Смирнов И.И.

Современное состояние геологической изученности осадочного чехла территории Ханты-Мансийского автономного округа позволяет достаточно уверенно выделять участки развития неотектонических дислокаций и систематизировать их по размерам, взаимосвязи со структурами глубоких горизонтов чехла и фундамента, по составу участвующих в дислокациях пород, динамическим условиям образования и другим признакам. Тем не менее изучением названной проблемы в Западной Сибири и автономном округе занимается лишь небольшая группа специалистов, обобщающих результаты региональных геологических и геолого-съемочных работ.

Цель настоящей статьи — доведение до широкого круга геологов-нефтяников и управленческого персонала, участвующих в реализации территориальной программы воспроизводства минерально-сырьевой базы Ханты-Мансийского автономного округа, необходимости изучения неотектонических движений и их учета при построении моделей нефтегазовых месторождений. Учет неотектонического фактора приобретает особую актуальность и в связи с начавшимися исследованиями природной и техногенной сейсмичности территории Среднего Приобья (исполнитель – Геофизическая служба Сибирского отделения Российской академии наук).

В работах Ю.Ф.Андреева, В.И. Астахова, П.Е. Брагина, И.П. Варламова, П.П. Генералова, И.Л. Зайонца, Ю.Ф. Захарова, Р.Б.Крапивнера, И.Л.Кузина, П.Ф.Ли, Л.М.Кравченко, Г.Ф. Лунгерсгаузена, Н.В. Мизинова, В.Д. Наливкина, Н.И. Николаева, М.Я. Рудкевича, И.И. Смирнова, Н.А.Флоренсова, И.П. Варламова и других отражены существующие взгляды на новейшее тектоническое развитие региона ХМАО и отдельных деформационных структур на его территории.

Объем неотектонического этапа оценивается по-разному. Многие специалисты, занимающиеся вопросами неотектоники, принимают за нижнюю границу неотектонического этапа начало последней активизации тектонических движений, обусловивших основные черты современного рельефа. Применительно к северным территориям Западно-Сибирской равнины объем неотектонического этапа можно определить как незавершенный верхнемиоцен-голоценовый.

Комплексное изучение неотектонических дислокаций на территории Ханты-Мансийского автономного округа дало возможность объединить их в несколько групп по активной роли пород в образовании складчатости .

Так, выявлена группа единичных складок или систем складок, в которых активную роль играют верхнемеловые песчаники (примеры закартированных дислокаций: Ляминская, расположенная в устье первого и второго Лямина на правобережье р.Обь; Радом-Лыхминская — на водоразделе рек Радом (правый приток Оби) и Лыхма (левый приток р.Казым); Усть-Иртышская — на правобережье р.Обь против устья Иртыша; Сотниковская и Правобережная — на правобережье р.Обь ниже пос. Бол.Атлым).

Ко второй группе дислокаций можно отнести те, в которых доминируют кремнистые и кремнисто-глинистые породы верхнего палеоцена — нижнего эоцена. Наиболее характерные из них Малососьвинские, расположенные на водоразделе рр. Обь и Северная Сосьва; Самаровские, известные по названию села Самарово на правобережье р.Иртыш; Казымские, вскрытые колонковым бурением в долине р. Казым выше впадения в нее р.Амня, и др.

В третью группу можно объединить участки дифференцированных проявлений неотектонических движений, названные складками нагнетания, в которых преобладают бескремнистые глины верхнего эоцена. Это, прежде всего, дислокации в районе пос. Мал. Атлым на правобережье р.Обь, Хуготские — на левобережье р.Обь в верховьях ее притоков Нягынь-Юган и Хугот и др.

Выделяются еще дислокации неясного кинематического типа, глубина и детальность изучения которых недостаточны для уверенного отнесения их к одной из вышеперечисленных групп по такому основному признаку, как состав и возраст пород.

Одним из самых крупных выходов верхнего мела из числа выявленных к настоящему времени в Ханты-Мансийском автономном округе является Ляминская дислокация, обнаруженная в 1980-1981 гг. при проведении геолого-съемочных работ в бассейне р. Лямин / 3/. Дислокация прослеживается в виде прямолинейной полосы на водораздельной равнине с абсолютными отметками поверхности 100-115 м. Она начинается в 1,3 км юго-западнее слияния рек Лямин-1 и Лямин-2 и протягивается на 20-22 км в юго-западном направлении (235-2400) как единая зона. Это доказывается как непосредственными наблюдениями в геологических маршрутах, так и на аэрофотоснимках различных масштабов по своеобразному темно-серому разнозернистому фототону, отличающемуся от более светлых и более выдержанных по зернистости фототонов сопредельных территорий. В пределах дислокации исследовано три участка, один из которых («А») в северо-восточной части дислокации, а два («В», «С») — в юго-западной (рис.1).

 

Рис.1. Схематическая карта местоположения Ляминской дислокации и исследованных участков в пределах ее развития. 1 — исследованные участки выходов верхнемеловых пород и их условная буквенная индексация; 2 — границы Ляминской дислокации по геологическим данным и результатам дешифрирования аэрофотоснимков.

Наиболее детально изучен северо-восточный участок, расположенный непосредственно на правобережье р.Лямин. Площадь выхода верхнемеловых пород на дневную поверхность в его пределах составляет более 2,8 км (рис.2).

Рис.2. Схематическая геологическая карта участка “А” Ляминской дислокации.

Сниженная часть обрыва водораздельной поверхности к реке Лямин представляет собой обнажение протяженностью около 350 м при высоте 20 м. От его бровки начинается пологий задернованный и залесенный склон, достигающий абсолютных отметок 100-115 м на расстоянии 80-100 м от реки (рис.3),где и были первоначально обнаружены выходы верхнемеловых песчаников.

Рис.3. Схематический разрез по линии А-Б на участке “А” Ляминской дислокации (положение линии разреза см. на рис.2).

Выходы меловых пород на участке «А» формируют небольшие (до сотни метров по длинной оси) гривки и холмы с довольно крутыми (25-300) склонами, относительной высотой 10-30 м. Тальвеги логов, резко расчленяющих здесь поверхность, спрямлены и лишены постоянных водотоков, долины мелких ручьев часто изогнуты, расположены концентрически . Незакономерно ориентированных водотоков нет. Меловые породы на участке «А» вскрыты многочисленными шурфами, канавами и скважинами механического бурения на площади 3,9-4,0 х 0,6-0,7 км на глубину свыше 20 м (рис.2, 3). С учетом дешифровочных признаков общая длина тела верхнемеловых песчаников в приповерхностном залегании на участке «А» может достигать более 5 км, вскрытая мощность 30-40 м. Верхнемеловые песчаники на участке «А» часто экспонированы непосредственно на дневной поверхности и лишь местами перекрыты маломощным плащом песков с включениями гравия и гальки разнообразного петрографического состава с преобладанием на аэрофотоснимках различных масштабов по своеобразному темно-серому разнозернистому фототону обломков песчаников. Эти пески отнесены к салехардской свите среднечетвертичного возраста и являются самыми молодыми из отложений, участвующих в строении Ляминской дислокации. Мощность их на удалении от выхода верхнемеловых пород возрастает от первых метров до 10 и более. В северной, северо-западной, южной, юго-восточной частях участка «А» верхнемеловые песчаники имеют секущие субвертикальные контакты с диамиктонами мужиноуральской свиты (индексы в условных обозначениях к рис.2, 3). По контактам местами наблюдаются зоны перетирания, а диамиктоны обогащены продуктами разрушения песчаников.

Диамиктоны мужиноуральской свиты, подстилающие их пески абросимовской и пелымской свит прорваны опоковидными песчаниками и значительно приближены к дневной поверхности по сравнению с их положением в разрезе на сопредельных площадях. Следует отметить, что в песках пелымской свиты наблюдаются единичные мелкие обломки опоковидных песчаников, что свидетельствует о начале времени формирования Ляминской дислокации не позднее позднего миоцена – раннего плиоцена. На ее юго-восточном фланге к верхнемеловым песчаникам, занимающим наиболее высокое гипсометрическое положение, примыкают голубовато-серые диатомовые глины, прослеженные на протяжении 1,2 км при ширине полосы их развития 100-200 м (рис.2, 3).

Внешний облик и минералогический состав диатомовых глин позволяют предположить, что возраст их эоценовый. На их контакте с песчаниками верхнего мела вскрыта зона дробления мощностью 2-3 м, выполненная перемешанными обломками обеих литологических разновидностей в мелкоземистом заполнителе того же состава. Пласты средне- эоценовых глин разбиты сложной системой трещин и подняты вдоль крутой плоскости контакта в сторону меловых пород.

Верхнемеловые породы на участке «А» Ляминской дислокации представлены несколькими литологическим разностями. По описанию в шлифах среди песчаников доминируют полевошпат-кварц-глауконитовые с опаловым цементом. Визуально такие породы описаны нами как крепкие опоковидные песчаники. Реже встречаются их кварцитовидные разновидности. Цвет пород серый и темно-серый с зеленоватым оттенком. С поверхности песчаники выветрелы и превращены в щебенку, высыпки которой местами наблюдаются в привершинных частях гривок. На глубине 0,5 – 1 м от поверхности щебенка этих пород в мелкоземистом заполнителе того же состава постепенно сменяется крупными компактно расположенными обломками при незначительном объеме заполнителя. На глубине 1,5 – 2 м в пластах песчаников наблюдается лишь сложная система трещиноватости, разбивающая породу на плитообразные обломки размером до нескольких дециметров. По трещинам развивается гидроокисное ожелезнение. Истинные азимуты падения основных плоскостей трещиноватости группируются в пределах следующих значений: 80, 92, 113, 310-3300; углы падения от 5 до 830, преобладают 28-320 и 40-450.

В опоковидных песчаниках северо-восточной части выхода (точка наблюдения 5218, рис.1, 2) Т.Ф.Зайцевой (ЗапСибНИГНИ) обнаружена фауна, позволяющая, по ее мнению, датировать породы маастрихтским ярусом, который в рассматриваемом районе входит в состав ганькинской свиты. Однако определение фауны не противоречит отнесению описываемых пород и к сантонскому ярусу, с которым в центральной и западной частях округа сопоставляется березовская свита. Дополнительным основанием для этого могут быть фаунистические и палинологические определения возраста близких по внешнему облику пород верхнего мела в обнажениях Нижнего Приобья /1/.

В обнажении на правобережье Оби в районе пос. Бол.Атлым (против нижнего конца острова Сотниковский) в опоковидных песчаниках М.С.Месежниковым определена фауна, позволяющая датировать возраст пород, скорее всего, коньяк-сантонским. В интервале 8-9 м Н.Б.Дрожащих (ЗапСибНИГНИ) обнаружены единичные споры водорослеподобных растений, характерных для морских отложений сантона.

В опоковидных песчаниках другого обнажения, расположенного в 200 м ниже по течению (интервал 7,3 – 7,4 м), Н.В. Рубиной определены сантон-кампанские диатомеи, а Н.Б. Дрожащих установила представительный спорово-пыльцевой комплекс, характерный, по ее мнению, для морских отложений сантона.

Учитывая палеонтологические характеристики, возраст верхнемеловых песчаников, участвующих в приповерхностных дислокациях на территории автономного округа, можно определить как коньяк-сантон-кампанский (березовская и ганькинская свиты).

Геологическое строение участков «В» и «С» Ляминской дислокации (рис.1) изучено менее детально из-за отсутствия естественных обнажений при меньшей расчлененности рельефа. Песчаники здесь на исследованной площади свыше 0,125 км2 имеют близповерхностное залегание и перекрыты маломощным чехлом салехардских песков или диамиктонов мужиноуральской свиты, а местами – делювиальными образованиями. Обобщая геологические данные о строении Ляминской дислокации, еще раз отметим, что самыми молодыми отложениями, участвующими в строении дислокации, являются салехардские пески среднечетвертичного возраста, которые в районах выходов верхнемеловых пород имеют незначительную мощность или полностью отсутствуют, обогащены продуктами разрушения песчаников, а местами обнаруживают следы постседиментационных деформаций. Террасовый комплекс не деформирован.

Таким образом, формирование Ляминской дислокации продолжалось и в среднечетвертичное время. Развитие описываемой дислокации началось не позднее конца нижнего — начала позднего миоцена (время формирования пелымской свиты, в отложениях которой уже отмечаются обломки опоковидных песчаников). Подстилающие березовскую свиту образования кузнецовской свиты и нижележащие сеноманские отложения не участвуют в приповерхностных деформациях. По особенностям строения деформированных толщ рассматриваемый экзотический выход верхнемеловых пород может быть связан либо с поднятием опоковидных песчаников вдоль разлома или в замке крупной складки поперечного изгиба с амплитудой 800-900 м, либо с ядром диапировой складки. Первому предположению противоречат данные сейсморазведки, в соответствии с которыми перемещений такой амплитуды в фундаменте и нижних горизонтах осадочного чехла не существует. Углы наклона различных структур по опорным отражающим горизонтам «А», «Б», «Г» здесь не превышают долей градуса. Заключение о диапировой природе Ляминской дислокации представляется наиболее правомерным.

Активным слоем в процессе образования Ляминской диапировой складки являются верхнемеловые опоковидные песчаники, известные в разрезах березовской и ганькинской свит. Заметим, что ползучесть последних в течение геологического времени определяют их реологические свойства.

Схематическое изображение Ляминской диапировой складки (применительно к участку «А»), выполненное на основе согласования данных сейсморазведки и геолого-съемочных работ, показано на рис.4. По всей вероятности, протяженная (20-22 км) зона Ляминской дислокации состоит из нескольких таких складок, взаимоотношения которых в плане остались невыясненными. По геоморфологическим признакам они, скорее всего, либо образуют кулисный ряд непрерывных складок, либо прерывистую цепочку последних.

Рис.4. Схема строения Ляминской диапировой складки (участок “А”). 1 — брекчия трения; 2 — опорный отражающий горизонт “Г”.

Во второй группе дислокаций, в которых активную складкообразующую роль играют кремнистые и кремнисто-глинистые породы верхнего палеоцена-нижнего эоцена, наиболее известны Малососьвинские дислокации, расположенные на водоразделе рек Обь и Северная Сосьва (рис.5).

Рис.5. Схематическая карта местоположения Малососьвинских (1) и Люлин-Ворской (2) дислокаций. Пунктиром показана общая площадь распространения Мало-Сосьвинских дислокаций. 1 — участки дислокаций, выраженных в рельефе; 2 — линии геологических разрезов.

В плане зона Малососьвинских дислокаций представляет собой полого выпуклую на запад дугу, вытянутую в субмеридиональном направлении на 170 км при ширине в 15-35 км. Южный фланг дуги отогнут в северо-восточном направлении, продолжаясь по азимуту 40-450 еще на 30 км. Северная оконечность дуги образует субширотный изгиб и затем приобретает юго-восточную ориентировку (20 км). Эта дуга почти на всем протяжении выражается в рельефе системой гряд параллельных друг другу и ее границам . По их размерам, густоте, мощности новейших отложений и характеру изображения на аэрофотоснимках в пределах Малососьвинских дислокаций выделено семь блоков, разделенных узкими участками отсутствия гряд. Последнее обусловлено либо их размывом на склонах к речным долинам, либо повышенной мощностью новейших отложений. Дислокации палеогеновых слоев внутри рассматриваемой дуги имеют сплошное распространение, а зона их развития, как показало бурение, несколько шире полосы параллельно-грядового рельефа (рис.5).

В осадочном чехле района выделяется ряд крупных структур 1-го по- рядка (рис.6). Одной из самых крупных положительных структур является здесь Висимский свод, имеющий размеры 190 х170 км. В его осевой части поверхность доюрского фундамента располагается на глубине 1,0 – 1,2 км, а на флангах – 1,4 – 1,5 км. В западном направлении мощность осадочного чехла быстро (20 м/км) возрастает к осевой части Ляпинского прогиба, достигая 2,0- 2,1 км.

Рис.6. Фрагмент “Тектонической карты мезозойско-кайнозойского мегакомплекса Западной Сибири” (по Боярских Г.К. и др., 1986 г.) на район Малососьвинских дислокаций. 1 — общие границы зоны Малососьвинских дислокаций; 2 — границы блоков Малососьвинских дислокаций, выраженных в рельефе параллельными грядами. Остальные условные обозначения в соответствии с названной картой.

В пределах восточного склона Висимского свода и плавно сочленяющейся с ним Игримской моноклинали погружение осадочного чехла происходит более полого (10-13 м/км . Далее на восток Игримская моноклиналь сменяется крупной Шеркалинской гемивпадиной, в пределах которой мощность осадочного чехла достигает 2,2- 2,9 км. Зона Малососьвинских дислокаций как бы заполняет пространство между осложняющими Висимский свод и Игримскую моноклиналь протяженными положительными структурами второго порядка. На западе — это Висимский вал и Кугинское куполовидное поднятие, на востоке — Сысконсыньинское куполовидное поднятие и Алтатумпский структурный мыс. Амплитуды этих поднятий по поверхности доюрского основания составляют от 50 до 100-150 м при наклоне крыльев до 2-30, а по кровле сеноманских отложений (опорный отражающий горизонт «Г») в 2-2,5 раза меньше.

К югу от субширотного отрезка р.Малая Сосьва положение рассматриваемой зоны дислокаций, по-видимому, контролируется разломами фундамента, так как фронтальная и тыловая границы этой зоны являются юго-восточным продолжением разломов, известных по геофизическим данным. Отогнутый в северо-восточном направлении южный фланг зоны Малососьвинских дислокаций расположен в окрестностях протяженных разломов такого же простирания. Непосредственно под зоной дислокаций фиксируемые на сейсмогеологических разрезах слои залегают субгоризонтально, при этом самый верхний из прослеженных опорных отражающих горизонтов («Г») расположен примерно в 400 м глубже подошвы верхнепалеоценовой серовской свиты. Последняя имеет мощность 60-90 м и представлена опоками с прослоями опоковидных глин. Они подстилаются раннепалеоценовыми глинами (талицкая свита) и перекрываются эоценовыми образованиями, в разрезе которых снизу вверх выделяются: диатомиты нижнеирбитской подсвиты (60-65 м), диатомовые глины верхнеирбитской подсвиты (60-65 м), глины тавдинской свиты, не содержащие примеси органогенного кремнезема (до 50-130 м). В зоне дислокаций тавдинские глины местами полностью размыты. Эоценовый комплекс с эрозионным, а в пределах Малососьвинских дислокаций и угловым несогласием, перекрывается новейшими отложениями. Последние имеют сокращенную мощность (вплоть до полного отсутствия) и характеризуются преимущественно песчаным составом рельефообразующей салехардской свиты. Во всех направлениях от зоны дислокаций мощность новейших отложений возрастает, достигая 80-140 м, а в составе салехардской свиты значительную роль начинают играть глинистые фации.

Наиболее древними из дислоцированных образований являются верх-непалеоценовые опоки. На незначительных расстояниях (десятки и первые сотни метров) гипсометрическое положение их кровли по буровым данным может изменяться на 200-300 м, что сопровождается резким увеличением мощности опок. К сожалению, ни одна из картировочных скважин не вскрыла подошву дислоцированной опоковой толщи, однако приведенные данные свидетельствуют о том, что на ее уровне перемещения подобной амплитуды отсутствуют. На тех участках, где опоки подняты выше своего нормального гипсометрического положения, они повсеместно сильно раздроблены, брекчированы, разбиты разнонаправленными трещинами и плоскостями скольжения, а местами превращены в дресвяно-глинистую массу, в которой «плавают» обломки опок раз- личных размеров. Подобная брекчированность проявляется и на микро-уровне, что подтверждено изучением опок в прозрачных шлифах. Более высокие горизонты палеогеновых отложений (диатомиты, диатомовые глины, глины, практически не содержащие кремнезема) также в той или иной степени трещиноваты, однако, как правило, сохранили первичную седиментационную структуру, и к тому же интенсивность их раздробленности быстро уменьшается по мере удаления от субвертикального контакта с опоками.

Морфология и кинематический тип дислокаций выявлены при интерпретации результатов детальной разведки кремнистого сырья на ряде участков Малососьвинских дислокаций с привлечением материалов колонкового бурения, проведенного при геолого-съемочных работах масштаба 1: 200 000 в западной части автономного округа (1982- 1989 гг.). В процессе детальной разведки наблюдались выходы палеогеновых пород, которые через каждые 100-200 м по их простиранию пересекались линиями неглубоких (2-3 м) шурфов или 10-12 –метровых скважин, располагавшихся с шагом 50-100 м и менее. Благодаря высокой плотности разведочной сети, была установлена антиклинальная природа выступов палеогеновых пород, причем в ядрах большинства антиклинальных складок вскрываются опоки верхнепалеоценовой серовской свиты, а на крыльях — эоценовые диатомиты (Р21 ir1), диатомовые глины (Р22 ir2) и глины, не содержащие органогенного кремнезема (Р23 tv). Выраженные в рельефе гряды представляют собой апикальные части антиклинальных складок, хотя их относительная высота значительно ниже амплитуды последних /2/.

Увязать результаты картировочного бурения с материалами детальной разведки кремнистого сырья и данными сейсморазведки по сеноманским и более глубоким горизонтам осадочного чехла можно только признав, что антиклинальные складки, экспонированные на поверхности, образованы нагнетанием опок серовской свиты. Последнее согласуется с интенсивной раздробленностью этих пород,указывающей на то, что нагнетание опок осуществлялось путем катакластического течения. Слои, перекрывающие опоки, деформировались пассивно по правилу поперечного изгиба, что иногда сопровождалось их диапировым протыканием. При этом в состав покровного комплекса, наряду с эоценовыми, входят и нижние горизонты новейших отложений (пелымская, мужиноуральская и салехардская свиты). Мощность последних в значительной степени влияет на геоморфологическую выраженность зоны Малососьвинских дислокаций .

Заканчивая описание двух наиболее ярких проявлений неотектонических дислокаций в Ханты-Мансийском автономном округе, автор считает, что давно назрела необходимость комплексной переинтерпретации всех геологических материалов в районах развития таких феноменальных сооружений для определения влияния неотектонических движений на размещение углеводородного сырья, уточнения методики сейсморазведочных работ, проводимых на подобных участках, и, возможно, для создания полигона при изучении сеймологической активности в зонах неотектонических дислокаций.

Рис.7. Схематический геологический разрез по линии I-I1 в южной части зоны Малососьвинских дислокаций.

Рис.8. Схематический геологический разрез по линии II2-II1 в средней части зоны Малососьвинских дислокаций. Условные обозначения см. на рис.7.

Литература

1. Крапивнер Р.Б. Опоковый диапиризм в Западной Сибири. //Геотектоника. -1997. -№2. -С.81-94.
2. Кузин И.Л., МатвеевА.Ф. Породы верхнего мела в обнажениях Нижнего Приобья . / Структурная геоморфология и неотектоника Западной Сибири в связи с ее нефтегазоносностью.//Тр. ЗапСибНИГНИ. Вып.73.- Тюмень. -1973. -С. 6-20.
3. Смирнов И.И Зона выходов верхнемеловых кремнистых пород на Ляминском междуречье и некоторые аспекты ее генезиса. // Минерагения кайнозоя Западной Сибири./Тр. ЗапСибНИГНИ.-Тюмень.-1985.-С.84-95.