, Ф.Плейфорду, РРессетару, П.Сивону, Д.Смайлу, Д.Хорсту, М.Уилсону.
Хотелось бы принести огромную благодарность за постоянное научное руко-
водство заведующему отделом и научному консультанту ныне покойному В.А.Деде-еву и бывшему зав. лабораторией Л.З.Аминову. За углубленный анализ работы, ценные советы и полезные дискуссии автор весьма признателен научному консультанту Ю.К.Бурлину.
За постоянную помощь и поддержку автор выражает свою искреннюю благодарность директору Института академику Н.П.Юшкину.
Защищаемые положения:
1. Полное строение преимущественно карбонатной генетической секвенции отражает семь стадий развития цикла третьего порядка, зависящих от положения относительного уровня моря и выраженных разными типами отложений. Формирование протяженных рифовых систем происходило при высоком положении относительного уровня моря.
2. На изменение строения франско-турнейских секвенций оказали влияние как геодинамический режим разных тектонических зон, так и общее изменение темпов погружения краевой части шельфа, которое привело к последовательному редуцированию строения секвенций от полного, семистадийного при развитии, до двух-стадийного.
3. Строение франско-турнейского комплекса и положение рифовых систем определялись единой длительно существовавшей системой генетически разнородных некомпенсированных прогибов на шельфовой окраине северо-востока Европейской платформы. Выделено три типа прогибов: 1 - унаследованные от рифтов (авлакогенов) прогибы, продолжавшие интенсивное прогибание, 2-унаследованные от рельефа прогибов предыдущей эпохи, возникшие вследствие осадочного "голодания"; 3 - новообразованные, сформированные за счет недокомпенсации.
4. Изменение строения секвенций от полного до крайне редуцированного привело к последовательному исчезновению высоко- и среднеемких коллекторов, распространение которых находится в прямой зависимости от генетических типов отложений. Строение рифогенных резервуаров определялось особенностями формирования секвенций и геоморфологической структурой рифов, а также их положением в общей рифовой системе.
* * *
Объекты настоящего исследования располагаются в пределах крупных структурных элементов Европейской платформы, таких как Печорская плита в составе одноименной синеклизы, Предуральского краевого прогиба и Тиманской гряды и восточная часть Русской плиты, включающая южную часть Мезенской синеклизы (Вычегодский прогиб) и Волго-Уральскую антеклизу (рис. 1). Печорская плита в современном понимании ее первого этапа.образования была аккретирована к Восточно-Европейскому континенту в результате поздневендских коллизионных процессов (С.В.Аплонов, В.С.Журавлев, Л.П.Зоненшайн, Е.Е.Милановский, В.Г.Оловя-нишников, В.Н.Пучков, Н.И.Тимонин, В.Е.Хаин и др.). Подобная структура (Прикаспийская) впервые была названа плитой Н.С.Шатским (1955). В.С.Журавлев (1972) назвал три структуры: Печорскую, Прикаспийскую и Североморскую - экзогональ-ными впадинами Европейской платформы, Е.Е.Милановский (1987)- метаплатфор-менными областями. В.А.Дедеевым (Структура ..., 1982) введено название эпибай-кальские плиты. Вслед за В.А. Дедеевым под Европейской платформой автором понимается Восточно-Европейская платформа и наращивающие ее три плиты.
По нефтегазогеологическому районированию эти структуры включают Печорский нефтегазоносный бассейн (ПНГБ), ограниченный выступами Тиманской гряды на западе и варисцийскими складчатыми сооружениями Уральского кряжа на вос-
Piic.l. Современное тектоническое районирование северо-востока Европейской платформы.
(Карта составлена с использованием матера-ала "ПермНИПИнефть"за 1986г.; Тектоническая карта..,, 1985; Состояние ...,1994; Та-ыонин, 1999)
Условные обозначения: границы: 1 - надпоряд-коечх структур, 2 - крупнейших структур, 3 -крупных струкщр; ИМ - Нерицкая моноклиналь, МКМ - Малозем ел ь схо- Kai гуевская моноклиналь, ИВ - Ижемская впадина, OJJC - Омра-Пузская седловина, ПКА- Печоро-Колвинский авлакогенсподюделениями на 1 -Печоро-Кож-еинский мегавал, 2 -Денисовскую впадину и 3 -Колвинский мегавал, ХВ —Хорейверская впадина, ВАЗ—Варандей-Адзьвинская структурная зона; Предуралъский краевой прогиб, s пределах которого выделяются впадины: КХВ - Коро-пишхинская, КРВ - Косью-Роговская, БСВ -Еальшесынинская, BIT—Верхнепечорская, СВ — Соликамская, ЮСД - Юрюзано-Сьтвенская депрессия, СУВ- Симско-Усальская; поднятия: ПЧ- Чернова, ПЧР- Чернышева, СПП-СреЬнепечорское поперечное, IUI-Полюдовс-кое поперечное, КЧС — Косьвинско-Чусовская седловина; ВЦ-Вычегодский прогиб Мезенской синеклизы; своды: КС—Камский, ПС-Пермский, БС~ Башкирский, СТС-Северо-Татарс-кий, ТС - Токмовский, TTC-Татарский; КВА -Кажимско-Вятский аелакоген; СП- Ставропольский прогиб; впадины: ВВ— Висимская, БКВ - Бымско-Кунгурская, ВКВ - Верхнекамская, EBB - Благовещенская, MB —Мелекесская; седловины: PC-Ракшинская, СР- Сарайлинс-кая, БР—Бирская, КВ—Казанская
токе (Тектоническая карта..., 1985); южную часть Мезенского осадочного бассейна (МОБ) и северную часть Волго-Уральского нефтегазоносного бассейна (В-УНГБ). По своему эволюционному развитою ПНГБ и В-УНГБ относятся к гетерогенным осадочным бассейнам (Серегин и др., 1977). В строении осадочного чехла Печорской плиты принимают участие терригенные венд-нижнекембрийские(?) породы, терри-генно-карбонатные образования ордовикского возраста, преимущественно карбонатные силурийские и карбонатно-терригенные нижнедевонские отложения; терригенные среднедевонские, терригенно-карбонатные и карбонатные породы франс-ко-турнейского возраста (D3f2-C(t): терригенные визейские (C,v) и карбонатные породы среднекаменноугольно-раннепермского возраста; терригенные верхнепермские образования и преимущественно терригенные мезозойско-кайнозойские отложения. Мощность осадочного чехла возрастает в направлениях с юга на север и с запада на восток, достигая максимума во впадинах Предуральского краевого про-гиба(12-14 км). В основании осадочного чехла изученной части В-УНГБ установлены верхнеэмско-нижнеэйфельские породы, залегающие на фундаменте неповсеместно. В изученных разрезах Пермской области по всем скважинам, вскрывшим
фудамент, верхнеэмско-нижнеэйфельские (койвенско-бийские) отложения мощностью от 12 до 70 м выражены только на отдельных участках территории. Нижнеэм-ские (такатинские) породы известны в восточных разрезах, например на востоке . Кизеловского прогиба, на Кыновско-Чусовском поднятии (Чувашов, Пипосова, 1999). Верхнеэйфельские отложения здесь отсутствуют повсеместно. Осадконаколление следующего цикла началось в позднестарооскольское (позднеживетское) время накоплением маломощных (12-65 м) терригенных отложений муллинского и арда-товского горизонтов, которые в нескольких разрезах наращиваются пашийскими образованиями (11-24 м). Старооскольско-пашийские отложения установлены совместно именно в тех разрезах, где и койвенские. Повсеменстное осадконакопле-ние начинается с тиманского (раннефранского) времени. Вышележащие палеозойские отложения сходны с таковыми ПНГБ.
В первом разделе главы ИСТОРИЯ ИССЛЕДОВАНИЙ рассмотрены необходимые и обязательные условия существования рифов в истории Земли:
1. Сбалансированный рост или литодинамическое равновесие, что было установлено еще Ч. Дарвиным во время путешествия вокруг света (1831 -1836) и объясняется теперь с позиций существования растущего рифа в активной зоне фотосинтеза до глубины 30 м (Smith, 1978).
2. Уступ. В диссертации подробно изложены четыре точки зрения по поводу обязательности этого условия: биологов (Наумов, 1976; Преображенский, 1982 и др.), геоморфологов (Космынин, 1980; Леонтьев, 1976), океанологов (Богоров, 1976; Smith, 1978; Океан ..., 1982; Logan, 1988 и др.), литологов (Кузнецов и др., 1987; Задорожная, 1974,1975,1983;Эадорожнаяидр., 1973; Журавлева, Розанов, 1962; Кузнецов, 1S98; Фортунатова, 1997).
3. Трофодинамическое равновесие как возможность автотрофов или продуцентов (водорослей или бактерий) производить достаточное количество пищи для ге-теротрофов или консументов - третье обязательное условие существования любого рифа. (Космынин, 1979; Преображенский, 1982,1986; Ginsburgetal., 1954, Goreau, 1969, Bosence, 1985 и др., а также наблюдения автора на современных рифах Флоридских ключей).
Отмечено, что три эти условия соблюдались со времен формирования первых в истории Земли органогенных построек (Задорожная и др., 1973; Журавлева, Розанов, 1962; Кузнецов, 1998). Гетеротрофами в течение раннего и начале среднего кембрия были археоцеаты. Однако кембрийское рифообразование оказалось тупиковым. После длительной паузы рифообразование вновь возникло в позднем ордовике, но уже на принципиально иной биологической основе, связанное с жизнедеятельностью сообщества водорослей и кишечнополостных (Кузнецов, 1987; Кузь-мичева, 1982; Равикович,Журавлева, 1975;TermieretTermier, 1975идр.).
4. Ограничение температуры -необходимое условие существования рифов. Современные области активного рифообразования ограничены изокримой +18°С (Преображенский, 1982). Это объясняется степенью насыщенности карбонатами вод, т.к. с падением температуры повышается растворимость карбонатов. Энергетические затраты сообществ на постройку оказываются больше, чем поступление энергии за счет фотосинтеза, и биоценоз рифа не развивается (Лисицин, 1974; Фортунатова, 1997).
5. Прозрачность и соленость воды. Для биогенного осаждения СаСОэ необходимыми условиями являются также прозрачность и соленость воды. Особенно отрицательно сказывается поступление тонких терригенных частиц осадков (Wilson, 1974; Фортунатова, 1997 и др.). Соленость вод у берегов современных рифов ко-
леблется незнанительно от нормальной 34-35°/ю до 36,50/м (Ginsburg 1956; Schroeder and Stommel, 1969; Logan, 1988).
В разделе Палеоэкологический анализ карбонатных построек рассмотрено соблюдение всех этих условий. Окраина Европейской платформы в позднедевонскую эпоху находилась в весьмаблагоприятныхусловиях для рифообразования. Это была акватория шельфа, расположенная в тропической зоне и прилежащей к ней умеренной области. Рифообразование было связано с активной жизнедеятельностью сообществ водорослей и кишечнополостных. Рост позднедевонских построек происходил в чистых водах нормальной морской солености. Следовательно, для про-тоза зон распространения рифов необходимо было установить наличие уступов, которые достаточно стабильно погружались, чтобы обеспечить постоянное пребывание растущих частей построек в активной зоне фотосинтеза.
В разделе Исследование цикличности и положение франско-турнейско-го комплекса в осадочном чехле северо-востока Европейской платформы рассмотрены исследования российских и зарубежных ученых по циклическому заполнению осадочных бассейнов.
Изучение осадочного чехла Печорского НГБ с позиций его циклического формирования, начатое автором с конца семидесятых годов совместно с ВАДедеевым и Л.З.Аминовым, позволило выделить в осадочном выполнении бассейна крупные циклы седиментогенеза (Циклы..., 1981), которые были разделены на циклы второго порядка. Одним из циклов второго порядка является среднедевонско-нижнека-менноугольный. В его осадочном выполнении был выделен франско-турнейский нефтегазоносный комплекс (НГК). В диссертации подробно рассмотрен вопрос о разных подходах к выделению НГК. Нами в НГК был объединен единый парагенети-ческий ряд последовательно образованных нефтегазопроизводящихи нефтегазо-содержащих (аккумулирующих) отложений, отделенных от других разделяющими их покрышками. Более детальное изучение строения разреза франско-турнейского НГК позволило установить цикличность третьего порядка (Беляева, 1988). Именно эта цикличность сыграла определяющую роль в появлении высокоперспективного нефтегазоносного объекта - верхнедевонских рифовых резервуаров.
Следует отметить, что работы С.Н.Бубнова (1960), Ю.Н.Карогодина (1974,1985); В.Д.Наливкина и др. (1977); С.П.Максимова, Н.Я.Кунина, Н.М.Сардонникова (1977); А.Э.Канторовича, М.С. Моделевского, А.А.Трофимука (1979) по цикличности строения осадочных толщ разных территорий и наши работы по Печорскому НГБ проводились одновременно с исследованиями зарубежных коллег, а часто и опережали их.
В конце 70-х-начале 80-х годов американские ученые при поддержке нефтяной компании Exxon начали разрабатывать метод стратиграфии секвенций для терри-генных пород (Seismic..., 1977; Vail, 1987; Haq, 1987; Van Wagoner et al., 1988,1990; Baum et al., 1988 и др.), а в 90-е годы и для карбонатных пород (Handford, Loucks, 1993; Loucks, Sarg, 1993). Стратиграфия секвенций развивалась от геометрии пластов, выраженных на сейсмических разрезах, с разрешающей способностью от нескольких десятков до сотен метров (Vail et al., 1984). Поэтому этот метод сразу приобрел широкую популярность среди зарубежных геологов-нефтяников, так как позволял уже на основе сейсмических материалов судить о строении осадочных бассейнов и прогнозировать наличие коллекторов в той или иной части секвенции, названных системными трактами (перевод Ю.Н. Карогодина с Д.М. Арментроутом (1996)). Эвстатические колебания уровня моря рассматриваются в качестве первичного контроля над секвенциями (Goldhammer et al., 1993, Vail, 1987; Sarg, 1988). П.РВейлом (там же) введено понятие относительный уровень моря (ОУМ), которое
объединяет действие трех факторов: эвстатического изменения уровня моря, тектонического погружениия дна бассейна и скорости седиментации. Кривая изменения ОУМ наглядно показывает, в каких условиях развивалась та или иная часть осадочной секвенции.
В современной стратиграфии секвенций выделяются "осадочные секвенции", границы которых проводятся между трактами высокого и низкого положения ОУМ (HST и LST) (Mitchum at al., 1977), и "генетические секвенции", ограниченные трансгрессивными поверхностями (Galloway, 1989). Последние характерны для эпох значительного затопления (Van Wagoner et al., 1990).
Поиски субаэральных поверхностей, отвечающих основным поверхностям несогласий на мелководном шельфе в "осадочных секвенциях", в стратотипических обнажениях верхнефранских отложений Южного Тимана не привели нас к положительным результатам (Upper Devonian..., 1994 г.), зато помогли зафиксировать четкие карманообразные поверхности размывов, на которых залегают начально-трансгрессивные образования с прослоем галек в их основании. По изученным разрезам скважин как на мелководном шельфе, так и в глубоководье также более четко фиксируется подошва трансгрессивных отложений (Беляева и др., 1998). Аналогичные выводы сделали A.E.Holmes и N.Christie-Blick (1993) на примере Канингского бассейна Западной Австралии, очень сходного в своем развитии с Печорским бассейном. Поэтому мы оказались на позиции Галловея и принимаем термин "генетическая секвенция" в его понимании ее ограничения-трансгрессивными поверхностями.
Термин "секвенция" уже достаточно широко употребляется в русскоязычной литературе как русская транскрипция слова "sequence". Английские термины стратиграфии секвенций -lowstand, highstand, дословный перевод которых ("низкое стояние" и "высокое стояние") искажает смысл, внесенный авторами в эти термины. В нашей (русской) геологии еще не выработан удовлетворительный эквивалент их перевода, и каждый геолог использует их в своей интерпретации. Термин "эквилибрация", в нашем понимании, отвечает высокому равновесному состоянию моря перед началом регрессии (Циклы..., 1981). Американские ученые более точно подчеркнули нестабильность процессов седиментации, включив в HST отложения, накопленные в течение поздней части максимального подъема, относительного стояния в самом высоком положении и начале падения уровня моря. Поэтому эти термины употребляются в переводе, но в понимании американских исследователей, которые их ввели.
В работе использована следующая терминология:
Генетическая секвенция - комплекс отложений, ограниченных трансгрессивными поверхностями. Относительный уровень моря (ОУМ) - уровень моря, который контролируется действием трех факторов: эвстатическими колебаниями уровня моря, тектоническим погружением дна бассейна и скоростью седиментации. Трансгрессивные отложения - трансгрессивный системный тракт (ТТ) - отложения, накопленные за время трансгрессии, которые в вертикальном разрезе завершаются максимальным затоплением (МЗ), и их верхняя граница соответствует поверхности максимального затопления, выраженной на сейсмопрофилях. Трансгрессивные отложения подразделяются нами на начально-трансгрессивные отложения, накопленные за временной интервал начала трансгрессии, и финально-трансгрессивные отложения, отвечающие временным интервалам максимального затопления бассейна седиментации. За начало трансгрессии принят уровень, когда морские воды покрывают бровку мелководного шельфа. Высокое положение (ВП) - интервал времени высокого положения относительного уровня моря, т.е. е течение поздней части его максимального подъема, относительного стояния в самом высоком положе-
нии и ранней части падения. Отложения, накопленные за этот временной интервал - системный тракт высокого положения (ТВП). Низкое положение (ИГР- интервал времени в течение поздней части понижения ОУМ, относительного стояния в самом низком положении и ранней части повышения. Отложения, накопленные за временной интервал НП - системный тракТ низкого положения (ТИП').
В разделе История изучения франско-турнейскихотложений и верхнедевонских рифов северо-востока Европейской платформы подробно рассмотрена история геологических исследований верхнедевонско-нижнекаменноуголь-ных отложений.
Приведены общие сведения о первом этапе изучения геологического строения и стратиграфии региона (Murchison, Verneuil, Keyserling, 1845; Мурчисон, 1949; Чернышев, 1892; Напивкин, 1925; Лихарев, 1928).
Изучение отложений девонской системы в Ухтинском нефтеносном районе (второй этап 1928-1940), в бассейне рр. Ижмы, Вычегды и Печоры была начато работами К. П. Калицкого и А.А.Стоянова, продолжено АА.Ан особым, Б.Р.Компанец, А.И.Соколовским, Н.Н.Тихоновичем (1937), на западном склоне Северного Урала-Н.Н.Иорданским. В схеме В.А.Варсанофьевой (1933) верхнедевонский отдел расчленен на три части. А.Н.Розанов (1944) уточнил стратиграфические схемы А.А.Аносова и Н.Н.Тихоновича и определил объемы франского и фаменского ярусов.
На третьем этапе (после 1945 г.) основное внимание было уделено материалам поисково-структурного бурения. Т.И.Кушнарева (1959,1960, 1962) и А.И.Першина (1960) провели фациальный анализ средне-верхнефранских и фаменских отложений Тимано-Печорской провинции (ТПП) и гряды Чернышева и показали значительную разнородность отдельных элементов. В стратиграфическую схему Е.Д.Сошки-ной введено подъярусное деление.
В Волго-Уральском НГБ с открытием Туймазинского месторождения девонской нефти (1942 г.) главным направлением поисково-разведочных работ стали средне-девонские терригенные отложения. Но несоответствие структурных планов каменноугольных и девонских образований и открытие ряда крупных нюкне-среднекамен-ноугольных залежей поставило проблему выяснения закономерностей распространения ловушек б зтом комплексе. Со второй половины 50-х годов в В-У НГБ нача лось целенаправленное изучение строения и нефтегазоносности Камско-Кинельс-кой впадины. Это работы С.М.Домрачева (1953), Н.Г.Чочия (1955), Н.Г.Чочия, К.И.Ад-риановой (1952), М.Ф.Филлиповой (1959), С.М.Ароновой (Филлипова, Аронова 1959), З.А.Чернышевской, И.А.Антропова (1959), М.М.Грачевского (1959), М.Ф.Мирчинка, Н.О.Хачатряна (1958) и др. К началу 60-х годов уже существовали предпосылки для создания модели строения и формирования.Камско-Кинельской впадины, которая О.М.Мкртчяном была названа системой прогибов (ККСП).
В 1959-60 гг. коллективом исследователей ИГиРГИ была разработана модель геологического строения и развития ККСП, которая только уточнялась последующими работами. Была предложена идея зонального строения прогибов, выделены внешние и внутренние прибортовые зоны, а также осевые зоны прогибов (Грачевс-кий, 1962; Грачевскийи др., 1967,1969,1976; Мирчинк, 1964; Мкртчян, 1964; Чижо-ва, 1977; Кузнецов, 1977; Кузнецов, Проворов, 1977; Геодекяни др., 1978 и др.).
До 60-х годов основным объектом исследования в ПНГБ были терригенные коллекторы. Открытие Вуктыльского и Зап.-Тэбукского месторождений поставило задачу специального изучения карбонатных коллекторов. Такую работу в 1970 г. провели Б.Я.Вассерман, А.М.Груздев и А.В.Соломатин. Т.И.Кушнарева и др. (1962) указали на отличие состава нефти из фаменских отложений от нефтей поддоманико-
-вых отложений. Поэтому большое внимание в эти годы в Печорском регионе было уделено изучению доманиковых отложений Т.И.Кушнаревой, С.В.Максимовой,
B.А.Завьяловым и другими. Т.И.Кушнарева (1963) сделала заключение, что формирование отложений доманиковой фации происходило в условиях обширной впадины с нормальным солевым и газовым режимом вод и с устойчивым режимом некомпенсированного осадконакопления при глубинах, исключавших взмучивание ила.
C.В.Максимова (1970) описала основные литотипы стратотипического разреза до-маника, рассмотрела их геохимические и минералогические особенности, а также установила высокую кремнистость и слабую глинистость отложений типичного до-маника. Она пришла к выводу, что кремнезем доманиковых отложений имеет вулканическое происхождение, и что доманиковые слои являются нефтепроизводящи-ми. Т.И.Кушнарева (1977) провела подробный литолого-фациальный анализ фа-менских отложений, установив взаимосвязь между разнотипными фаменскими породами ПНГБ, восточных районов Европейской платформы и западного склона Урала, подтвердив единство фаменского бассейна седиментации. Она установила регрессию на границе франского и фаменского веков, обширную фаменскую трансгрессию и новую регрессию в позднефаменское время.
М.М.Грачевский, А.В.Соломатин и др. (Грачевский и др., 1969, 1976; Солома-тин, 1973, 1976, 1981 и др.) установили наличие барьерных рифов. На примере верхнефранских барьерных рифов южной части Ижма-Печорской впадины они установили, что региональная палеогеографическая ситуация позднедевонского времени определялась наличием обширной, прошедшей фазу некомпенсации аккумуляционно-топографической впадины с последующим прерывистым терригенным заполнением ее с северо-запада. Изучение рифовых образований по материалам структурного бурения проводились Н.И.Никоновым и др. (1978 г., 1979).
Активное изучение рифов (четвертый этап) большими коллективами сотрудников объединений и институтов началось в восьмидесятые годы с открытия средней по запасам залежи в рифогенных отложениях Пашшорского месторождения. В.И.Бо-гацкий (директор ТПО ВНИГРИ) и главные геологи объединений A.C. Головань и В.С.Коваленко ("Ухтанефтегазгеология"), П.П.Тарасов ("Печорагеофизика") направили внимание своих сотрудников на исследование франско-турнейского НГК и поиски рифогенных зон. Особенно благоприятной оказалась стратегия В.И.Богац-кого, который создал коллективы сотрудников, занимающихся одним нефтегазоносным комплексом в течение длительного времени. Эта стратегия при постоянно расширяющихся объемах бурения и геофизических работ была принята заведующими и генеральными директорами других организаций.
Многие уточнения в положение зон распространения барьерных и одиночных рифов в Печорском НГБ были внесены в эти годы Б.П.Богдановым, Л.Т.Беляковой, А.В.Барановой, А.В.Борисовым, Л.А.Гобановым, В.И.Еременко, В.С.Коваленко, ЕАКопилевич, В.М.Ласкиным, Н.С.Ласкиной, E.H. Милушкиной, В.Вл.Меннером, Н.И.Никоновым, Л.В.Пармузиной, В.С.Парасына, В.А.Стениной и др., особенно благодаря разработкам новых методик гравиметрических и сейсмостратиграфических исследований и активному бурению на аномалии "типа риф". Разработкой детальной стратиграфии девонских стратотипических обнажений в сопоставлении со скважинами в конце 80-х лет начала заниматься группа исследователей под руководством В.Вл.Меннера (Сопоставление..., 1992 и др.), результаты их исследований отражены в ряде фундаментальных биостратиграфических работ. С 1980 года автором также были начаты работы по изучению франско-турнейского НГК: впервые была папеоэкологически обоснована рифовая природа карбонатных построек
(1984 б), начаты работы по зональному строению рифовых резервуаров в связи с условиями их образования и постседиментационными преобразованиями пород (1984 а, 1986 и др.), внесены дополнения в модель, разработанную А.В.Соломати-ным, связанные с определением фаз циклов, при которых формировался рифовый, проградационный и подрифовый комплексы, а также с установлением влияния тектонического режима на формирование разновозрастных рифовых зон (Беляева, 1983,1987,1988,6). В эти же годы автором были начаты первые седименто-логические исследования франско-турнейских отложений.
В восьмидесятые годы работами многих исследователей было доказано, что верхнедевонские рифы востока Европейской платформы являются весьма перспективными объектами для поиска залежей нефти и газа. Модели их формирования разрабатывались и продолжают разрабатываться для отдельных районов многими геологами региона. Однако все они разрабатывались, главным образом, отдельно для территорий Печорского и Волго-Уральского бассейнов, хотя и проводились аналогии по условиям формирования. Протяженность рифовых систем двух бассейнов, а также единство развития восточной окраины Европейской платформы позволили сравнить верхнедевонские отложения двух сопредельных территорий и предложить модель асинхронного формирования западных и восточных рифов (Ве1узеУз, 1990), но возник ряд вопросов.
Вопрос о времени заложения Камско-Кинельской системы прогибов не вызывал сомнений, так как нижнепалеозойские отложения (досреднедевонские) там практически отсутствуют. Над фундаментом Печорской плиты залегают палеозойские породы, начиная с ордовикских. Однако время заложения системы некомпенсированных прогибов (СНП) установлено не было. Свое влияние на развитие СНП оказало в первую очередь формирование авлакогена. Изучение Печоро-Колвинского авлакогена проводилось многими учеными. Его активное развитие, по мнению многих из них, началось со среднедевонского времени или уже в раннедевонское и, возможно, в более раннее время (Малышев, 1997; Геологическое строение..., 1999).
Поскольку существование некомпенсированнькпрогибов определяло распространение рифов и карбонатных построек по их бортам (соблюдение второго обязательного условия существования рифов - наличия уступ а), очень важно было уточнить более детально эпохи (или временные отрезки) заложения некомпенсированных прогибов и причины их возникновения. Восстановление палеогеографических ситуаций для разных эпох и более коротких временных отрезков - весьма сложная задача. Однако именно выявление глубин седиментации на основе востановления темпов прогибания разных территорий и определение зон уступов позволит прогнозировать распространение рифовых систем, а следовательно, и высокопродуктивных рифовых резервуаров.
В разделе Стратиграфия франско-турнейских отложений дана характеристика биостратиграфического расчленения отложений франско-турнейского комплекса.
При биостратиграфическом расчленении использованы результаты палеонтологических определений фауны и спор из разрезов более 250 скважин на территории ПНГБ и В-УНГБ, пробуренных за последние 30 лет, а также данные многочисленных отчетов и опубликованных работ по стратиграфии и некоторым спорным вопросам выделения границ ярусов и горизонтов. Для уточнения стратиграфических границ в интервалах отсутствия керна нами использовались методы корреляции по комплексу геофизических исследований скважин (ГИС), сейсмостратигра-фии и стратиграфии секвенций. Кроме того, детально изученные нами обнажения
верхнедевонских отложений, стратиграфия которых была разработана палеонтологами и стратиграфами (Юдина, Москаленко, 1997идр.), использовались при сравнительном анализе типов пород и их возрастной корреляции.
Стратиграфической основой для расчленения верхнего девона и турне послужили "Унифицированные схемы Русской платформы" (Решение..., 1990). На стратиграфической шкале (рис.2) региональные стратиграфические подразделения Русской платформы сопоставлены с субрегиональными подразделениями Печорского НГБ и стандартной шкалой конодонтовых зон (Ziegler and Sandberg, 1997). В автореферате кратко отмечены только несоответствия с Унифицированными схемами, т.к. за прошедшие десять лет после ее опубликования у стратиграфов появились новые данные и некоторые субрегиональные сопоставления. В турнейском ярусе выделено пять горизонтов (Решение..., 1990). Однако на границе нижне- и верхнетурнейского подъярусов недавними исследованиями А.В.Дуркиной (1997) выявлены новые слои, которые на том же стратиграфическом уровне установлены в отложениях В-УНГБ ВАЧижовойи др. (Соотношение ..., 1997). Эти слои, названные висимскими, не имеют повсеместного развития, а формировались только в глубоководных прогибах. Из-за неясной стратиграфической принадлежности (в них отмечаются комплексы фаунистических остатков, характерные как для выше-, так и нижезалегающих горизонтов) в настоящее время висимские слои не отнесены ни к нижнему, ни к верхнему подъярусам турнейского яруса, поэтому на схеме поставлены между этими подъярусами (рис.2). Отдельно рассмотрен вопрос о границе между двумя горизонтами нижнефаменского подъяруса. В схеме субрегиональных стратиграфических подразделений Печорского НГБ граница между задонским и елецким горизонтами проводилась по подошве глинистого пласта "Репер Г". Последние исследования М.Н.Москаленко и др. (1999) уточнили стратиграфическую принадлежность этого пласта как верхнезадонского.
Особо следует остановится на вопросе о границе среднего и верхнего отдела девонской системы, который весьма актуален. Последние исследования А.Б.Юдиной (1999), Н.С.Овнатановой, A.B.Кузьмина и В.Вл.Меннера (1999) позволили им уточнить положение этой границы. Пашийский горизонт (яранский, джьерский по схеме субрегиональных стратиграфических подразделений) выделен ими в объеме живетского яруса и соответствует конодонтовой зоне Hermann! crictatus, которая на стандартных шкалах конодонтовых зон отнесена кживетскому ярусу среднего девона. Н.С.Овнатановой и др. (1999) к объему живетского яруса отнесена и нижнети-манская подсвита тиманского горизонта в объеме подзоны Early falsiovalis. Нами за нижнюю границу франского яруса принята подошва конодонтовой зоны falsiovalis, которая соответствует основанию тиманского горизонта региональных стратигра-' фических подразделений Русской платформы (Решение ...-, 1990). Более детальное разделение с обособлением конодонтовой подзоны Early falsiovalis на сегодняшнем этапе исследований провести невозможно.
> • В результате лроведеных исследований использовалось следующее расчленение франско-турнейских отложений до подъярусов, горизонтов и частично до под-горизонтов. Нижнефранский подъярус: тиманский горизонт (D3f., tm), среднефранс-кий подъярус (D3f2,) саргаевский горизонт (D3f2, sr), или их нерасчлененная толща (D3f, tm-D3f2, sr) доманиковый горизонт (D3f2dm), верхнефранский подъярус (D3f3): ветлосянский (vt), сирачойский (src), евлановский (ev), ливенский (lv) горизонты, нижнефаменский подъярус (D3fm,): задонский (zd), разделенный наподгоризонты и "репер Г, елецкий (el) горизонты, среднефаменский подъярус (D3fm2), расчлененный до горизонтов: устьпечорский (up), соответствующий Лебедянскому (lb) и опту-
ховскому региональной шкалы, и зеленецкий (zl), в объеме плавского и озерского (Djfmjpl-DjfmjOZ), верхнефаменский подъярус (D3fm3), чаще неразделенный на горизонты (озерский oz, хованский hv, зиганский zg). Турнейский ярус: гумеровский (C,t,gm), малевский (C,t,ml) и упинский (C,t,up) горизонты нижнего турне, висимс-кие слои (C,t vs) - промежуточные между нижне- и верхнетурнейскими образованиями, черепетский (С,^ ср) и кизеловский (C^kz) горизонты верхнего турне.
ОБОСНОВАНИЕ ЗАЩИЩАЕМЫХ ПОЛОЖЕНИЙ
Первое защищаемое положение. Полное строение преимущественно карбонатной генетической секвенции отражает семь стад ий развития цикла третьего порядка, зависящих от положения относительного уровня моря и выраженных разными типами отложений. Формирование протяженных рифовых систем происходило при высоком положении относительного уровня моря.
'Здесь в девоне мы имеем все разности пород...Разрез девона отличается большим разнообразием фаций, быстро менявшихся в пространстве".
Р.Ф.Геккер{19$3)
Франско-турнейсхая карбонатная толша охватывает стратиграфический интервал от саргаевскога горизонта верхнего девона по турнейский ярус нижнего карбона. Она подстилается таманскими глинистыми отложениями, а перекрывается тер-ригенной толщей визейского яруса.
По литологмческим признакам еерхнедевонские и турнейские карбонатные отложения весьма похожи, что обусловлено сходными условиями их образования. Исследуемая территория была покрыта единьви морским бассейном, представляла шель-фовую часть континентальной окраины перед Уральским океаном (Зоненшайн и др., 1977; Юдин, 1994), характеризовалась сильно расчлененным рельефом дна и довольно значительными колебаниями глубин, что отразилось на литолого-стратиграфических особенностях верхнефранско-турнейской карбонатной толщи.
Значительные колебания мощностей и наибольшая фациапьная изменчивость характерны для отложений, начиная с доманикового горизонта. Для них выделяются типы разрезов, принципиально отличающиеся как по мощности и литолого-фа-циальным особенностям слагающих пород, так и по геофизической характеристике. С учетом многих работ предшественников по типизации разрезов (Мкртчян, 1964; Грачевский и др., 196S, 1976; Ю.И.Кузнецов, 1970,1977; Кузнецов, Проворов, 1977; Чижова, 1977) бьши установлены их типы. Основные типы разрезов и их литологи-ческое содержание показано на рис.2.
Выделение типов пород франско-турнейского преимущественно карбонатного комплекса проводилось с учетом классификаций и методов диагностики пород, изложенных в работах М.С.Швецова (1948), И.В.Хворовой (1958), Ю.К.Бурлина, А.И.Конюхова, Е.Е. Карнюшиной(1991), И.К.Королюк, 1975, И.К.Королюкидр. (Ископаемые..., 1975), Г.Ф.Крашенниникоаа, 1975, В.Т.Фролова (1992, 1993, 1995), О.В.Япаскурта (1980, 1982, 1992, 1995), Р.Дж.Данхема (1962), Р.Ч.Селли (1989), Дж.Л.Уилсоиа (1980), Р.Л.Фолка (Folk, 1959), H.K.Фортунатовой и др. (Методы ..., 1986), Э.Халлема (1983).
При типизации отложений в нашу задачу не входила разработка новых классификаций карбонатных пород. При детальном изучении многообразия пород франско-турнейского НГК разных типов разрезов были выделены более 40 лиготипов, объединенных в парагенетические ассоциации. Установление общих генетических особенностей отложений каждой парагенетической ассоциации дало возможность
« 3 о с а £ * & ее в Й Горизонт Слои 5"; а 1 Конодонто-ВЫС 90НЫ
К < ш
3 ? Словимсши апеЬо<-<4Ц*
мтлех»^ еегтич«» ел/чпив
.1 1 ЮТг.стеыЛ
к ^иаАгирИслЬо.
0 £ висичсм
X 0 Йчшкий
¿иоЦевЛа
2 а £
* Гумкрокний им
^ПкйСККУ
с
« «*раг»»0 ТГ
1 йннчшсыА »» »»в > Т
К От,»«и. ров^гв
Ч »1 Л ггиы-^пКвгв
< 1 Ежикии
ЗлЯОчсиС сжечлл
и X
О к >ы.»
с ы ЛрвЕЧСмЛ
£ВЛДИО#СКиЭ
ы л> ■з
сГ К V £ Ьв»ъске*иц гпвпола
Моиммаия) И"») »♦71 \flKl
4
в
\
Чиж ! ¿'Ы
Внутреннего мжлжоввдноге
ШЕЛЬМА
ж
То
О!»
к
ВнГШпСГо мелководного
О! <Ь
¿Ж
рТ д> »
ф'
зал
1 ь V г I
12)С<>ШН
8Р®
Вняшмрго мелкееовпог-о
ЦЖЛМА реете*}
И-—
о
№
О" ■ч 7У Д О)
»Ш
Рис. 2. Схема сопоставления отложеннП разных типов разрезов (основные типы разрезов взяты на ливеиское время).
Схема корреляции горизонтов с конодонточыми зонами взята из работ А.Б.Юдиной (1999), Д.Б.Соболева (1999), В. А. Чижовой (Соотношение..., 1997), АВЖуравлсва (1990).
* •*
Ш» С1
Ш'
Из
Ш'
тз<
|л л л|12 I В
ПП'3
ф
14
А
£1
|^УУУУ\д|
15
0> СЕ
Х7& 17
ршш
&
18
|е е|
О Р|19
ую |_
б 20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
ш сю
| © |33
ОЕ>
в
35
Условные обозначения к рис.2. Литология: 1 - песчаники, 2 - алевролиты, 3 - известняки, 4—аргиллиты, 5 - глинистые известняки, 6-доломиты, 7-допо-митизированныеизвестняки, 8-кремнистые породы, 9—сферово-узорчатые известняки, 10- строматолитоподобные известняки. Вторичные изменения: 11 -пирит. 12- ангидрит, 13 - офемнение, 14 -каломорфное насыщение органическим веществом, 15 - стилолитизация, 16- неф--- тенасъицение. Основные составные части
\|/ 136 известняков: 17— органогенные обломки шламовой размерности, 18 - пеплоиды а инптракласты, 19—ооиды. Организмы и водоросли: 20 - брахиоподы, 21 — осмракоды, 22 —гаспфоподы, 23 —фораминиферы, 24 — стролиштпораты, 25 — криноидеи, 26 -тентакулиршды, 27—мшанки, 28-кораллы, 29 —радиолярии, 30 — конодонты, 31 — иглы морских ежей, 32 - двустгорки, 33 -аммоноидеи. 34 - спикулы губок, 35 -рыбные остатки, 36—трубчатые зеленые во-
гю
37
¿а зз
39
доросли, 37—хафофиты, 38—багряные водоросли, 39—синезелеим« водоросли; 40 —линии ограничения ненакопленных или размытых отложений. Группы генетических типов отложений показаны шириной колонок * порядке номеров от 1 до 11
- у. генетические типы, объеди-
ненные в группы (Фролов, 1995) в зависимости от места их формирования на профиле от береговой линии через бровку мелководного шельфа до глубоководной впадины и от положения относительного уровня моря (ОУМ). Для франско-турней-ских отложений установлено 11 групп генетических типов (показаны на рис.2 шириной колонок).
Поскольку основным методом наших исследований был петрографический, то при типизации пород мы придерживались классификации Фолка, оставляя за некоторыми типами русские названия. Особенно такие, которые используются во всем мире, например, "доманиковые отложения". Биогермные известняки—термин, впервые введенный В.П.Масловым (1955), использован в понимании И.К.Королкж (Ископаемые..., 1975; Нефтегазоносность..., 1994), т.к. она включает в этот тип и вторичные доломиты, образованные по биогермным известнякам. В противном случае эти породы, занимающие значительный объем рифовых построек, остаются вне типизации, проводимой по условиям седиментации. Специфика верхнедевонских карбонатных построек, где в качестве рифостроителей преобладают водоросли, позволила нам выделить водорослевые известняки (и их доломитизированные разности) в отдельную группу. По классификации Фолка и биогермные, и водорослевые известняки попадают в группу биолититов, причем их текстура (корковых нарастаний) соответствует только одному типу водорослевых строматолитоподоб-ных известняков.
Таким образом, были выделены следующие группы генетических типов отложений (ГГТО) для разных типов разрезов.
Мелководно-шельфовый тип разреза внутренней зоны шельфа: 1. Мелководные терригенные отложения. 2. Глинисто-сульфатно-доломитовые отложения (лагунные). 3. Биокпастовые известняки с микриговым цементом (биомикриты). 4. Мик-ритовые известняки с редкими остатками морских беспозвоночных и водорослей
(микриты).
Мелководно-шельфовый тип разреза внешней зоны шельфа: 5. Биокластовые известняки со спаритовым цементом (биоспариты). 6. Ооидные и интракпастовые известняки с биокластами в спаритовом цементе (ооидные отложения).
Склоновый тип разреза: 7. Пеллоидные известняки с био-литокластами (пел-лоидные отложения).
Мелководно-шельфовый тип разреза внешней зоны шельфа (биогенно-крае-вой подтип): 8. Биогермные известняки. 9. Водорослевые известняки.
Склоновый тип разреза: 10. Песчано-глинистые, карбонатно-глинистые и глинисто-карбонатные отложения со шламовым детритом (проградирующие отложения смешанного состава).
Депрессионный тип разреза: 11. Кремнисто-карбонатные отложения с горючими сланцами (доманикоидные отложения).
Такая генетическая типизация франско-турнейских отложений и восстановление истории седиментации по детально изученным районам Печорского НГБ, Вычегодского прогиба Мезенской синеклизы и северной части Волго-Уральского НГБ с построением седиментационных моделей и серий палеофациальных карт позволили выявить общие закономерности формирования карбонатных генетических секвенций, отвечающих циклам седиментации третьего порядка, и для большинства выделенных типов установить абсолютные глубины седиментации осадков. В разрезе франско-турнейских отложений установлено шесть секвенций. Однако не все они характеризуются одинаковым строением.
В полном строении одной секвенции выделяется семь стадий развития. Модель строения (рис.3) отражает условия накопления осадков при трансгрессии бассейна (две стадии - начало и конец), при высоком положении ОУМ (три стадии - конец подъема, стояние в самом высоком положении и начало падения - условия ВП), при низком положении ОУМ (две стадии - продолжение падения с осушением верхней части рифов и стояние в самом низком положении с началом подъема --условия НП). Они характерны для отложений франско-среднефаменского возраста на территории Печорского НГБ, где установлено четыре секвенции семистадийного развития, и для франских отложений В-У НГБ (три секвенции).
Мелководно-шельфовая часть модели (при повышении ОУМ)
Непосредственно над карманообразной субаэральной поверхностью размыва (установлено по обнажениям) и над породами предыдущих секвенций (установлено по разрезам скважин и по обнажениям) выявлены биокластовые известняки (биоспариты и биомикриты - пятая и третья генетические группы отложений) мощностью от первых метров до первых десятков.
Генетическими особенностями биоспаритов являются: 1) преобладание крупных органогенных обломков; 2) мелководные породообразующие организмы (в порядке убывания встречаемости для типа 5а - криноидеи, брахиоподы, мшанки, реже - остракоды, фораминиферы, трубчатые зеленые водоросли; для типа 56 (тур-нейский возраст) - фораминиферы, криноидеи, брахиоподы, остракоды); 3) отсутствие биотурбаций; 4) наличие примеси крупных (песчаных) зерен кварца; 5) отсутствие микрозернистого цемента и мелкого детрита; 7) отсутствие раннедиагенети-ческого цемента. Следствием последнего является литогенетическая особенность -эпигенетический кальцитовый, в основном регенерационный цемент.
Все эти генетические особенности свидетельствуют об условиях самой активной гидродинамики на бровке мелководного шельфа (рис. 3, А). При седиментации отложения представляли в основном мшанково-брахиоподово-криноидный песок с
Рис.3. Модель строения карбонатном генетической секоенцнн в развитии.
Условные обозначения: групп» генетических типов отложений: 1 -мелководт'етерригенньи'; 2-лагунные; 3 - биамикритовые; 4-микритоеые; 5 — биоспаритоше; 6 - ооидные; 7 - пеллоидные с био-литокластами; 8 - биоге/щные; 9 -- водопослевые; 10 - нрограднрующие смешанного состава; 11 -доманикоидные. Наключевыхрисунках кривой относительного уровня морг (ОУМ) показаро положение ОУМ «момент седиментации отложений. ТТ - трансгрессивный системный тракт; ТВП - системный тракт высохого положения; ТИП - системный тракт низкого положения
обломками крупных кораллов, т. к. известковый ил и мелкий детрит вымывался в глубоководную часть бассейна.
Сцементированы породы только эпигенетическим цементом второй генерации. Биокластовый материал постоянно перемывался в зоне волновой активности, которая не позволяла формироваться вторичному (раннедиагенетическому) цементу до практически полного уплотнения осадка и его захоронения. Однако по мере удаления от бровки мелководного шельфа и приближения к береговой линии в известняках возрастает микритовая составляющая, и биоспаритовые известняки обычно сменяются биомикритовыми (рис.ЗА). Характерными генетическими особенностями последних являются: 1) присутствие обломков раковин морских беспозвоночных и водорослей, несортированных и неравномерно распределенных по породе; 2) мелководные формы беспозвоночных организмов; 3) присутствие тонких глинистых прослоев; 4) цементом является, в основном, тонкозернистый кальцит. В отличие от микрозернистого кальцита, осаждение которого происходит в спокойных гидродинамических условиях, более крупная и неоднородная размерность свидетельствует о постоянном взмучивании осаждаемого ила.
При продолжении подъма уровня моря биоспариты и биомикриты перекрываются глинами (тип 1А). Всеми исследователями, как зарубежными, таки отечественным^ формирование трансгрессивных глин на мелководном шельфе относится ко времени максимального затопления мелководного шельфа (рис.ЗБ) и на сейсмических разрезах отвечает поверхности максимального затопления. Однако не совсем ясен вопрос об источнике глинистого материала при формировании этих слоев. Некоторые исследователи считают, что при развитии трансгрессии происходит "выплескивание" глинистых осадков из зоны глубоководного шельфа и со склона на мелководный. На наш взгляд объяснить их образование можно по модели, которую следовало бы назвать "косослоистой" (по отношению к береговой линии). При развитии трансгрессии и активном гидродинамическом режиме происходит взмучивание донных илов, а затем их медленное оседание после продвижения и удаления береговой линии, когда уровень моря в более мористой части мелкого шельфа поднялся выше, и гидродинамический режим стал более спокойным. Пока это трудно доказать биостратиграфически, т.к. накопление биокластовых пластов мощностью от одного до нескольких метров могло произойти за тысячи лет. Однако ряд косвенных признаков свидетельствуют в пользу этой модели: 1 - формирование биоклас-тов (и глин над ними) надтерригенными отложениями проградирующих террас; 2 -хорошая отмученность глин; 3 - отсутствие в них споро-пыльцевых комплексов; 4 -преобладание хлорита и гидрослюд; 5 - частое несоответствие биостратиграфических находок одному стратиграфическому интервалу, что было характерно для пограничных разным горизонтам слоям глин (например реперТ"); 6 - пропорциональность между мощностью пластов биокластовых известняков и глин над ними (их мощность также варьирует от первых метров до первых десятков); 7 - гшитча-тость самих биокластовых пластов, перемежающихся с глинами, а точнее утонение плиток вверх по разрезу до полного перехода в глины.
Оседание взмученной глинистой взвеси приводило к очищению водного слоя и возможности начала образования на бровке мелководного шельфа органогенных построек (рис.3 В-Д), для которых чистота вод является одним из необходимых условий формирования (Условия высокого положения (ВП) ОУМ). Иногда уже в верхней части трансгрессивных глинистых пластов появляются ламинарные строма-топоры (изучено в обнажениях), которые характерны для условий ВП. Непосредственно над маломощным глинистым пластом залегают биогермные известняки
(8 генетическая группа) во внутренней зоне постройки и доломиты во внешней. Возможно, это принципиальный вывод, что биогермные известняки формируются в начальных условиях ВП. Над биогермными известняками во всех франских разрезах установлены водорослевые известняки с каркасными типами водорослей {тип 9 А) и их доломитизированные разности, сменяющиеся вверх по разрезу сферово-узорчатыми (фенестровыми) (тип 9 Б) и еще выше -сгроматолитоподобными известняками (тип 9 Г).
Характерными генетическими особенностями биогермных известняков и каркасных водорослевых известняков (9 А), характеризующими их как рифогенные образования, являются: 1) обилие одиночных и колониальных форм каркасостроя-щих водорослей и организмов; 2) отсутствие седимектационной слоистости; 3) заполнение межкаркасного пространства интракластами и пеллоидами. Литологи-ческими особенностями являются: 1) выполнение пустот в известняках инкруста-ционными корками (раннедиагенетический цемент первой генерации); 2) вьщержан-ность отложений по простиранию и резкая невыдержанность вкрест простирания. Кроме того, существуют и косвенные диагностические признаки, такие как незначительное количество терригенной примеси и высокая пористость.
Рифогсккая природа сбрззссзний сферсвс-угсрчатьк (фекастроэых) и стре-матолитоподобных известняков (типы 9 Б и 9 В) у многих исследователей вызывает сомнения (Шуйский, 1981, Тихий, 1984). Одни называют их иловыми холмами. Другие полагают, что такие образования обязаны своим происхождением бактериям, как один из типов уилсортинских изессткякоб (Jones at з!., 1983; Wilson, 1974; Ан-тошкина, 19S4), или седиментационному фактору, формирующему аккумулятивныс-формы структур (Надежкин и. др. 1969). В.ГКузнецов (1998) относит их ктак называемым "бескаркасным рифам". В.П.Шуйский (1981), детально изучив фамен-турней-ские сферово-узорчатые известняки Киенгопского вала (северо-восточный борт Камско-Кинельской системы прогибов), считал, что модификации узорчатых известняков обязаны своими структурами деятельности низших водорослей и бактерий, а первичный осадок при этом представлял собой вязкую тестоподобную массу. По его мнению, их образование происходило в зоне фотосинтеза.
О том, что сферово-узорчатые (фенестровые) и стромаголитоподобные известняки весьма мелководные образования, можно судить и по форме фенестр (причудливости узоров) (Reid and Dorobek, 1993). Причудливые узоры (столбчатых или неправильных форм) свидетельствуют о глубоководно-подприливных условиях седиментации, когда давление водного столба над осадками было значительным и не позволяло выделяющемуся при разложении органической основы водорослей газу всплывать ровными пузырьками. Слоистые полусферические формы образуются в более мелководных подприливных условиях. Последние характерны для строматолитоподобных известняков. Их образование происходило в крайне мелководных условиях уже при начинающемся обмелении и понижении уровня моря (финальная часть условий ВП). На более погруженных участках в это же время могли существовать относительно глубоководные формы организмов.
В зарифовых разрезах установлены ооидные и интракластовые известняки со спаритовым цементом (группа 6). Их генетическими особенностями являются: 1) четко выраженная округлая форма основных породообразующих компонентов (ооиды, оолиты, пизолиты, окатанные обломки органогенных пород); 2) хорошая отсортированность округлых образований; 3) подчиненное количество интраклас-тов и биокластов; 4) отсутствие микригового цемента. К их литогенетической особенности относится присутствие раннедиагенетического цемента первой генера-
ции в виде крустификационных кальцитовых оторочек (псевдоморфозы кальцита по арагониту). Наличие эпигенетического (скорее всего катагенетического) кальцита в качестве цемента второй генерации - ихлитологическая особенность.
Гидродинамические условия накопления ооидов можно назвать просто активными, т.е. по активности условий среды они занимают промежуточное положение между биокластами и микритами, так как формируются в зоне, подверженной при-ливно-отливным течениям. Поэтому и в разрезах они занимают промежуточное положение. При последовательном отборе керна и на детально разбуренных площадях нам удалось наблюдать постепенную смену спаритового цемента на микрито-вый и полный переход к микритам как вверх по разрезу, так и по площади, что часто приводило к смене средне-высокоемких коллекторов на низкоемкие. Ооидные осадки накапливались, в основном, в зарифовом мелководье одновременно с ростом рифов (рис.2 В-Д) или при отсутствии рифов также за бровкой шельфа в сторону мелководья. Их формирование в зависимости от фактора гидродинамики происходило в центральной зоне мелководного шельфа при высоком положении ОУМ (либо повышении, либо при его понижении). Вторым условием является слабый уклон дна. Поэтому они и приурочены к бровке тылового склона рифа.
Гэнетическими особенностями микритовых известняков (рис.3 Г) являются: 1) микритовый состав матрикса породы, представленный микрозернистым кальцитом; 2) незначительное количество раковин морских беспозвоночных; 3) целостность раковин (особенно следует отметить сохранность обеих створок остракод, которые легко разъединяются и ломаются); 4) мелководно-шельфовые беспозвоночные и присутствие водорослей; 5) наличие биотурбаций; 6) присутствие тинистой примеси не только в виде тонких прослоев, но и равномерно рассеянной по породе и придающей ей коричневатую окраску.
Генетические особенности свидетельстуют о накоплении микритов в довольно спокойной гидродинамической обстановке, ниже базиса волновой эрозии, что позволяло выпадать в осадок и литифицироваться микрозернистому (известняки -визуально пелитоморфные) карбонатному илу, который являлся основным породообразующим материалом, и тонкой глинистой взвеси. В то же время часто встречающиеся в этих породах остатки мелководных организмов свидетельствуют об относительной мелководности, а довольно выдержанные значительные мощности пород на больших территориях - о компенсированное™ седиментации. Это подтверждается и постепенными переходами от подстилающих и к перекрывающим образованиям.
Склоновая часть модели (,повышение ОУМ)
В разрезах предрифовых и мелководно-шельфовых склонов установлены пеллоидные известняки с био-литокластами (группа 7 - пеллоидные отложения).
Генетические особенности: 1) состав матрикса или цемента, представленного тонкозернистым кальцитом (явно взмученным), в отличие от микрозернистого, характерного для микритовых отложений 4-ой ГГТО; 2) плохая окатанность и несор-тированность округлых и комковатых образований и их более мелкие размеры, чем ооиды; 3) присутствие прослоев в разной степени окатанных литокпастов биогерм-ных иводорослевых известняков или биокластов; 4) значительная нарушенность обломков морских беспозвоночных и водорослей.
Таким образом, их образование происходило в условиях подводного размыва и перемыва нелитифицированного ила и органогенных построек, если таковые имели место, на склоне мелководного шельфа, куда вымывался микрозернистый карбонатный материал с бровки шельфа. Отложения этой генетической группы отне-
сены нами к фации "склона мелководного шельфа", причем последовательность накопления отложений на склоне снизу вверх к его бровке выражается в постепенном количественном увеличении пеллоидов и уменьшении микрита, т.е. в постепенной смене литотипов от 7а к7в. (7а-пеллоидные известняки с био-литокластами в микритовом матриксе; 76 - пеллоидные известняки с био-литокластами в тонкозернистом кальцитовом цементе; 7в - пеллоидные известняки с био-литокластами в спаритовом цементе). В последнем первичного цемента почти нет, а вокруг обломков и пеллоидов возникают каемки регенераций, сливающиеся между собой. Во всех изученных районах они обычно надстраивают верхнюю часть склона над отложениями проградирующей террасы и при наличии морфологически выраженной постройки формируют фронтальный рифовый шлейф.
Гпубокаводная часть модели
Основными литотипами пород, которые уже при макроописании позволяют отнести их кдепрессионному типу разреза, являются кремневые и кремнистые породы, темноцветные аргиллиты (от коричневых аргиллитов до черных горючих сланцев) и конкреционные или конкрецоидные известняки. Их образование могло происходить только в глубоководье, а горючих сланцев и конкреций - еще и в условиях осадочного голодания. Кроме того, при макроописании определяются пелкттомор-фные известняки (в отличии от явно кристаллических конкрецоидных), тентакули-тидовые известняки, мергели, реже доломиты (при микроописании чаще устанавливаются их марганцовистые разновидности - кутнагориты). В работе приведена характеристика каждого литотипа, здесь отмечены некоторые литологические и генетические особенности. Для пелитоморфных известняков характерен микрозернистый кальцитовый состав матрикса, присутствие глинистой примеси, слоистая и линзовидно-слоистая микротекстура, обусловленнная чередованием тонких в разной степени глинистых слойков и колломорфное насыщение органическим веществом (ОВ). По матрице органического и глинистого вещества интенсивно развит аутигенный пирит. Кристаллические известняки микроскопически имеют четко выраженную зернистость. Обособленность каждого зерна подчеркивается тонкой, более темной глинистой оторочкой, которая обычно возникает при перекристаллизации карбонатов как свидетельство выталкивания кристаллами примесей в процессе их роста. В конкрециях хорошо сохранились фораминиферы, остракоды, каль-цисферы, трубчатые водоросли, спикулы кремневых губок и радиолярии, что отмечалось многими исследователями (К вопросу ..., 1990; Происхождение ..., 1995; Михайлова, Афанасьева, 1999). Распределение конкреций снизу вверх по разрезу неравномерно, но каждый конкреционный слой в обнажениях характеризуется идентичностью форм, размеров и состава конкреций. Особенно хорошими маркерами являются горизонты с мегаконкрециями (до 1,7 м х 1,5 м). Наиболее характерными разновидностями кремнистых пород являются сильно окремнелые известняки, а кремневых- радиоляриты, в которых масса радиолярий, спикулы губок и замещенные халцедоном тентакулитиды "плавают" в известково-халцедоновом цементе.
Мергели обычно встречаются прослоями на границах раздела известняков и аргиллитов и имеют смешанный состав, характерный для обоих слоев. Своим происхождением они обязаны смешению двух нелитифицированных растворов при периодическом поступлении в глубоководную часть бассейна карбонатных или глинистых суспензий с мелководного шельфа. Зона контакта при проникновении (нижняя) бывает слегка извилистой, в последствии часто стилолитизирована. Особенно красивые прослои получаются при смешении разноцветных отложений. Мощность таких прослоев возрастала при увеличении периодичности поступления ма-
териала с мелководного шельфа. В длительно живущих депрессиях увеличение мощности мергелистых прослоев отражает этапы понижения уровня моря, характеризующиеся повышенным сносом материала с мелководного шельфа. Утонение таких прослоев или поверхности "твердого дна" наоборот характерны для этапов высокого положения ОУМ и длительного отсутствия привноса материала в глубо-' ководную впадину. Но даже миллиметровый прослой мергелей на границе раздела ' карбонатов и глин (аргиллитов) свидетельствует об отсутствии поверхности "твердого дна" и о неполностью литифицированном нижнем слое при поступлении новой порции растворов в глубокую часть бассейна седиментации.
Характерными комплексами фаунистических остатков в доманикоидных отложениях являются радиолярии, детальные исследования которых по нашим образцам проведены М.С.Афанасьевой; аммоноидеи (агониагтиты до 15 см в радиусе, гониати-ты, климении), бактриды, наутилоидеи (ортоцератиды, наутилиды); дакриоконариды (глубоководная разновидность тентакулитцц); остракоды, представленные характерной энтомозоццной группой, в которую входят глубоководные донные и придонные формы и так называемый микронектон. Обильны и находки личинок мелководных остракод. Выявлен (в основном в обнажениях) и богатый ихтиокомплекс, характерный для глубоководных обстановок осадконакопления: разнообразные артродиры, хрящеые рыбы и саркоптеригии, из костных - кистеперые и редко (только вблизи одно8озрастнькрифовькобразований)лучеперые(Реконструхция..., 1999).
Люминисцентный метод исследования показал, что все доманикоидные отложения содержат сингенетичный битумоид. Это подтверждается и определенными в породах высокими содержаниями общего органического углерода Сорг (в среднем 2,95%). В образцах собственно доманиковых пород, отобранных по обнажениям, среднее общее Сорг составляет 5,03%. Низкие содержания определены для конкре-цоидных образований (среднее Сорг = 0,58%), а для горючих сланцев среднее С равно 10,76%.
Накопление доманикоидных отложений связано с некомпенсированной морской седиментацией в глубоководных участках шельфа (линейных или изометрич-ных) в условиях максимального затопления (МЗ) и высокого положения ОУМ. Причем, доманикоиды условий МЗ и начала ВП характеризуются повышенной кремнистостью, середины ВП - большей карбонатностью и карбонатными мегаконкреция-ми, а финальные отложения ВП-появлением прослоев глин, свидетельствующих о начале обмеления.
Склоновая часть модели (понижение ОУМ) , . При понижении ОУМ у подножия склона мелкого шельфа накапливались отложения проградирующей террасы (группа 10). По мере нарастания карбонатной платформы с франского по турнейское время происходило увеличение карбонатной составляющей в сносимых с мелководного шельфа осадках. В изученных разрезах это установлено по смене 10а) песчано-глинистых пород на 10б) карбонаггно-глини-стые и 10в) глинисто-карбонатные породы. Литопогическими особенностямифран-ских пород этой группы являются: 1) преимущественно глинистый состав образований с преобладанием каолинита; 2) микрослоистая или волнисто-слоистая текстура, которая обусловлена наличием линзочек и слойков, обогащенных песчаным материалом; 3) увеличение вверх по разрезу количества песчаных прослоев. К генетическим особенностям следует отнести присутствие в разной степени измененных унифицированных остатков растительного детрита, неупорядоченных и несортированных, а также смену многочисленных следов жизнедеятельности по поверхностям наслоения глубоководных организмов на мелководные вверх по разрезу.
Литологическими особенностями карбонатных пород этого типа являются глинисто-известковый состав образований, их незначительная степень доломитизации, микрослоистая, волнисто-слоистая текстура, которая обусловлена наличием темных линзочек и слойков, обогащенных глинистым и органическим веществом с незначительной примесью алевролита, или брекчиевидная текстура. К генетическим особенностям относятся: 1) матрикс породы, представленный тонкозернистым кальцитом (в отличие от микрозернистого, характерного для микритов); 3) присутствие в разной степени перекристаллизованного детрита морских беспозвоночных и водорослей шламовой размерности, неупорядоченного и несортированного; 4) плохая окатанность и несортированность комковатых образований тонко-микрозернистого или водорослевого известняка, если таковые присутствуют.
Для тех и других характерны значительные мощности от 160 до 500 м и клино-формное залегание. Специфика состава, структурно-текстурные особенности, характерные группы ископаемых организмов указывают на то, что седиментогенез подобных образований происходил при выносе за бровку мелководного шельфа тонкого глинистого и карбонатного материала, содержащего самые мелкие обломки органогенного детрита, по каналам и приливно-отливным стокам.
Врсгпс!'.и обрззсЕзмиг! отложений проградирующих террас, как правило, соответствуют области отсутствия одновозрастных им отложений на большой части мелководного шельфа на завершающем этапе низкого положения ОУМ или фации ооидов мелкого шельфа на его начальном этапе. Величина выдвижения террасы зависит от длительности условий низкого положения ОУМ, объема снесенного материала и перепада глубин между мелководным шельфом и шельфозой депрессией, а также от геоморфологии рифовых систем.
В длительно существовавших депрессиях понижения ОУМ отражались в появлении среди типично доманикоидных отложений дистальных частей клиноформ проградации. Во франских отложениях - это прослои глин, фиксирующиеся на каротажных диаграммах пиками гамма-активности и понижением сопротивлений среди высокоомных пластов доманикоидов. В обнажениях выявлены последовательные изменения пород. Например горючие сланцы постепенно (теряя органическое вещество) переходят в коричневые и светло-коричневые аргиллиты, затем в глины цвета хаки и выше - в зеленые глины. Их мощности между плитками известняков возрастают. Поверхности плиток известняков теряют следы биотурбаций, а затем известняки совсем исчезают.
Глубины седиментации. Проблемными вопросами седиментологии остаются глубины седиментации разнотипных карбонатных отложений. Генетические и лито-генетические особенности изученных отложений разных генетических групп, определение гидродинамических условий их формирования, прослеженные взаимные переходы одних типов отложений в другие позволили определить пределы глубин седиментации разных типов отложений мелководного шельфа (таблица).
Неясными оставались глубины седиментации отложений фации "доманикоидов шельфовых депрессий". Традиционно глубиной края шельфа считают глубины около 200 м. Многие исследователи предполагают небольшие глубины образования этих осадков - первые десятки до 100 м. Ранее мы также считали, что глубины их формирования от 50 до 200 м (Беляева, 1984). Построение профилей седиментации, начатое нами в начале 90-х годов, позволило выявить глубины папеопрогибов (проливов) для разных временных интервалов.
На основании этих построений было выяснено, что начало формирования доманикоидных отложений происходило на глубинах не менее 50 м и продолжалось
Таблица
Глубины седиментации разных генетических типов итложений
Генетичгскм группа сплои©-ний(ГПО) ГлавньЕ тактические оообеннали Гвдрсдидамиче-окий режим, >сло-вия Положение в разрезах Гл>бина седиментации
1А Глинилье ьелкшодэые хорошах ошучэихлъ глин □гюкошыц шум после 1ранлрессш над бисктрига ми и б№м19фшам£^ под биогермныш иоздиж огЮдоЗОм, сред да 20 м
Z Лагунжи состав отломаис июгда тек-cijpn ппнык следов застойный, лагунные ззри}юваг зона, ведрцрифош лш}1й; под «согласиями ог0д>5м
3. Биомикриты сблэмки ракгвда мерзких бес-шжсютых и »даросягй it-(хрпщк&вшис ¡неравномерно рэзфедежиые; отктерш- c1uíí кзотягтоши ipmcítr весьма акшгалй над несогласию^ гвдгпгешл!; л Со над мжригами цм обмелзои огОдо Юм
4. Микриты мофсверн*лии cocías мягрнк-са; цглетихп. рагопм бестю- 3kí»f№ спокойный тдоивдымц под дошнвэцрми ог20до40и
5. Биэсшриш 1реоблад*ие круп их органо-гакк абдомнов, огсуютиг мшртгааго даюгга весьма акпшый над с)Сазрашлгй тверхнэстц под ГЛЕШМИ, 1В бровкв огОдо 10м
6. Оовдныз четко вцрэзгнш одутлая фарш оаавных пэрсдообра-sjkcjk импотентов, их хороши огссртраванксгц пади-mice вотнвсп» »правоведов и (кюветов; шсуютас иикригсеого [гменга Цхапвю-оттакй »дарение!» шельфа злри^киые; 1вд глии.мц ггд или надодеригами or 0,5м до 10м
7.Пгллащы; ТОЕЮВерШЛЫЙ каяьцщдаый мирик; пжкаа скаинизсгь и гесорлфоюнюстъ комнжпых образований знзшгашш га-р^шздкхлъ дашааж раком« ! ii.'yvv&lbiu nrtaajf, и геремыв 1еле1№ фищроваиого ила 1ижн1с над г5хчр^гу|л«>- щв1н
8. Бшгермные ювеспики обще каркасоарсшда водорослей и ергаиюмое; oicyxcr-вк седимешацпнсй елсисго-сш слабо жтвшн за кшшюмом над гашамч пэд водэроежвымн от 15 до 30ц акпшшзав фогошкгсза
Э.Водороствые: 9А- каркасньв, 9Б - сффово-ушрчяьв, 9В - стромагго-лшо-подобные 9А - oókjík известковых вод> рослай; 9Б - разнообразные формы фе-HxiK 9В - геиусфсршоскиз форьы фоесяр активный; весьма аютяиый (имш-лом) над биогермндми or 10») 30м oi5 до 15м от 0 до 5 н актвтязае фогесишза
10. Проградарую щиг смешанного состава шлам морских бесгаовсют&к и раленй н^горвдрчаг и ю-ссршрссац ешкулопадобнаа елрукгда асший геремыв каскяоне над домашквд-шми отжига игами
И. Доманиковд-ные кщомерфное насьшгше ОВ; серемненга; глубоководное ввдлоргадозмов аюкц'пми, засгой-иый, атэробше над ишфигамц шд грограддао-щши начтэ не мегее50м
при углублении до 600 м. Затем, слоисто замещаясь проградирующими отложениями при падениях уровня моря, образование доманикоидов заканчивалось на глубинах около 100 м и чуть более. Разница начальных и конечных глубин связана с тем, что в начале формирования доманикоидов при повышении уровня моря и значительном удалении береговой линии во впадинах быстро наступали застойные условия, а в конце при усиливающейся регрессии во впадину постоянно поступали отложения размывающегося шельфа и анаэробных обстановокуже не было. Неясными оставались глубины седиментации проградирующих отложений (ГГТО 10) и пеллоидных образований верхней части склона мелководного шельфа (ГГТО 7). Начало формирования первых контролируется глубиной депрессий с доманикоид-ными образованиями и временем начала понижения уровня моря. Завершение их образования при полном формировании клиноформы может происходить у уреза воды. Отложения 7 группы всегда встречаются на склоне над проградирующими террасами. О глубинах накопления этих двух групп отложений (7 и 10) мы судили на основе построения седиментологических профилей отдельно по каждому изученному району (Беляева и др., 1998).
Построение кривых изменения ОУМ в абсолютном масштабе (м/млн. лет) позволило для каждого конкретного участка (разреза) решить вопрос о глубине накопления на любой временной срез доманикоидов, проградирующих и склоновых отложений (см. ниже).
Второе защищаемое положение. На изменение строения франско-турнейс-ких секвенций оказали влияние как геодинамический режим разных тектонических зон, так и общее изменение темпов погружения краевой части шельфа, которое привело к последовательному редуцированию строения секвенций от полного, семистадийного при развитии, до двухстадийного.
Для проведения сравнительного анализа необходимо было установить (или выбрать) какое-то среднее значение величины прогибания, что позволило бы судить о больших или меньших темпах прогибания отдельных участков территории и изменении их во времени. Построение кривых изменения относительного уровня моря (ОУМ) в абсолютном масштабе (метры по абсциссе и млн. лет по ординате) по разным площадям позволило провести сравнительный анализ средних темпов седиментации (ТС) и темпов прогибания различных участков. При построении кривых для каждого горизонта по оси абцисс откладывалась первичная мощность, рассчитанная с учетом уплотнения пород на разных глубинах (Нестеров, 1965; Хайцер, Рязанов, 1973), накопленных за интервал времени длительности этого горизонта (рис.4). Затем на туже линию добавлялось значение глубины седиментации данного типа отложений. Мощность следующего горизонта отсчитывались от предыдущего и т.д. Отсутствие пород горизонта отмечалось вертикальной линией от точки выхода на поверхность нижележащих отложений на высоту длительности горизонта (см. ключ на рис.4, где мощность горизонта В равна нулю). Таким образом линия, соединяющая точки глубин, и есть кривая изменения ОУМ. Общая направленность этой кривой характеризует средний темп седиментации, например, на ключе к рис. 4 за временной отрезок АК средний темп седиментации равен 75 м/млн. лет. Следовательно, под средним темпом седиментации понимается отношение первичной мощности присутствующих отложений без учета мощности ненакоппенных и размытых отложений ко времени формирования данной толщи.
Построение кривых изменения ОУМ для различных впадин и поднятий Печорского и Волго-Уральского бассейнов показало необходимость хронометрирования шкалы, т.е. уточнения длительности времени накопления отложений горизонтов и,
Рис.4. Кривые изменения относительного уровня моря (ОУМ) и средних темпов седиментации.
Условные обозначения: 1 -линии, соединяющие первичные мощности отложений; 2 - кривая изменения ОУМ; 3 - средний темп седиментации за временной интервал АК=>75 м/млн.лет; 4 - точки первичных мощностей отложений горизонтов; 5-точки глубины седиментации отложений к концу каждого горизонта; 6-выходы отложений на поверхность; б - первичная мощность отложений горизонта Б; бг~ глубина седиментации верхней части отложений горизонта В; Мощность горизонта Б=0; Горизонтальный масштаб повышения ОУМ отсчитывается от нуля по оси абцисс влево для каждой кривой от ее основания. 101 '-101 м/млн. лет - средний темп седиментации
в отдельных случаях, подгоризонтов, т.к. геохронологическая шкала девонского периода разделена только на века.
Такое хронометрирование шкалы путем последовательной горизонтальной проверки было проведено с использованием седиментологически изученных отложений разрезов более 120 скважин Печорского и Волго-Уральского бассейнов. Однако, привело к заключению, что длительность фаменского яруса должна быть примерно в два раза больше франского, т.е. взятая нами геохронологическая шкала, где франский и фаменский века имеют равную продолжительность, не соответствует полученным данным.
При дальнейшем выборе временной шкалы нами были пересмотрены многие существующие геохронологические шкалы, опубликованные за последние 25 лет. Наиболее подходящей оказалась фанерозойская шкала Австралии (An Australian..., 1996).
Построение кривых изменения ОУМ по уточненной шкапе с длительностью горизонтов определило средний темп прогибания краевой части Европейской платформы во франско-оптуховское время (D^-fm^) от 90 до 110 м/млн. лет. Эти данные получены по разрезам тех участков, где седиментация была постоянной, и отложения не подвергались субаэрапьным размывам за это время. К ним относятся палеопрогибы (за исключением Печоро-Колвинского авлакогена), но уже компенсированные осадками (до первой эрозии), поэтому за среднюю величину темпа прогибания на этом временном отрезке принято значение 100 м/ млн. лет.
В западной части Печорской плиты были рассмотрены разрезы склона Палео-тимана, по современному тектоническому районированию отвечающие Ижемской впадине и Омра-Лузской седловине (см. рис.1). Наиболее приподнятым был край западного мелководного шельфа в Сотчемью-Аресском районе. По профилям с запада на восток общая направленность ТС в тиманско-лебедянское время (Dj^-Djfmj1) изменяется от 55 до 95 м/млн. лет в Сотчемью-Аресском, от 69 до 100,5 м/млн. лет в Луза-Чикшинском (рис. 4, кривые ТС по отложениям разрезов скважин от 203-Луза до 1-Чикшино), от 84 до 90 м/млн. лет в Тэбук-Висовском районах. Следует отметить, что отложения тимзнского возраста залегают здесь с размывом на эйфельских.
Рассмотрев эти последовательные ряды разрезов, характеризующих краевые зоны мелководного шельфа в направлении к глубоководью, мы пришли к выводу, что постепенные увеличения средних темпов седиментации в этом направлении не обусловлены различными темпами погружения. Они косвенно отражают рельеф полого наклоненного склона (рис.5, III, IV) и эвстатические колебания. Во время седиментации уровень моря периодически не достигал отдельных высоких участков склона, и осадконакопление на них не происходило, в то время как на более пониженных участках оно уже начиналось (при повышениях ОУМ) или еще не заканчивалось (при понижениях ОУМ). Вероятно также, что повышнные участки дольше подвергались эрозии.
В начале Лебедянского времени седиментация в западной части франского шельфа некоторое время продолжалась (результаты изучения всех районов), а выше следует значительный перерыв, который сопровождался и размывом пород. Отложения Лебедянского горизонта (D3fm21) разных объемов перекрыты только визейс-кими породами.
Практически аналогичная схема седиментации присуща и краевой части западного мелководного шельфа вдоль восточного склона Пермского свода (западный борт Камско-Кинельской системы прогибов). Однако, темп седиментации 90 м/млн. лет характерен здесь только для франских отложений (рис.4, кривая ТС отложений
У-М. к концу мендымского времени
ЕЗ ЕЭ, CUL ЕЕЕЬ
Г IV
Piic.5. Модели седиментации (I, II) франско-турненских отложений: А-А' - Калининской, Б-Б' -Верхнспечорской владин н фациальные профили (Ш, ПО: В-В' - Луза-Чикшинского и Г-Г' -Тэбук-Висовского районов. Линии профилей см. рис.7.4, 7.6. Условные обозначения: 1 — стратиграфические границы, 2 - фациальные границы одповозростпых отложений, 3 - разломы, 4 -скважины, 5 — уровень моря. Остальные усл. обозн. см. на рнс.2,3
разрезов Рождественской площади). В раннефаменское время он уменьшился до 60 м/млн. лет, а в Лебедянское - до 20 м/млн. лет. Данковские отложения (О/т/) небольшой мощности уже подвергались размыву до малевского времени турнейс-кого века (рис.5,1). В турнейское время ТС был равен 8-16 м/млн. лет.
Совершенно иными условиями развития характеризуется Печоро-Колвинский авлакоген. Его заложение в южной части Печоро-Кожвинского палеопрогиба началось в зйфельское время и скорее всего наследовало нестабильную зону прогибания, которая формировалась в лохковском веке (отложения лохковского яруса вскрыты неполностью). Средний темп прогибания за эйфельско-задонское время (□^-О^т,') составил 196 м/млн. лет (рис. 4, кривая ТС отложений разреза скв. Тима-но-Печорская). В елецко-огттуховское (О^т^-О/т,2) время погружение этой части палеопрогиба замедлилось до 140 м/ млн.лет. В плавско-озерское время (О/т^-О^т^) темп седиментации стал равным 37 м/ млн.лет, что, по всей видимости, соответствует и уменьшению интенсивности погружения.. В хованско-турнейс-кое (Оз^з3-С,) время прогибание совсем затухает, ТС = 16 м/млн. лет. Северная часть Печоро-Кожвинского палеопрогиба присоединяется к погружению в живетс-кое время (живетские породы залегают здесь на фундаменте) с аналогичным южной части темпом прогибания — 134 м/ млн. ле ((рис.4, кривая ТС отложений разреза скв.1-Ср. Шапкино). Однако, с доманикового по ветлосянское время темп погружения этой части авлакогена резко увеличился до 740 м/ млн. лет. В до-маниковое время прогибание компенсировалось нарастанием рифа, но уже к началу ветлосянкого времени углубление дна бассейна в этой части акватории привело к погружению рифа ниже зоны фотосинтеза, и в течение ветлосянского времени он засыпался терригенными отложениями. В сиргчсйское время терригенног осадко-накопление сменилось карбонатным. Темп прогибания замедлился. С сирачойско-го по ливенское время он составлял 275 м/ млн. лет.
В Колвинском папеопрогибе Печоро-Колвинского авлакогена основное прогибание происходило в раннедевонское время (данные бурения параметрической скв. 1 -Колзинская). Темп седиментации в лохковском веке был значительно выше средних темпов прогибания и составлял 264 м/млн. лет, хотя до этого - в силурийское время он равнялся 107 м/млн. лет. В пражско-раннеэйфельское время осадкона-копления здесь не происходило, как и практически на всей территории ПНГБ (кроме южной части Печоро-Кожвинского палеопрогиба). В течение всего среднедевон-ского времени осадконакопление сопровождалось перерывами. Здесь отсутствуют нижнеживетские и яранско-джъерские отложения. Начиная с таманского времени, темп седиментации в Колвинском папеопрогибе увеличился и во франское время составлял 187 м/млн. лет, а в раннефаменское время темп погружения снова снизился до средней ветчины прогибания -110 м/млн. лет. Позднее, вплоть до окского времени визейского века, осадконакопления здесь не происходило (возможно, часть отложений эродирована).
В Денисовском папеопрогибе (центральная часть Печоро-Колвинского авлакогена) франско-турнейская седиментация практически однотипно протекала на всей его акватории. Во франском веке прогибание было значительным -145 м/млн.лет. В ранне-среднефаменское (задонско-оптуховское) время темп седйментации замедлился до 90 м/млн.лет, а в плавско-озерское (031гп2Мт31) до 30 м/млн.лет. В поздне-фаменско-турнейское время осадконакопление здесь перманентно продолжалось при среднем ТС - 5-6 м/ млн.лет. Несколько повышенными ТС характеризуются франские отложения восточной части Денисовского палеопрогиба, но с фаменско-го времени темп ее прогибания стал одинаковым во всем папеопрогибе.
В Мичаю-Пашнинском папеопрогибе осадконакоопение над нижне-среднедевон-ским размывом началось в живетское время. Средний ТС в живетско-среднефа-менское время был равен 109 м/млн. лет (рис.4, кривая ТС отложений разреза скв. 1-Зап. Дутово). Он вполне могсо ответствовать темпу прогибания, поскольку за время накопления отложения не подвергались субазральным размывам (рис. 5, II, западная часть). В позднефаменско-турнейское время, как и на всей территории, здесь произошло резкое изменение темпов прогибания (ТС=8 м/млн. лет).
Пониженными темпами седиментации характеризуются отдельные палеоподня-тия, обрамленные палеопрогибами. Например, на Верхнепечорском палеоподня-тии ТС в живетское время составлял 28 м/млн. лет, а во франскб-среднефаменское время-58,5 м/млн. лет (рис.5, II, средняя часть). Несколько повышенными темпами осадконакоппения характризуются краевые части поднятий, например, на Ле-бяжской и Белой площадях (85 м/млн. лет), расположенных вдоль западных при-разломных зон авлакогена. Средними темпами седиментации (68-85 м/млн. лет) во франско-среднефаменское время характеризуются все зоны устойчивого Хорей-верского папеоподнятия (Хорейвеской впадины на рис.1). В диссертации рассмотрены три возможные варианта объяснения замедления темпов седиментации, здесь приводится только вывод. Уменьшение ТС объясняется замедленными темпами прогибания папеоподнятий.
Сравнительный анализ изменения темпов прогйбания показал, что понижения уровня моря в ветлосянское, евлановское и раннезадонское время связаны с эв-статическими колебаниями уровня моря, а в гшавско-гумеровское (О^т^-С^1) -каксуменьшением темпа прогибания, так и с звстатическим понижением. Для объяснения этого явления был применен метод "восстановленной кривой". Учитывая, что осадконакопление происходило вертикально, мы выпрямили линию темпа седиментации и получили дискретную прямую для франско-среднефаменского времени (О^-О^т^). Такую дискретность можно объяснить только звстатическими понижениями. А резкий поворот кривой в О^т^-С,^1 время - изменением темпа прогибания, который вместе с отсутствием отложений этого возраста на мелководном шельфе предыдущего времени, свидетельствует о влиянии обоих факторов. Висимское и косьвинское падения уровня моря обусловлены только звстатическими понижениями. Следует также отметить, что каждое эвстатаческое понижение О^еу О^т^,) на фоне продолжающегося прогибания приводило к увеличению темпа седиментации при последующем повышении уровня моря на коротком временном отрезке, пока не ликвидируется дополнительное пространство аккомодации, возникшее за счет прогибания дна. Этим объясняется интенсивный рост рифов на бровке мелкого шельфа.
Изменение темпов прогибания повлияло на строение секвенций, отвечающих циклам седиментогенезатретьего порядка. Седиментация тиманско-оптуховского времени выражена четырьмя секвенциями полного строения на территории ПНГБ: 1 -тиманско-ветлосянской (О^-О^1), 2 -сирачойско-евлановской (О^-О^3), 3 -ли-венско-раннезадонской (О^ЧЭ^т,1) и 4 -позднезадонско-гумеровской (Щт^-С^,1) и тремя франско-фаменскими (1 -3) в В-У НГБ. Все они характеризуются семью стадиями развития (рис.З: А-Ж).
На западном шельфе Волго-Урапьского НГБ (Пермский свод) замедление темпов прогибания произошло раньше, поэтому для позднезадонско-гумеровского времени (Оз^п^-С^,1) характерна секвенция промежуточного строения, в которой выделяется пять стадий развития (рис.З: А, Б, Д, Е, Ж). Это объясняет отсутствие в фаменских отложениях истинных рифов без катастрофического влияния на выми-
М.чн.лгт
рание рифостроящих организмов, хотя влияние Кель-вассерского и Ранне-Кель-васерского событий мы не отрицаем. Замедление темпов прогибания краевой части Европейской платформы привело к тому, что внешние зоны мелководного шельфа даже при повышении уровня моря длительное время находились в весьма мелководных подприливных условиях. На рис.6 показано влияние изменения темпа прогибания при одинаковом аьыаГичёСКОм ХОДё повышений уровня моря на потенциал накопления осадков. За нулевую позицию нам ала отсчета принята условная точка бровки мелководного шельфа в момент, когда ее достигло эвстатическое падение УМ (на рис.6, по рекомендации Ю.А. Ткачева, оно показано вверх для наглядности объяснения). И рассмотрено движение этой точки во времени по кривой суммарного эффекта эвстатичес-ких колебаний и темпа прогибания. При темпе прогибания 50 м/млн. лет (рис.
Рис.6. Схема соотношения темпов прогибания дна бассейна седиментации и экстатических колебаний уровня моря. При темпе прогибания: А-ш 100м/млнлещ В-в 50м/мпнлет; С-в Шм/млн. лет. Условные обозначения: 1 - экстатические колебания от бровки мелкого шельфа; 2 - кривая темпа прогибания бассейна; 3 - кривая, суммирующая эффект эвстатичес-ких колебаний и темпа прогибания; 4 - зона потенциального размыва отложений; зона потенциального осадконакопления
6 В), что соответствует средним значениям прогибания в фаменское время, зона потенциального осадконакопления уменьшается в 2 раза по вертикали. Начавшееся накопление осадков на временном отрезке !_М приводило к быстрому заполнению пространства аккомодации и постоянному нахождению их в мелководных условиях. Поэтому мелководные виды водорослей и бактериально-водорослевые маты преобладали в данных условиях и подавляли развитие кишечнополостных организмов и известковых водорослей. Этот вывод основан и на изучении комплексов нормально развитых франских рифов трех временных этапов - доманикового, сирачойского и ливенского. К концу каждого постепенное понижение уровня моря приводило к подавлению роста каркасостроящих организмов и водорослей бактериально-водорослевыми матами. Отсутствие каркасостроящих организмов присуще и многоэтапным карбонатным постройкам устойчивых поднятий, где темпы седиментации немного более 50 м/млн. лет. Пока мы не можем распространить этот
з
вывод на все фаменские постройки Вопго-Уральского НГБ, т.к. предполагаем развитие рифов, например, в его Прикаспийской части.
Замедление темпов прогибания в турнейское время на северо-востоке Европейской платформы отражается в^еполном строении двух секвенций: нижнетурнейской - мапевско-висимской и верхнегурнейско-нижневизейской - черепетско-косьвинской (С^-С^,1). Первая характеризуется тремя стадиями развития (рис.3: А, Е,Ж), последняя выражена двумя стадиями (рис.3: А, Ж). При значительном снижении темпов прогибания (рис.6 С) зона потенциального накопления (пространство аккомодации) резко уменьшается. Поэтому в эти временные интервалы уровень моря поднимался чуть выше бровки мелкого шельфа, в условиях активного гидродинамического режима формировались биокластовыё отложения (первая стадия на рис.3), а далее он снова падал ниже бровки мелкого шельфа (последняя стадия на рис.3).
Таким образом, на изменение строения секвенций оказали влияние как геодинамический режим разных тектонических блоков, так и общее изменение темпов погружения востока Европейской платформы. Средний темп седиментации, отвечающий темпу прогибания краевой части платформы в тиманско- оптуховское время (О^-ОЗ^2), равен 100 м/млн. лет и выше в палеопрогибах Печоро-Колвинского авлакогена. Седиментация отложений этого времени отражена четырьмя секвенциями полного семистадийного развития. Замедление темпов прогибания востока Европейской платформы в плавско-турнейское время в привело к последовательному изменению строения секвенций до крайне редуцированного двухстадийного.
Третье защищаемое положение. Строение франско-турнейского комплекса и положение рифовых систем определялись единой длительно существовавшей системой генетически разнородных некомпенсированных прогибов на шельфовой окраине северо-востока Европейской платформы. Выделено три типа прогибов: 1 - унаследованные от рифтов (авлакогенов) прогибы, продолжавшие интенсивное прогибание, 2 - унаследованные от рельефа прогибов предыдущей эпохи, возникшие вследствие осадочного "голодания"; 3 - новообразованные, сформированные за счет недокомпенсации.
Анализ пород осадочного чехла, подстилающих франско-турнейский комплекс, проведенный по методу мощностей Б.А.Соколова (1980), а затем (в развитие этого метода) построение кривых изменения относительного уровня моря (ОУМ) в абсолютном масштабе (метры по абсциссе и миллионы лет по ординате) позволили проследить историю становления некомпенсированных прогибов.
В раннедевонскую эпоху территория Печорской плиты была полого наклонена к востоку (в современных координатах) к границе западного склона Урала и далее открыта в батиаль. Отложения лохковского яруса последовательно наращиваются на восток (Глубинное строение..., 1997; Беляева, Сташкова, 1999). Однако ужев это время усиленным темпом седиментации характеризовались две ветви Печоро-Колвинского авлакогена (ПКА). В южной части Печоро-Кожвинского палеопрогиба, который продолжался на юго-восток (Средне-Печорское поперечное поднятие по современному тектоническому районированию) и открывался в батиаль, темп седиментации был в два раза выше, чем средний темп погружения краевой части платформы, о чем свидетельствую неполная мощность лохковских образований, вскрытых Тимано-Печорской глубокой опорной скважиной (Геологическое строение 1999), и значительные мощности овинпармских и сотчемкыртинских О,12 отложений, вскрытых в аллохтонной части первой скважины 1-Верхняя Сочь, пробуренной на западном склоне севера Урала (Глубинное строение..., 1997). В Колвинском па-леопрогибе, как указывалось выше, темп седиментации в лохковском веке состав-
Рнс.7.1. Карта равных мощностей отложений жнветского яруса. (Построена с использованием материалов З.В Ларионовой, Природные резервуары.-, 1993). Рмс.7.2. Карта глубин седнментяции живетскнх отложений.
Условные обозначения: Границы современного пижпитическогорайонирования: 1 -Русской и Печорской плит, 2 — крупнейших структур; 3 — топахиты; 4 — изобаты; 5 — береговая линия; прогибы: КП-Колвинсхый.ПКП—Печора-КожеинскищМПП—Мичаю-Пашнинский
лял 264 м/млн. лет. Большая часть древнихподнятий в это время находилась выше уровня моря. В пражско-эмское время вся территория Печорской плиты, включая авлакоген, выходила под размыв (Региональные несогласия..., 1998).
С позднеэмско-раннеэйфельского времени маломощная неповсеместная седиментация, а следовательно, и незначительное прогибание захватили и более стабильно приподнятую до этого времени краевую часть Русской плиты - территорию современного Волго-Урапьского НГБ. Отложения заполняли геоморфологически пониженные формы рельефа. Значительное прогибание продолжалось только в южной части Печоро-Кожвинского палеопрогиба. В живетское время значительные прогибания испытали Колвинский и Л ечоро-Кожвинский папеопрогмбы ПКА (рис.7.1) и Кажимско-Вятский авлакоген (КВА). Но если в Колвинском прогибе темп погружения компенсировался осадками, то в КВА и Печоро-Кожвинском палеолротобе осад-
конакоппение стало недокомпенсированным (рис.7.2), и в последнем ктиманскому времени осадочное "голодание" возросло. Геоморфологически пониженной зоной вследствие низкого рельефа стал Мичаю-Пашнинский палеопрогиб, который в жи-ветское время погрузился под уровень моря, хотя темп прогибания здесь был аналогичен таковому всей краевой части Европейской платформы. И в тиманское время он также превратился в глубоководный прогиб. Кажимско-Вятский авлакоген в тиманское время активно засыпался осадками и нивелировался.
Продолжение прогибания всей краевой части Европейской платформы со средним темпом 100 м/млн. лет привело к обширной трансгрессии, охватившей в сарга-евское время почти всю территорию Европейской платформы (рис.7.3), где началось карбонатное осадконакопление преимущественно микритовых илов. Такой тип седиментации был распространен как в пределах палеоподнятий и на территории современного Южного Тимана, так и в палеопрогмбах. Накопление саргаевских карбонатов привело к уплотнению нижележащих глинистых образований в палеопро-гибах и к изгибам или разрывам сплошности карбонатных пород по периферии поднятий. К концу саргаевского времени к областям недокомленсации относились вся Камско-Кинельская система прогибов (ККС), центральная часть Колвинского папео-прогиба (КПП) и район "Низевой петли" в Ижемской впадине, названный Низевой прогиб. Кроме того, значительно некомпенсированными стали Печоро-Кожвинский и Мичаю-Пашнинский палеопрогибы.
Продолжение прогибания краевой части платформы темже темпом (100 м/млн. лет) в доманиковое время привело к попаданию под уровень моря даже большинства поднятий Палеотимана, а следовательно, и к удаленности суши как источника сноса. Это привело к некомпенсированному осадконакоплению во впадинах и вызвало значительную дифференциацию акватории на опущенные и относительно приподнятые зоны (рис.7.4).
По периферии унаследованных поднятий и по бортам некомпенсированных прогибов уже с доманикового времени формировались отдельные рифовые массивы. Помимо того, что поднятия оказались в эвфотической зоне, сработало и второе обязательное условие существования рифов - наличие уступа (изобата -20 м на рис.7.4 оконтуривает зоны возможного рифообразования в доманиковое время, исключая Камско-Кинельскую систему). Значительно некомпенсированными стали все прогибы, существовавшие в саргаевское время.
Такой мощный фактор биогенной седиментации, как формирование рифов, повлек за собой и расцвет многих других сообществ организмов, внесших лету в карбонатообразование приподнятых участков. На большинстве таких палеоподнятий формировались банки, в основном мшанково-брахиоподово-криноидные, реже брахиоподово-криноидно-гастроподовые с небольшой долей других беспозвоночных организмов и реже водорослей. Они установлены по периферии Калининской впадины на Пермском и Башкирском сводах, Татарском своде, Кунгурском, Кынов-ско-Чусовском, Уньвинском, Чердынском, Яринском палеоподнятиях(Шипяев, 1991; Чувашов, 1999 и др.), на Верхнепечорском, и многих других более северных палео-поднятиях, Северо-Хоседаюском, Сандивейском и др. (Богданов, 1989; Беляева и др., 1998 и др.). В позднефранское время по периферии всех этих банок началось активное рифообазование.
В ветлосянское время произошло первое франское эвсгатическое падение уровня моря, которое привело к осушению западно-северо-западной части территории и к частичной компенсации краевых зон прогибов отложениями фаций проградиру-ющихтеррас. На севере Хорейверской впадины мощности ветлосянских образова-
Fuc.7.3. Карта глубин седиментации саргаевскнх отложений, Рис.7.4. Карта глубин седиментации доманиковых отложений.
(При составлении картиспачьlotanhiматериалы:Л. Т.Белякпвой (1989г.), БЛ.Богданова (1989г.), Л.А.Гвбаксга (1?У<г.),Ю.Л.Кулакова в др. (Геологическое...,1999), Н.И.Никоноша (1990г., 1998г.). "ПермНИПИнефпи," (1997г.), Е.Л.Пиыама (1999),А-В.Сашшатинандр. (1981),В.А. Чижо*ой и др. (Соотношение..., 1997), С.АШиплееа (1991) и др.)
Усл. об от: прогиби: Ш1 -liyisrm, ХЖС - Канскп-Кинелъская система прогибов; линии профилей А-А', Б-Б'крис.5. IJJ: остальные см. рис. 7.2.
ний от 70 до 120 м, а на юге около 20 м. Вследствие недокомленсации возник новый прогиб, названный Южно-Хорейверским.
Эвстатическое повышение уровня моря вместе с продолжающимся погружением дна в сирэчойсхое время привело к активному рифообразованию по вновь сформированным западным бортам некомпенсированных прогибов. Однако некоторые палеоподнятия оказались ниже зоны фотосинтеза, и рифообразование на них не происходило.
Следующий эвстэтический ход (евлановское падение и ливенское повышение УМ) на фоне продолжавшегося с тем же темпом прогибания аналогично предыдущему привел к формированию новой проградирующей террасы, на которой при
4f,*>
Рнс.7.5. Карта глубин седиментации евлановскнх отложений. Рнс.7.6. Карта глубин седиментации ливенских отложений.
Усл. обозн. см. нарис.7.2., линии профилей В-В', Г-Г' к рис.5, III, IV. ЮХП -Южно-Хорсйеерскии прогиб
повышении росли рифы (рис.7.5, 7.6). Однако, значительно глубокие прогибы (от 400 до 750 м) "поглощали" сносимый материал, не формируя проградирующих террас, и рифообразование продолжалось на том же уступе над сирачойским рифами. Это борта ККС, Южно-Хорейверский прогиб, краевые зоны Верхнепечорского па-леоподнятия и, вероятно, южная краевая зона Хорейверского устойчивого блока (рис.7.6). Кроме того, во время евлановского понижения (рис.7.5) в зону активного фотосинтеза попали "погребенные" до этого на значительные глубины палеоподня-тия - Башкирское, Татарское (названные одноименно со сводами, хотя их контуры в плане не совпадают), Садивейское, Веякское и, возможно, другие (пример, рис.5,1, Ю-В часть).
Интенсивное заполнение некомпенсированных прогибов значительными по площади клиноформами началось в раннефаменское (раннезадонское Djfm,1) время. Эвстатическое понижение УМ этого временного этапа было более длительным, чем
Рис.7.7, Карта глубин седиментации пнжнезадонских отложении.
Рнс.7.8. Карта глубин седиментации среднефаменских отложении. Усл. обозн. см.рис.7.2
в предыдущие, -1,2 млн лет, и привело к значительному осушению территории (рис.7.7). Были снивелированы Колвинский, Печоро-Ксжвинский, почти полностью Мичаю-Пашнинский прогибы. Некомпенсированное осадконакопление сохранилось на востоке всего Предуральского прогиба, в Южно-Хорейверском прогибе и в ККС.
Следущий значительный этап повышения ОУМ, обусловленный как возвратом зв-статического хода, так и продолжающимся погружением дна, привел к облеканию многих рифов ККС строматолитоподобными известняками. Строматолитоподобное обли-кание отложений новой (виссертынской) профадирующейтеррасы могли сформироваться в центральной части Южно-Хорейверского прогиба. Рифообразование могло происходить только на востоке Предуральского прогиба и в южной части Мичаю-Паш-нинского прогиба и Верхнепечорской впадины, по сохранившимся склонам Верхнепечорского палеоподнятия, где темпы прогибания оставались высокими (рис.7.8).
Понижение ОУМ в плавско-гумеровское время (О^т^-С.,^1) было связано как с эвстатическим понижением, так и с резким изменением темпа прогибания. Скорость падения уровня моря значительно превысила темпы погружения. Падение ОУМ
С} ^ С} бгр-Ь
составляло не менее 160 м (Беляева, Сташкова, 1999). Осушена была почти вся территория Печорской плиты (карта аналогична рис.7.9), Мезенской синекпизы, западной части Волга-Уральской антеклизы и все палеоподнятия (Башкирское, Татарское и др.). Осадконакопление морского генезиса продолжалось только на крайнем востоке Предуральского прогиба и в Камско-Кинельской системе прогибов, которая существовала в виде системы проливов, соединенных с почти закрывшимся Уральским океаном (отложений замкнутых лагун в разрезах не установлено).
Резкое уменьшение темпов тектонического прогибания краевой части Европейской платформы в плавско- турнейское время (темп седиментации 5-16 м/млн. лет) привело к полной компенсации оставшихся прогибов. За этот достаточно продолжительный период (15 млн. лет) только в отдельные временные отрезки (малевско-упинское и черепетско-кизеловское времена) краевые части бывшей обширной зоны мелководного шельфа покрывались осадками (рис.7.10). При этом они не погружались на глубины ниже базиса волновой активности, что приводило к накоплению преимущественно биокластовых и реже ооидных отложений.
0 О Печоро- МичАЮ- Южно- 1 Вычегодсш КИЗЕЛОВ- ж -1
Кпжшский Пмининсш Тиилнский £ ский Я п
(,1у — 1 Ч и и V с|» \
€ И^ГЧ
4.5
.8. Схема заполнения некомпенсированных прогибов
Окончательное заполнение палеопрогибов происходило неравномерно. По нашему мнению, это связано не с различной интенсивностью прогибания прогибов и их глубиной, а с большой долей материала, сносимого при понижениях уровня моря с Палеотимана. Эта закономерность прослежена как на территории Печорской плиты (рис.8, левая часть), так и на территории востока Русской плиты (рис.8, правая часть). Омоложение выходящих под размыв отложений (первый размыв для отложений каздого прогиба) происходит по мере удаления от Палеотимана. Микроскопически это наблюдается повышенной долей алевритовой составляющей в склоновых типах отложений изученных разрезов скважин и обнажений Южного Тимана, глинистой составляющей - по мере удаления от него и чистыми карбонатными породами вдали от Тимана.
Таким образом, на территории Печорского НГБ, как и на Волго-Уральской, в по-зднедевонскую эпоху существовала система некомпенсированных прогибов. Ее возникновение и строение на всем северо-востоке и востоке Европейской платформы были обусловлены наличием трех генетически разнородных типов прогибов. Выделено три типа прогибов: 1 - унаследованные от рифтов (авлакогенов) прогибы, продолжавшие интенсивное прогибание (Колвинский, Печоро-Кожвинс-кий, Вуктыльский); 2 - унаследованные от рельефа прогибов предыдущей эпохи, возникшие вследствие некомпенсации (Мичаю Пашнинский, Камско-Кинельские); 3 - конседиментационные, сформированные за счет недокомпенсации (Низевой, Южно-Хорейверский). Заполнение прогибов происходило при понижениях УМ как эвстатических, так и эвстатико-геодинамических, а последовательность .заполнения связана с близостью источников сноса.
Предлагаемая модель увеличивает перспективы поиска франских рифов и фа-менских карбонатных построек, формировавшихся по бортам некомпенсированных прогибов. Кроме того, увеличение временного интервала каменноугольного периода по последним геохронологическим шкалам и уменьшение времени лозднеде-вонской эпохи, атакже проведенная автором детализация геодинамики осадкона-копления на восточном шельфе Европейской платформы позволят детализировать временные интервалы папеотектонических реконструкций их авторам (Зоненшайн, Кузьмин, Натапов, 1990; Хаин, Сославинский, 1991; Юдин, 1994).
Четвертое защищаемое положение. Изменение строения секвенций от полного до крайне редуцированного привело к последовательному исчезновению высоко-и среднеемких коллекторов, распространение которых находится в прямой зависимости от генетических типов отложений. Строение рифо-генных резервуаров определялось особенностями формирования секвенций и геоморфологической структурой рифов, а также их положением в общей рифовой системе.
Детальные литолого-петрографические исследования с подсчетом параметров пустотного пространства пород в шлифах по методике ВНИГРИ (Гмид, Леви, 1972), а также большое количество определений физических свойств керна скважин (7387 определений пористости и 6358 проницаемости) позволили проанализировать кол-лекторские свойства и закономерности их распределения в связи с генетической принадлежностью отложений.
Устойчивая зависимость емкостных свойств коллекторов от глубины их залегания определила подход к исследованию. Сопоставление средних данных пористости разных групп генетических типов отложений было проведено для каждого из изученных районов отдельно, где отложения франско-турнейского комплекса залегают примерно на одинаковых глубинах. Эти данные позволили объективно сопоставить коллекторские характеристики отложений по выделенным группам и фациям и между ними и установить их принципиальное различие по ФЕС (рис.9, А).
Установлено, что лучшими коллекторскими свойствами обладают образования фации карбонатных построек. Их предлагается считать высокоперспективными коллекторами. Среднеперспективными являются отложения ооидов и биоспаритов (6 и 5 ГГТО). Низкоперспективными можно считать образования 3, 4 и 7 групп генетических типов фаций мелководного шельфа и склона. Со всеми этими карбонатными коллекторами на территории ПНГБ и В-УНГБ связаны уже открытые нефтяные и газовые месторождения. Неперспективными являются отложения склонового типа разреза и депрессионного, включающего отложения фаций проградирующих террас и шельфовых депрессий.
Распределение установленных групп высоко-, средне- и низкоперспективных коллекторов на территории СВ Европейской платформы по разрезу франско-тур-нейского нефтегазоносного комплекса определяется в первую очередь строением секвенций, отражающихцикличностьседиментациитретьегопорядка. Полнота строения секвенции, как было показано выше, определяется тектоническим режимом бассейна седиментации. Постепенное изменение строения секвенций, связанное с замедлением темпов погружения, приводит к последовательному исчезновению сначала высокоемких коллекторов - отсутствию рифов (стадии В-Г на рис.3), затем среднеемких (стадии В-Е на рис.3).
Строение коллекторской части рифовых резервуаров
Строение всех рифовых резервуаров, расположенных на бровке мелкого шельфа латерально неоднородно. Оно связано с первичными условиями их формирования. Внешняя часть (волнолом), расположенная во время роста постройки в энергетически активной зоне, создавала более прочный и менее пористый каркас. Процессы выщелачивания в периоды низкого положения ОУМ усилили эту латеральную неоднородность, благодаря лучшей проницаемости известняков внутренней зоны рифов. Даже катагенетические процессы, такие как перекристаллизация, не смогли изменить этого соотношения. Строение рифовых резервуаров одноэтапно-го формирования (рис.5, III, скв. 43-3апебская; рис.5, IV) достаточно простое. Они состоят из внутренней зоны высоко-среднеемких коллекторов и внешней зоны низ-
А
о4- 18
а 14
I 10
I 6
О.
§ 2
Л
...ii.ll-
1 2 3 4 ? 6 7 8 9 10 11
■К
Сл. 2*. Сед. 49 Скя Сия. 52
1 м АП-95.5 м АА-^ч
Г
2 Ш 3
Рнс.9. Распределение (А) средних значении пористости разных групп генетических типов отложений (цифры).
Схемы распределения коллекторов разной емкости в резервуарах: Б - рифов однозтапного формирования (на примере Тзбук-Висовского); В - двухз-тапного формирования рифов с небольшим смещением (на примере Ардалинского); Г— пластово-массивного типа многозтапных карбонатных построек. Условные обозначения: зоны развития: 1 - средне-высокоемких, 2 - низко-среднеемких, 3 - низкоемких коллекторов
ко-среднеемких коллекторов в верхней части и низкоемких - в нижней (рис.9, Б). Последнее объяснено нами влиянием катагенетических процессов.
Структура резервуаров многоэтапных карбонатных построек рифовых систем, ограничичвающих зоны мелководного шельфа, определялась полнотой строения секвенций, которая зависела в данном случае и от геоморфологии морского дна. Там, где лроградирующие террасы были хорошо развиты, рифы следующего цикла развиты на бровке новой террасы, а купола рифов предыдущей секвенции перекрыты микритами, накопление которых происходило на мелководном шельфе за новой рифовой системой. В зонах, где проградирующие террасы не были достаточно сформированы, рифы одной секвенции перекрыты рифогенными отложениями секвенции следующего цикла седиментации (пример на рис.5,1, С-3 часть от скв. 53-Рождественская до скв. 11-Рассветовская).
Большинство франских рифов развиты как высокорельефные структуры, особенно в их волноломной зоне. Для многих рифов, формирование которых происходило в условиях высокого положения уровня моря, над купольной частью установлено отсутствие не только отложений системного тракта низкого положения ОУМ, но и глинистых трансгрессивных отложений следующей секвенции. Объяснить это следует тем, что рифовые купола оставались островами, в то время как береговая линия продвигалась в сторону суши. При дальнейшем повышении ОУМ (финале трансгрес-сиии или ВП) эти острова погружались ниже уровня моря, и накопление осадков на них начиналось уже после оседания тин из взмученного водного слоя, продвигавшихся вслед за береговой линией. Например, на Седьюском рифе, изученном в обнажениях, непосредственно на купольной части залегают финально-трансгрессивные глины следующей секвенции мощностью всего около 70 см, а в зоне Централь-но-Хореверского поднятия (ЦХП) высокорельефные структуры характеризуются наличием отложений только высокого положения ОУМ двух или трех секвенций. ЦХП является хорошим примером формирования обоих типов неполных секвенций высокорельефных структур. Здесь над рифами сирачойского возраста (D3f32) отсутствуют отложения евлановского горизонта (D3f33) и залегаюттолько рифогенные породы ли-венского горизонта (D3f34). Поэтому в зоне ЦХП налицо полное отсутствие промежуточной покрышки между разновозрастными рифовыми телами двух франских секвенций. Покрышками для рифов всей зоны ЦХП являются лозднетрансгрессивные глины следующей секвенции. Однако, самые высокие купола, например, свод Арда-линскога рифа, не перекрыты и этой покрышкой (рис.9В). Поэтому в строении верхней продуктивной части рифового резервуара принимают участие и низко емкие мик-ритовые известняки. Покрышкой для сводовой части резервуара служат глинистые породы следующей, в данном случае четвертой секвенции более мелкого порядка. Таким образом, в строении одного резервуара принимают участие породы четырех перекрывающих друг друга секвенций, сформированные здесь не в полном объеме.
Карбонатные постройки обоих типов в пределах шельфовых депрессий, построенные как на конусах выноса, так и на изолированных унаследованных палеопод-нятиях, имеют своеобразное строение резервуаров (примеры на рис.5,1, Ю-В часть; рис.5, II, скв. 2-Лебяжская; рис.5, III, скв. 1-Ю.Чикшино, 1-Чикшино). Оно обусловлено вертикальным чередованием пластов коллекторов, представленных биогерм-ными и водорослевыми известняками, и маломощных слоев пеллоидных известняков. Последние не содержат глинистых прослоев и даже глинистой примеси, практически не являются коллекторами, но проницаемы. Отсутствие глин связывается нами с седиментацией пеллоидных известняков над биогенными отложениями поднятий, когда глинистый материал улавливался прогибами, отделяющими их от мел-
кого шельфа. И, хотя строение таких резервуаров многопластовое, они могут иметь только одну залежь, обусловленную наличием надрифовой покрышки. Межпластовых покрышек в их строении не выявлено (рис.9, Г). Если карбонатные постройки были незначительных размеров, то внешняя (волноломная) зона развита по периф-рии всей постройки (по кольцу). В строении таких резервуаров кольцевая внешняя зона будет менее емкой (рис.9, Г, правая часть). Наличие многопластовых резервуаров прогнозируется по периферии всех палеоподнятий, обрамленных прогибами.
Покрышки
Установленные во франско-турнейском комплексе терригенные породы (глины, аргиллиты) характеризуют либо финально-трансгрессивные условия, либо условия низкого положения ОУМ. Следует отметить, что трансгрессивные отложения в циклах разного порядка различаются объемами накопленных пород. Максимальные мощности имеют тиманско-саргаевские трансгрессивные отложения цикла второго порядка (до 60 м в пределах мелководных областей шельфа и значительно больше в палеопрогибах). Трансгрессивные отложения в циклах четвертого и третьего порядка на мелководном шельфе имеют мощности - метры, первые дсятки метров. Поскольку финально-трансгрессивные образования на мелководном шельфе в дальнейшем образуют покрышки, то порядок цикла контролирует и порядок покрышек. Например, тиманско-саргаевские глинистые отложения сформировали региональную покрышку. Трасгрессивные глины циклов третьего порядка - зональные покрышки для коллекторов в секвенциях предыдущего цикла. Маломощные трансгрессивные глины цикла четвертого порядка в отдельных случаях играли роль локальных покрышек.
Основными покрышками для рифовых залежей изученного комплекса были достаточно мощные пласты глин (репер "Г, устьпечорский репер и 11 пласт низов верхнего фамена). Согласно проведенным расчетам нам удалось установить достаточно выровненную поверхность седиментации глинистого пласта "репер Г. Четкая коррелируемость двух других глинистых пластов по данным ГИС как над рифовыми структурами, так и над проградирующми террасами, позволяет сделать аналогичный вывод. То есть ни при седиментации, ни долгое время после нее эти пласты не представляли собой боковых экранов для нижележащих рифогенных коллекторов. Формирование латеральной покрышки произошло позднее, как структуры облекания при уплотнении окружающих рифы глинистых пород, а также при дальнейших структуроформирующих движениях, когда могло произойти изгибание этого пласта. Это заключение подтверждается и данными исследования нефтей, например, Т.А.Кирюхиной (Дюнин и др., 1999) установлены три типа нефтей на Севе-ро-Хоседаюском месторождении в трех его биогермных куполах. Однако, все эти залежи имеют водонефтяной контакт на одном уровне, что можно объяснить только формой изгиба покрышки.
Хорошими покрышками являются сульфатоносные отложения ухтинской свиты, развитые локально к западу от ливенской рифовой системы (см. на карте глубин ливенского горизонта зону, оконтуренную изобатой 5 метров и береговой линией). Именно в этой зоне, например, в Восточно-Тиманской нефтегазоносной области, присутствуют 7 газовых месторождений с залежами среднедевонского возраста (от Нямедьского на юг- юго-восток до Зеленецкого).
Таким образом, постепенное изменение строения секвенций, связанное с замедлением темпов погружения, приводит к последовательному исчезновению сначала высокоемких коллекторов, затем среднеемких. Редуцированное строение сек-
венций обуславливают также высокорельефные рифовые структуры, и в их сводовой части часто отсутствуютпокрышки. Покрышками для всех резервуаров являются пласты трансгрессивных глин следующих секвенций. Латеральные экраны возникали только при изгибе этих пластов как структуры облекания или при более поздних тектонических перестройках.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Создание геодинамической модели осадконакопления позволило сделать вывод о том, что территория Печорского НГБ, как и Волго-Уральская, в позднедевон-скую эпоху характеризовалась системой некомпенсированных прогибов. Ее возникновение и строение на всем северо-востоке и востоке Европейской платформы были обусловлены наличием трех генетически разнородных типов прогибов: унаследованными от рифтов (авлакогенов) прогибами интенсивного тектонического прогибания; унаследованными прогибами от рельефа предыдущей эпохи, возникшими вследствие осадочного "голодания"; новообразованными прогибами, сформированными за счет недокомпенсации.
Данный вывод значительно увеличивает перспективы поиска франскихрифов и фаменских карбонатных построек, формировавшихся по бортам некомпенсированных прогибов, где соблюдались все обязательные условия существования рифов.
Изменение геодинамического режима осадконакопления нашло четкое отражение в архитектуре генетических секвенций При среднем (высоком) темпе прогибания краевой части платформы в тиманско-оптуховское время (03^-03Тт22), равном 100 м/млн. лет и более высоком в палеопрогибах Печоро-Колвинского авлакогена, седиментация отложений отражена четырьмя секвенциями полного семичлениого (семистадийного при развитии) строения тиманско-ветлосянской (О^^з1), сира-чойско-евлановской (й^2-^3), ливенско-раннезадонской (О^ЧЭ^т,1), позднезадон-ско-гумеровской (О^т^-С^,1). Общее замедление темпов прогибания в гшавско-турнейское время (ОЗЛп2*-С Ц и более раннее (среднефаменское) отдельных зон территории привело к последовательному изменению строения секвенций от пяти-стадийного (позднезадонско-гумеровская- О^т,1"2-^1), трехсгадийного (мапевс-ко-висимская - С^-С^1) до крайне редуцированного двухстадийного (черепетско-косьвинская - С^ 2-С,у,1) развития.
Установление темпов прогибания проводилось для франского и фаменского времени по геохронологической шкале, хронометрированной автором в пропорциях длительности накопления отложений горизонтов и некоторых подгоризонтов.
Формирование истинных рифов и протяженных рифовых систем происходило при темпах прогибания близких к 100 м/млн. лет и выше. Снижение темпов погружения даже в условиях самого высокого положения относительного уровня моря приводило к преобладающему развитию по периферии мелко водного шельфа бактериально-водорослевых матов, подавляющих рост каркасостроящих организмов и водорослей. Именно замедлением прогибания в фаменское время, а не катастрофическими событиями на границе франского и фаменского веков, объясняется отсутствие фаменских рифов на значительной территории востока Европейской платформы.
Понижения уровня моря во франско-раннефаменское время были связаны с эвстатическими колебаниями уровня моря, а плавско-гумеровское (О^т^-С,^') понижение - с изменением темпа прогибания краевой чпсти платформы и эвстати-ческим понижением. Следующие два понижения висимского и косьвинского време-
ни были определены только эвстатическими колебаниями.
Определены абсолютные глубины седиментации разных типов карбонатных образований, что всегда было проблемным вопросом седиментологии карбонатов.
Распространение высоко-, средне-, низкоемких коллекторов находится в прямой зависимости от строения секвенций. Изменение строения секвенций от полного до крайне редуцированного обуславливает последовательное исчезновение высоко- и среднеперспективных коллекторов. Строение рифогенных резервуаров определялось первично разноемкими его зонами и геоморфологической структурой рифов, а также их положением в общей рифовой системе. Рифы одноэтапного формирования имеют относительно простое строение резервуаров: более плотную внешнюю зону и более пористую внутреннюю. Рифы и карбонатные постройки многоэтапного формирования представляют пластово-массивные резервуары с разными емкостными характеристиками внутри пластов.
Таким образом, детальные седиментологические исследования позволяют:
- проводить типизацию отложений по условиям их формирования;
- определять абсолютные глубины седиментации разныхтипов осадков;
-разрабатывать модели строения секвенций;
-устанавливать геодинамические критерии, влиявшие настроение секвенций;
- определять темпы погружения разных зон древних акваторий;
- хронометрировать геохронологические шкалы внутри известных подразделений;
- выявлять закономерности сингенного накопления коллекторскихтолщ;
- создавать типичные модели строения резервуаров и прогнозировать их распространение;
- восстанавливать эволюцию бассейнов осадконакопления;
- строить карты глубин седиментации.
Результаты проведенных исследований могут использоваться при изучении палеозойских карбонатных платформ.
Список основных работ по теме диссертации:
Монографии:
1. Модель седиментации франско-турнейских отложений на северо-востоке Европейской платформы (в связи с формированием рифовых резервуаров). СПб.: Наука, 1998.154с. (совместноеА.Л. Корзуном, Л.В.Петровой).
2. Модель седиментации франско-турнейских отложений Калининской впадины и зон ее обрамления в Камско-Кинельской системе прогибов. Екатеринбург: Наука, 1999.128 с. (совместно с Э.К. Сташковой).
3. Глубинное строение западного склона Урала в районе Сочьинской антиклинали (по данным буренияскв. 1-Верхняя Сочь). -Сыктывкар, 1997.80с. (совместно с В.В.Юдиным, А.Л. Корзуном, ААБеляевым и др.)
Научные сообщения, брошюры:
4. Прогноз нефтеносности Тимано-Печорской провинции.- Сыктывкар, Коми филиал АН СССР, 1981. - 48 с. - (Сер. "Научные рекомендации - народному хозяйству"). (совместно с В. А. Дедеевым, Л. 3. Аминовым, Н. И. Тимониным, и др.)
5. Модель строения верхнедевонско-турнейскопэ комплекса отложений на севере Верхнепечорской впадины - Сыктывкар, 1992. - 16 с. (Сер.: "Научные рекомендации-народному хозяйству"; Вып. 103). (совместно с А.Л. Корзуном, Э.К.Сташковой, Т.Г.Гринько).
6. Эволюционная модель Печорского нефтегазоносного бассейна как основа развития сырьевой базы топливно-энергетического комплекса. Усинск, 1994.44 с.
(совместно с В. А. Дедеевым, Н АМалышевым, Б.А. Пименовым и др.)
7. Комплексирование лито-и биофациальных исследований на примере Сибирского нефтяного месторождения. - М:ЗАО "Геоинформмарк", 1999. - 64 с. (совместно с Э.К. Сташковой, ТВ.Стуковой, Н.Н.Акуловой, В.И.Пахомовым).
Статьи:
8. Циклы седиментогенеза и нефтегазоносные комплексы Печорского бассейна //Нефтегазоносные комплексы Печорской синеклиэы. Сыктывкар, 1981. С. 3-26. (совместно с В.А.Дедеевым, Л.З.Аминовым, В.А.Чермных).
9. Этапы формирования и преобразования верхнедевонских рифов Печорского нефтегазоносного бассейна: Тез. докл. V Всесоюз. симпоз. по ископаемым кораллам и рифам. Душанбе, 1983. С.12-13.
10. Минералогические аспекты диагенеза и эпигенеза рифов в связи с формированием их коллекторскихсвойств. - Сыктывкар, 1984. - С. 109-113. - (Тр. ИГ Коми фил. АН СССР; вып. 45).
11. Литология верхнедевонских карбонатных отложений Велью-Тебукской ступени. II Печорский нефтегазоносный бассейн (литология и тектоника). Сыктывкар, 19846. С. 95-108. - (Тр. ИГ Коми фил. АН СССР; вып.47).
12. Расчленение и корреляция верхнедевонскмхрифогенныхи надрифогенных отложений в Печорском нефтегазоносном бассейне // Расчленение и корреляция фанерозойских отложений европейского Севера СССР Сыктывкар, 1985 б. С. 2733. - (Тр. ИГ Коми фил. АН СССР; Вып. 54). (совместно с В.М.Задорожным, Л.И.Мельниковой)
13. Рифовые резервуары Печорского нефтегазоносного бассейна. //Фанерозой-ские рифы и кораллы СССР М.: Наука, 1986. С. 197-202.
14. Палеоэкология верхнедевонских рифов Печорского нефтегазоносного бассейна II Современные и древние рифовые системы: Тез. докл. VI симпоз. по ископаемым книдариям и рифам. - Владивосток, 1987. - С. 13-14.
15. Поиски и разведка месторождений в рифогенных отложениях Печорского нефтегазоносного бассейна комплексом геолого-геофизических методов. Сыктывкар, 1986. С. 62-71. - (Тр. ИГ Коми фил. АН СССР; вып.61). (совместно с В.Б.Рос-товщиковым, В.А.Холодиловым, А.В.Соломатиным, Б.П.Богдановым).
16. Условия формирования высокоемких коллекторов верхнего палеозоя Печорского нефтегазоносного бассейна. //Геология месторождений нефти и газа европейского Северо-Востока СССР Сыктывкар, 1987. С. 56-60. - (Тр. X геологической конференции Коми АССР), (совместно с В.А.Жемчуговой, Е.О.Малышевой).
17. Рифы Харьягинской площади Печорского нефтегазоносного бассейна// Литология карбонатных пород севера Урала, Пай-Хоя и Тимана. Сыктывкар, 1988. С.32-38. - (Тр. ИГ Коми НЦ УрО АН СССР; Вып.67).
18. Влияние тектонического режима на формирование верхнедевонских рифогенных зон Печорской плиты //Тектоника северо-востока Европейской платформы. Сыктывкар, 1988 б. С. 60-72,- (Тр. ИГ Коми НЦ УрО АН СССР; Вып. 68).
19. Девонские рифы Вычегодского прогиба - новый поисковый объект // Природные резервуары Печорского нефтегазоносного бассейна. Сыктывкар, 1992. С.22-28. - (Тр. ИГ Коми НЦ УрО РАН; вып. 76).
20. Фациальная модель строения франско-турнейского комплекса центральной части Печоро-Колвинского авлакогена II Геология и минерально-сырьевые ресурсы европейского Северо-Востока России: Матер. XII геол. конф. Республики Коми. Т. II. Сыктывкар, 1993. С. 103-105. (совместное Л.В.Петровой).
21. Происхождение карбонатных образований доманиковых отложений Ухтинс-
кого района //Актуальные проблемы геологии нефти и газа. Ухта, 1995. С. 46-48. (совместно с А.В.Кузнецовым, А.А.Беляевым, А.Л. Корзуном).
22. История развития Сотчемью-Аресского района во франско-фаменское время // Геология и разработка газовых месторождений. Ухта, 1997. С. 83-86.
23. Формирование доманиковых отложений в Ухтинском районе Тимано-Печор-ской провинции // Угперодосодержащие формации в геологической истории. Петрозаводск, 1998. С.27-28.
24. Природа унаследованныхзон, контролирующих устойчивое рифообразова-ние в позднем девоне на северо-востоке Европейской платформы II Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: новые результаты и новые перспективы: Матер. XIII геол. съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар, 1999. С. 89-91.
25. Реконструкция обстановок осадконакопления и биоты в позднем фране Южного Тимана: Там же. T.II, С. 209-210. (совместно с А.О. Ивановым, А.А. Беляевым, А.Н. Орловым).
26. Осадочные бассейны европейского Севера России: новые подходы к изучению, сравнительный анализ и проблемы геологии нефти и газа: Там же. Т. 1, С.81-83. (совместно с НАМапышевым, Л.А.Анищенко, ДАБушневым и др.)
27. Devonian reefs of the European Platform: Cyclisity of formation and lithogenesis of reef reservoirs. //Abstr. 13th Intern. Sedimentol. Congr. Nottinghem, 1990. P. 29.
28. Sedimentation model of the Upper Devonian Complex on the East of Europian Platform in connectwith Reefs Formation //Terra Nova, V.9. - Strasburg (France), 1997. -P. 692.
29. Criteria of the Distinguishing Genetic Types and Fades: тамже. P. 692. (совместно с А.Л. Корзуном)
30. Model of the productive reef reservoirs of Khoreiver Depression: тамже. P. 692. (совместно сЛ. В.Петровой)
31. Paragenetic associations of rocks reflected incompleted structure of sequences (Late Devonian of Pechora Basin) // Circum-Arctic Paleozoic Faunas and Facies / IGCP, 406 project. - Warsaw, Poland, 1998. - P. 5-6.
32. Duration of the units in the Frasnian and Famennian Stages II Lower-Middle Paleozoic Events Across the Circum-Arctic. Riga, Jurmala, 1999. - P. 7-8. (IGCP, 406 project).
33. ALocal catastrophe or Kellwasser Event? II Lower-Middle Paleozoic Events Across the Circum-Arctic. Riga, Jurmala, 1999. - P. 8-9. (IGCP, 406 project).(coBMecTHo с АА.Бе-ляевым, ДАКорнеевым, И.В.Павловым, Д.В.Хипели, Р.В.Хипели).
34. Влияние Геодинамического режима на формирование франско-турнейских секвенций востока Европейской платформы / Актуальные проблемы геологии горючих ископаемых осадочных бассейнов европейского севера России. Сыктывкар, 2000. С. 24-26.
-
Беляева, Наталья Викторовна
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 2000
-
ВАК 04.00.21
- Условия формирования и прогноз коллекторов во франско-турнейских карбонатных отложениях Верхнепечорской впадины
- Модель седиментации франско-турнейских отложений на северо-востоке Европейской платформы
- Стратиграфия и остракоды турнейского яруса Северного и Приполярного Урала и гряды Чернышева
- Условия формирования и нефтегазоносность неантиклинальных ловушек среднедевонско-турнейских отложений юго-востока Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции
- Закономерности формирования палеозойских органогенных построек и связанных с ними резервуаров на юге Хорейверской впадины
