WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

 

На правах рукописи

ПОСТНИКОВА ОЛЬГА ВАСИЛЬЕВНА

ЭВОЛЮЦИЯ РИФЕЙ-ВЕНД-КЕМБРИЙСКОГО ОСАДОЧНОГО БАССЕЙНА ЮГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И ЕГО НЕФТЕГАЗОНОСНОСТЬ.

Специальность: 25.00.06 -Литология

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора

геолого-минералогических наук

Москва – 2007

Работа выполнена в Российском государственном университете нефти и газа им. И.М.Губкина (РГУ нефти и газа им.И.М.Губкина) на кафедре «Литология»

Оффициальные оппоненты:

д.г.-м.н., академик РАН Хаин Виктор Ефимович, ГИН РАН

д.г.-м.н.,  Сирык Сергей Иванович, ОАО «Лукойл»

д.г.-м.н., профессор, Япаскурт Олег Васильевич, МГУ им. М.В.Ломоносова

Ведущее организация - Институт проблем нефти и газа Российской академии наук (ИПНГ РАН)

Защита состоится 25 марта 2008 г. на заседании диссертационного Совета Д 212.200.02. при Российском государственном университете нефти и газа им. И.М.Губкина по адресу: 119991, Ленинский проспект, 65, Москва, В-296, ГСП-1

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке РГУ нефти и газа им. И.М.Губкина

Автореферат разослан  «_______» _____________ 2008 г.

Ученый секретарь

диссертационного Совета

_____________ Леонова Е.А.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность работы

В настоящее время юг Сибирской платформы является одним из наиболее перспективных регионов, для увеличения углеводородной ресурсной базы России. Успешность открытия и освоения нефтегазовых месторождений во многом определяется знанием закономерностей строения рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна, в котором сосредоточены основные объемы открытых и потенциальных ресурсов нефти и газа. Слабая степень изученности природных резервуаров рифей-венд кембрийского осадочного бассейна, их состава, строения, распространения сдерживает эффективное освоение территорий, перспективных для поисков нефти и газа.

Цель и задачи исследований.

Целью исследования явилось выявление закономерностей строения, эволюции и нефтегазоносности рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга Сибирской платформы и приуроченных к нему природных резервуаров.

Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

  • типизация разрезов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна и их корреляция;
  • создание литогеодинамической модели рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна;
  • палеогеографические реконструкции основных этапов развития рифей-венд кембрийского осадочного бассейна;
  • выделение и анализ строения нефтегазоносных комплексов в структуре рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна;
  • выделение генетических типов природных резервуаров рифей-венд кембрийского осадочного бассейна и выявление закономерностей их строения в различных геодинамических зонах.

Методы исследования

Работа базируется на применении широкого спектра методов, включающих: литологические исследования пород в разрезах, образцах керна, шлифах, сканобразах, прокрашенных шлифах и шлифах больших размеров; петрофизические исследования. В работе широко использовались методы циклостратиграфического анализа, которые основывались на изучении закономерностей строения разреза по данным литологических исследований и результатам ГИС. Для выявления внутренней структуры осадочного бассейна применялись методы формационного анализа, включающие построение вертикальных и горизонтальных формационных рядов. Для уточнения региональных особенностей строения отдельных структурных элементов осадочного чехла в работе использовались результаты сейсмических и грави-магнитометрических исследований. Проведенный в работе палеогеографический анализ, основывался на изучении литологических особенностей разрезов осадочного бассейна, закономерностей изменения мощностей и результатах палеогеоморфологических исследований. Палеогеоморфологический анализ, основанный на выделении и исследовании толщ выполнения и поверхностей выравнивания широко применялся для выявления особенностей морфологии поверхности природных резервуаров. К методическим особенностям работы, позволившим воссоздать целостную структуру бассейна, можно отнести проведенное автором сопоставление литолого-формационных характеристик рифей венд-кембрийских отложений, как складчатого обрамления, так и погруженных районов платформы.

Научная новизна.

  • разработана схема сопоставления разрезов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна различных геодинамических зон складчатого обрамления и платформенных областей;
  • создана литогеодинамическая модель рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна;
  • проведены палеогеографические реконструкции основных этапов развития рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна;
  • выявлено зональное и иерархически соподчиненное циклическое строение осадочного бассейна и входящих в него природных резервуаров;
  • обосновано выделение нового, более древнего, рифейского потенциально нефтегазоносного комплекса, развитого в пределах палеорифтовых депрессий, Байкитского мегасвода, на склонах Алданской антеклизы; в пределах палеорифтовых депрессий, увеличен стратиграфический объем непско-тирского нефтегазоносного комплекса за счет верхнерифейских (байкальских) отложений, и выделены потенциально нефтегазоносные комплексы в верхних частях разрезов нижнего кембрия;
  • установлено, что литогеодинамическая структура рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна определяет стратиграфический объем, строение и области распространения нефтегазоносных комплексов;
  • выявлены закономерности строения рифей-венд-кембрийских природных резервуаров, проведена их типизация и выделены терригенные молассовые природные резервуары в палеорифтовых депрессиях.

Практическое значение работы и реализация результатов исследований

Установленные закономерности строения рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна и приуроченных к нему природных резервуаров в различных геодинамических зонах юга Сибирской платформы позволяют выявить новые объекты поисково-разведочных работ на нефть и газ и оптимизировать их направления. Результаты научных исследований в рамках договорных работ использовались производственными организациями, осуществлявшими поисково-разведочное бурение на нефть и газ на территории Сибирской платформы, таких как ПГО «Ленанефтегазгеология», «ВостСибнефтегазгеология», ОАО «Газпром» и АК «АЛРОСА» (ЗАО).

Защищаемые положения:

  1. Разрез рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга Сибирской платформы имеет зональное и иерархически соподчиненное циклическое строение, выраженное в закономерной повторяемости в разрезе литогеодинамических комплексов и составляющих их формаций

2.        В истории геодинамического развития рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна выделяется четыре главных этапа, характеризующихся формированием литогеодинамических комплексов, отличающихся строением, вещественным составом и морфологией: нижне-среднерифейский синрифтовый стадии активизации; верхнерифейский; позднерифтовый стадии стабилизации; верхнерифейский (байкальский) позднерифтовый стадии активизации; венд-кембрийский, платформенный стадии стабилизации

3. Литогеодинамическая структура рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна определяет стратиграфический объем, строение и область распространения нефтегазоносных комплексов

  1. Литогеодинамические комплексы характеризуются определенным набором генетических типов природных резервуаров, закономерности строения и распространения которых определяются принадлежностью к тем или иным геодинамическим и палеогеографическим зонам бассейна
  2. Распределение пород-коллекторов в объеме рифей-венд-кембрийских природных резервуаров определяется строением, слагающих их седиментационных циклитов. Вещественный состав пород-коллекторов и типы пустотного пространства, определяются фациально-палеогеографическим фактором и направленностью вторичных изменений

Апробация работы

Основные положения выполненных исследований были доложены и обсуждались на Всесоюзном совещании «Геология рифов и их нефтегазоносность»  (г. Карши, 1985), на IV сессии Академии естествознания «Естествознание на рубеже столетий» (Дагомыс, 2001), на ХIV, ХVI, ХVII Губкинских чтениях (Москва, 1996, 1999, 2002, 2004), на IV, V, VI научно-технических конференциях «Актуальные проблемы состояния и развития нефтегазового комплекса России» (Москва, 2001, 2003, 2005, 2007), на научно-технической конференции «Современные проблемы нефтегазоносности Восточной Сибири» (Москва, 2006), на международной конференции Global Infracambrian Hydrocarbon Sistems and the Emerging Potential in North Africa (Лондон, 2006), на Всероссийской конференции «Фундаментальный базис новых технологий нефтяной и газовой промышленности» (Москва, 2007).

Использованные материалы

В основу диссертационной работы положены результаты исследований по геологии и нефтегазоносности Сибирской платформы, проводимых автором с начала 80-х годов в качестве исполнителя, а с 2000 г. в качестве заведующего научно-исследовательской лаборатории по проблемам нефтегазоносности Восточной Сибири РГУ нефти и газа им. И.М.Губкина.

Автором было исследовано около 700 разрезов скважин глубокого бурения, около100 из которых охарактеризованны керновым материалом. Исследовано более 1000 образцов пород в шлифах, а также обобщены результаты более 500 определений петрофизических свойств пород и химических анализов. В работе использованы результаты сейсмических и грави-магнитных исследований, космогеологические данные, а также использованы описания обнажений рифей-венд-кембрийских отложений горноскладчатого обрамления Сибирской платформы.

Кроме результатов личных исследований в работе использованы опубликованные источники, в которых рассмотрены вопросы геологического строения и развития, а также нефтегазоносности рифей-венд-кембрийских отложений Сибирской платформы. В методическом отношении исходными материалами явились работы А.Н..Дмитриевского, В.Г.Кузнецова, А.А.Бакирова, В.Е.Хаина, А.Н.Золотова, О.В.Япаскурта, И.Е. и В.Г.Постниковых, В.В.Хоментовского, Б.А.Соколова, В.П.Гаврилова, Т.К.Баженовой и других исследователей.

На разных этапах выполнения работы автор получал интеллектуальную поддержку и методическую помощь от профессора В.Г.Кузнецова, академика А.Н.Дмитриевского, доктора геолого-минералогических наук Св.А.Сидоренко, доктора геолого-минералогических наук О.К.Баженовой. Автор признателен коллективу кафедры литологии РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина и коллегам за помощь в работе.

Объем работы

Диссертация состоит из введения, шести глав и заключения, общим объемом 360 машинописных страниц, 60 рисунков и списка литературы из 280 наименований.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

ВВЕДЕНИЕ

Длительность эволюции рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга Сибирской платформы, разнообразие структурных элементов, резкие различия стратиграфического объёма, мощности и формационного состава, слагающих отложений требуют нового методического подхода к решению проблем регионального моделирования его литологических характеристик, структуры и прогнозирования нефтегазоносности. Активно развиваемые в последние годы представления о геодинамической истории развития древних платформ, особенностях рифтогенеза предполагают необходимость выявления особенностей структурно-вещественных комплексов отложений, отражающих эти процессы.

В связи с этим в рифей-венд-кембрийском осадочном бассейне юга Сибирской платформы предлагается выделить комплексы отложений сформировавшихся на разных стадиях геодинамического развития региона и состоящих из набора горизонтальных и вертикальных рядов формаций – литогеодинамические комплексы (ЛГДК). Изучение закономерностей их строения, распространения, вещественного состава, условий формирования позволяет создать литогеодинамическую модель осадочного бассейна, а также выявить особенности природных резервуаров и нефтегазоносных комплексов, в различных его геодинамических зонах.

Глава 1. Тектоническая характеристика юга Сибирской платформы.

Современные представления о тектоническом строении Сибирской платформы были заложены в трудах А.А.Архангельского, А.А.Бакирова, Э.А.Базанова, В.Е.Бакина, А.К.Башарина, Н.А.Берзина, А.К.Битнера, С.Ю.Беляева, В.Г.Васильева, Ф.Г.Гурари, М.П.Гришина, А.Н.Дмитриевского, В.А.Егорова, В.В.Забалуева, А.Н.Золотова, С.М.Замараева, Н.С.Зайцева, А.А.Зиновьева, Л.Н.Илюхина, Ю.А.Косыгина, И.П.Карасева, К.А.Клещева, А.Э.Конторовича, К.В.Мокшанцева, Г.Г.Моора, Н.В.Мельникова, А.В.Мигурского, М.М.Мандельбаума, В.А.Обручева, М.М.Одинцова, Л.Е.Оффмана, Ю.А.Притулы, О.М.Розена, Б.Л.Рыбьякова, Т.Н.Спижарского, В.В.Самсонова, Б.А.Соколова, В.С.Ситникова, В.С.Старосельцева, В.С.Суркова, К.А.Спижарского, К.А.Савинского, А.А.Трофимука, Д.А.Туголесова, В.Е.Хаина, Н.П.Хераскова, Т.Н.Херасковой, К.Р.Чепикова, В.С.Шеина, Н.С.Шатского, А.Л.Яншина и др. Структурно-тектоническое районирование Сибирской платформы, отражено на картах под редакцией Л.И.Ровнина, В.В.Семеновича, А.А.Трофимука, Н.С.Малича, а также в монографиях коллективов СНИИГГиМС, ОИГГиМ СО АН СССР, ВостСибНИИГГиМС, ИГЯНЦ СО АН СССР, ВНИГНИ, ВНИГРИ, ИГИРГИ, РГУ нефти и газа им. И.М.Губкина.

В работе используется тектоническая схема юга Сибирской платформы, созданная коллективом авторов РГУ нефти и газа им. И.М.Губкина А.А.Бакировым, Н.М.Музыченко, А.Н.Дмитриевским, Ю.В.Самсоновым, Л.Н.Илюхиным, С.А.Миллером и др. (1982 – 2000 г.). Геотектоническое районирование для целей прогнозирования нефтегазоносносности недр и выявления закономерностей размещения скоплений УВ в осадочном чехле основывывалось на историко-геологическом анализе осадочных бассейнов и палеобассейнов с учетом особенностей геотектонического режима каждого из выделяемых типов геоструктурных элементов в течение основных этапов их геологической истории. Кроме этого, авторами были учтены геоморфологические особенности дислокаций осадочного чехла, возраст перспективных на нефть и газ отложений и иерархическая соподчиненность тектонических элементов различной величины. На юге Сибирской платформы располагаются южные оконечности двух надпорядковых мегаструктур: Ангаро-Анабарской мегантеклизы и Присаяно-Тунгусской мегасинеклизы и две надпорядковые мегаструктуры: Алданская антеклиза и Предпатомский региональный прогиб. Центральным тектоническим элементом юга Сибирской платформы является Ангаро-Анабарская мегаантеклиза. Площадь её превышает 1300 тыс. км, ширина до 800 км. Она протягивается более чем на 3000 км от Восточного Саяна на юге до Анабарского щита на севере. Осадочный чехол юга платформы осложнен большим количеством разрывных нарушений. В пределах мегантеклизы выделяются надпорядковые структуры: Ангаро-Ботуобинская и Анабарская антеклизы. Северная часть Ангаро-Ботуобинской антеклизы осложнена Непско-Чонским мегасводом, южная - Ангаро-Ленской моноклиналью. Непско-Чонский мегасвод занимает площадь около 240 тыс. км. Амплитуда мегасвода по поверхности фундамента составляет около 1300 м, при этом юго-восточный склон, примыкающий к Предпатомскому региональному прогибу, более крутой, а северо-западный, обращенный в сторону Тунгусской синеклизы, более пологий. Мегасвод осложнен Чонским сводом, Чоно-Пеледуйским куполовидным поднятием, Усть-Кутским куполовидным поднятием, Мирнинским и Сюльдюкарским выступами. Вилюйская синеклиза расположена между Алданской и Анабарской антеклизами. На западе и юго-западе она граничит с Ангаро-Ботуобинской антеклизой и Предпатомским региональным прогибом. В пределах Западно-Вилюйского сегмента выявлены структурные элементы первого порядка: Ыгыаттинская и Кемпендяйская впадины, Сунтарский свод. Предпатомский региональный прогиб выделяется как структура древнего заложения, разделяющая Байкальскую складчатую область и Ангаро - Ботуобинскую антеклизу. Протяженность прогиба свыше 1250 км при ширине 30-125 км. В пределах прогиба выделяются: Нюйско-Джербинская, Березовская впадины, Прибайкало-Ленский прогиб. Алданская антеклиза расположена в юго-восточной части платформы и отделена от структур Байкальской горной области Становым и Сете-Дабанским краевыми швами. Отличительной особенностью антеклизы является отчетливо выраженное развитие северного моноклинального склона, осложненного обширным Толбинским мегавыступомом, Якутским сводом и Алдано-Майской впадиной. Ангаро-Ленская моноклиналь занимает площадь около 170000 м, и прилегает к Непско-Чонскому мегасводу с юга и представляет собой обширную плоскую террасу. Поверхность фундамента моноклинали слабо дифференцирована. Глубина залегания фундамента не превышает 2500-3000м. Присаяно-Тунгусская мегасинеклиза выделена как обширный опущенный блок. На территории мегасинеклизы последовательно с запада на восток выделяются Теринско-Нижнетунгусский региональный прогиб, Байкитско-Хетская антеклиза и Присаяно-Енисейская синеклиза. Байкитско-Хетская антеклиза оконтуривается по фундаменту изогипсой 4500 м, площадь её 250 тыс. км. Характер взаимоотношения структурных планов осадочного чехла сильно искажен сетью пластовых и секущих интрузий. На юге антеклизы выделяется Байкитский мегасвод. Байкитский мегасвод – наиболее изученная структура, площадью порядка 120 тыс. км и амплитудой по поверхности фундамента до 1500 м. Поверхность фундамента в южной части отличается дифференцированным горст-грабенообразным строением. Преобладают элементы северо-восточного простирания. Осадочный чехол представлен терригенно-карбонатными, частично соленосными отложениями рифея и нижнего палеозоя. Присаяно - Енисейская синеклиза имеет размер 400х500 км, площадь 150 тыс. км и амплитуду прогибания по фундаменту до абсолютных отметок от -6500 до 7000 м. Синеклиза одна из самых контрастных структур палеозойской части Сибирской платформы. Осадочные образования чехла представлены породами от рифея и кембрия до верхнего палеозоя, триаса и юры. В составе синеклизы по данным региональных геофизических работ, выделяются Катская, Долгомостовская и Мурско-Чунская впадины, размеры которых до 60-120 км. Складчатое обрамление юга Сибирской платформы. В рифейское время в пределах современного складчатого обрамления платформы происходило формирование окраинно-континентальных палеорифтовых систем, в пределах которых зарождались первые осадочные бассейны Сибирской платформы. В пределах складчатого обрамления выделяется Енисейский кряж, Байкальская и Саянская складчатые области.

Глава II Типовые разрезы рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна и их корреляция

Стратиграфическое расчленение отложений докембрия Сибирской платформы остаётся до настоящего времени предметом острых дискуссий и, особенно, это касается трассирования границы между рифеем и вендом. Трудности стратификации докембрийских отложений во многом обусловлены отсутствием или незначительным количеством фаунистических остатков, а сравнительно часто встречающиеся остатки водорослей, микрофоссилий и продуктов их жизнедеятельности не всегда позволяют принимать однозначные стратиграфические решения. Разрезы скважин юга Сибирской платформы значительно удалены от стратотипических разрезов рифея и венда, литологически отличаются от последних, существенно изменяются в мощностях. Большие сложности существуют и с геохронологическими данными, которые часто противоречивы. История изучения позднего докембрия Сибирской платформы была достаточно освещена в ряде монографий и многочисленных статьях. Основой для расчленения и корреляции рифей-венд-кембрийских отложений юга Сибирской платформы послужили основные положения IV межведомственного совещания 1986 года и пленума МСК 1988 года. В работе широко используются геолого-геофизические материалы, данные по скважинам глубокого бурения юга Сибирской платформы, а также материалы многочисленных исследований этой проблемы в работах А.К.Боброва, О.А.Вотаха, А.Г.Вологдина, З.А.Журавлевой, М.А.Жаркова, И.Т.Журавлевой, В.Г.Краевского, В.А.Комара, Г.А.Карловой, И.Н.Крылова, Б.М.Келлера, В.П.Маслова, Д.И.Мусатова, Н.В.Мельникова, В.В.Меннера, С.Г.Петрова, Я.К.Писарчик, А.А.Постникова, И.Е.Постниковой, А.М.Пустыльникова, В.Т.Работного, М.Е.Раабена, А.Ю.Розанова, Т.Н.Спижарского, М.А.Семихатова, Ю.К.Советова, В.Е.Савицкого, Л.И.Салопа, Р.Я.Склярова, Б.С.Соколова, А.А.Терляева, М.Ш.Файзулина, В.В.Хоментовского, Е.М.Хабарова, Э.И.Чечеля, Н.М.Чумакова, В.Ю.Шенфиля и др. Наиболее полный объем исследуемых отложений установлен в обрамлении Сибирской платформы в пределах Предпатомского прогиба (Березовская впадина, Уринский антиклинорий), Присаянья и Енисейского кряжа. Зоны отсутствия выявлены в пределах Байкитской, Ангаро-Ботуобинской антеклиз, Сунтарского свода, Алданского щита. В пределах Сибирской платформы исследуемые отложения имеют крайне изменчивый стратиграфический объем. В результате, проведенной корреляции типов разрезов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна, были установлены основные закономерности изменения стратиграфического объема, мощности и литологического состава отложений в различных структурных зонах (рис.1). В восточной части платформы разрез рифейских отложений вскрыт скважинами глубокого бурения в пределах Предпатомского прогиба, Березовской впадины, Алданской антеклизы, Учуро-Майской впадины, на склоне Талаканского поднятия. Наиболее полный разрез рифея в пределах изучаемой территории прогнозируется в пределах Ыгыаттинской, Кемпендяйской впадин, Предпатомского прогиба. Общая мощность рифея от 5- до 12км.

Верхнерифейские - добайкальские отложения вскрыты в пределах Алданской антеклизы на Русско-Реченской и Джаджанской площадях, где их мощность составляет 400 - 700м. Мощность и стратиграфический объем исследуемых отложений резко возрастает по мере погружения в сторону Березовской и Кемпендяйской впадин. Вскрытая мощность добайкальского рифея в скважинах Бысахтах-Кюельской, Бысахтахской площадей составляет 1100 - 1900м. Отложения верхнего (добайкальского) рифея в пределах Талаканского поднятия  вскрыты в скважинах 804, 803. Отложения этого возраста могут быть вскрыты скважинами в пределах рифтовых трогов, обрамляющих антеклизу на юго-восточном склоне, однако, на сопряженных блоках фундамента они полностью отсутствуют. Область отсутствия отложений верхнего рифея (добайкальских) установлена в пределах центральной и южной частей Ангаро-Ленской моноклинали. На породах фундамента залегают отложения нижнего венда, представленные песчано-глинистыми и алевро-глинистыми породами непской свиты. Добайкальские отложения вскрыты на севере моноклинали на Хребтовой, Седановской, Кутурминской и Катской площадях. Мощность вскрытых отложений верхнего рифея представленных карбонатными породами составляет 40 – 56 м. На западе платформы добайкальские отложения вскрыты многочисленными скважинами в пределах Байкитской антеклизы и прилегающих территорий. Стратиграфически они представлены отложениями ослянской, тунгусикской и сухопитской сериями и сложены, преимущественно, карбонатными породами, мощность изменяется от 0 м на выступах фундамента до 2 км и более в погруженных частях рифтовых зон, обрамляющих антеклизу.

Верхнерифейские - байкальские отложения. Наиболее полный стратиграфический объем байкалия (Хоментовский В.В., 2002) распространен в районах обрамления платформы, где его мощности изменяются от 400 м до нескольких километров. Отложения байкалия в этих зонах наиболее полно изучены в пределах Прибайкалья и представлены (снизу вверх), голоустенской, улунтуйской, качергатской свитами. В районах Присаянья (Бирюсинского) отложения байкалия представлены (снизу вверх) карагасской и оселковой свитами, перекрываемыми усть-тагульской свитой верхнего венда. На востоке платформы отложения байкалия установлены в пределах Предпатомского прогиба, Березовской и Ыгыаттинской впадин. Стратиграфически эти отложения представлены жуинской серией, сложенной карбонатными и терригенно-карбонатными породами, распространенной на территории Березовской впадины и полностью отсутствующей в пределах Алданской антеклизы. Мощность и стратиграфический объем байкалия закономерным образом уменьшаются в направлении от рифтовых систем к платформенным блокам.

В центральных частях Ангаро-Ботуобинской антеклизы отложения байкалия практически отсутствуют и отложения венда залегают на поверхности фундамента. В отдельных скважинах, расположенных на склонах Предпатомского прогиба (Талаканская скв.803), мощность байкалия резко увеличивается до 300 м.

На западе платформы, в пределах Байкитского мегасвода, Теринского прогиба, зоны Ангарских дислокаций, Присаяно-Енисейской синеклизы отложения байкалия резко изменяются по мощности и залегают на более древних породах рифея. Отложения байкалия стратиграфически представлены чингасанской и тасеевской сериями, сложенными терригенными и терригенно-карбонатными породами. Зоны отсутствия этих отложений приурочены к приподнятым частям Байкитского мегасвода. Ареал их распространения связан с погруженными надрифтовыми депрессиями. В Иркинеево-Чадобецкой рифтовой зоне мощность байкальских отложений в скважине Имбинская №180 достигает 700 м.

В центральных частях платформы (Ангаро-Ленская моноклиналь) отложения байкалия практически отсутствуют, за исключением Ковинской зоны, где они выделяются в объеме ковинской свиты. Здесь они залегают на карбонатных отложениях рифея, выделяемого в объеме седановской свиты, вскрытая мощность которой составляет 56м.

Нижневендские отложения в пределах восточной части платформы представлены бетенчинской, хоронохской, талахской, бесюряхской, ынахской, харыстанской свитами, резко меняющимися по мощности и стратиграфическому объему. Литологически эти отложения сложены терригенно-карбонатными породами, зоны отсутствия которых приурочены к приподнятым частям Мирнинского, Сюльдюкарского выступов Ангаро-Ботуобинской антеклизы, Сунтарскому своду. Наращивание статиграфического объема и мощности наблюдается на склонах антеклизы в направлении к Предпатомскому прогибу, где их мощность достигает 300 м (рис 2).

В пределах Ангаро-Ленской моноклинали нижневендские отложения представлены непской свитой, сложенной песчано-глинистыми породами, резко меняющимися по мощности и литологическому составу. Минимальные значения мощности 20-25м установлены в районе Атовского выступа фундамента. Стратиграфический объем и мощности этих отложений увеличиваются к югу, где в районах, примыкающих к обрамлению платформы, их толщина достигает 1,5 км. Отложения нижнего венда на западе платформы практически отсутствуют.

Верхневендские отложения развиты на всей территории юга платформы и плащеобразно перекрывают нижележащие разновозрастные отложения. Стратиграфически верхневендские отложения представлены чорской, тирской, катангской, собинской, тэтэрской свитами и их аналогами. Отложения выполнены карбонатными и карбонатно-глинистыми породами, иногда ангидритизированными. Их мощность составляет около 400м.

Нижнекембрийские отложения развиты повсеместно на территории юга Сибирской платформы и вскрыты скважинами глубокого бурения (Лемок 1) на западной окраине Енисейского кряжа. Отложения представлены карбонатными и соленосно-карбонатными породами мощностью от 0 м (Сунтарский свод, Енисейский кряж, сводовая часть Алданской антеклизы) до 2000 м в пределах Присаяно-Енисейской синеклизы.

Глава III. История геодинамической эволюции рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга Сибирской платформы.

Изучению истории геодинамического развития Сибирского кратона посвящены многочисленные исследования Д.А.Астафьева, А.К.Боброва, Н.А.Божко, Ч.Б.Борукаева, Е.В.Бибикова, В.Г.Беличенко, С.В.Богдановой, А.К.Башарина, С.Ю.Беляева, М.И.Волобуева, В.А.Верниковского, А.Е.Верниковской, М.П.Гришина, И.В.Гордиенко И.А.Гарагаша, Т.В.Грачева, В.В.Гайдука, В.Ф.Горбачёва, В.П.Гаврилова, Н.Л.Добрецова, Л.П.Зоненшайна, Б.М.Келлера, В.Г.Казьмина, К.А.Клещева, А.Э.Конторовича, М.И.Кузьмина, К.А.Клитина, В.П.Коробейникова, С.В.Крылова, Л.И.Лобковского, Ю.Г.Леонова, К.И.Микуленко, Е.Е.Милановского, А.М.Мазукабзова, Д.В.Метелкин, А.М.Никишина, Л.П.Натапова, А.А.Постникова, О.М.Розена, Л.И.Салопа, О.Г.Сорохтина, Е.В.Склярова, Б.А.Соколова, В.С.Суркова Г.С.Фрадкина, В.В.Хоментовского, В.Е.Хаина, Е.М.Хабарова, Н.С.Шацкого, В.С.Шеина и др

В позднедокембрийской геодинамической истории юга Сибирской платформы, выделяются следующие основные событийные рубежи: раннерифейский (1700 млн.лет), позднерифейский (добайкальский, 1 млн.лет), позднерифейский (байкальский, 850 млн.лет), ранневендский (630 млн.лет), поздневендский (580 млн.лет), в значительной степени определившие условия формирования и эволюцию осадочных бассейнов и повлиявших на условия осадконакопления (В.В.Хоментовский, 2001, 2002, 2004, А.А.Постников 2001).

Важнейшим событием в истории развития Сибирской платформы в раннерифейское время является раскрытие континентальных рифтов, положившее начало формирования рифейских осадочных бассейнов (Е.Е.Милановский,1983). К настоящему времени накоплен обширный фактический материал, свидетельствующий о начале активных процессов континентального рифтинга начиная с 1700 млн. лет, который охватывал будующие Восточно-Европейский, Сибирский, Северо-Китайский, Таримский и др. кратоны. Древнейшими внутриконтинентальными рифтами на западе Сибирской платформы являлись Касско-Канский, Куюмбинский, на юго-востоке Байкало-Вилюйский, на востоке Ыгыаттинский, Кемпендяйский. В пределах Сибирской платформы раннерифейские синрифтовые комплексы, с возрастом 1620-1650 млн. лет исследованы в пределах Енисейского кряжа по отложениям тейской серии (М.И.Волобуев, 1993). В промежутке 1730-1350 млн.лет, в результате распада Пангеи – 1, в состав которой входил Сибирский кратон, образовался ряд континентов и микроконтинентов: Канский, Гарганский, Муйский, Становой и др., которые обрамляли кратон по его переферии (И.В.Гордиенко,2001). В начале верхнего рифея (1200-900 млн.лет) сформировался суперконтинент Родиния, в котором Сибирский и Северо-Китайские кратоны заняли более северную позицию и были полностью окружены пассивными окраинами (С.В.Богданова, 2007).

Важнейшим событием позднерифейской истории геодинамического развития бассейна явилось начало раскрытия Палеоазиатского океана (1000-900 млн.лет), омывавшего Сибирский кратон с запада и юга (В.Е., Хаин, 2001, Н.Л.Добрецов 2002, С.В.Руженцев, А.А.Моссаковский,1995). На северо-востоке Сибирский кратон омывали воды Палеотихого океана. Раскрытие океанов привело к трансформации основной массы внутриконтинентальных рифтов в окраинноконтинентальные (Касско-Канский и Байкало-Вилюйский и др.), которые и сформировали пассивные окраины Сибирского кратона. С начала верхнего рифея, вплоть до рубежа 850 млн. лет, Сибирский кратон вступил в фазу тектонической стабилизации о чем свидетельствует формирование в этот период мощных карбонатных платформ в различных частях позднерифейского бассейна. В конце верхнего рифея, в байкальское время, начинается общий подъем территории, обусловленный столкновением с Сибирским кратоном вулканических дуг и микроконтинентов по всему контуру границы кратона (Хаин В.Е.,2001, В.А.Верниковский, 1996). С этим событийным рубежом связано резкое увеличение вулканической активности, интенсивно проявившейся в сравнительно узкой полосе вдоль современной западной и южной окраин древнего континента. В это время происходит реактивизация раннерифейских рифтовых систем, когда по разломам, ограничивающих рифтовые зоны, происходило резкое опускание блоков, соответствующих центральным частям рифтов и резкое воздымание межрифтовых блоков. Эти процессы привели к интенсивному размыву отложений рифея в пределах межрифтовых блоков и пенипленизации территории суши. Подъему территории в начале байкалия сопутствовал значительный по площади процесс оледенения, сопровождавший активные тектонические процессы (Чумаков Н.М, 2001). На западе кратона геодинамические процессы, вызвавшие резкое изменение структурных планов и смену преимущественно карбонатного осадконакопления терригенно-карбонатным были связаны с обдукцией Касского и Каннского микроконтинентов на западный край Сибирского кратона. С этого времени на западе начинается образование крупного орогена, послужившего источником сноса большого объема терригенного материала, накапливавшегося в узких грабенообразных впадинах над палеорифтовыми депрессиями, обрамлявших Байкитский и Богучанский межрифтовые платформенные блоки. На юго-востоке Сибирского кратона в байкальское время произошла коллизия к Сибирскому континенту Баргузинского, Гарганского, Станового и других микроконтинентов.

Большое значение для формирования структуры байкальского осадочного бассейна на юго-восточной окраине Сибирского кратона имели сдвиговые перемещения тектонических блоков. В.В.Хоментовский (2001) отмечает, что границы между двумя типами разрезов байкалия в этом районе совпадают с Киренгско-Чайской зоной разломов, по которой происходили сдвиговые перемещения блока, ограниченного с востока Жуинским разломом северного направления. Разница в строении разрезов байкалия, сформированных на западе и востоке северо-восточного склона Байкало-Вилюйского рифта определяется также, активизацией источников сноса между Баргузинским микроконтинентом и краем Сибирского кратона.

К началу венда (620-630 млн.лет) вокруг Сибирского кратона сформировалась пассивная континентальная окраина, сложенная аккреционно-коллизионным орогенным комплексом, в который входили довендские структуры различной геодинамической природы: микроконтиненты, островные дуги, задуговые и преддуговые бассейны (В.В.Хоментовский, И.В.Гордиенко, 2004, 2006). Эти орогенные комплексы с запада и юго-востока отгораживали платформенный морской бассейн от Палеоазиатского океана и служили источниками сноса для формирующихся передовых прогибов. В связи с образовавшейся геоморфологией суши по окраинам Сибирского кратона, и значительных геотектонических событий этого периода, связанных с формированием континета Гондваны, обширнейшая морская трансгрессия с юга и юго-востока охватила практически весь Сибирский континент (В.Е.Хаин, К.Б.Сеславский,1991). С начала (580 млн. лет) верхнего венда Сибирский кратон вступил в платформенный этап развития, который ознаменовался крайне стабильным тектоническим режимом в условиях которого во внутренних районах платформы развивались мелководные морские бассейны, с преимущественно карбонатным режимом осадконакопления. В период 630-500 млн. лет (венд- ранний кембрий), согласно палеомагнитным данным, Сибирский континент находился в приэкваториальной области, что во многом обуславливало особенности осадконакопления как во внутренних бассейнах платформы, так и окраинных. Орогенные комплексы, окружающие венд-кембрийский бассейн по западной, южной и восточной переферии и образовавшийся рифовый барьер на севере и северо-востоке, обеспечивали изоляцию кембрийского бассейна, что приводило в условиях аридного климата к формированию мощных отложений каменных солей.

Рифей-венд-кембрийский бассейн завершил свое развитие в позднем кембрии, когда основную территорию платформы охватила крупная регрессия. В этот период времени произошла глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит. Сибирский континент начал мигрировать на север, а на его окраинах возобновились акреционно-коллизионные процессы сжатия и скучивания в результате столкновения различных террейнов (Гордиенко И.В. 2006). Эти коллизионные структуры сформировали пассивную окраину Палеоазиатского океана.

Анализ истории геодинамического развития Сибирского кратона в рифей-кембрийское время позволяет сделать следующие выводы:

  • события протерозойской и раннепалеозойской геодинамической истории Сибирской платформы определили морфологию, границы распространения и внутреннюю структуру рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна
  • основными событийными рубежами в геодинамической истории рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна являлись: начало внутриконтинентального рифтинга в пределах палеоконтинента Пангеи-1 (1700 млн. лет) и формирование внутриконтинентальных морских бассейнов,
  • раскрытие Палеоазиатского океана (1000-900 млн.лет), формирование пассивной окраины, трансформация части внутриконтинентальных рифтов в окраинно-континентальные и расширение границ осадочного бассейна с широким развитием карбонатных платформ и прибрежно-морских терригенных отложений
  • обдукция микроконтинентов на край Сибирского кратона (850 млн.лет) по западной, южной и юго-восточной переферии, резкий подъем территории кратона и сокращение акватории морских бассейнов, активизация древних рифтовых систем и формирование надрифтовых депрессий, в которых накапливались мощные моллассы.
  • формирование к началу венда (620-630 млн. лет) пассивной континентальной окраины, сложенной аккреционно-коллизионным орогенными комплексами, которые с запада и юго-востока отгораживали платформенный морской бассейн от Палеоазиатского океана.
  • формирование континента Гондваны (ранний венд), приведшее к перераспределению водных масс мирового океана и началу трансгрессии с востока и юга на территорию Сибирского континента
  • положение Сибирского континента в приэкваториальной области в период 630-500 млн. лет (венд -ранний кембрий), стабильный тектонический режим слабого погружения, а также наличие орогенных и рифовых барьеров по перефирии осадочного бассейна, обуславливало карбонатное и соленосно-карбонатное осадконакопление
  • венд -нижнекембрийский период являлся временем максимального развития по площади рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна
  • глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит и возобновление акреционно-коллизионных процессов сжатия и скучивания по переферии Сибирского кратона, привели к развитию крупной регрессии и сокращению площади осадочного бассейна в позднем кембрии, что явилось завершением эволюционного развития рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна.

Глава 4. Литогеодинамическая модель рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга Сибирской платформы. Изучению особенностей строения и геодинамического развития рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна Сибирской платформы посвящены работы Т.К. Баженовой, Г.А.Беленицкой, О.А.Вотаха, Н.Б.Вассоевича, М.А.Жаркова, А.Н. Золотова, Б.М.Келлера, Ю.П.Казанского, И.К.Королюк, М.П.Михайловой, А.М.Мазукабзова, Т.Ф.Негруца, В.З.Негруца, И.Е. Постниковой, А.А.Постникова, О.М.Розена, А.Б.Ронова, А.В.Сидоренко, Св.А.Сидоренко, А.А.Терлеева, Е.М. Хабарова, Т.Н.Херасковой, В.В.Хоментовского, Н.М.Чумаков и др.

Основываясь на опыте предыдущих исследований, а также на результатах многолетних изысканий автора можно сделать вывод о том, что структура рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна может быть представлена в виде вертикального ряда литогеодинамических комплексов, слагающих эволюционную последовательность палеобассейнов, формировавшихся на различных этапах геодинамического развития изучаемого региона. Наиболее полный ряд ЛГДК исторически сложился в палеорифтовых депрессиях. Здесь представлены ЛГДК, как синрифтового, так и платформенного (стадий активизации и стабилизации) этапов развития. В разных структурных зонах рифтовых систем и, сопряженных с ними межрифтовых блоках, в процессе эволюции осадочного бассейна, происходило формирование ЛГДК пород, отличающихся по набору и типу составляющих их породных ассоциаций. Внутренняя структура ЛГДК формируется вертикальными и горизонтальными формационными рядами, состав которых определяется геодинамическим режимом развития структурных элементов палеобассейна. Эволюция осадочного бассейна в пределах южной части Сибирской платформы, определялась историей развития окраинно-континентальных Байкало-Вилюйской и Касско-Канской; внутриконтинентальных Иркинеево-Чадобецкой, Куюмбинской, Ковинской, Ыгыаттинской, Кемпендяйской рифтовых систем, а также примыкающих к ним межрифтовых блоков.

Строение литогеодинамических комплексов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна Касского, Иркинеево-Чадобецкого, Куюмбинского, Ковинского рифтов и прилегающих платформенных блоков.

Синрифтовый нижне - среднерифейский литогеодинамический комплекс. Рифтовый этап развития в пределах исследуемой территории характеризуется набором формаций, образующих закономерную последовательность, определяемую трансгрессивно-регрессивным режимом осадконакопления. Наиболее полный набор этих формаций описан в пределах Ангаро-Питского синклинория (Вотах О.А., 1968, А.Н. Золотов, 1982), территория которого в палеоплане соответствует глубоко погруженным склонам Касско-Канского рифта.

В основании первого формационного цикла залегает терригенная грубозернистая пестроцветная формация, включающая отложения свиты хребта Карпинского. Средняя часть формационного цикла представлена карбонатной, сероцветной формацией печенгинской свиты, верхняя часть которой может быть выделена как терригенно-карбонатная формация, завершающей части цикла. Базальную формацию вышележащего цикла составляют грубообломочные отложения кординской свиты. В средней части формационного цикла залегает терригенно - карбонатная формация горбилокской свиты, сложенная переслаиванием известковистых, глинистых и песчанистых слоев. Появление в разрезе известковых разностей свидетельствует о максимальном уровне развития трансгрессии. Завершают формационный цикл песчано-сланцевые отложения удерейской свиты, выделяемые в качестве песчано-глинистой регрессивной формации. Формирование этих отложений происходило на регрессивной стадии развития мелководного морского бассейна, о чем свидетельствует большое количество грубозернистых отложений, переслаивающихся с глинистыми разностями (рис.3). Общая мощность ЛГДК около 5500 м.

По различным литературным данным синрифтовый литогеодинамический комплекс сформировался в промежутке 1700-1100 млн. лет (Хоментовский В.В., 2001). Область распространения этого ЛГДК контролируется границами палеорифтовых депрессий, границы которых определяли зоны развития нижнерифейского палеобассейна. В бортовой зоне рифтов можно прогнозировать наличие лишь верхних частей формационного цикла синрифтового ЛГДК, которые здесь будут представлены иным, более грубозернистым комплексом отложений. В пределах Байкитского платформенного блока отложения этого ЛГДК отсутствуют.

Позднерифтовый стадии стабилизации верхнерифейский литогеодинамический комплекс. Позднерифтовый этап геодинамического развития, начавшийся с рубежа 1100-1200 млн. лет характеризуется преобладанием нисходящих движений, которые привели к обширному распространению акватории Палеоазиатского океана внутрь континента с формированием окраинных морей. Этот событийный рубеж ознаменовался началом формирования позднерифтового преимущественно карбонатного ЛГДК, содержащего несколько формационных циклов, которые прослеживаются в пределах всех структурных элементов. ЛГДК сохраняет общую вертикальную направленность смены формаций от базальных грубозернистых в нижней

трансгрессивной части цикла через преимущественно карбонатные в средней части цикла к терригенно-карбонатным в завершающей регрессивной. В основании первого формационного цикла ЛГДК в пределах палеорифта, в группе базальных формаций выделяется песчано-глинистая сероцветная формация. В пределах платформенного блока базальная часть формационного цикла на склоне платформенного блока представлена карбонатно-песчано-глинистой пестроцветной формацией, а в сводовой части – песчаной пестроцветной. Средняя часть этого формационного цикла представлена в пределах палеорифта карбонатной пестроцветной формацией свиты карточки, а в пределах платформенного блока - карбонатной биостромной формацией. Возможно, в бортовой зоне рифта средняя часть цикла будет представлена биогермной карбонатной формацией. Завершает этот формационный цикл сероцветная глинисто-карбонатная формация, в состав которой входят отложения аладинской и долгоктинской свиты. Образование этой части формационного цикла происходило в условиях стабилизации режима погружения. В условиях мелководного эпиконтинентального бассейна отлагались карбонатные осадки, которые, в наиболее приподнятой части платформенного блока представлены тонкослоистыми строматолитовыми образованиями, в редких случаях формирующих слабо морфологически выраженные органогенные постройки. В более погруженной части шельфа образовывались более контрастные органогенные постройки, которые по простиранию сменяются глинисто-карбонатными отложениями.

В основании следующего формационного цикла залегает пестроцветная песчано-сланцевая формация, представленная отложениями красногорской свиты, развитой в пределах рифтовой зоны. Базальная формация этого цикла в пределах платформенного блока представлена отложениями долгоктинской свиты, выполненной доломитами строматолитовыми с прослоями песчаников, образующими пестроцветную терригенно-карбонатную формацию. На склоне платформенного блока базальная часть цикла представлена глинисто-карбонатной формацией. Мощность формации изменяется от 100 м на своде платформенного блока до 177 м на его склоне и 600 м в пределах палеорифтовой депрессии. Средняя часть цикла представлена рифогенной карбонатной формацией джурской свиты, развитой в зоне палеорифта. В пределах платформенного блока она замещается карбонатной формацией мелководного шельфа, выделяемой в объеме куюмбинской свиты, развитой на своде платформенного блока. На его склонах эти отложения будут представлены биогермной карбонатной формацией. Мощность формаций средней части цикла изменяется от 120 м на своде до 500-800 м в зоне палеорифта. Как и в нижеописанных формационных циклах его средняя часть сформировалась в условиях стабилизации режима погружения в разных частях шельфа мелководного эпиконтинентального бассейна. Заканчивается формационный цикл сероцветной карбонатно -терригенной формацией, выделяемой в объеме шунтарской свиты, развитой в зоне палеорифта. По простиранию эта формация в пределах платформенного блока замещается на терригенно-карбонатную, сероцветную формацию, выделяемую в объеме копчерской свиты. Мощность формации изменяется от 110 до 850 м.

Следующий формационный цикл ЛГДК периода стабилизации начинают карбонатно–терригенные и терригенно-карбонатные пестроцветные формации, выделяемые в объеме свиты серого ключа в зоне палеорифта и в объеме нижней части юктенской свиты в пределах платформенного блока. По латерали происходит замещение карбонатно-терригенной формации на терригенно-карбонатную по направлению от палеорифта к платформенному блоку. В средней части цикла в пределах платформенного блока залегает мелководная карбонатная шельфовая формация, а в бортовой зоне рифта биогермная карбонатная формация, выделяемая в объеме дадыктинской свиты. Верхняя формация цикла - глинисто-алевритистая, выражена не повсеместно. Завершает разрез ЛГДК формационный цикл ослянской серии, ареал распространения которой контролируется границами рифтовой зоны. В пределах Байкитского платформенного блока этот формационный цикл отсутствует. В нижней части цикла залегает терригенная красноцветная формация нижнеангарской свиты, развитой в пределах рифтовой зоны, в основании которой отмечаются прослои гравелитов и конгломератов. Средняя часть цикла представлена глинисто-карбонатной формацией дашкинской свиты, в которой в бортовых частях рифтовых зон отмечаются отдельные биогермные комплексы. Верхние части этого формационного цикла размыты и развиты только в пределах центральных частей рифтовых зон.

Как и нижележащие формационные циклы, этот цикл имеет трансгрессивно-регрессивное строение. Базальная терригенная формация формировалась в условиях начального этапа трансгрессии, в условиях интенсивного привноса терригенного материала. Карбонатная формация средней части цикла образовалась в условиях стабилизации тектонического режима, а завершающая терригенно-карбонатная сероцветная – в условиях регрессии. Отложения ЛГДК стадии стабилизации сформировались во временном отрезке 1100-850 млн. лет и развиты повсеместно на территории запада Сибирской платформы во всех её геодинамических зонах.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. Отложения комплекса резко отличаются от отложений нижележащего своим, преимущественно терригенным, часто грубообломочным составом. Ареал распространения комплекса контролируется границами рифтовой зоны. В пределах Байкитского платформенного блока отложения ЛГДК отсутствуют. В объеме ЛГДК стадии активизации выделяется один формационный цикл. В его основании залегает красноцветная тиллитовая формация, в состав которой входят отложения алёшинской свиты тасеевской серии. Эти отложения сформировались в условиях аллювиальной дельтовой равнины в период резкого похолодания климата, о чем свидетельствуют многочисленные находки тиллитов (Ю.К.Советов, 2002). Средняя часть этого формационного цикла представлена карбонатно-глинистой сероцветной формацией чистяковской свиты. Завершает цикл терригенная красноцветная молласовая формация мошаковской свиты. ЛГДК стадии активизации резко ограничен в своем распространении контурами палеорифтовых депрессий и полностью отсутствует на платформенном блоке, образуя зоны выклинивания на его слонах. Область распространения отложений тасеевской серии маркирует границы максимального развития байкальского осадочного палеобассейна. Молассовый ЛГДК завершает рифейский этап развития осадочного бассейна на западе платформы. Мощности отложений в пределах байкальского осадочного палеобассейна изменяются от первых сотен метров на бортах до 2 000 метров в центральной части.

Платформенный стадии стабилизации венд-кембрийский литогеодинамический комплекс. Формирование венд-кембрийского палеобассейна ознаменовалось накоплением терригенно-карбонатно-соленосного ЛГДК стадии стабилизации. В разрезе комплекса выделяется формационный ряд, представляющий собой трёхчленный цикл, закономерности строения которого, аналогичны нижележащим отложениям. В основании формационного ряда залегает терригенно-карбонатная формация венда, выделяемая в объеме ванаварской и оскобинской свит. Средняя часть формационного цикла представлена карбонатной формацией венда- кембрия, в которую входят отложения катангской, собинской, тетерской свит и осинского горизонта. Завершает разрез соленоснсо-карбонатная формация нижнего кембрия, выделяемая в объеме усольской, бельской, булайской и ангарской свит.

Строение литогеодинамических комплексов южной части Касско-Канской рифтовой системы и прилегающих платформенных блоков. В нижней части разреза осадочного бассейна выделение нижних ЛГДК затруднено, возможно, отложения этих комплексов включаются в аршанскую и урицкую свиты протерозоя.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. В разрезе ЛГДК выделяется два формационных цикла, соответствующих карагасской и оселковой сериям. В базальной части карагасского формационного цикла залегает карбонатно-терригенная грубообломочная формация, выделяемая в объеме шангулежской свиты. Мощность формации 470 м. Характерной чертой формации является наличие конгломератов в основании разреза. Средняя часть формационного цикла представлена терригенно-карбонатной формацией в объеме изанской и ипситской свит. Верхняя часть формационного цикла в разрезе южной части Касско-Канского палеорифта (Бирюсинское Присаянье) размыта. В основании оселкового формационного цикла залегает карбонатно-терригенная грубообломочная формация, выделяемая в объеме марнинской и удинской свит. Особенностью этой формации является наличие в её основании конгломератов и брекчий, размер обломков которых достигает 70 см. Средняя часть цикла представлена песчано-глинистой формацией айсенской свиты, мощность которой составляет около 1200-1400 м. Верхняя часть формационного цикла в разрезах отсутствует, в связи с предвендским перерывом в осадконакоплении. Отложения комплекса распространены в пределах палеорифтовых депрессий и отсутствуют на платформенных блоках.

Платформенный стадии стабилизации венд-кембрийский литогеодинамический комплекс. Как и в других геодинамических зонах отложения венд-кембрийского ЛГДК начинаются с отложений терригенной грубообломочной формации, стратиграфически соответствующей нижней части усть-тогульской свите или мотской. В основании разреза формации залегают мощные прослои конгломератов. Средняя часть венд-кембрийского формационного цикла представлена глинисто-карбонатной формацией, которая в пределах платформенного блока замещается карбонатной формацией, выделяемой в объеме тирской, катангской, собинской, тетерской и нижней части усольской свит. Завершает разрез комплекса, в пределах платформенного блока, соленосная формация нижнего кембрия, которая в зонах палеорифта замещается терригенно-карбонатной формацией.

Строение литогеодинамических комплексов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна Байкало-Вилюйского рифта и прилегающих склонов платформенных блоков.

В этой части Сибирской платформы структура бассейна была сформирована Байкало-Вилюйским окраинно-континентальным рифтом и его внутриконтинентальными ответвлениями, а также платформенными блоками: Ангаро-Ботуобинским и Алданским.

Северная часть Байкало-Вилюйского рифта и прилегающих склонов платформенных блоков. В полном объеме ЛГДК рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна представлены в пределах северной части Байкальской складчатой области. На платформенных блоках разрез осадочного бассейна резко сокращен и здесь выделяется только платформенный ЛГДК.

Синрифтовый нижне-среднерифейский литогеодинамический комплекс.

Область распространения ЛГДК контролируется границами Байкало-Вилюйской рифтовой зоны. В основании формационного цикла залегает грубозернистая пестроцветная формация, выделяемая в объеме чуйско-удоканской и акитканской серий. Формация в значительной степени метаморфизована и насыщена мощными горизонтами эффузивов. Отложения формации прорваны многочислеными гранитными интрузиями. Средняя часть цикла представлена кварцито-сланцевой формацией пурпульской свиты тепторгинской серии. Завершает разрез синрифтового комплекса пестроцветная терригенная формация, выделяемая в объеме медвежевской свиты.

Сравнивая разрезы синрифтовых ЛГДК западной и восточной части осадочного бассейна, необходимо отметить единое трансгрессивно-регрессивное строение формационного цикла. Однако, средняя часть цикла в западных частях бассейна представлена карбонатной формацией, в то время как на востоке бассейна она сложена кварцито-сланцевой формацией.

Позднерифтовый стадии стабилизации верхнерифейский литогеодинамический комплекс. В отличие от западных частей осадочного бассейна разрез ЛГДК изучен значительно

хуже. Тем не менее, в его разрезе, по данным К.А.Клитина, Т.Г.Павлова, Е.С.Постельникова, Б.М.Келлера, А.К.Боброва могут быть выделены формации. В базальной части разреза ЛГДК залегает грубообломочная терригенная формация, выделяемая в объеме харлухтахской свиты, характеризующей начальную трансгрессивную часть формационного цикла. Мощность её колеблется от 200 до 1000 м. По данным Л.И.Салопа эта формация имеет молласовидный облик, хотя она отличается фациальной устойчивостью, отсутствием континентальных отложений и хорошей отсортированностью обломочных пород. Средняя часть формационного цикла, выделяемая в объеме хайвергинской свиты представлена песчано-глинистой формацией, мощность которой достигает 2000 м. Завершает формационный цикл карбонатно-терригенная грубообломочная формация в объеме бугарихтинской и мариинской свит. В разрезе формации описаны многочисленные прослои конгломератов и гравелитов, появление которых указывает на начало регрессивной стадии и привнос в бассейн грубообломочного материала. Мощность формации колеблется от 1000 до 2000 м.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. В объеме этого ЛГДК отчетливо выделяются два формационных цикла. В базальной части первого цикла залегает тиллитовая грубообломочная формация джемкуканской свиты. Количество грубообломочного материала в объеме формации резко возрастает по направлению к источникам сноса, располагавшихся в пределах платформенных поднятий и микроконтинентов. Средняя часть формационного цикла представлена глинисто-карбонатной формацией баракунской свиты, в составе которой ведущую роль играют органогенно-водорослевые известняки. Песчано-глинистая формация валюхтинской свиты завершает формационный цикл. Начально–трансгрессивная формация следующего цикла, представлена песчано-алевритовой формацией в объеме никольской свиты. Средняя наиболее мористая часть цикла сложена карбонатной биогермной формацией ченчинской свиты. По латерали, по направлению к платформенному блоку эта формация замещается на терригенно -карбонатную. Завершающая часть формационного цикла, в основном, редуцирована, что связано с предвендским размывом.

Платформенный стадии стабилизации венд-кембрийский литогеодинамический комплекс. Как и в других частях бассейна в объеме комплекса выделяется один формационный цикл. Причем, нижняя, начально-трансгрессивная его часть имеет различный стратиграфический и литологический состав. На склонах Алданской антеклизы, в пределах Березовской впадины она представлена терригенно-карбонатной формацией бюкской свиты. На склонах Непско-Чонского мегасвода объем формации резко увеличивается за счет появления нижне-вендских терригенных отложений и здесь ее можно выделить в качестве терригенной формации. Изменчивый стратиграфический и литологический объем формации определяется разным временем вступления в вендскую трансгрессию разных зон бассейна. Средняя часть цикла сложена карбонатной формацией, выделяемой в объеме тиновской и нохтуйской свит в пределах северо-восточной части Байкальской складчатой области. В районе Березовской впадины и Вилючанской седловины эта часть формационного цикла представлена глинисто-сульфатно-карбонатной формацией в объеме иктехской серии, юряхской свиты и осинского горизонта. В пределах сводовой части платформенного блока стратиграфический объем формации остается прежним, однако, здесь она представляется как сульфатно-карбонатная. Завершает разрез формационного цикла соленосно-карбонатная формация нижнего кембрия. Эта формация распространена в пределах Непско-Ботуобинского платформенного блока и его склонов. В зоне северо-восточной части Байкальской складчатой области  она замещается глинисто-карбонатной формацией, а на северо-восточной переферии бассейна - рифогенной карбонатной формацией.

Южная часть Байкало-Вилюйского рифта и прилегающих склонов платформенных блоков. В пределах южной части Байкальской складчатой области отложения двух нижних ЛГДК (синрифтового и позднерифтового практически отсутствуют). Возможно, эти отложения могут быть охарактеризованы по разрезам акитканской серии, однако, проблематичность её возрастной привязки и отсутствие данных по её характеристике не позволяет корректно отнести эти отложения к тому или иному литогеодинамическому комплексу.

Позднерифтовый стадии активизации верхнерифейский (байкальский) литогеодинамический комплекс. В разрезе ЛГДК выделяется формационный цикл, в базальной трансгрессивной части которого залегает карбонатно-терригенная грубообломочная формация, выделяемая в объеме голоустенской свиты. Мощность формации составляет около 350 м. Средняя часть формационного цикла представлена глинисто-карбонатной формацией, выделяемой в объеме улунтуйской свиты. Отличительной особенностью формации является наличие в её составе рифовых построек, свидетельствующих о стабильном морском режиме осадконакопления. Завершает разрез формационного цикла песчано-глинистая формация качергатской свиты. Наличие в разрезе формации грубых кварцевых песчаников, а в отдельных случаях и конгломератов, свидетельствует о её регрессивной природе. Мощность формации 1200-1600 м. Отложения байкальского ЛГДК в этом регионе сосредоточены в пределах западной части Байкальской складчатой области, однако, верхняя его формация прослеживается на склонах Непско-Чонского мегасвода.

Платформенный стадии стабилизации венд -кембрийский литогеодинамический комплекс. Базальной формацией в разрезе ЛГДК в пределах Байкальской складчатой области является терригенная грубообломочная формация, выделяемая в объеме ушаковской и нижней части мотской свит. На склонах Ангаро-Ботуобинской антеклизы формация замещается песчано-глинистой. Её мощность резко уменьшается к сводовой части антеклизы от 1000 м и более до 0.

Средняя часть формационного цикла представлена глинисто-карбонатной и карбонатной формациями, выделяемых в объеме куртунской и аянской свит в западной части БСО и тирской, катангской, собинской и тэтэрской свит на склонах Непско-Чонского мегасвода. По направлению от склонов платформенного блока к окраинной части бассейна карбонатный состав отложений, слагающих формации, становится глинисто-карбонатным. Общая мощность формаций изменяется от 400 м в Западном Прибайкалье до 200 м на склонах антеклизы. Завершает разрез формационного цикла карбонатная формация нижнего кембрия, которая в пределах Непско-Чонского мегасвода замещается соленосной формацией, в объеме верхней части усольской, бельской, булайской и ангарской свит. Мощность формации составляет около 1000 м.

В результате проведенных исследований автор пришел к следующим выводам:

  • на каждой из стадий геодинамического развития осадочного бассейна сформировались литогеодинамические комплексы, разграниченные событийными рубежами, соответствующими стадиям тектонической активизации и климатическим изменениям: 
  • выделенные литогеодинамические комплексы образуют циклическую последовательность, соответствующую стадиям стабилизации и активизации тектонических режимов:
  • большое влияние на состав отложений комплекса оказали климатические перестройки в позднем рифее, связанные с глобальным оледенением;
  • анализ строения и закономерностей распространения литогеодинамических комплексов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна показывает, что наиболее полный их набор характерен для центральных частей палеорифтовых депрессий;
  • повсеместное распространение имеет только верхний венд-кембрийский литогеодинамический комплекс, соответствующий стадии стабилизации тектонического режима;
  • структура литогеодинамических комплексов определяется формационными вертикальными рядами, имеющими циклическое строение, которое выражается в закономерном чередовании определенных типов формаций;
  • каждый формационный цикл имеет трехчленное трансгрессивно-регрессивное строение; в нижней части формационного цикла, залегают формации, в той или иной степени, содержащие грубообломочный материал и, в зависимости от приуроченности к той или иной зоне бассейна, это могут быть валуны, гальки, песчаные зерна;
  • средняя часть формационного цикла соответствует стадии максимального развития трансгрессии и её стабилизации, поэтому для этих частей цикла характерны карбонатные формации, которые меняют свой облик в зависимости от приуроченности к той или иной геодинамической зоне;
  • в формациях, завершающих цикл, четко прослеживаются признаки регрессивных движений, фиксируемые появлением грубообломочного материала в виде песчаных зерен, а иногда и галек. Верхние части формационных циклов часто отсутствуют в разрезах, что связано с региональными перерывами в осадконакоплении.

Глава V. Палеогеография и условия формирования рифей-венд-кембрийского осадочного бассейнов юга Сибирской платформы .

Реконструкциям палеогеографических ситуаций различных временных отрезков рифей-венд-кембрийской истории юга Сибирской платформы посвящены работы В.А.Асташкина, А.К. Боброва, Д.К.Горнштейна, Ю.К.Дзевановского, И.Т. Журавлевой, М.А.Жаркова, В.Н.Киркинской, И.К. Королюк, М.А.Минаевой, Я.К. Писарчик, Г.А. Поляковой, Г.А. Русецкой, В.Е. Савицкого, В.П.Трунова, Г.С.Фрадкина, Е.М.Хабарова, В.В.Хоментовского, А.Я.Хлебникова, Э.И. Чечеля, Ф.С.Ульмасвая, и др.

Важнейшим событием в истории развития Сибирской платформы в раннерифейское время является раскрытие континентальных рифтов, положившее начало формирования рифейских осадочных бассейнов. Позднерифейский этап развития ознаменовался началом раскрытия Палеоазиатского океана, омывавшего Сибирский континент с запада и юга. Это событие привело к трансформации внутриконтинентальных рифтов в окраинноконтинентальные, которые сформировали пассивные окраины Сибирского континента. На протяжении рифейского времени происходило постепенное расширение акватории морского бассейна, которая перекрыла значительную часть Сибирского кратона. В его южной части к концу верхнерифейского времени, на рубеже 850 млн. лет сформировался обширнейший эпиконтинентальный морской бассейн, разделенный Ангаро-Анабарской палеосушей. Осадочный бассейн, расположенный к западу от палеосуши, контролировался Касско-Канской окраинноконтинентальной рифтовой системой и ее внутриконтинентальными ветвями. В пределах Байкитского платформенного блока в это время сформировалась обширная мелководная зона с отдельными островами (рис.5).

На востоке и юго-востоке образование осадочного бассейна контролировалось Байкало-Вилюйским и Юдомо-Майским окраинноконтинентальными рифтами и их внутриконтинетальными ветвями. Геоморфология дна осадочного бассейна определялась многочисленными надрифтовыми депрессионными зонами и разделяющими их выступами платформенных блоков. Бассейн осадконакопления представлял собой вытянутый в северо-восточном направлении океанский залив, который к концу верхнего рифея на севере открылся в сторону морских бассейнов, образованных восточным палеоокеаном. Границы морских бассейнов контролировались береговой линией Ангаро-Анабарской и Алданской палеосуш. К предбайкальскому времени южная часть Алданского мегаблока представляла собой остров, подвергавшийся интенсивному разрушению. Северная и восточная части представляли собой шельфовую зону, покрытую мелководным морским бассейном.

В результате байкальской тектонической активизации (750-850 млн.лет), проявившейся дифференцированными тектоническими движениями в различных геодинамических блоках, площадь морских бассейнов резко сократилась. Платформенные блоки и примыкающие к ним территории испытали резкий подъем. Осадконакопление сконцентрировалось в зонах надрифтовых депрессий, в узких заливообразных бассейнах, где накапливались мощные молласовые, терригенно-карбонатные толщи байкальского комплекса. Основными источниками сноса служили острова, расположенные в пределах Байкитского платформенного блока, Касского, Канского, Баргузинского, Станового микроконтинентов, Ангаро-Анабарской и Алданской палеосуши. В начале байкалия произошли резкие климатические перестройки, в результате которых часть территории покрылась ледниками, которые просуществовали относительно недолго и в процессе таяния значительно преобразовали рельеф поверхности платформенных поднятий, сформировав крупные эрозионные врезы. На западном борту Касско-Канской рифтовой зоны, разделившей Байкитский блок и Касский микроконтинент, происходило формирование орогена, сопровождавшееся интенсивным осадконакоплением красноцветных и пестроцветных отложений, образующих чингасанскую и тасеевскую молассу.

Определяющим фактором для формирования бассейна осадконакопления в Предбайкалье явилось начало субдукции океанического блока под континентальный и наползание Баргузинского а также, возможно Станового микроконтинента, на край Ангаро-Анабарской палеосуши. В результате происшедших аккреционно-коллизионных процессов Прибайкалье превратилось в раздробленную, интенсивно размывавшуюся сушу, которая явилась источником для накопления мощных молассовых отложений (голоустенская, улунтуйская и качергатская свиты). В Прибайкалье, в основании байкальского комплекса (джемкуканская свита) обнаружены валунно-галечные конгломераты ледниковой природы (В.В.Хоментовский, 2002), что подтверждает резкое похолодание климата и образование ледниковых покровов в этот период времени.

В начале нижнего венда с юго-запада, юга и юго-востока происходит трансгрессия морского бассейна на территорию южной части Сибирского кратона. В этот период времени продолжается коллизия микроконтинентов и островных дуг к кратону. Микроконтиненты и внутрикратонные палеосуши служили основными источниками осадочного материала, откладывавшегося на склонах поднятий, в руслах речных долин и мелководного шельфа. Палеосуши сохранились в наиболее приподнятых частях Непско-Ботуобинской, Алданской и Байкитской антеклиз, на территории Катангской седловины. В пределах этих поднятий размыву подвергались разные по составу породы. В пределах Байкитской антеклизы суша была сложена карбонатными породами, а в пределах других островов источники сноса давали большие объемы терригенного материала. Основной объем обломочного материала, сносимого с Ангаро-Анабарской суши, улавливался в пределах формирующегося Предпатомского передового прогиба. Мощность нижневендских отложений меняется от 1 км в Прибайкалье до полного выклинивания на склонах платформенных поднятий.

С востока, со стороны Палеотихого океана, трансгрессия морского бассейна на Сибирский кратон осуществлялась через Ыгыаттинский и Кемпендяйский проливы. Возможно, что в это время проливы уже были разделены Сунтарским поднятием. Верхневендские, преимущественно морские осадки распространены практически повсеместно, что свидетельствует о трансгрессии морского бассейна на всю территорию юга Сибирской платформы. Развитие трансгрессии привело к формированию обширного эпиконтинентального водоема с карбонатным режимом осадконакопления.

В поздневендское время на крайнем северо-востоке формировались известняки, реже доломиты, в значительной мере органогенные. Эта литолого-фациальная зона располагается на юго-западных склонах центральной части Анабаро-Синской области, где началось развитие органогенных построек, которые соответствуют началу формирования более позднего рифового обрамления бассейна. Юго-западнее, примерно, в пределах современной Березовской и Ыгыаттинской впадин, Сунтарского свода и северо-восточной части Непско-Чонского мегасвода до Нижней Тунгуски формируются доломитово-известняковые в значительной степени глинистые отложения. Разрезы характеризуются отчетливой цикличностью. Обширная фациальная зона весьма высокой солености располагалась, примерно, в пределах современной Присаяно-Енисейской синеклизы и Ангаро-Ленской моноклинали, практически в кутовой части бассейна. Весьма различны прибрежные фации западного и южного обрамления бассейна. На западе - это красноцветные песчаники и алевролиты, свидетельствующие о близости достаточно расчлененной суши Енисейского кряжа. На юге - это микрозернистые сульфатизированные доломиты прослоями глинистые, характеризующие литораль, примыкающую к низменной существенно карбонатной суше (рис.6).

Отложения раннеусольского времени представлены доломитами, доломитовыми мергелями, каменными солями, в значительно меньшей степени - известняками. Это отражает общее существенное осолонение в целом мелководного, наследуемого с предыдущего этапа бассейна, причем установленная в позднеюряхское время фациальная зональность сохраняется. В раннеусольское время сохраняется общее простирание фациальных границ и общая фациальная зональность предшествующей эпохи. В то же время, начали формироваться протяженные морфологически выраженные в рельефе дна рифовые системы и произошла некоторая палеогеоморфологическая дифференциация бассейна, в частности появилась зарифовая депрессия и Непско-Ботуобинская отмель. Эта дифференциация была связана с различиями в скоростях и амплитудах тектонических движений. Появление отдельных отмельных зон и, возможно, некоторое общее понижение уровня моря привело к определенной изоляции водоема, его осолонению. В результате этих процессов в бассейне начали преобладать хемогенные механизмы седиментации и соленакопление охватило значительную по площади юго-западную часть Сибирской платформы.

В среднеусольское время произошла одна из наиболее обширных трансгрессий венда-кембрия, когда бассейн был в максимальной степени, относительно других моментов этого периода, связан с Мировым океаном. Это привело к установлению условий морского водоема со среднеокеанической или близкой к ней соленостью на большей части его развития. Что обусловило преобладающее накопление известняков и доломитов, часто с обильными остатками цианобактерий, а иногда и археоциат, с незначительным содержанием терригенного материала. Общее повышение уровня моря обусловило смещение полосы рифообразования к северо-востоку и, в той полосе, где раньше существовала отмельная зона, с накоплением известняков с отдельными органогенными постройками, в осинское время располагалась депрессия, в которой

накапливались существенно глинистые известняки и, главным образом, доломиты, доломитовые мергели, доломитовые и известковые аргиллиты. Ширина этой зоны была достаточно большой и охватывала не только Анабаро-Синскую область, но и территории Ыгыаттинской, Кемпендяйской и Березовской впадин, Сунтарского свода, Вилючанской и Сюгджерской седловин, достигала Среднеботуобинской площади. В пределах современного Непско-Чонского мегасвода располагалась обширная, относительно узкая (150 км), но протяженная (1000 км) отмельная зона, имеющая общее северо-восток - юго-западное простирание. Здесь в мелководных условиях шло формирование известняков, часто фитогенных, в меньшей степени доломитов, доломитовых мергелей и аргиллитов. Аналогичная по фациальным условиям и составу отложений зона обособляется в области современной Байкитской антеклизы. Она протягивается в общем направлении с северо-северо-запада на юго-юго-восток на расстояние около 600 км при ширине порядка 100-150 км. Эти две отмели разделялись весьма обширной относительно глубоководной зоной с водами близкой к нормальной или несколько повышенной солености.

Важной особенностью этого этапа является появление рифовых образований типа биогермных массивов мощностью от 50 до 120 м, обрамлявших отмельные зоны. Наследуются с предыдущих этапов и прибрежные фациальные зоны - западная и юго-западная, примыкающие к гористой суше. Эти зоны сложены красноцветными песчаниками и доломитами. На юге, в зоне примыкающей к низменной карбонатной суше возможно появление береговых рифовых построек.

Отложения позднеусольского времени представлены каменными солями и, в существенно меньшей степени, доломитами, ангидритами и еще реже - известняками. Это указывает на резкое повышение солености бассейна, что было связано с его изоляцией за счет появления на северной и северо-восточной переферии рифового барьера и началом регрессии. Резкое повышение его солености привело к максимальному за вендско-кембрийский период соленакоплению, как по площади его развития, так и по мощности соленосных пачек.

Глава VI Нефтегазоносные комплексы рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна

Нефтегазоносные комплексы (НГК) юга Сибирской платформы рассматривались в трудах С.Л.Арутюнова, А.А.Бакирова, Э.А.Бакирова, О.К. Баженовой, Т.К. Баженовой, И.А.Верещаго, М.П.Гришина, Д.К.Горнштейна, В.Ф.Горбачева, А.Н.Дмитриевского, Р.Г.Дорошко, Г.Е.Дикенштейна, А.Н.Золотова, Л.Н.Илюхина, А.Э.Канторовича, И.П.Карасева, В.В.Корнева, Ю.С.Кувыкина, С.В.Крылова, Н.А.Кицис, В.П.Коробейникова, Б.Г.Краевского, А.И.Ларичева, Н.В.Мельникова, С.А Миллера., Л.И.Несмеяновой, Ю.А.Притулы, Б.С. Соколова, С.И. Сирыка, В.С.Ситникова, В.В.Семеновича, Г.Б.Сальмана, В.В.Самсонова, В.С.Суркова, Ю.В.Самсонова, Г.С. Фрадкина, Л.Н.Фомичевой и др.

В разрезе позднего докембрия и кембрия в настоящее время представляется возможным выделение рифей-нижнекембрийского нефтегазоносного мегакомплекса, региональной покрышкой

для которого служат соли и сульфатно-карбонатные породы усольской свиты кембрия. Мегакомплекс включает рифейский, верхнерифей-вендский, даниловско-усольский (венд -нижний кембрий), бельский, булайско-ангарский (нижний кембрий) НГК (рис.7).

Рифейский НГК приурочен к отложениям синрифтового и позднерифтового стадии

стабилизации ЛГДК. Характерной особенностью комплекса является наличие в его основании мощной толщи древнейших нефтегазоматеринских пород, включающих терригенно-карбонатные отложения, образовавшихся в условиях раскрытия рифтов. Среднее содержание Сорг. в сланцах погорюйской свиты составляет 0,1%, в глинисто-карбонатных отложениях мадринской свиты - до 1,5%. Изначальный нефтегенерационный потенциал шунтарской свиты оценивается очень высоко. Содержание Сорг из аргиллитов и мергелей этой свиты составляет 0,14-7,22% (В.С.Сурков, В.П.Коробейников, С.В.Крылов и др., 1996). Общая мощность нефтегазоматеринских отложений может достигать 6 км, а зона их распространения ограничена палеорифтовыми депрессиями.

Коллекторская часть НГК приурочена к средней части позднерифтового стадии стабилизации ЛГДК. На Байкитском платформенном блоке она представлена отложениями долгоктинской и куюмбинской свит. Потенциально продуктивные уровни могут быть приурочены к тонким прослоям алевролитов и песчаников в мадринской свите, к строматолитовым карбонатным породам куюмбинской свиты. В этой части разреза можно ожидать развитие коллекторов трещинного и каверново-трещинного типа. В отложениях НГК из куюмбинской, долгоктинская свит на Юрубчен-Тохомском месторождении получены притоки нефти. Область распространения коллекторской части охватывает как платформенный блок, так и палеорифтовые депрессии. Общая мощность коллекторской части комплекса в центральных частях рифтовых зон составляет около 2500 м, а в пределах платформенного блока - около 1500м.

Экранирующая часть комплекса приурочена к регрессивной части одного из формационных циклов позднерифтового стадии стабилизации ЛГДК. Представлена покрышка глинистыми сланцами и глинисто-карбонатными отложениями шунтарской свиты, которые играют роль регионального флюидоупора в палеорифтовых депрессиях и в прилегающих платформенных блоках. В нижележащих отложениях НГК могут быть развиты породы-флюидоупоры, имеющие локальное распространение и играющие роль зональных покрышек. Отложения шунтарской свиты неоднородны по литологическому составу и могут включать породы – коллекторы, связанные с водорослевыми известняками. Мощность флюидоупора может достигать 850м..

В пределах западной Якутии в рифейский потенциально-нефтегазоносный комплекс входят отложения нижнего, среднего и верхнего рифея, которые прослеживаются на территории Предпатомского прогиба, Ыгыаттинской впадины, склонах Алданской антеклизы. Отложения НГК приурочены к синрифтовому и позднерифтовому ЛГДК, распространенных в пределах палеорифтовых депрессий и склонов платформенных блоков. Нефтегазоматеринские отложения приурочены к регрессивным частям формаций позднерифтового стадии стабилизации ЛГДК. Среднее содерждание Сорг в них 0,5%, а в отдельных случаях до 2% (Баженова Т.К., 1992). Коллекторская часть НГК скважинами глубокого бурения не вскрыта, за исключением Алданской антеклизы, где она представлена карбонатными и терригенными отложениями дикимдинской свиты. В рифейских отложениях Березовской палеорифтовой депрессии прогнозируется несколько уровней развития коллекторов, представленных терригенными и карбонатными породами. Породы- коллектора внутри подкомплекса перекрываются плотными карбонатными и глинисто-карбонатными отложениями мощностью от 300 до 600 м, которые рассматриваются как надежные флюидоупоры. На Русско-Реченской разведочной площади при опробовании нижней части дикимдинской свиты в скв.Р-1 бис, был получен газовый фонтан с дебитом около 100 тыс. м/сут. Значительные нефтепроявления установлены в Амгинской опорной скважине.

Верхнерифей-вендский (непско-тирский) НГК имеет изменчивый стратиграфический объем, что объясняется его приуроченностью к разным ЛГДК: позднерифтовым стадии стабилизации и активизации, а также платформенному. В центральных частях рифтовых зон НГК может быть представлен в объеме верхнерифейских и вендских отложений, а в пределах платформенных блоков его стратиграфический объем значительно сокращен. Частая смена режимов осадконакопления в этот период привела к появлению большого разнообразия фациально изменчивых литологических типов отложений в разных геодинамических зонах. Это обуславливало формирование различных типов коллекторов и флюидоупоров, связанных как с терригенными, так и с карбонатными породами. Коллекторская часть комплекса включает отложения, приуроченые к трансгрессивным частям формационных циклов ЛГДК. Разнообразие фациальных обстановок осадконакопления определило появление в разрезе регионально и зонально развитых пластов - коллекторов и флюидоупоров. В объеме комплекса выделяется несколько поверхностей перерывов, приуроченных к верхней части рифейского разреза и к границе байкалия и венда. Наличие перерывов в осадконакоплении, приведшее к редукции регрессивных частей формационных циклов, слагающих ЛГДК, обуславливает объединение в единый НГК рифейских и вендских отложений. Покрышкой для него служат глинистые отложения подошвы катангской свиты и ее аналогов, являющихся региональным флюидоупором, имеющим повсеместное распространение, что обусловлено его приуроченностью к платформенному ЛГДК.

Нефтегазоносность НГК доказана на Юрубчен-Тохомском, Куюмбинском, Терском, Имбинском, Агалеевском, Верхне-Вилючанском, Вилюйско-Джербинском Среднеботуобинском, Иреляхском, Нелбинском, Северо-Нелбинском, Станахском, Маччобинском, Таас-Юряхском, Иктехском, Бысахтахском, Отраднинском, Хотого-Мурбайском, Братском, Атовском, Марковском, Ярактинском, Аянском, Дулисьминском, Верхне-Чонском, Верхне-Тирском, Даниловском, Ковыктинском, Чаяндинском месторождениях. Мощность НГК изменяется от 30 до 3500 м в разных геодинамических зонах.

Даниловско-усольский НГК включает отложения верхнего венда и нижнего кембрия, входящих в состав платформенного ЛГДК, что обуславливает региональное распространение и постоянство литологического состава пород- коллекторов и флюидоупоров. Коллекторская часть комплекса выполнена различными типами карбонатных пород, флюидоупоры представлены сульфатно-карбонатными и соленосными отложениями. Общая мощность комплекса изменяется от 380 м до 1500 м

В отложениях комплекса содержатся залежи УВ на Бысахтахском, Вилюйско-Джербинском, Верхне-Вилючанском, Иктехском, Средне-Ботуобинском, Таас-Юряхском, Талаканском, Марковском, Даниловском и др месторождениях.

В вышележащих отложениях платформенного ЛГДК выделяется бельский и булайско-ангарский НГК, коллекторская часть которых представлена карбонатными горизонтами, а флюидоупорная – галогенными. Промышленных скоплений УВ в них не обнаружено. Высокодебитные притоки были получены на Бысахтахской, Кэдэргинской, Мухтинской площадях расположенных в Березовской палеорифтовой депрессии.

Анализ строения и распространения НГК позволяет сделать следующие выводы:

  • литогеодинамическая структура рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна определяет стратиграфический объем, строение и область распространения нефтегазоносных комплексов, входящих в её состав;
  • обосновано выделение нового рифейского потенциально нефтегазоносного комплекса, развитого в пределах палеорифтовых депрессий юга Сибирской платформы, Байкитского мегасвода и склонах Алданской антеклизы;
  • расширены объемы непско-тирского нефтегазоносного комплекса за счет верхнерифейских (байкальских) отложений в палеорифтовых депрессиях;
  • выделены потенциально нефтегазоносные комплексы в верхних частях нижнего кембрия в пределах палеорифтовых депрессий;
  • коллекторские части нефтегазоносных комплексов приурочены к трангрессивным, а флюидоупорные к регрессивным частям формационных циклов, слагающих литогеодинамические комплексы.

Глава VII. Природные резервуары рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна.

Изучением строения природных резервуаров юга Сибирской платформы автор занимался с 1979 года в КНИЛ Восточная Сибирь РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина в коллективе исследователей под руководством профессора В.Г. Кузнецова. В данной работе использованы, как сугубо личные результаты, так и результаты исследований Н.Н. Томиловой, Г.И. Тихомировой, Н. М. Скобелевой, В.Е. Бакиной, С.А.Дмитриевского, Н.А. Скибицкой с которыми автор работал в тесном контакте. Всем своим коллегам автор выражает искреннюю признательность. Изучению строения природных резервуаров (ПР) юга Сибирской платформы посвящены многочисленные работы А.Г.Акуловой, М.Х. Булач, Н.Н.Белозерова, В.Е.Бакина, К.И.Багринцевой, В.Н.Воробьева, Т.И.Гуровой, И.И.Голубевой, Л.П. Гмид, Т.Н.Дергачевой, С.М.Данилкина, А.П.Железновой, В.Г.Кузнецова, А.С.Ковтуна, Л.И.Килиной, К.С.Кондриной, В.Н.Кузнецовой, А.Э.Конторовича, Н.В.Мельникова, И.Е.Постниковой, В.Г.Постникова, М.В.Проничева, А.И.Петрова, Р.С.Рояк, В.С.Ситникова, С.И.Сирыка, П.П.Скоробогатых, Л.Ф.Тыщенко, Л.С.Черновой,Ф.Н.Яковенко и др.

Следуя традициям школы нефтегазовой литологии в РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина в данной работе под термином «природный резервуар» (ПР) понимается «геологическое тело или система, представляющая собой ассоциацию горных пород, ограниченную практически непроницаемыми породами, в которой могут содержаться и циркулировать флюиды» (В.Г.Кузнецов, 1992). Анализ распределения выявленных в разрезе рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна природных резервуаров показывает, что их количество и генетический тип, а также тип коллектора подчиняются определенным закономерностям. В разрезе рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна природные резервуары приурочены к базальным трансгрессивным и срединным частям формационных циклов. К завершающим формационный цикл формациям приурочены экранирующие, часто нефтегазоматеринские толщи. В соответствии с вещественным составом формаций, к базальным частям приурочены преимущественно терригенные, а к средним - карбонатные ПР. Однако, в разных геодинамических зонах набор генетических типов ПР и их количество резко различны. Наиболее богатый набор ПР наблюдается в переходных зонах между стабильными платформенными блоками и рифтами. Здесь широко

представлены различного рода дельтовые и русловые терригенные, биогермные карбонатные типы ПР (рис.8).

Своеобразный тип ПР, развитый во всех геодинамических зонах, приурочен к верхнерифейскому палеобассейну и связан с поверхностью регионального перерыва в осадконакоплении, охватившем практически всю территорию юга Сибирской платформы. Этот тип ПР носит вторичный, наложенный характер и связан с широким развитием карстовых процессов. Однако, очевидно, что более активно эти процессы протекали в изначально более пористых разностях. Эти карстовые процессы пока исследованы достаточно слабо и имеют определенные специфические черты, связанные с тем, что происходили они в условиях смены нивального климата на аридный и большую роль в формировании морфологии поверхности резервуара играла ледовая эрозия.

В настоящее время существует огромное количество классификаций ПР, в основу которых положены различные классификационные признаки. Как показали наши исследования, свойства ПР, их литологический состав, петрофизические характеристики, толщины, входящих в его состав пород-коллекторов, типы их емкостного пространства, направленность вторичных процессов определяются генетической природой ПР. В связи с этим, автором предлагается генетическая типизация ПР выявленных и прогнозируемых в разрезе рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна.

Генетические типы природных резервуаров верхнерифейского (добайкальского) осадочного палеобассейна. Верхнерифейские ПР изучены на примере Юрубчено-Тохомской зоны нефтегазонакопления (ЮТЗ), расположенной в центральной части Байкитского мегасвода, который является практически единственным, и потому уникальным объектом на территории Восточной Сибири, и в России, где продуктивность приурочена, главным образом, к карбонатной толще верхнерифейских отложений.

Рифейские отложения в пределах мегасвода имеют почти двухкилометровую толщину. Разрез продуктивной части рифейского резервуара сложен преимущественно карбонатными породами, в значительной степени окремнелыми, с прослоями глинистых пород. Приоритетным развитием в разрезе рифейских отложений отличаются доломиты строматолитовые. Часто наблюдаемое в строматолитах окремнение различной интенсивности сохраняет (консервирует) первичную и раннедиагенетическую структуру. По петрофизическим данным значения открытой пористости не превышают 3%. Отдельные значения проницаемости в трещиноватых породах достигают 1000 мД. В этом резервуаре крайне небольшую долю пустотного пространства составляют первичные пустоты и мелкие каверны. Межслоевые, межзерновые, остаточные фенестральные пустоты в строматолитах залечены в процессе постседиментационной карбонатной цементации, перекристаллизации и окремнения, в единичных случаях отмечаются остаточные поры. Микротрещиноватость в рифейском резервуаре развита крайне неравномерно. Разрез верхнерифейских отложений имеет отчетливо выраженное циклическое строение. Толщина циклитов в среднем составляет 1.5 м при вариации 0.3-4.0 м. В каждом циклите, как правило, выделяются три части, различающиеся по составу и структурно-текстурным особенностям пород. В верхних частях циклитов развиты крупно кавернозные зоны, толщина которых не превышает 10-15 см. Трещинно-кавернозные зоны кровельных частей циклитов соединяются крупными открытыми субвертикальными тектоническими трещинами, длиной до 10-15 м.

Вариации в составе и строении пород отвечают изменениям фациальной обстановки осадконакопления и характера постседиментационных преобразований. Формирование верхнерифейских отложений происходило в условиях крайне мелководного теплого морского бассейна с несколько повышенной соленостью, обеспечивающей раннедиагенетическую доломитизацию пород. Резкие смены условий осадконакопления фиксируются формированием пестроцветных толщ, в составе которых принимает участие материал переотложенных кор выветривания. Их накоплению предшествовали перерывы в осадконакоплении, по-видимому, сопровождавшиеся размывами нижележащих отложений. Условия осадконакопления явились предпосылкой для эпигенетических преобразований пород и формирования их коллекторского потенциала. Завершает эволюцию ФЕС формирование открытой тектонической трещиноватости, связанной с субвертикальными тектоническими напряжениями, приводившими к созданию редкой сети субвертикальных трещин и возникновению или ремобилизации горизонтальной послойной трещиноватости. Поскольку к этим трещинам не приурочено минералообразование, они могут обеспечивать высокую проницаемость толщи, а в сочетании с каверновой емкостью, определяют весьма своеобразные, нетрадиционные фильтрационно-емкостные свойства толщи в целом.

Детальное изучение структуры пород и закономерностей строения разреза не дают возможности ответить на все вопросы, связанные с продуктивностью этих отложений. Возможно, их основная продуктивность определяется широким распространением карстовых зон, приуроченных к поверхности предвендского перерыва. Эти зоны имеют наложенный характер, что обуславливает очень сложную структуру резервуара.

Подобные типы ПР можно прогнозировать в пределах Алданского платформенного блока. На склонах платформенных поднятий в верхнерифейском палеобассейне широкое распространение будут иметь бигермные ПР. Такого рода ПР выделены по результатам литологических и сейсмических исследований в пределах Куюмбинского месторождения. Область распространения верхнерифейских резервуаров определяется границами палеобассейна. В пределах платформенных блоков верхнерифейский резервуар распространен не везде. На Байкитском платформенном блоке он распространен практически повсеместно за исключением выступов фундамента. В пределах Непско-Ботуобинского платформенного блока он практически отсутствует, а на Алданском имеет относительно меньший стратиграфический и мощностной объём и распространен в основном на его склонах.

В настоящее время относительно изучены только два типа строения рифейского резервуара-зоны крайнего мелководья и карстовый, приуроченные к приподнятым частям Байкитского платформенного блока. В других фациально-палеогеографических зонах бассейна, приуроченных к различным геодинамическим элементам, можно прогнозировать значительно большее разнообразие генетических типов ПР.

Генетические типы природных резервуаров позднерифейского (байкальского) осадочного палеобассейна. ПР палеобассейна в настоящее время практически не изучен и вскрыт лишь единичными скважинами в Иркинеево-Чадобецкой и Березовской рифтовых зонах (Бысахтахское месторождение). В пределах Иркинеево-Чадобецкого рифта карбонатные отложения рифея перекрываются мощной, до 600 м, терригенной толщей тасеевской серии, представленной ритмичным переслаиванием глинистых пачек мощностью от 20 до 35 м и песчаных прослоев мощностью от 1,2 до 5 м. Уровни развития пород-коллекторов в этой толще приурочены к терригенной базальной формации, выделяемой в объеме алешинской свиты, в которой отложения русловых фаций вверх по разрезу сменяются дельтовыми (В.А. Советов 2000 г.) Породы-коллекторы представлены песчаниками серыми, редко с зеленоватым оттенком, мелкозернистыми с включениями ангидрита. Их пористость составляет 3,26 – 7,22%, Глинистые пласты, переслаивающиеся с пластами песчаников и обладающие значительной мощностью, могут служить флюидоупором как для подстилающих карбонатных отложений рифея, так и для прослоев коллекторов внутри резервуара. Существенно иной тип отложений, видимо, распространен в пределах Березовского рифта. Здесь  продуктивность связана с биогермными карбонатными отложениями ченчинской свиты.

Генетические типы природных резервуаров ранневендского осадочного палеобассейна. В разрезе нижневендского ПР выделяется несколько песчаных продуктивных пластов, мощность и выдержанность которых по площади определяется их фациальной природой. В целом, разрез этого ПР, как и всех других ПР рифей-венд-кембрийского ОБ имеет циклическое строение. Циклиты имеют двучленное строение. Нижние части циклитов сложены песчаными, а верхние – глинистыми породами.

В результате изучения фациальной природы отложений безымянного и марковского горизонтов в пределах Марковского месторождения, а также ярактинской пачки, в пределах Ярактинского и Дулисьминского месторождений было выявлено, что в разрезе наблюдается последовательная смена фаций от аллювиально-пролювиальных к дельтовым. Аллювиально-пролювиальные комплексы отложений, залегающие в базальной части разреза, непосредственно на породах фундамента, представлены песчаниками разнозернистыми от мелко- до крупнозернистых и гравелитистых, слабо окатанными и плохо отсортированными. Толщина отложений постепенно меняется от 2-7 м в западной части Марковской площади до 16-20 м в восточной. Породы этого комплекса имеют эрозионный контакт с породами фундамента, что в сочетании с общим характером изменения зернистости песчаников внутри пачки от грубой внизу до тонкой вверху, а также их плохая отсортированность, свойствененны отложениям, образовавшимся в условиях однонаправленного водного потока. Вышележащие аллювиально-дельтовые комплексы сложены песчаниками среднеотсортированными, слабоокатанными, образующими линзообразные тела. Они имеют горизонтальную верхнюю границу и образуют эрозионные врезы в подстилающих отложениях.

Развитые в разрезе коллектора относятся к поровому типу. Первичная структура пустотного пространства, сформированная на стадии седиментогенеза, определялась размерами зерен, степенью их отсортированности и окатанности. Наилучшими изначально характеристиками пустотного пространства обладали гравелиты и песчаники, в которых размер межзерновых пустот достигал нескольких миллиметров. Вторичные изменения: инкорпорация обломочных зерен в процессе уплотнения пород, карбонатизация, сульфатизация и засолонение происходившие преимущественно на стадии катагенеза, во многом изменили структуру и уменьшили объем порового пространства.

Генетические типы природных резервуаров верхневендского осадочного палеобассейна. В отличие от нижневендских отложений, верхневендские плащеобразно залегают на территории юга Сибирской платформы. В базальных слоях этих отложений повсеместно прослеживается терригенный пласт, в разных стратиграфических схемах выделяемый как парфёновский, ботуобинский, сералахский. В зависимости от приуроченности к той или иной зоне палеобассейна, в объёме этих отложений выделяются различные фациальные типы, но все они относятся к группе мелководно-морских. Последнее обусловило литологические особенности и закономерности строения ПР, приуроченного к этим отложениям.

Разрез парфёновского ПР на южном склоне Непско-Чонского мегасвода представляет собой разрез трехчленного терригенно-карбонатного циклита, базальная часть которого содержит то или иное количество терригенного материала, средняя представлена карбонатными отложениями, а в кровельной части появляются прослои сульфатов. Породы-коллекторы, преимущественно, приурочены к нижней части циклита представленой массивными, реже косослоистыми песчаниками мономинерального кварцевого состава, мелко- и среднезернистыми. Песчаники представляют собой линзовидное тело баровой природы мощностью до 25 м, ограниченное сверху карбонатными и глинисто-сульфатно-карбонатными породами.

Сходное строение ПР наблюдается и в зоне развития ботуобинского горизонта на месторождениях западной Якутии. Анализ карты изопахит ботуобинских песчаников Среднеботуобинского месторождения свидетельствует, что по форме продуктивное песчаное тело отвечает асимметричной вытянутой линзе и располагается с юга на север по простиранию перпендикулярно к падению палеосклона. Эта линза так же имеет баровую природу. Наилучшие ФЕС песчаники имели в зонах развития баровых тел, где их пористость достигает 22%.

Генетические типы природных резервуаров поздневендского осадочного палеобассейна. Весьма своеобразный тип ПР установлен в отложениях успунской и кудулахской свит иктехской серии на Бысахтахском месторождении в пределах Березовской впадины. Исследования особенностей строения этого резервуара проводилось совместно с В.Е. Бакиной. Продуктивными являются отложения кудулахской и успунской свит, образование которых, происходило в литоральной и сублиторальной обстановках. Закономерное повторение чисто карбонатных и более глинистых пластов свидетельствует о циклическом строении разреза кудулахской и успунской свит. Нижние элементы циклитов представлены карбонатными породами, в существенной степени обогащенными глинистым веществом. Среди карбонатных пород часты водорослевые доломиты с реликтами водорослевых матов или содержащие пелитоморфные комочки водорослевой природы. Характерна первичная микрозернистая структура; нередки косослоистые текстуры, ангидрит встречается в виде линз, гнезд, нодулей.

Верхние части циклитов представлены известняками органогенными и хемогенными, часто перекристаллизованными и доломитизированными. В отложениях практически отсутствует глинистый материал. Породы достаточно часто сульфатизированы. В кровельной части циклитов встречаются пласты ангидрита. В породах распространены водорослевые образования в виде форменных элементов - комков, онколитов и т.д. Нижние элементы циклитов образовались, по-видимому, в условиях крайнего мелководья-литорали, при пониженном энергетическом потенциале, на что указывает повышенное содержание глинистого материала в породах, преимущественно микрозернистая первичная структура отложений, широко распространенные косослоистые текстуры. Интенсивное испарение морской воды вело к повышению солености, садке доломитов и значительной сульфатизации отложений. Образование нижних частей циклитов начиналось при повышении уровня моря, которое происходило прерывисто. Осушение в условиях себкхи приводило к появлению игольчатых кристаллов ангидрита и образованию трещин усыхания.

Условия формирования верхних элементов циклитов были, по-видимому, иными. Вероятно, осадконакопление происходило в сублиторальной обстановке, т.е. в несколько более глубоком морском бассейне, при достаточно активном гидродинамическом режиме, где условия не позволяли осаждаться глинистому материалу и способствовали появлению форменных водорослевых образований. Цикличность распределения литологических разностей пород по разрезу определяет специфику строения и свойств природного резервуара.

Было выделено три типа пустотного пространства пород: породы с преобладанием трещинной емкости, с преобладанием микро-каверно-трещинной и, наконец, с преобладанием поровой емкости. Определяющим фактором в формировании пустотного пространства этих пород, видимо, является вид и степень вторичных преобразований, которые в свою очередь связаны с наличием и количеством глинистого материала. Именно его содержание решающим образом влияет на интенсивность процессов перекристаллизации и выщелачивания. Отдельные слои (верхние элементы циклитов) обладают микро-порово-каверновой емкостью с достаточно значительными величинами пористости до 19%. Разделяющие их пачки более глинистых пород обладают литогенетической микротрещиноватостью и частично микрокавернозностью.

Кроме литогенетической трещиноватости, которая развита по всему разрезу изучаемых отложений, в разрезах некоторых скважин, по результатам ГИС выделяются интервалы тектонической трещиноватости. Динамическая связь всех пластов осуществляется через систему трещин и микротрещин и дает единый массивно-слоистый резервуар с наиболее продуктивными интервалами, сложенными породами с преимущественно микропорово-каверновой емкостью в верхней части циклитов и первично-поровой межзерновой ёмкостью в отдельных пластах оснований циклитов.

Юряхский природный резервуар. Данный ПР выделяется в объеме юряхского или усть-кутского горизонтов и распространен повсеместно на юге Сибирской платформы. В нем открыты многочисленные залежи нефти и газа в пределах Непско-Чонского мегасвода. Наиболее крупные залежи выявлены на Вилюйско-Джербинской и Верхневилючанской площадях, где были детально изучены закономерности строения этого ПР (Кузнецов и др., 1988).

Разрез природного резервуара характеризуется циклическим строением, в его составе выделяется три циклита. Циклическое строение обусловлено закономерным сочетанием определенных структурно-генетических типов пород и, соответственно, закономерным распределением по разрезу пород-коллекторов и флюидоупоров. Наилучшими коллекторскими свойствами обладают средние части циклитов, сложенные, как правило, органогенными или тонко-, мелко - и разнокристаллическими известняками и доломитами. Это пористые, часто кавернозные разности, сложенные различными водорослевыми формами (онколиты, комки, сгустки) или их перекристаллизованными аналогами, сцементированными мелко-среднезернистым кальцитом. Пористость этих пород достигает 22 %. Основания циклитов сложены глинистыми доломитами, мергелями, аргиллитами, которые обладают низкими фильтрационными свойствами и являются либо непроницаемыми, либо плохо проницаемыми. По генетическому типу юряхский ПР может быть отнесен к мелководно шельфовому слоистому типу.

Генетические типы природных резервуаров раннекембрийского осадочного палеобассейна. В осинском горизонте выделено три основных фациальных зоны - мелководные на отмелях, биогермных массивов и разделяющие их депрессионные. В целом для отложений осинского горизонта сохраняется циклический характер строения разреза, причем строение циклитов аналогично таковому в юряхском горизонте. Однако в зонах развития биогермных массивов глинистые основания циклитов часто не выражены и разрез приобретает массивный характер. При этом прослои пород-коллекторов сливаются и увеличивается их мощность.

Строение природного резервуара в зоне биогермных массивов изучено на примере Большетирской, Верхнетирской, Марковской, Среднеботуобинской площадях. Мощность коллекторов в центральной части биогермных массивов возрастает до 25-34 м, т.е. составляет уже 65-80% общей мощности разреза. Значения пористости здесь достигает 15%. В отдельных скважинах отмечена повышенная трещиноватость пород осинского горизонта. В зоне распространения относительно более глубоководных отложений резко меняется строение резервуара. Значительно уменьшается мощность горизонта, отложения представлены в основном микро-тонкозернистыми плотными доломитами, существенно глинистыми. Общая доля органогенно-водорослевых и разнокристаллических пород мала. В связи с этим количество проницаемых прослоев и эффективная мощность здесь резко сокращается. Отдельные притоки нефти и газа, полученные из отложений депрессионной зоны, видимо, связаны с маломощными, не более 2-3 м, пропластками органогенных пород, а также с локальными зонами развития трещиноватости. Иными словами, границы биогермного массива являются одновременно границами максимального развития коллекторов в резервуаре.

Определенные особенности отличают осинский ПР на Чонском своде Непско-Чонского мегасвода, в частности в пределах Талаканского месторождения. В целом, здесь сохраняется циклический характер распределения структурно-генетических типов пород, а соответственно и пород-коллекторов. Но на отдельных участках, в зонах развития биостромных массивов глинистые основания циклитов выражены крайне слабо и разрез приобретает массивное строение. Причем в отличие от биогермных массивов, это происходит без увеличения общей мощности осинского горизонта. К этим же зонам приурочены максимальные значения пористости, которые наблюдаются в разнокристаллических вторичных доломитах. Преобладающим типом емкости в них являются пустоты доломитизации и пустоты выщелачивания. В породах четко прослеживается реликтовая органогенно-водорослевая структура. Значения открытой пористости здесь достигают 22%. Во всех фациальных зонах осинского горизонта лучшими коллекторами являются вторичные доломиты.

В результате проведенных исследований природных резервуаров можно сделать следующие выводы:

  • в рифей-венд-кембрийском осадочном бассейне ПР развиты практически во всех литогеодинамических комплексах;
  • генетический тип ПР в каждой структурной зоне бассейна определяется ее геодинамическим режимом и фациально-палеогеографической ситуацией;
  • ПР приурочены к базальным и средним частям формационных циклов, слагающих литогеодинамические комплексы, причем в базальных формациях развиты преимущественно терригенные, а в средних частях цикла - карбонатные природные резервуары;
  • породы-флюидоупоры связаны с формациями завершающими формационный цикл;
  • распределение пород-коллекторов в объеме рифей-венд-кембрийских ПР определяется распределением седиментационных циклитов, слагающих природные резервуары;
  • вещественный состав пород-коллекторов и типы пустотного пространства определяются фациально-палеогеографическим фактором и направленностью вторичных изменений;
  • пласты – коллекторы приурочены, в основном, к средним и верхним частям седиментационных циклитов;
  • в зоне развития биогермных массивов слоистый характер распределения пород-коллекторов нарушается и строение резервуара приобретает линзовидный (массивный) характер. Линзовидное распространение пород-коллекторов наблюдается в русловых и дельтовых резервуарах;
  • в бортовых зонах палеорифтовых депрессий и на склонах платформенных блоков прогнозируется наибольший объем ПР, генетические типы которых связаны с различного рода переходными фациями (река-море, литораль-глубокий шельф),

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В диссертационной работе решены следующие основные задачи:

  • выделены типы разрезов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна и проведена их корреляция;
  • создана литогеодинамическая модель рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна;
  • выполнены палеогеографические реконструкции основных этапов развития рифей-венд кембрийского осадочного бассейна;
  • в литогеодинамической структуре рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна выделены нефтегазоносные комплексы, определен их стратиграфический объем, строение и область распространения;
  • выделены генетические типы природных резервуаров рифей-венд кембрийского осадочного бассейна и выявлены закономерности их строения в различных геодинамических зонах;

Основные опубликованные работы по теме диссертации:

Научное издание (монография) –

  1. Зоны нефтегазонакопления в карбонатных отложениях Сибирской платформы//М.: Недра, -1993. -160с.(соавторы Дмитриевский А.Н., Илюхин Л.Н.Миллер С.А. и др.)
  2. Карбонатные толщи Восточной Сибири и их нефтегазоносность//М.:Научный Мир, 2000,-104с.(соавторы Кузнецов В.Г., Илюхин Л.Н., Бакина В.В. и :др.)

Научно-технические обзоры –

  1. Природные резервуары нефти и газа нижнекембрийских отложений юга Сибирской платформы//Обзор сер. Геология и разведка газовых и газоконденсатных месторождений. М.: Изд-во ВНИИЭГазпром.- 1987.- №5. – 50с. (соавторы Кузнецов В.Г., Пирогова И.Л., Скобелева Н.М).

Научные статьи –

  1. Литолого-фациальные особенности карбонатных отложений осинского горизонта Среднеботуобинского месторождения //Труды МИНХ и ГП.- М., 1981,-С.43-45.
  2. Цикличность размещения коллекторских свойств в нижнекембрийском резервуаре Непско-Ботуобинской антеклизы//Нефтегазовая геология и геофизика, №8,1982, стр.26-29.
  3. Специфика строения природного резервуара нижнекембрийских органогенных построек //Геология нефти и газа.-1984.-№11.- С.44-49.(соавторы Кузнецов В.Г. Баташева И.В.).
  4. Особенности строения природного резервуара органогенных построек нижнего кембрия Непско-Ботуобинской антеклизы // Бюл. МОИП, отд.геол.-1985. Т.60.-№4, С. 118-119.(соавтор Кузнецов В.Г.)
  5. Geometry and Internal Structure of Subsurfase Lower Cambrian Reefs of the Siberian Platform: Osinsky Horizon (Aldanian) Nepsko-Botoubinsky Anteclise Southern Central Siberia//Facies.-1988.- Erlangen.- Р.259-270.(V.G. Kuznetsov)
  6. Палеогеоморфологическая обстановка и механизм раннекембрийского соленакопления юга Сибирской платформы//В сборнике докл. АН СССР.-1989. Т.309. -,№4. С.943-946. (соавтор Кузнецов В.Г.).
  7. Cтроение и условия формирования осинского горизонта юга Сибирской платформы в связи с его нефтегазоносностью//Труды МИНХ и ГП. М.:Изд-во МИНХ иГП.-1990. Вып. 222. С.23-28.(соавторы Дмитриевский А.Н., Кузнецов В.Г. и др.)
  8. Строение и перспективы нефтегазоносности осинского горизонта Камовского свода .//Геология нефти и газа. -1991.- №5.- С. 5-8. (соавтор Кузнецов В.Г.).
  9. Cтроение природных резервуаров нефти и газа венд-кембрийской соленосно-карбонатной формации юга Сибирской платформы//Вторичные изменения осадочных пород и формирование коллекторов нефти и газа.-.Труды ГАНГ.- Вып.240.-1993.-С.115-131 (соавторы Кузнецов В.Г., Дмитриевский А.Н., Скобелева Н.М.).
  10. Коллекторские свойства и строение осинского резервуара Талаканского м-я //Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений.- 1995.- №1.-С. 24-30.
  11. Роль блоковых движений земной коры в формировании седиментационных циклитов вендско-нижнекембрийского подсолевого карбонатного комплекса Байкитской антеклизы//Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений.-1996.- №11.-С.2-5.
  12. Место рифогенных формаций в процессе формирования пассивных окраин Сибирской и Восточно-Европейской платформ в позднем рифее в связи с перспективами их нефтегазоносности//Современные проблемы геологии нефти и газа.-М.: Научный Мир.- 2001.- С.182-188.(соавторы Постникова И.Е., Фомичева Л.Н.)
  13. Карстовая модель формирования рифейского карбонатного природного резервуара Юрубчено-Тохомского месторождения// Геология нефти и газа.- 2001.- №3. С.10-13. (соавторы Постникова И.Е., Тихомирова Г.И.)
  14. Литогеодинамический метод решения проблем стратификации продуктивных рифей-вендских отложений древних рифтовых систем//Разведка и охрана недр.- 2005.- №11.-С.61-63.
  15. Литолого-формационная модель рифей-вендских отложений Иркинеево-Чадобецкой рифтовой зоны//Разведка и охрана недр.- 2005.-№12.-С.71-73.

Тезисы научных докладов –

  1. Органогенные постройки осинского горизонта Непско-Ботуобинской антеклизы и их нефтегазоносность//Тез. докл. Всесоюзного совещания.- г.Карши.-1985.-С. 31-36.
  2. Комплексная методика и результаты изучения коллекторских свойств и строение природных резервуаров в карбонатных отложениях Непско-Чонской НГО// Совершенствование методов изучения и подсчета запасов в карбонатных породах: Тез.докл. Всесоюзного совещания.- г.Волгоград.-1986.-С.32-33.
  3. Organik build-ups of the Lower Cambrian of the South of Siberian Platform//10th regional meeting on Sedimentology.- Abstracts.Budapest.- 1989.-Р.141
  4. Vend-Cаmbrian paleogeography of the Siberian Platform Southern part//13-th International Sedimentological Congress. Abstracts of posters.- Nottingham.- 1990.-Р.127-128
  5. Influence of Paleogeomorphology on trap and reservoir formation in Riphean on Yurubtshen Tohomskya zone//57th Conference.-Glasgow.-1995.-Р.133-138.
  6. Проблема выделения природных резервуаров УВ в рифее Сибирской платформы// Перспективные направления, методы и технология комплексного изучения недр: Тез.докл.XV Губкинских чтений.-М.-1999.-С.85.(соавторы Тихомирова Г.И., Фомичева Л.Н.).
  7. Роль предвендского перерыва в формировании рифейского природного резервуара нефти и газа Юрубчен-Тохомской зоны Сибирской плтформы//Новые идеи в геологии и геохимии нефти и газа. Нефтегазовая геология – итоги 20 века: Тез.докл.IV межд. Конф.- М.- Изд-во МГУ.- 2000.- С.263.
  8. Особенности эволюции карбонатных отложений рифейского бассейна Сибирской платформы и возможные перспективы открытия в них крупных зон нефтегазонакопления.//Новые идеи в геологии и геохимии нефти и газа. Нефтегазовая геология – итоги 20 века:Тез.докл.межд.конф.-М..- Изд-во МГУ.- 2000.-С.264.
  9. Рифейские рифогенные формации, как индикатор палеогеографических зон древних бассейнов// Актуальные проблемы состояния и развития нефтегазового комплекса России: Тез.докл.IV-ой науч-техн.конф.-М.-2001.-С.21 (соавторы Фомичева Л.Н., Тихомирова Г.И.)
  10. Строение рифейских осадочных бассейнов Сибирской платформы в связи с проблемой поисков углеводородного сырья// Новые идеи в науках о Земле:Тез.докл.V межд.конф.-М.- 2001.- С.277.
  11. Рифейские рифы – перспективный объект поисков УВ в зонах активных окраин Палеоазиатского океана// Прогноз нефтегазоносности фундамента молодых и древних платформ: Тез.докл. межд.конф.-Казань.-2001.-С.312-315. (соавторы Лобусев А.В., Фомичева Л.Н.).
  12. Карбонатные формации рифейских рифтогенных бассейнов – поисковый объект полезных ископаемых// Естествознание на рубеже столетий: Тез.докл. IV сессии Академии естествознания.-Дагомыс.-2001.-С.118-120. (соавторы Постникова И.Е., Лобусев А.В., Фомичева Л.Н.)
  13. Рифейские рифтогенные бассейны Сибирской платформы-поисковые объекты скоплений УВ//Актуальные проблемы состояния и развития нефтегазового комплекса России:Тез.докл.V-ой науч-техн.конф.-М.-2003.-С.15 (соавторы Фомичева Л.Н., Тихомирова Г.И.)
  14. Геодинамические условия формирования рифейского НГК юго-западной части Сибирской платформы/Геодинамика нефтегазоносных бассейнов:Тез.докл.II межд конф.- М.-2004.- С.73-75 (соавторы Фомичева Л.Н.).
  15. Особенности строения древних рифтовых систем Сибирской платформы и перспективы их нефтегазоносности//Нефтегазовая геологическая наука -XXI век:Тез.докл. XVII Губкинских чтений.-М.-2004.-С.151.
  16. Литологические критерии стратификации рифей-вендских терригенно-карбонатных отложений Иркинеево-Чадобецкой рифтовой зоны и прилегающих территорий//Нефтегазовая геологическая наука - XXI век: Тез.докл XVII Губкинских чтений.-М.- 2004.-С. 84.
  17. Литолого-формационная модель рифей-вендских отложений западной части Сибирской платформы//Современные проблемы нефтегазоносности Восточной Сибири: Науч.-техн.конф.-М.-2006.-С.44-45.(соавторы Фомичева Л.Н., Тихомирова Г.И.).
  18. Новый перспективный нефтегазоносный комплекс западной Якутии//Современные проблемы нефтегазоносности Восточной Сибири:Науч.-техн.конф.-М.-2006.-С.48-49 (соавтор Михайлов В.А).
  19. Vendian-Riphean Deposits as the main object of Hydrocarbon Exploration in the Siberian Platform/ Global Infracambrian Hydrocarbon Sistems and the Emerging potential in North Africa 29-30 November.- 2006.-Р.39-40.
  20. Геодинамическое развитие рифей-вендских осадочных бассейнов Сибирской платформы//Фундаментальный базис новых технологий нефтяной и газовой промышленности: Тез.докл. Всероссийской конф., посвященной 20-лет.юбилею ИПНГ РАН.- М.- 2007.-С.194. (соавтор Фомичева Л.Н.).
  21. Роль литогеодинамических исследований в прогнозировании строения и нефтегазоносности древних рифтовых систем Сибирской платформы//Фундаментальный базис новых технологий нефтяной и газовой промышленности:Тез.докл. Всероссийской конф., посвященной 20-лет.юбилею ИПНГ РАН.- М.,-2007.-С.195.(соавтор Фомичева Л.Н., Соловьева Л.В).
  22. Палеогеографические и палеогеодинамические условия формирования рифей-вендского осадочного бассейна юга Сибирской платформы в связи с его нефтегазоносностью.//Геология нефти и газа. -2008.- №1.- С. (соавторы Фомичева Л.Н, Соловьева Л.В. (в печати)



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.