Макогон В.В.
ОСОБЕННОСТИ ВИЗЕЙСКОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ В ДНЕПРОВСКО-ДОНЕЦКОЙ ВПАДИНЕ И ИХ СВЯЗЬ С ТЕКТОНИЧЕСКИМ СТРОЕНИЕМ
Украинский государственный геологоразведочный институт, Черниговское отделение, г. Чернигов (ЧО УкрГГРИ), e-mail chgeol@gls.cn.ua
Днепровско-Донецкая впадина (ДДВ) представляет собой авлакоген в теле Восточно-Европейской платформы. Она характеризуется структурно-стратиграфическими комплексами пород, имеющими черты, как подвижных зон, так и платформенных структур. В пределах Днепровского грабена выделяются три главных продольных структурных элемента √ осевая зона, южная и северная прибортовые зоны и четыре поперечных [2].
В разрезе впадины четко обособляются кристаллический фундамент, сложенный метаморфизованными архейско-протерозойскими образованиями, и осадочный чехол. Породы осадочного чехла формировались в интервале от девона до современности. Главная роль в структурообразовании в ДДВ принадлежит блоковым движениям фундамента и соляному тектогенезу.
Визейский ярус ДДВ, входящий в состав герцинского структурно-формационного комплекса, сформировался на синеклизно-миогеосинклинальном этапе тектонического развития региона √ при смене тектонического режима с миогеосинклинального на платформенный (синеклизный) и играет важную роль в формировании разнообразных структурных форм осадочного чехла [1].
Литологические типы пород, слагающие седиментационный бассейн определяются в значительной степени тектонической обстановкой его существования. Ее влияние на условия седиментации, а последних √ на физические (коллекторские) свойства пород требуют от геологов детального анализа истории геологического развития региона, условий осадконакопления в них с целью выдачи прогноза развития в стратиграфическом разрезе пород с высокими коллекторскими свойствами. А это является основой при прогнозировании развития неантиклинальных ловушек углеводородов.
Сектором литологии Черниговского отделения УкрГГРИ на протяжении последних десятилетий проводились детальные литолого-фациальные и палеогеографические исследования нижнекаменноугольных отложений ДДВ. Некоторые выводы автора, полученные в результате этих исследований, публикуются в этом докладе.
В строении визейского комплекса отложений принимают участие 4 литолого-стратиграфических толщи: нижневизейская терригенно-карбонатная (XIV микрофаунистический горизонт (МФГ)), нижнетульская глинисто-карбонатная (Х╡╡╡ МФГ), верхнетульская глинисто-терригенная (Х╡╡а МФГ) и верхневизейская карбонатно-глинисто-терригенная (Х╡╡ и Х╡ МФГ). В общем, они слагают терригенно-карбонатную, кварц-каолиновую, кремнисто-карбонатную, паралическую угленосную и алевроглинистую флишоидную формации [3]. Колебание мощностей визейских отложений ДДВ происходит в интервале от 150-200м на северо-западе до 2 км и более на востоке приосевой зоны, где миогеосинклинальный режим осадконакопления продолжался в течение всего визейского века. В целом для визейского комплекса, как распределение мощностей, так и фациальная зональность совершенно определенно показывают, что граница современного распространения отложений не может считаться границей области их накопления и является исключительно следствием последующих тектонических и эрозионных процессов.
Визейские отложения представлены разнообразными фациальными
типами от континентальных до нормально морских. Преобладают мелководно-
и прибрежно-морские а также переходные фации. Тектоническая зональность
предопределяла характер распределения фациальных рядов. Для приосевых частей
ДДВ, представляющих собой области устойчивых опусканий, характерно преобладание
морских карбонатно-глинистых и терригенно-глинистых отложений зон внешнего
шельфа и пелагиали бассейна. Лишь в периоды тектонических активизаций,
выразившихся в кратковременных регрессиях с перерывами в осадконакоплении,
здесь формировались алеврито-песчаные отложения переходного фациального
комплекса. Для прибортовых зон и северо-западного замыкании впадины характерна
пестрота фациальных типов, обусловленная мелководностью бассейна осадконакопления
и сложным рельефом морского дна в сочетании с активными тектоническими
поднятиями на локальных участках в условиях общих эвстатических колебаний,
которые вызывали чередование коротких трансгрессий и регрессий.
В результате здесь формировались полифациальные толщи
с диапазоном от шельфовых известняков до терригенных угленосных отложений
прибрежной равнины. Палеотектоническая дисимметрия ДДВ, вызванная большей
активностью Украинского кристаллического щита (УКЩ) по сравнению с Воронежской
антеклизой (ВА) [1] привела к существенным отличиям в строении и литолого-фациальных
особенностях южной и северной прибортовых зон, в частности к заметному
увеличению содержания в осадках первой алеврито-песчаных разностей.
Как отмечалось в работе [5] тектонический режим представляет собой весьма существенный, но не единственный фактор влияния на генезис осадочных образований. По мнению автора еще одним доказательством этого является различия в характере осадконакопления в начале Х╡╡а и Х╡╡ МФГ ДДВ. Поскольку существенных различий в тектоническом режиме в эти периоды не прослеживается, отличие двух близких по времени трансгрессий можно объяснить особенностями суши, на которую трансгрессировало море.
Визейский этап геологического развития ДДВ представляет собой единый трансгрессивный цикл, осложненный двумя кратковременными перерывами в осадконакоплении √ предверхнетульским (граница Х╡╡╡ и Х╡╡а МФГ) и предалексинским (граница Х╡╡а и Х╡╡ МФГ).
К концу раннетульского времени (Х╡╡╡ МФГ) большая часть ДДВ осушается и происходит селективный размыв нижнетульских глинисто-карбонатных пород. Своеобразие образованной в это время эрозионной поверхности сильно повлияло на характер осадконакопления в позднетульское время. Осушенная шельфовая ╚карбонатная платформа╩, сложенная достаточно литифицированными породами, на которую трансгрессировало море представляла собой слабохолмистую прибрежную равнину, на которой преобладал плоскостной смыв. Береговая линия в основном совпадала с линией перегиба палеошельфа, для которой характерны умеренные углы наклона склонов. Это сдерживало расширение бассейна. С продолжением поднятия уровня моря произошел ╚прорыв╩ трансгрессии. Это привело к быстрому перекрытию карбонатных отложений раннетульского возраста существенно глинистыми отложениями без формирования четко выраженных базальных слоев. Обычные для нормальной трансгрессии обломочные образования начали формироваться сразу же после завершения мгновенной трансгрессии в периферических частях бассейна.
В результате на большой территории ДДВ за относительно короткое время образовался обширный морской бассейн. Его значительные размеры при относительной выравненности рельефа дна способствовали развитию специфических фациальных обстановок, характерных для бассейнов с застойным гидродинамическим режимом √ сероводородным заражением придонных вод с соответствующими особенностями накопления породного и органического вещества [4].
В начале алексинского времени (Х╡╡ МФГ) начинается новая трансгрессия. К ее началу возникла пологохолмистая равнина. С севера и юга низменность обрамлялась относительно приподнятыми холмистыми денудационными равнинами, располагавшимися в пределах современных УКЩ и северного склона ВА. Речные системы, вероятно, были мелкими, практически без развития пойменного аллювия, и вливались в отдельные озерно-болотные бассейны, сохранившиеся от раннетульского моря. Механизм продвижения моря в это время существенно отличался от позднетульского. В предалексинское время пенепленизированная суша слагалась преимущественно слаболитифицированными терригенными породами, образовавшимися во время последней регрессии. Они интенсивно размывались наступающим морем и служили своеобразным барьером для вод бассейна. Поэтому в начале трансгрессия шла на сушу с наклоном, постепенно, и только после того, как исчерпывался обломочный материал для постройки наклонной поверхности море прорывалось на отдельных участках вглубь равнины. В прибрежно-морских фациях при перемыве и интенсивной гидродинамической сортировке терригенного материала существовали благоприятные условия для обособления песков и образования песчаных тел значительной мощности.
В дальнейшем в паралических условиях при мелких регрессиях бассейна с пологим дном подводного склона образовывались обширные, иногда опресненные лагуны с широким развитием болотной растительности. В условиях зарастающих лагун формировались болотные почвы, в застойной восстановительной обстановке накапливалось органическое вещество углей. Рост локальных структур приводил к образованию отмелей, баров и песчаных островов. Малые скорости вертикальных движений способствовали формированию на перегибах и поднятиях крупных пологих сводов и валов, а также на моноклинальных склонах серий баровых тел, следующих за береговой линией.
В заключение можно отметить, что в целом тектонические процессы играли определяющую роль в образовании литологических типов и в развитии фациальных обстановок визейского осадочного бассейна ДДВ. Но, в то же время, формирующиеся при этом литологические и палеогеоморфологические особенности эрозионных поверхностей при общем вялом тектогенезе могли вносить существенные различия в строение сходных по общему механизму образования осадочных толщ.
Литература
1. Геология и нефтегазоносность ДДВ: Глубинное строение
и геотектоническое развитие / Отв. ред. В.К. Гавриш.- Киев: Наукова думка,
1989. √ 208 с.
2. Кабышев Б.П. Крупномасштабная тектоническая карта
ДДВ // Геол. журн. √ 1980. √ 40, ╧6. √ С. 10-18.
3. Лукин А.Е. Формации и вторичные изменения каменноугольных
отложений ДДВ.- М.: Недра, 1977. √ 102 с.
4. Макогон В.В. Характер початку пЁзньотульського осадконакопичення
в центральнЁй частинЁ ДДЗ // Матер. VI Междунар. конф. ⌠Нафта Ё газ Укра©ни
√ 2000■. √ Ивано-Франковск: Факел, 2000. √ т.1. √ С. 202-203.
5. Япаскурт О.В. Развитие идей Г.Ф. Крашенинникова о
принципах исследования литогенеза // Бюл. МОИП. √ 1999. √ 74, ╧6. √ С.
59-65.