Геолого-геохимические предпосылки газонефтеносности юрских отложений Южно-Карской впадины

Глава 2. Геологическое строение Южно-Карской впадины.

В главе рассмотрено геологическое строение и история развития региона в мезозойскую эру.

Южно-Карская впадина расположена в южной части Карского моря, на полуостровах Ямал и Гыдан (рис.1). В пределах акватории фундамент не вскрыт скважинами, в связи с чем вопрос его возраста остается дисскусионным. Данные по прилегающим регионам (п-ов Таймыр, арх. Новая Земля, Западная и Восточная Сибирь), а также материалы морской сейсморазведки позволяют предположить, что в состав фундамента здесь входят блоки как докембрийской, так и палеозойской (каледонской, возможно, герцинской) консолидации (Кунин Н.Я. и др., 1988).

Отложения осадочного чехла в пределах акватории частично вскрыты (до аптского яруса нижнего мела) на Русановском и Ленинградском поднятиях. По данным сейсморазведки осадочный чехол Южно-Карской впадины, вероятно, сложен преимущественно терригенными отложениями верхнепалеозойского-четвертичного возраста. Мощность его в центральной части впадины превышает 11км.

По сейсмическим данным верхнепалеозойские отложения развиты только в пределах наиболее глубокой части Южно-Карской впадины и характеризуются волновой картиной, типичной для континентальных отложений. По мнению B.C. Соседкова, Л.Ш. Гиршгорна и др. (1988) формационным аналогом верхнепалеозойских отложений севера Западно-Сибирской плиты и прилегающей акватории может являться тунгусская серия Сибирской платформы среднекамменоугольно-пермского возраста.

Рис. 1 Обзорная схема района исследования

Распространение триасовых отложений в акватории Карского моря по данным сейсморазведки предполагается во впадинах и прогибах, а также на их бортах. На сегодняшний день породы триасового возраста в пределах п-ова Ямал вскрыты только на Восточно-Бованенковской площади (скв. 11) в интервале глубин 3998-4113 м (забой), наиболее детально изучены бурением в тюменской сверхглубокой скважине (СГ-6), где представлены толщей пород прибрежно-морского и континентального генезиса, объединенных в тампейскую серию. Отложения серии залегают трансгрессивно с несогласием на подстилающих палеозойских породах и представлены темно-серыми и зеленовато-серыми глинами с прослоями алевролитов, песчаников, гравелитов и конгломератов с незначительной примесью туфогенного материала. Судя по характеру волнового поля аналогичный разрез триаса, может быть встречен и в Южно - Карской синеклизе (Оценка перспектив .., 2008).

Мощность верхнепалеозой-триасовых отложений изменяется от 0 в зонах выклинивания до 4500м.

Отложения юрского комплекса распространены почти на всей площади Южно-Карской впадины, отсутствуя только в пределах Западно-Карской зоны ступеней, Северо-Сибирского порога и на периферии Приновоземельской моноклинали. По сейсмическим данным в пределах впадины предполагается наличие всех трех отделов юрской системы, бурением они изучены в пределах п-ова Ямал. Породы раннесреднеюрского возраста объединены в большехетскую серию, которая включает в себя 9 свит (снизу вверх): зимняя (J₁h₁ - J₁p₁¹), левинская (J₁p₁¹-2¹), шараповская (J₁p₂²), китербютская (J₁t₁¹), надояхская (J₁t₂ - J₂a₁), лайдинская (J₂a) , вымская (J₂a₂ - J₂bj₁), леонтьевская (J₂bj_1-2) и малышевская (J₂bj₂- J₂b). Первая, третья, пятая, седьмая и девятая - преимущественно песчано-алевритового состава, остальные представлены глинистыми отложениями. К верхнеюрским отложениям отнесены породы абалакской (J₂cl₂ - J₃km) и баженовской (J₃v₃ - K₁b) свит, представленные преимущественно аргиллитами.

В составе нижнемеловых отложений выделяются ахская (K₁b - K₁h₁), танопчинская (K₁h₁-К₁аl₁), яронгская (ханты-мансийская) (К₁al₂) и, частично, марресалинская свиты (К₁al₂ - K₂cn).

Ахская свита сложена преимущественно глинистыми породами с подчиненным значением песчано-алевритового материала. На севере п-ова Ямал на некоторых поднятиях в нижней части свиты обособляется ачимовская толща. Мощность свиты достигает 360 м.

Танопчинская свита характеризуется неравномерным переслаиванием песчаников, алевролитов и глин в нижней части морского и прибрежно-морского генезиса, в верхней - преимущественно континентального. Максимально вскрытая в Южно-Карской впадине мощность танопчинской свиты составляет 557м (скв. Ленинградская N1), на Харасавэйском месторождении мощность свиты достигает 1006 м (скв. 38).

Яронгская (ханты-мансийская) свита сложена серыми до темно-серых морскими глинами с единичными, сравнительно выдержанными по площади пластами песчаников. Мощность свиты достигает 115 м в скв 1 на Ленинградской площади, в пределах Русановского поднятия она изменяется от 153 до 123 м в скв. NN 1 и 2 соответственно.

Марресалинская свита представлена алевролитами, песчаниками и глинами, которые сформировались в условиях мелководного моря. Нижняя часть свиты (К₁al₃) сложена чередованием мощных (до 30 м) пластов песчаников и глин. Средняя часть (K₂cn₁) сложена в основном глинами и алевролитами с подчиненными прослоями песчаника. Верхняя (K₂cn₂), мощностью до 80м, сложена, в основном, песчаниками с маломощными прослоями глин и алевролитов. Для всего разреза свиты характерно наличие большого количества углефицированных остатков.

Отложения верхнего мела (без сеноманского яруса) включают кузнецовскую (К₂t), березовскую (К₂kn-cp) и ганьковскую (К₂m) свиты, сложенные преимущественно глинистыми породами.

Палеоценовые отложения включают две свиты: тибейсалинскую и талицкую. В пределах акватории Карского моря отложения первой отсутствуют, они развиты на месторождениях п-ва Ямал, где их мощность не превышает 100 м. На отложениях палеогеновой системы с размывом залегают породы четвертичного возраста.

В тектоническом отношении Южно-Карская впадина представляет собой крайнюю северную часть Западно-Сибирской эпигерцинской плиты с максимальным погружением мезозойско-кайнозойских отложений, в основании которой лежит система грабен-рифтов позднепалеозойского-раннетриасового возраста (рис. 2). По сейсмическим данным зона рифтогенеза проявляется в виде системы линейно вытянутых палеозойских инверсионных валов, разделенных глубокими впадинами, заполненными триасовыми осадками. В.С.Сурков в Западно-Сибирском бассейне эту зону определяет как унаследованно-наложенную впадину и прослеживает развитие триасовых прогибов в ее пределах (В.С. Сурков, О.Г. Жеро, 1981, 2002). Возможно, эта зона имеет более древнее заложение и выделяется как авлакогенная структура по палеозойскому комплексу (Н.В.Шаблинская, 1984, В.П. Ступаков, 1986, Н.Я. Кунин, 1985).

Рис. 2 Сейсмогеологический разрез по линиям профилей: 108718-038937-038918-79404 (Ульянов Г.В., 2011)

В целом Южно-Карская впадина представляет собой крупную отрицательную структуру, образованную системой впадин со сводами и седловинами между ними. В ее пределах выделяются Русановский, Скуратовский, Белоостровский, Обручевский, Мининский, Воронинский мегавалы и Розевско-Вернонская зона поднятий. Мегавалы разделены прогибами: Пухучанским, Чекинским, Ноябрьским, Белоостровским и Благополучия.

История развития территории шельфа Карского моря в мезозойскую эру характеризуется частым чередованием трансгрессий и регрессий. Ограниченное количество данных не позволяет провести анализ палеогеографической обстановки триасового времени. Можно лишь предположить, что формирование триасовых отложений, вероятнее всего, происходило в условиях трансгрессии, максимальное проявление которой относится к тампейскому времени. Судя по современным мощностям комплекса (3,5 - 4,5 км) депоцентр прогибания соответствовал Пухучанской впадине.

Осадконакопление в ранне-среднеюрское время на большей части акватории Карского моря и севере Западно-Сибирского бассейна происходило в условиях мелководного морского бассейна, с периодическими повышениями и понижениями уровня моря. Максимум трансгрессии и прогибания впадины приходится на конец юрского времени. В неокомское время некомпенсированная осадками верхнеюрская впадина в условиях регрессии моря очень быстрыми темпами заполнялась осадками, что привело к образованию клиноформенного комплекса. В конце неокома произошла крупная трансгрессия моря, в результате которой клиноформы были повсеместно перекрыты маломощной толщей глинистых отложений.

В барремский и аптский века наступила регрессивная фаза в развитии бассейна осадконакопления. Акватория современного Карского моря представляла собой мелководный морской бассейн, который во время редких кратковременных регрессий частично осушался, что подтверждается наличием прослоев углей в разрезе.

В начале альбского века происходит новая трансгрессия моря, о чем свидетельствует почти исключительно глинистый состав яронгской свиты. Во второй половине альба море на большей своей части остается достаточно глубоким, но колебания уровня моря и изменение его глубины в отдельные периоды позднеальбского времени достаточно четко фиксируются в разрезе сменой глинистых и песчано-алевритовых пачек. Такие же условия сохраняются и в сеноманское время. В туронском и маастрихском веках на изучаемой территории сохраняется режим морского бассейна, обмеление которого происходит в эоценовую эпоху в виду процессов воздымания территории, что привело к эрозии значительной части палеоген-неогеновых отложений (Оценка перспектив ,2008). Настоящее время относится к межледниковому периоду. Наличие огромных морских заливов, представленных типичными эстуариями, говорит об ингрессии Карского моря вглубь Западно-Сибирской плиты (Сурков В.С. и др., 1997).