Елисеев В.Н. (ГП ХМАО НАЦ РН им. В.И.Шпильмана)
Ерохин Ю.В., Иванов К.С., Калеганов Б.А., Пономарев В.С. (Институт геологии и геохимии УрО РАН)
Криночкин В.Г. (ЦАГГИ, Южный филиал ОАО Хантымансийскгеофизика)
Федоров Ю.Н. (Уральский государственный горный университет)

В междуречье Ваха и Елогуя, в восточной части Западно-Сибирской плиты (восток Ханты-Мансийского автономного округа) на Тыньярской разведочной площади в 2004 г. была пробурена глубокая скважина 100 (рис.1). Скважина пробурена с целью выяснения геологического строения и оценки нефтегазоносности мезозойского чехла и домезозойских образований. Согласно существовавшим представлениям, в геологическом отношении скважина расположена в северо-западной части так называемого Касского срединного массива Енисейской байкальской складчатой системы [7 и др.]. Ряд исследователей выделяют в области сочленения Западно-Сибирской молодой платформы и Сибирской древней платформы байкальскую и салаирскую (с востока на запад) складчатые системы. Предполагается, что в пределах Западно-Сибирской платформы на складчатом фундаменте отмеченных систем залегает палеозойский осадочный чехол — Гыдано-Енисейский, перспективы нефтегазоносности которого оцениваются достаточно высоко [2].

Скважина 100 заложена на локальном поднятии (Тыньярское) с амплитудой по отражающему горизонту А (подошва мезозойского чехла) до 240 м. Априори ожидалось, что в районе скважины на доюрскую поверхность могут выходить нижнепалеозойские или докембрийские породы складчатого основания, представляющие собой локальный выступ древнего фундамента, на погружениях перекрытого мощным осадочным палеозойским чехлом [2,3]. Результаты бурения оказались неожиданными, а геологическое строение территории представляется теперь гораздо более сложным, чем это предполагалось ранее.

 

Таблица 1. Химический состав магматических пород из скв.100 Тыньярская

 

Рис.1. Местоположение скважины Тыньярская 100

Скважиной по доюрским образованиям пройдено 383 м (глубина 1786-2169 м). В этом интервале вскрыто экструзивное тело кислых эффузивов (1786-2070 м), переходящих ниже в гипабиссальные микропегматитовые гранит-порфиры (скважина остановлена в них при забое 2169 м). Кислые эффузивы по петрографическим и петрохимическим данным можно подразделить на следующие комплексы (табл.1):

1) 1786-1925 м — трахидацитовые плагиоклазовые порфиры (рис.2а). От серого с розовым оттенком до темно-серого цвета, флюидальные; основная масса микропойкилитовая или микрофельзитовая; в ряде интервалов керна породы сильно трещиноваты, серицитизированы, с обильной прожилково-вкрапленной сульфидной минерализацией;

2) 1925-2070 м – субщелочные и просто риолитовые кварц-плагиоклазовые порфиры, в верхней части субщелочные. В отличие от предыдущей толщи, породы чаще имеют фельзитовую или сферолитовую структуру и большое количество вкрапленников кварца; в средней и нижней частях разреза толщи появляется микрогранитная структура основной массы.

 

Рис.2а. Вкрапленники плагиоклаза (пелитизированного) в матрице риолита. Тыньярская площадь, скв. 100, интервал 1835-1835.4 м. Без анализатора, длина поля 3 мм.

 

Рис.2б. Микропегматитовое строение субщелочного лейкогранита. Тыньярская площадь, скв. 100, глубина 2153.8 м. С анализатором, длина поля 3 мм.

Доминируют две разновидности: первая — риолиты с количеством вкрапленников обычно не более 1-2%. Они имеют размер 0.2-2.5 мм в поперечнике, представлены измененным полевым шпатом и кварцем, преобладает последний. Зерна кварца субпрямоугольные, округлые или неправильные, а также мелкие фрагменты; отмечаются следы магматической коррозии. Некоторые зерна перекристаллизованные и представлены агрегатом мелких индивидов. Прозрачные, угасание слабо мозаичное. Плагиоклаз имеет сечения неправильной формы с сильно корродированными краями. Зерна плагиоклаза сильно изменены, ядра превращены в агрегат слюдисто-пелитового вещества. В периферии – серицитизированы пятнами. В некоторых случаях максимально изменены каймы зерен. Основная ткань девитрифицирована, структура – микролитовая, микросферолитовая и дендритовидная; участками — микроаплитовидная. Базис представлен микролитами плагиоклаза в кварце, есть зоны, почти полностью замещенные тонкочешуйчатым серицит-пелитовым веществом. Это могли быть и участки стекла. В базисе плагиоклаз серицитизирован; кварца — не менее 20% от объема основной массы. Акцессорные минералы: единичные мелкие зерна лейкоксена и апатита. Рудный минерал представлен отдельными точечными выделениями.

Отмечаются также риолиты с фенокристами примерно до 15%, причем они распределены зачастую неравномерно, формируя полосы, обогащенные и обедненные вкрапленниками. Порода имеет такситовый облик, типична флюидальность. Структура основной ткани – от микроаплитовидной до гранолепидобластовой в зонах сильных вторичных изменений. Вкрапленники имеют размеры 0.5-4 мм, представлены кварцем и полевым шпатом, отдельными реликтами цветного минерала. Преобладает во вкрапленниках полевой шпат, который образует в шлифах угловатые фрагменты, субпрямоугольные разрезы, шестиугольники со сглаженными гранями, до практически округлых образований. Сечения больше похожи на микроклиновые, но большинство зерен гаснут почти прямо и имеют небольшой 2V. Показатель преломления ниже, чем у бальзама, характерны простые единичные двойники. Скорее всего, это был санидин. Часто несет сеть поперечных трещин, а в поперечных разрезах – радиальных трещин, заполненных пелитовым веществом или вторичным кремнеземом. Есть отдельные индивиды – недоразвитые скелетные образования, содержащие фрагменты вещества базиса внутри зерна. Кроме того, имеются отдельные зерна, полуразложенные, крайне неоднородные, пятнистые, состоящие из участков с более низким и более высоким показателем преломления и зонами серицитизации. Это мог быть и плагиоклаз. Количество фенокристов кварца составляет примерно четвертую часть от полевого шпата. В основном, это мелкие округлые зерна, иногда – неправильные фрагменты со скругленными ограничениями; единичные скелетные формы.

Кроме того, в породе есть «будины» развития вторичного кварца, образующего неравнозернистый аллотриоморфный агрегат. Возможно, в породе было немного цветного минерала, вероятно, биотита. Об этом свидетельствуют отдельные таблитчатые формы, замещенные пелитовым агрегатом и хлоритом. Базис породы раскристаллизован, но размер зерен нестабилен – есть полосы от очень тонкозернистых до других – с размером зерен до 0.2 мм. Реликтовая структура – микроаплитовидная. Вероятно, в базисе тоже был цветной минерал, теперь его полосы и стяжения замещены серицитом и пелитовым веществом. Иногда видны чешуи хлорита, придающего базису лепидобластовый облик. Другие составляющие основной ткани – сильно измененный плагиоклаз и кварц – не менее 40% базиса (первичный и вторичный). Рудный минерал образует нечастые извилистые, очень мелкие выделения, реже квадратики (пирит). Акцессорные минералы представлены отдельными индивидами апатита и эпидота.

3) 2071-2169 м – микропегматитовые субщелочные граниты и лейкограниты (рис.2б). Это породы светло-серого с розоватым оттенком цвета, массивные с порфировой структурой, повышенной щелочности (см. табл.1). Породы представляют собой, по-видимому, гипабиссальные комагматы вышезалегающих эффузивов. Граниты обладают такситовой текстурой, структура аллотриоморфнозернистая, участками – гранитная. Внутри кварц-полевошпатового агрегата – микропегматоидная, от «зачаточных» капельных выделений кварца в плагиоклазе до хорошо развитого микропегматита. Минеральный состав: полевой шпат (около 75%), кварц (20%), измененный цветной минерал. Полевой шпат не дает хороших идиоморфных зерен или таблиц, в основном, – неправильные зерна с извилистыми ограничениями. Полностью изменен в карбонат-глинистый агрегат. Иногда наблюдаются реликты внутренней неоднородности – по-видимому, пятна альбитизации. В других случаях просвечивают веретенца пертитов. Вероятно, это был K-Na полевой шпат. Зерна кварца прозрачные, чистые, обычно образуют микропегматитовые вростки в полевом шпате, от очень тонких дендритовидных и «радиально-веретенчатых» до грубых округлых и скелетных. Вероятно, присутствовал биотит (до 5%), но реликты наблюдаются только в одном лейсте хлорита. Рудный минерал образует округлые и неправильные зерна, заключен в тонкую оболочку лейкоксена. Отмечаются конвертики сфена.

Из всех разновидностей пород (валовые образцы) выполнено K-Ar датирование (табл. 2).

 

Таблица 2. Результаты K-Ar датирования пород из скважины 100 Тыньярская

Приведенные результаты K-Ar датирования позволяют определять возраст пород как позднекаменноугольный — раннепермский, а наиболее вероятно — раннепермский.

На дискриминационном графике Rb-Y+Nb [10] вулканиты Тыньярской площади попадают в область внутриплитных гранитоидов. Диаграмма Rb-Sr позволяет предполагать глубину образования вулканитов около 20-30 км. Вид тренда распределения РЗЭ (рис.3) и других рассеянных элементов, нормированных на примитивную мантию, в трахидаците из верхней части разреза показывает отрицательные аномалии по стронцию, титану, европию, барию, ниобию, ниодиму и положительные по урану и торию. Подобные тренды характерны для многих риолитовых комплексов Урала [1].

 

Рис.3. Кривая распределения РЗЭ в риолите Тыньярской площади (Тын 100/1835-1835.4), нормированная на хондрит. Пунктирные линии — субщелочные риолиты из различных комплексов Урала [1].

Таким образом, на основании результатов K-Ar датирования пород можно сделать вывод о том, что в пределах выделяемой исследователями Енисейской байкальской складчатой системы, в ее западной части, проявлен позднепалеозойский риолит-гранитоидный магматизм. Риолиты и граниты такого возраста и состава достаточно типичны для Уральского складчатого пояса.

Так, риолиты с повышенными содержаниями К₂О описаны на востоке Среднего Урала [4] и широко развиты среди магматических комплексов каменноугольного возраста Южного Урала [1, 9] и Восточных Мугоджар [5], где они слагают рои даек и субвулканические тела. Еще гораздо шире, чем на Урале, риолитовые комплексы такого возраста и состава развиты в более южных частях Урало-Монгольского складчатого пояса, особенно в пределах сильно сжатых варисцид Южного Тянь-Шаня [6], где они завершают палеозойский тектономагматический цикл развития этого региона. Отметим, что Уральский складчатый пояс уверенно прослеживается под ортоплатформенным чехлом Западно-Сибирского мегабассейна. Причем, важно, что восточная граница Урала достоверно пока не выявлена [8]. Все это позволяет предполагать наличие варисцид, представленных структурно-формационными комплексами, вероятно Уральского (Урало-Монгольского?) типа, и на востоке Ханты-Мансийского автономного округа. Таким образом, геологическое строение доюрского фундамента этой части территории Западно-Сибирского нефтегазоносного мегабассейна, по всей видимости, значительно сложнее, чем это представлялось до настоящего времени.

Исследования проводятся при частичной поддержке программы “Университеты России” (грант 09-01-430).

Литература

1. Бочкарев В.В., Язева Р.Г. Субщелочной магматизм Урала. — Екатеринбург.- УрО РАН.- 2000.- 256с.
2. Бочкарев В.С., Брехунцов А.М., Дещеня Н.П. и др. Проблема нефтеносности палеозоя Запад ной Сибири // Горные ведомости.- Тюмень.- 2004.- №5. — С. 2-17.
3. Елисеев В.Г., Бочкарев В.С. Новые перспективные объекты поиска залежей нефти и газа восточной региональной зоны Ханты-Мансийского автономного округа // Пути реализации нефтегазового потенциала ХМАО/ Третья научно-практическая конференция. — Ханты-Мансийск.- 2000.- С. 73-78.
4. Иванов К.С., Олерский В.П., Копанев В.Ф. Ультракалиевые липаритовые порфиры Покровского комплекса (Средний Урал) // Геосинклинальный вулканизм Урала / УНЦ АН СССР.- Свердловск.- 1980.- С. 131-139.
5. Иванов С.Н., Семенов И.В., Червяковский Г.Ф. Рифтогенез предконтинентальной стадии развития Урала // Доклады АН СССР.- 1984.- Т. 274. — №2. -С. 387-391.
6. Стратифицированные и интрузивные образования Киргизии (Объяснительная записка к Геологической карте Киргизской ССР, масштаба 1:500 000). — Фрунзе. — Изд. Илим.- 1982.- 245 с.
7. Тектоническая карта фундамента территории СССР. М-б 1: 5 000 000// Гл. ред. Д.В. Наливкин.- М.: МинГео СССР.- 1974.
8. Федоров Ю.Н., Иванов К.С., Коротеев В.А., Кормильцев В.В. Тектоническое строение Приуральской части фундамента Западно-Сибирского мегабассейна // Пути реализации нефтегазового потенциала ХМАО/ Седьмая научно-практическая конференция. — Ханты-Мансийск.- 2004.- Т. 1. -С. 91-102.
9. Червяковский Г.Ф. Среднепалеозойский вулканизм восточного склона Урала. – М.: Наука.- 1972.- 229 с.
10. Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace element discrimination diagrams for the tectonic interpretation of granitic rocks // J. Petrol. 1984. V. 25. P. 956-983.