К вопросу о механизме образования неокомских клиноформ Западной Сибири

 

В.А. Волков (АУ «Научно-аналитический центр рационального недропользования им. В.И. Шпильмана»)

Клиноформная модель строения неокомских отложений Западной Сибири в настоящее время разделяется большинством геологов. Однако в вопросе о механизме и палеогеографических условиях формирования этих отложений существует большой разброс мнений.Превосходный обзор представлений различных авторов сделан в работе Ф.Г. Гурари [1]. Обсуждению некоторых спорных моментов посвящена эта статья.

В неокомском разрезе центральной части Западной Сибири выделяется 14-15 клино-формных тел, перекрываемых выдержанными глинистыми пачками, с которыми обычно ассоциируются косо наклоненные в западном направлении и прилегающие к опорному отражающему горизонту Б сейсмические отражающие горизонты (рис. 1). Клиноформные тела черепицеобразно налегают друг на друга, постепенно смещаясь в западном направлении. Западнее оси неокомского бассейна на разрезах появляются клиноформные тела встречного восточного падения, что свидетельствует о наличии не только восточно-юго- восточного, но также западного (Уральского) источника сноса терригенного материала в неокомский бассейн. Геол оги НАЦ РН им. В.И. Шпильмана [9] выделяют на территории Широтного Приобья следующие клиноформные резервуары (в скобках приводится название перекрывающей глинистой пачки): БВ15-18 (Новомолодежная), БВ11-14 (Бахиловская), БВ10 (Тагринская), БВ8-9 (Самотлорская), БВ6-7 (Урьевская), БВ4-5 (Асомкинская), БС11-13 – БВ0-2 (Савуйская-Покачевская), БС10 (Чеускинская), БС8-9 (Сармановская), БС6-7 (Правдинская), БС1-5 (Пимская), АС10-12 (Приобская), АС7-9 (Быстринская). Иногда дополнительно выделяются БВ12-14 (Приозерная) и БС12-13 (Родниковая).

Рис. 1. Фрагмент временного палеоразреза по региональному профилю 11

Рис. 1. Фрагмент временного палеоразреза по региональному профилю 11

Каждое клиноформное тело (речь идет далее о клиноформах западного падения) представляет собой клиновидное (линзовидное) осадочное тело северо-северо-восточного простирания. Протяженность клиноформы достигает 600-800 км, ширина колеблется от 100-120 км (БВ6-7 , БВ8-9 ) до 250 км (АС10-12 ), увеличиваясь в среднем от восточных клиноформ к западным. В разрезе вкрест простирания клино-форма напоминает криволинейную трапецию, боковые стороны которой наклонены на запад и несколько выполаживаются при приближении к основаниям, причем верхнее основание вытянуто на восток от точки выполаживания правой стороны трапеции. Вертикальная толщина клиноформы составляет 300-400 м. Восточная граница клиноформы проводится по раскрытию покрышки – опесчаниванию перекрывающей глинистой пачки.

При описании строения клиноформной части разреза часто говорится о шельфовых, склоновых и (относительно) глубоководных фациях, бровках шельфа, конусах выноса, лавинной седиментации и т.п. Верхняя, средняя и нижняя части клиноформы имеют названия: ундаформа, ортоклиноформа и фондоформа. Эти названия были применены Дж. Ричем в 1951 г. для различия фациальных обстановок шельфа, континентального склона и подножия склона. Ключевое слово здесь – «континентальный»: именно для рубежа континент-океан были разработаны седиментационные модели, включающие понятия трактов высокого и низкого стояния уровня моря, глубоководных конусов выноса и т.д. Основание (подножие) континентального склона современных океанов находится на глубине 4-5 км, углы наклона составляют в среднем около 4о , нередко 15-200 . Неокомские отложения Западной Сибири сформированы явно в других условиях. Палеоазиатский океан закрылся к концу каменноугольного периода [3,5], в течение ранней и средней юры протекали интенсивные процессы денудации выступов и заравнивания рельефа доюрского основания, только в позднеюрское время мелководный васюганский морской бассейн занял большую часть территории. Нет веских оснований считать, что в кимеридже, титоне и неокоме бассейн стал глубоководным. Углы наклона стратиграфических границ, как правило, не превышают 10 . Относительное постоянствотолщины осложненной (клиноформной) части неокомских отложений свидетельствует об относительном постоянстве глубины бассейна, которая, по-видимому, численно равна или немного превышает толщину собственно клиноформной и фондоформной частей каждой клиноформы. Скорость седиментации не превышает 2-5 см за 1000 лет, т.е. не может считаться лавинной. Согласно классификации авторатермина «лавинная седиментация» А.П. Лисицына [4], к таковой относятся участки быстрого (10-100 см/1000 лет) и сверхбыстрого (> 1000 Б) осадконакопления. Процессы седиментациив неокомском бассейне Западной Сибири (по крайней мере, в Широтном Приобье) можно считать ускоренными, но не более того.

Рассмотрим модельный пример формирования клиноформного тела при отсутствии континентального склона. Допустим, что в мелководном бассейне дно слабо наклонено от берега к центру (всего 1 м на 1 км) на расстояние, скажем, 150-200 км от берега, а затем выполаживается. Допустим также, что в бассейн поступает терригенный материал в определенном количестве. Если в бассейне средний базис штормовых волн (глубина волновой эрозии донных отложений) составляет 80-110 м, то на расстоянии 80-110 км от берега (т.е. до глубины 80-110 м) накопление осадков будет определяться воздействием волн, в том числе штормовых.

Если привнос терригенного материала осуществляется реками, то согласно Т. Эллиотту [6], грубозернистые осадки в районе фронта дельты стремятся отложиться вблизи устья дельтовой протоки, а более тонкие осадки переносятся на более удаленные от берега участки. Для фронта дельты с преобладанием волновых процессов характерны правильная пляжевая береговая линия и субпараллельность изобат береговой линии. Профиль отложений ближе к берегу представлен хорошо сортированным песком с параллельной и слабонаклонной слоистостью, мористее отложения представлены чередованием слоев ила, алеврита и песка со следами волновой эрозии и косой слоистостью, еще мористее располагаются биотурбированные фоссилизированные илы.

На побережьях мелководных морей с терригенной седиментацией в переходной зоне (располагающейся между средними глубинами воздействия слабых и штормовых волн) чередуются образовавшиеся в спокойных условиях тонкослоистые глинисто-алевритовые слои и отлагающиеся во время штормов тонкослоистые алевритово-песчаные или песчаные слои. В дальней зоне ниже уровня воздействия штормовых волн отлагаются преимущественно тонкозернистые осадки. Фации нижней части предфронтальной зоны, представленные переслаиванием алевритов и песков, в направлении берега заменяются преимущественно песчаными, хорошо сортированными фациями нижнего пляжа [7]. Эта тенденция увеличения тонкозернистости осадков от береговой линии в направлении бассейна нарушается в штормовых условиях: пляжевая и частично дальняя зона интенсивно эродируются, осадки переоткладываются в лагунах и выносятся в сторону моря, образуя штормовые слои.

Обе модели седиментации могут рассматриваться в качестве механизмов, обеспечивших формирование западносибирских неокомских клиноформ. Независимо от источника осадочного материала – абразия побережья или транспортировка реками – существенными являются два момента: мелководность бассейна и ведущая роль бассейновых процессов (в первую очередь, волновых) в перераспределении поступающего терригенного материала. Чистая дельтовая модель представляется маловероятной с учетом большой протяженности, субпараллельности и слабой изрезанности границ клиноформ. Также маловероятно выдвижение побережья на сотни километров вглубь бассейна без участия мощных речных систем. Скорее всего, следует предполагать комбинацию механизмов – привнос осадков реками и их перераспределение бассейновыми процессами.

Большая часть твердого стока равнинных рек представлена глинами (например, в стоке р. Миссисипи 70% глин, 28% алевролитов и 2% песка [ 6 ]). Этот тонкозернистый осадок во время штормов в первую очередь подвергается взмучиванию и переотложению. Представляется, что эти глинистые разности в конечном итоге должны концентрироваться на участках дна, расположенных ниже базиса штормовых волн, т.е., в нашем примере, ниже 80-110 м глубины моря. Это означает, что на этой глубине и ниже осадки образуют более пологую в сравнении с уклоном дна поверхность (в пределе, субгоризонтальную), которая в направлении моря сменяется более крутым уклоном, естественный угол которого обусловлен соотношением объема осадков, его размерности, интенсивности взмучивания, наличием и скоростями течений и другими факторами.

В неокомских отложениях Западной Сибири этот уклон составляет обычно 20 м на 1 км. В зоне, подверженной действию штормовых волн, скорость накопления осадков соответствует скорости погружения дна, а мористее объем аккомодации увеличивается вследствие уклона дна. При отсутствии течений прирост объема аккомодации соответствует разнице между базисом штормовых волн и глубинойдна бассейна. В результате осадки формируют первичное клиноформное тело (рис. 2). Его толщина на расстоянии 80-110 км от берега неочень велика вследствие постоянной штормовой эрозии и составляет условно первые метры или десятки метров, затем увеличивается на 100 м (поскольку в примере глубина бассейна ограничена 200 м), а еще мористее снижается до 0 м. Углы увеличения и уменьшения толщины клиноформы, помимо перечисленных выше факторов, определяются соотношением скорости погружения дна и интенсивности привноса терригенного материала. Осадки, которые в нашем примере будут отложены в следующем цикле, в качестве основания будут иметь в мористой части более круто наклоненную поверхность, что позволит сформировать еще более четко выраженное клиноформное тело. В последующих циклах крутизна уклона основания будет сохранять естественную для указанных выше условий величину.

Рис. 2. Схема формирования клиноформных отложений в мелководном бассейне УМ – средний уровень моря, БСВ – базис спокойных волн, БШВ – базис штормовых волн

Рис. 2. Схема формирования клиноформных отложений в мелководном бассейне УМ – средний уровень моря, БСВ – базис спокойных волн, БШВ – базис штормовых волн

Допустим теперь, что в нашем примере происходит общее погружение дна бассейна со скоростью 10 см за 1000 лет. Тогда, если погружение продолжалось один миллион лет,толщина клиноформного тела на расстоянии 100 км от берега составит около 100 м, далее увеличится до 200 м и еще мористее снизится до 0 м. При этом либо должен увеличиться уголпримыкания клиноформы к поверхности дна бассейна, либо увеличиться ее ширина.

Если привнос терригенного материала превышает возможности его переработки волновой деятельностью, а прирост объема аккомодации за счет погружения дна бассейна не компенсирует объемы привноса, то в дополнение к рассмотренным процессам начнется выдвижение береговой линии в сторону моря. При стабильном уровне моря профиль дна сохранится, но сместится от берега. При этом грубозернистые (песчаные) осадки, накапливающиеся в прибрежной зоне, образуют линзы, наклоненные в сторону моря под углом склона. Аккреция линз, формируемых при наступлении побережья, образует щитоотбразные песчаные тела ундаформы. В неокомских клиноформах Западной Сибири эта часть разреза обычно называется шельфовой, в предлагаемой схеме «шельфовые» отложения образуются фациями ближнего шельфа (пляжа, предфронтальной и переходной зон) и барами дальней зоны. От соотношения скорости погружения дна бассейна и изменения уровня моря зависит угол наклона слоев ундаформы.

Таким образом, сконструированный модельный пример показывает, что формирование клиноформных тел может происходить в мелководных бассейнах. Роль, которую в глубоководных морях играет бровка шельфа, в таких бассейнах распределяется между изобатой, соответствующей базису штормовых волн, и кромкой склона накапливающихся осадков. Ниже уровня воздействия штормовых волн накапливаются осадки преимущественно пелитовой размерности, их мощность на этом уровне начинает увеличиваться, достигая максимума вблизи кромки склона, которая часто располагается в районе мористой границы предыдущего слоя.

Принятые в модельном примере допущения не выходят за рамки реальности. Если бы море затопило современную Западно-Сибирскую низменность, то уклоны дна были бы меньше, чем в рассмотренном примере: от Новосибирска до Салехарда р. Обь падаетвсего на 150 м. Согласно Г.Д. Джонсону и К.Т.Болдуину [2], в эпиконтинентальном мелководном (до 25 м) заливе Нортон голоценовый шельфово-продельтовый разрез сформирован посредством штормового перераспределения осадков дельты р. Юкон и имеет толщину до 30 см, что означает скорость осадконакопления примерно 3 см за 1000 лет, сопоставимую со средней скоростью седиментации в неокомском бассейне Западной Сибири. Заметим, что скорость погружения дна в Нидерландах в голоцене достигает 250 см за 1000 лет!

В случаях, когда рассмотренные процессы протекают длительное время (неокомские клиноформы Западной Сибири формировались около 20 миллионов лет), на них накладываются эвстатические колебания уровня моря. При понижениях уровня часть накопившихся осадков, расположенная выше нового базиса штормовых волн, должна размываться и переотлагаться ниже базиса, формируя осадки тракта низкого стояния. При повышениях уровня моря накопившиеся отложения должны перекрываться иловыми осадками дальней зоны и открытого моря. В неокомских клиноформах Западной Сибири таким периодам отвечают трансгрессивные глинистые пачки, перекрывающие клиноформные резервуары. Эти глинистые пачки могут предваряться в разрезе покровными песчаными пластами – базальными пластами соответствующих трансгрессий.

В работе [2] приведен пример такого регрессивно-трансгрессивного формирования песчаников Галлап внутри глинистой толщи Манкос: нижняя часть песчаной толщи, образованная на регрессивном этапе аккрецией наклоненных от берега линз песков береговой зоны, перекрыта (с несогласием) трансгрессивными барами дальней зоны, которыми сформирован почти непрерывный покровный пласт шириной более 40 км. Согласно П.Р. Вейлу с соавторами [8], в поздней юре и неокоме существовали следующие относительные изменения уровня моря: в оксфорде и киммеридже был подъем уровня с 20 до 100 м (относительно современного), на рубеже волжского века уровень понизился до -20 м, в волжское время вновь вырос до 100 м, в берриасе снизился примерно на 20 м и на рубеже валанжина упал до -50 м, за валанжинский век поднялся до +50 м,слегка понизился на рубеже готерива, поднялся в готериве до 100 м и к середине апта до 150 м. Максимальный размах колебаний уровня составил за все время не более 200 м, причем основной тренд – повышение уровня. Следовательно, боковое заполнение неокомского морского бассейна Западной Сибири, сопровождавшееся регрессией моря, осуществлялось вопреки глобальной трансгрессии. Поскольку толщина клиноформной части разреза достигает 800 м, суммарную величину тектонического погружения дна бассейна за неокомское время можно оценить в 600 м. Погружение дна, вероятно, было обусловлено (по крайней мере частично) изостатической компенсацией накапливающихся осадков, причем территория вовлекалась в погружение постепенно, синхронизировано с заполнением бассейна. Изменение угла наклона границ вследствие опережающего погружения восточной части территории можно оценить примерно 1 м на 1 км – на эту величину необходимо уменьшать оценку угла наклона дна неокомского бассейна.

Рассмотренные механизмы не объясняют формирование песчано-алевролитовых тел в ачимовской толще. Точнее, объясняют частично – при понижениях уровня моря за счет размыва накопившихся отложений может увеличиваться объем выносимых в бассейн осадков и доля песчано-алевритовой составляющей. Частично – поскольку эвстатические колебания более высоких порядков, нежели приведенные, обладают меньшей амплитудой и, скорее всего, недостаточной частотой. Для объяснения образования ачимовской толщи нужны более регулярные процессы. В работе Т.Эллиота [7, с. 196-197] со ссылками на Morton R.A. (1973), Swift D.J.P. с соавторами (1983) и Walker R.J. (1979) приводится механизм переноса осадков ветровыми или геострофическими течениями. «Эти течения создаются давлением ветра на поверхность воды, ведущей себя либо как один слой, который целиком двигается в направлении ветра, либо как двухслойная циркуляционная система, в которой движимые ветром поверхностные воды двигаются к суше, а придонные – от берега. При таком механизме донные течения обладают максимальной скоростью во время шторма, а не после него, и транспортировка осадка осуществляется штормовыми волнами. Волновые течения, вероятно, наиболее эффективны в каналах разрывных течений, и отложение осадка происходит в устье каналов разрывных течений или вне их на открытом шельфе….Дополнительным механизмом транспортировки и отложения осадков в дальней зоне побережья являются турбидитные потоки большой плотности, которые развиваются от вызванных штормом течений и могут транспортировать и отлагать осадок значительно ниже базиса штормовых волн».

Ветровое воздействие на морской бассейн осуществляется постоянно, сильные штормы также случаются регулярно и многократно в течение одного года. В масштабе геологического времени их воздействие можно считать практически постоянным.

Поэтому перенос осадков геострофическими течениями в область бассейна, расположенную ниже базиса штормовых волн, хорошо объясняет формирование ачимовских отложений Западной Сибири, в том числе все разнообразие их текстур от массивных до флюидальных.

На рис. 3 показано несколько сечений клиноформ БВ8 , БВ6 , БВ4 , БС12 (с востока на запад) в северной части Юганской мегавпадины. Реальные углы наклона границ неокомских клиноформных резервуаров так малы (как правило, меньше одного градуса), что отобразить строение этой части разреза в неискаженном масштабе не представляется возможным. Соотношение вертикального и горизонтального масштабов (рис. 3) 1 к 10: вертикальный масштаб 1:70 000, горизонтальный – 1:700 000. Восточные границы клиноформ на рисунке не показаны. Разрезы хорошо иллюстрируют предложенную модель бокового заполнения мелководного бассейна. Даже при искаженных масштабах на разрезах видно, что границы клиноформных резервуаров опускаются в направлении центра бассейна под практически постоянным углом, который увеличивается не на «кромке шельфа», а на участке нарастания дефицита осадочного материала. Особенно хорошо это видно на верхнем и нижнем разрезах, на двух других разрезах заметны два изменения угла каждой клиноформы: один тяготеет к ее дистальной части, второй – к началу склона предшествующей клиноформы. Разрезы такого типа сформированы, по-видимому, в условиях привноса осадочного материала в объемах, не достаточных для полного заравнивания рельефа, образованного предыдущей клиноформой. В заключение приведем оценку глубины неокомского бассейна. Максимальные общие толщины клиноформ составляют примерно 350 м, из них не менее 100 м обеспечены погружением дна, следовательно, глубина бассейна ниже базиса штормовых волн около 250 м. К этому необходимо прибавить глубину воздействия штормовых волн. В рассмотренном в статье примере использовалась максимальная, по литературным данным, глубина воздействия – до 100 м. Если использовать менее ураганную оценку базиса штормовых волн – 50 м, то средняя глубина неокомского бассейна составляла не более 300 м.

Рис 3. Разрезы через клиноформные резервуары (с востока на запад) БВ8, БВ6, БВ4, БС11 по указанным линиям скважин. МаштабыЖ горизонтальный 1:700000, вертикальный 1:70000

Рис 3. Разрезы через клиноформные резервуары (с востока на запад) БВ8, БВ6, БВ4, БС11 по указанным линиям скважин. МаштабыЖ горизонтальный 1:700000, вертикальный 1:70000

ЛИТЕРАТУРА

1. Гурари Ф.Г. Строение и условия образования клиноформ неокомских отложений Западной Сибири (история становления представлений). -СНИИГГиМС. — Новосибирск, 2003, с.140.

2. Джонсон Г.Д., Болдуин К.Т. Мелководные моря с терригенной седиментацией. В кн. Обстановки осадконакопления и фации: В 2-х т. Т. 1: Пер. с англ./Под ред. Х.Рединга. – М.: Мир, 1990. – 352 с.

3. Добрецов Н.Л. Эволюция структур Урала, Казахстана, Тянь-Шаня и Алтае-Саянскойобласти в Урало-Монгольском складчатом поясе (Палеоазиатский океан) //Геология и геофизика, 2003, т. 44, No 1-2, с.5-27.

4. Лисицын А.П. Закономерности осадкообразования в областях быстрого и сверхбыстрого осадконакопления (лавинной седиментации) в связи с образованием нефти и газа в мировом океане // Геология и геофизика, 2009, т. 50, No 4, с. 373-400.

5. Филиппова И.Б., Буш В.А., Диденко А.Н. Среднепалеозойские субдукционные пояса – ведущий фактор формирования структуры Центрально-Азиатского покровно-складчатого пояса //Российский журнал наук о Земле, 2001, т.3, No 6.

6. Эллиотт Т. Дельты. В кн. Обстановки осадконакопления и фации: В 2-х т. Т. 1: Пер. с англ./Под ред. Х.Рединга.- М.: Мир, 1990.–352 с.

7.Эллиотт Т. Побережья с терригенной седиментацией. В кн. Обстановки осадконакопления и фации: В 2-х т. Т. 1: Пер. с англ./Под ред. Х.Рединга. -М.: Мир, 1990. – 352 с.

8. Вейл П.Р., Митчем Р.М. мл., Тодд Р.Г. и др. Сейсмостратиграфия и глобальные изменения уровня моря. В кн. Сейсмическая стратиграфия: В 2-х т. Т. 1: Пер. с англ./Под ред. Ч.Пейтона. –М.: Мир, 1982. – 376 с.

9. Атлас «Геологическое строение и нефтегазоносность неокомского комплекса Ханты-Мансийского автономного округа — Югры». Под ред. А.В. Шпильмана, Г.П.Мясниковой, Г.И. Плавника. – Ханты-Мансийск: ИздатНаукаСервис, 2007. – 191 с.

Для вашей компании новостройки от застройщика старт продаж mk.ekbstroy.net на выгодных для вас условиях.