CC BY
34
УДК 551.863 /477.9
© В.П. Гнідець, К.Г. Григорчук, Л.В. Баландюк, 2009
Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України, Львів
БІОФАЦІАЛЬНА ЦИКЛІЧНІСТЬ ВЕРХНЬОКРЕЙДОВИХ ВІДКЛАДІВ КАРКІНІТСЬКО-ПІВНІЧНОКРИМСЬКОГО ПРОГИНУ
На основі літмологічного аналізу встановлено біофаціальну1 циклічність верхньокрейдових відкладів Каркінітсько-Північнокримського прогину. Ці результати сумісно з біостратиграфічними даними сприятимуть достовірнішому розчленуванню відкладів.
Всебічне вивчення карбонатних нашарувань має не тільки теоретичне, але й прикладне значення для пошуково-розвідувальних робіт на нафту й газ, оскільки дозволяє аргументованіше підходити до оцінки морфології резервуарів і ко-лекторських властивостей порід, які зумовлюють запаси та інші параметри приурочених до них покладів.
З’ясування обстановок осадонагромадження відіграє при цьому вирішальну роль, оскільки власне на цій стадії літогенезу закладаються передумови, що визначають, чи стане осад нафтоматеринською породою, колектором чи флюїдоупором. Усе це уособлює фундаментальне поняття „седиментаційна трансляція”: успадкованість породою вихідного матеріалу, певних ознак та особливостей [1].
Ділянки лавинної карбонатної седиментації, за термінологєю О. П. Лісіци-на [7], - найцікавіші з погляду практики, оскільки тут формуються карбонатні акумулятівні тіла (біогерми, банки, рифи) - потенційні резервуари вуглеводнів.
У регіональному плані локалізація таких утворень (т.з. бар’єрна зона) у межах Чорноморсько-Кримської континентальної окраїни океану Тетіс була зпрог-нозована нами для окремих віків пізньої крейди [2-5].
Однак для карбонатних нашарувань типовим є формування циклічної будови [11], що обумовлено насамперед змінами рівня Світового океану. Протягом пізньокрейдового часу проявилося 8-9 трансгресивно-регресивних імпульсів [12]. Зокрема найвиразніші падіння рівня океану відбулися наприкінці сеноману, на межі турону-коньяку, наприкінці сантону, за середнього кампану, раннього та пізнього маастрихту. Враховуючи ці флуктуації, а також морфоструктурні особливості Каркінітсько-Північнокримського басейну, було обґрунтовано принципову модель ритмічної будови відкладів верхньої крейди [9] з дискретним розвитком у розрізі біогенних споруд.
Для встановлення детальніших особливостей перешарувань окремих літо-типів, вивчення різнорангової циклічності верхньокрейдових відкладів проведено їх додаткові дослідження у межах східної центрикліналі Каркінітсько-Північнок-римського прогину. У процесі вивчення виділялися літміти - тіла надпородного
1 Термін „біофація” використовується згідно тлумаченню [10].
Маастрихт
Міжводненська-4 Чорноморська-5
Нижній палеоцен
1 2 4 ИШ ШИ ^ .3 /С у
478 / 4 /
^ Біофаціальна (літмологічна) зональність верхньокрейдових відкладів східної центрик-ліналі Каркінітсько-Північнокримського прогину. 1 - внутрішній шельф, 2 - бар’єрна зона, 3 - передовий схил, 4 - зовнішній шельф, 5 - суходіл, 6 - свердловини та потужність горизонту, 7 - ізопахіти, 8 - лінія перетину
рівня [6], які являють собою асоціації породних тіл (шарів). В основу покладено результати інтерпретації ГДС (радіоактивні методи) з пошаровою літологічною типізацією розрізу.
У подальшому шляхом підрахунку вмісту головних товщеформувальних компонентів (вапняк, аргіліт, мергель) з’ясовувалася літмологічна будова товщі. В цілому було типізовано три типи літмітів: (1) вапняковий (вапняків понад 50 %, аргілітів менше 10 %; (2) змішаний (вапняків 25-50 %, аргілітів 1030 %); (3) мергельно-глинистий (вапняків менше 25 %; аргілітів понад 30 %).
Згідно з результатами петрографічних досліджень (понад 300 шліфів) вапняки, що домінують у літмітах першого типу, представлені значною мірою тріщинуватими різновидами з кавернами та стілолітовими швами (особливо це властиве утворенням турон-сантонського та кампанського горизонтів), відкритими і залікованими карбонатно-глинистим матеріалом. Вміст карбонату кальцію в них становить 80-99 %. Органогенний матеріал (20-85 %) в породі розподілений нерівномірно та представлений черепашками бентосних, рідше планктонних форамініфер, спікулами карбонатних губок, фрагментами моховаток, коралів, водоростей (вміст останніх місцями досягає 80 %), члениками кріноідей. Кластичний матеріал (1-25 %), який розподілений в породі також нерівномірно, представлений переважно кутастими зернами кварцу та польових шпатів. Доволі часто відмічаються обкатані уламки карбонатних порід розміром до 5,0 см, вміст яких може досягати 35 % , крупнокрис-талічного кальциту - до 30 %.
Мергелі та аргіліти, що є основними компонентами літмітів другого та третього типів, відрізняються збільшеним вмістом глинистого матеріалу, зменшенням кількості органогенних решток, зростанням кількості планктонних форамініфер, відсутністю кристалічного кальциту.
Згідно з принциповою моделлю карбонатного шельфу [8], зокрема, враховуючи структурно- текстурно-речовинні ознаки різних обстановок седиментації, інтервали розрізу з переважанням літмітів першого типу інтерпретуємо як бар’єрну (банко-рифову) біофацію, другого типу - передового схилу та внутрішнього шельфу, третього - зовнішнього шельфу. Передовосхилові та внутрішньошель-фові літміти розрізняємо за комплексом біогенних решток.
У відповідності з цим для окремих віків пізньої крейди у межах досліджуваної ділянки у розрізі та по літералі виділено зазначені біолітофаціальні одиниці (рисунок).
Товщина відкладів сеноману становить 140-600 м. Спостерігаються дві ділянки її максимальних значень (райони Мєлової та Серебрянської площ), де товщини перевищують 400-500 м. По всьому розрізі тут домінують літміти бар’єрної зони (50-75 % розрізу), товщина їх окремих пачок становить 10-90 м. У зв’язку з цим ці дві ділянки ідентифікуються як біогенні споруди. Між ними товщина відкладів зменшується до 250 м, паралельно у розрізі зростає значення літмітів другого та третього типів (мергельних та мергельно-глинистих). Останні макси-
мального розвитку набувають у Чорноморсько-Бакальській ділянці, що дозволяє інтерпретувати її як зону зовнішнього шельфу, яка облямовується утвореннями передового схилу.
Загальні потужності та особливості літмологічної структури розрізу турону фіксують певне зміщення ареалів розвитку бар’єрної зони в напрямі Оленівської площі. На Аврорівсько-Борисівській ділянці відповідні літміти незначної товщини розвинуті дискретно на різних гіпсометричних рівнях. Конфігурація зони зовнішнього шельфу теж дещо змінилася, а її площа - зменшилася.
Відклади коньяк-сантонського віку, на відміну від вище описаних, відзначаються незначними варіаціями товщин. А втім продовжують простежуватися Борисівський (350-500 м) та меншою мірою Оленівський (270-300 м) седиментаційні максимуми (рисунок). Літмологічна структура товщі виявляє деякі особливості. Зокрема, у Чорноморсько-Бакальській зоні утворення зовнішнього шельфу відсутні, натомість вони з’являються в Оленівській та Борисівсько-Аврорівській ділянках. Усе це засвідчує наявність певних перебудов седиментаційних обстановок за цього часу, що фіксується і дещо суперечним парагенезом підвищених товщин літмітів першого (карбонатного) та третього (глинистого) типів, що може вказувати на наявність локальних седиментаційних перерв. Літміти першого типу тяжіють переважно до коньяцької частини розрізу.
На перебудову седиментаційних умов протягом турону-сантону вказує і зміна карбонатності по розрізу. Так, цей параметр у туронських відкладах догори по розрізу збільшується від 88 до 99 %, а коньяк-сантонських - зменшується від 99 до 78 % (св. Карлавська-8, Октябрська-1, Мєлова-3, Родніковська-1).
За кампанського часу проявився максимум пізньокрейдової трансгресії [11], що доволі чітко простежується за особливостями біофаціальної структури розрізу: зменшення долі бар’єрних утворень (28 % розрізу), які тяжіють головним чином до середньої частини товщі, та зростання значення відкладів передового схилу та зовнішнього шельфу (72 %). А втім намічаються осередки бар’єрних утворень: Оленівський, Борисівський, Аврорівський, а також Міжводненська і Серебрянська зони зовнішнього шельфу.
Маастрихтський вік знаменувався зміною тенденцій еволюції рівня Світового океану: за раннього маастрихту завершився трансгресивний цикл другого порядку, а пізнього - мала місце крупна регресія [11].
Трансгресивно-регресивний характер товщі доволі чітко фіксується за особливостями поширення літмітів: догори по розрізу виразно зростає значення істотно карбонатних літмітів, товщина яких перевищує 200 м (св. Аврорів-ська-1) (рисунок).
У цілому по латералі локалізуються Мєлова та Борисівсько-Аврорівська органогенні споруди (верхній маастрихт). У районі Чорноморської та Міжвод-ненської площ розвинуті утворення зовнішнього шельфу.
За ранньопалеоценового часу продовжували домінувати регресивні тенденції [11], що доволі чітко фіксується особливостями літмологічної будови розрізу -переважанням плитководних утворень. Пунктирний розвиток мергельно-глинистих літмітів вказує на існування у районі Чорноморської та Міжводненської площ депресійних обстановок. Останні у південному та північному напрямках заміщуються біофаціями передового схилу та бар’єрної зони (Оленівська та Борисівсько-Аврорівська споруди).
Обговорення результатів. Висновки
Виявлена біофаціальна (літмологічна) циклічність верхньокрейдових відкладів характеризується певними просторово-віковими особливостями, що пов’язано як з впливом евстатичних змін рівня Світового океану, так і конседимен-таційними структурно-тектонічними деформаціями.
Так, на початку пізньої крейди вирішальну роль відігравав останній фактор: за сеноману бар’єрна біофація розвинена по цілому розрізі позитивних мор-фоструктурних одиниць (Мєлова, Аврорівсько-Борисівська зони).
За туронського часу попередня тенденція збереглася у межах південного борту прогину, натомість на північному, вірогідно внаслідок ослаблення тектонічних порухів, домінували глибоководніші утворення з фрагментарним розвитком біогенних споруд.
За післятуронського періоду обстановки осадонагромадження визначалися впливом флуктуацій рівня океану. Щоправда, за коньяк-сантонського часу ще певне значення мали морфоструктурні особливості ложа басейну, що проявилося у вельми незакономірному поширенні основних типів літмітів у розрізі. Втім ранньоконьяцький епізод падіння рівня океану фіксується розвитком бар’єрних біофацій знову в межах додатніх структур (Мєлова-Оленівська,)
Середньокампанське падіння рівня океану проявилося у формуванні досить потужних біогенних споруд у середній частині розрізу (Оленівська та Чорноморська площі). Ширший розвиток бар’єрних біофацій на північному борті прогину вочевидь вказує на зростання ролі тектонічного фактору. Останній у районі Аврорі-вської та Борисівської площ продовжував впливати на седиментогенез і протягом маастрихту (наскрізний розвиток істотно карбонатних літмітів).
Регресія наприкінці крейди-початку палеоцену спричинила регіональне поширення бар’єрних (банко-рифових) біофацій за пізнього маастрихту та данію.
Перешарування виявлених біофацій формує певну ритмічність розрізу. У зв’язку з квазісинхронністю границь трансгресивно-регресивних циклів у різних частинах седиментаційних басейнів, отримані результати представляють собою підґрунтя для літостратиграфічного аналізу. Поєднання останнього з біостратиг-рафічними даними сприятиме більшій достовірності вікового розчленування відкладів верхньої крейди.
1. Дмитриевский А. Н. Системный литолого-генетический анализ нефтегазоносных осадочных бассейнов. - М.: Недра. - 1988. - 230 с.
2. Гнідець В. П., Григорчук К. Г., Найдьонов В. М., Бондарчук Г. К. Фаціальна модель
пізньокрейдового карбонатного шельфу Чорноморської частини Мезо-Тетісу. Кампансь-кий вік // Геологія і геохімія горючих копалин. - 1992. - Вип. 81. - № 4. - С. 26 - 33.
3. Гнідець В. П., Григорчук К. Г., Найдьонов В. М., Бондарчук Г. К. Фаціальна модель
пізньокрейдового карбонатного шельфу Чорноморської частини Чорноморської частини Мезо-Тетісу. Маастрихтський вік // Геологія і геохімія горючих копалин. -1993. - Вип. 82. - № 1. - С.12 - 18.
4. Гнідець В. П., Григорчук К. Г., Найдьонов В. М., Бондарчук Г. К. Фаціальна модель
пізньокрейдового карбонатного шельфу Чорноморської частини Мезо-Тетісу. Сено-манський вік // Геологія і геохімія горючих копалин. - 1993 - Вип. 85. - № 4. -С.12 - 30.
5. Гнідець В. П., Григорчук К. Г., Найдьонов В. М., Бондарчук Г.К. Фаціальна модель пізньокрейдового карбонатного шельфу Чорноморської частини Мезо-Тетісу. Турон -
сантонський віки // Геологія і геохімія горючих копалин. - 1994. - Вип. 86-87. -№4. - С. 37 - 45.
6. Карогодин Ю. Н. Седиментационная цикличность. - М.: Недра. - 1980. - 242 с.
7. Лисицын А. П. Лавинная седиментация // Лавинная седиментация в океане. - Изд-во Ростовского ун-та. - 1982. - С. 3-59.
8. Р.Ч. Селли. Древние обстановки осадконакопления. М.: Недра. - 1989. - 293 с.
9. Сенъковсъкий Ю., Григорчук К., Гнідець В, Колтун Ю, Попп І., Щерба О., Радковець Н. Карпато-Чорноморський сегмент океану Тетіс. Процеси седиментогенезу в періоди „океанічних безкисневих подій” // Геологія і геохімія горючих копалин. - 2006. -№3-4. - С. 76-96.
10. Толковый словарь английских геологических терминов. - М.: Мир. - 1977.- Т.1. -586 с.
11. Хэллем Э. Интерпретация фаций и стратиграфическая последовательность: Пер. с англ. М.: Мир. 1983. - 238 с.
12. Moore C. H. Carbonate diagenesis and porosity. Amsterdam - Oxford - New York -Tokyo: Elsevier. - 1989. - 338 p.
13. Schlanger S. O. High frequency sea level fluctuations in Cretaceous time: an emerging geophisical problem // Mezozoic and Cenozoic oceans. - Wshington (D.C.): Boulder (Colo). - 1986. - P. 61-74.
На основе литмологического анализа выявлена биофациалъная цикличность верхнемеловых отложений Каркинитско-Северокрымского прогиба. Эти результаты совместно с био-стратиграфическими данными могут способствовать большей достоверности расчленения отложений.
On the basis of lithmological analysis biofacial cyclicity in Upper Cretaceous deposits in Karkinit - Northern Crimean depression was revealed. These results in connection with biostratigraphic data promote reliability of the Upper Cretaceous deposits dismembering.
