CC BY
41
ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ РЕЖИМЫ И НЕФТЕГАЗОНОСНОСТЬ МОЛОДЫХ ПЛАТФОРМ И ПАССИВНЫХ ОКРАИН КОНТИНЕНТОВ
Н.А.Крылов (ВНИИгаз), Л.И.Лебедев (ИГиРГИ)
Молодые платформы и пассивные континентальные окраины — важнейшие тектонические зоны Земли, содержащие ресурсы УВ.
Молодые платформы — континентальные структуры. Они образовались в самом конце палеозоя или чаще в начале мезозоя на месте зон различной палеозойской складчатости и спаянных ею блоков более древней консолидации.
Континентальные окраины, в том числе и пассивные континентальные, — структуры перехода от континента к океану. Пассивные континентальные окраины, называемые также окраинами атлантического типа, связаны с раздвижени-ем литосферных плит, зарождением и расширением океанов. Они характеризуются отсутствием сейсмической активности, четкой морфологической (батиметрической) зональностью дна и рядом других особенностей. Одной из типичных черт окраин атлантического типа является наличие мощных толщ осадочных пород мезо-кайнозой-ского возраста.
Возраст осадочных образований, набор формаций на молодых платформах и континентальных окраинах атлантического типа очень близки. Для нашей проблемы еще более важно сходство строения осадочных комплексов этих зон: в обоих случаях фиксируются два главных структурных этажа — нижний рифтогенный и верхний субгоризонтальный чехол. Это дает основание предполагать сходство
эволюции геодинамических режимов молодых платформ и пассивных континентальных окраин. Их сравнение мы и попытаемся сделать.
На молодых платформах после консолидации фундамента и до начала отложения плитного чехла формируется переходный комплекс, характеризующийся различным стратиграфическим диапазоном, но целым набором устойчиво повторяющихся в разных частях молодых платформ структурных и формаци-онных признаков. Возраст переходного комплекса зависит от возраста складчатости фундамента. В герци-нидах — это поздний карбон — ранняя пермь, поздняя пермь — триас, поздняя пермь — лейас. В зонах более древней консолидации — это чаще девон — пермь в каледонидах, но иногда весь палеозой (на массивах допалеозойской консолидации).
В строении этих переходных комплексов принимают участие крас-ноцветные терригенные и эффузивные формации, залегающие в основании комплексов. Выше развиты терригенные сероцветные, терриген-но-карбонатные и карбонатные формации. В самой верхней части разреза появляются терригенные угленосные и пестроцветные формации, которые можно отнести к классу оро-генных. Более редким элементом формационных рядов переходных комплексов являются эвапоритовые толщи. Реальные формационные ряды часто бывают редуцированными, главным образом за счет отсутствия верхних терригенных формаций.
Переходный комплекс развит спорадически, плитный чехол залегает местами на нем, а иногда — на складчатом фундаменте. Среди структур, контролирующих распространение переходных комплексов, широко развиты различные грабены и грабенообразные прогибы, впадины типа межгорных, реже фиксируются маломощные чехлы. Примерами крупных структур переходного этапа могут служить сред-не-позднепалеозойские впадины Центрального Казахстана и Алтае-Саянской области, Манычский триасовый односторонний грабен в Предкавказье, близкие по возрасту и морфологии погребенные перм-ско-триасовые грабены под плитными Ассаке-Ауданским и Тургайским прогибами (Крылов H.A., 1974).
Для переходных комплексов характерны интенсивные глыбовые дислокации и эффузивный магматизм разнообразного (от кислого до основного) состава, а также отсутствие интрузивного гринитоид-ного магматизма.
Геодинамический режим переходного этапа развития молодых платформ имеет следующие черты: наличие единого, но различного по абсолютной продолжительности тектоноседиментационного цикла;
преобладание восходящих вертикальных движений (в пределах орогена — будущей платформы в целом) и растяжений земной коры на протяжении большей части цикла, широкое развитие глыбовых дислокаций;
кратковременное сжатие земной коры в конце цикла (фиксируется неповсеместно).
Важная особенность рифтоге-неза в переходный этап — возрождение древних разломов, наследование древних структурных простираний.
Грабены и грабенообразные структуры переходного этапа развития соответствуют понятию континентальный рифт [4].
Плитный чехол, начинающийся на плитах Центрально-Евразийской эпипалеозойской платформы с юры, на Западно-Европейской — с верхней, а местами с нижней перми, широким плащом перекрывает фундамент и депрессии переходного этапа.
В основании формационного ряда чехла молодых платформ развиты пестроцветные и угленосные терригенные, реже терригенно-суль-фатно-галогенные толщи. Карбонатные и терригенно-карбонатные формации занимают среднее положение в разрезе мезо-кайнозоя. При этом карбонатные формации развиты не на всех плитах. К средним частям формационного ряда приурочены также песчано-глини-стые глауконитовые и кремнисто-терригенные толщи. Реже здесь встречаются эвапоритовые, пестро-цветные и слабоугленосные терри-генные формации. Завершается вертикальный формационный ряд чехла терригенными толщами различного фациального происхождения.
Анализ формационных рядов чехла молодых платформ (Крылов H.A., 1971) и динамики площадей седи-ментационных бассейнов во времени [2] позволяет прийти к выводу, что плитный этап характеризуется наличием единого крупного текто-носедиментационного цикла (альпийского). На фоне последнего выявляются циклы второго порядка. С ними связано появление в средних частях разреза пестроцветных и других формаций, фиксирующих регрессии.
Еще А.П.Карпинским было отмечено, что трансгрессии на платформу развиваются со стороны геосинклинальной области, активно формирующейся в данном цикле. Позднее А.Д.Архангельский указал, что тектоноседиментационный цикл на платформе и в смежной геосинклинальной области развивается почти синхронно, однако на платформе фазы цикла несколько запаздывают по сравнению с подвижным поясом [7]. Эти положения, подтвержденные наблюдениями глобального масштаба, получили названия закона Карпинского и правила Архангельского. Можно ли рассматривать эту связь тектоносе-диментационной цикличности платформ и смежных подвижных областей как отражение геодинамической пассивности платформ и прямого (возможно, механического) влияния развивающейся геосинклинали? Видимо, нет. Во-первых, из-за феномена запаздывания фаз, измеряемого миллионами лет. Во-вторых, не все молодые плиты сопряжены с альпийским подвижными поясами, например Западно-Сибирская плита, а также небольшие по размерам, но все же обособленные от геосинклиналей некоторые плиты Западно-Европейской молодой платформы. Эти плиты, получившие по В.Н.Соболевской [6] название огражденных, испытывают в своем развитии тектоноседиментационную цикличность, как и неогражденные. Альпийский мегацикл на эпипалеозой-ских плитах Центрально-Евразийской платформы (Крылов Н.А., 1971; [1]) практически синхронен (начинаясь в лейасе) и достигает максимума трансгрессии в позднем эоцене.
Цикличность второго порядка в отличие от альпийского мегацик-ла асинхронна на различных плитах. Более мелкие циклы асинхронны даже в пределах разных зон одной плиты, выявляя этим тектониче-
скую природу цикличности и самостоятельность геодинамики отдельных зон в пределах континентальных блоков Земли.
Тектоническая дифференциация плит молодых платформ происходила неравномерно во времени. Наибольшая скорость роста структур всех порядков относится к началу альпийского мегацикла и началу его второй, регрессивной половины. В некоторых случаях устанавливается связь кинематики структур с фазами циклов второго порядка (Крылов Н.А., 1973).
В плитный этап имели место две главные эпохи образования микрорифтов, связанные, как и структурная дифференциация в целом, с фазами мегацикла.
Первая эпоха отмечается в самом начале образования плитного чехла на фоне развивающихся погружений. Имеются в виду нижнеюрские или нижне-среднеюрские грабены Туранской (например, Пит-някский и Кимирекский) и Западно-Сибирской плит, триасовые или верхнепермско-триасовые грабены Западно-Европейской платформы (например, Мейсенский). Это гораздо более мелкие по размерам и амплитуде структуры по сравнению с рифтами переходного этапа. Они выполнены теми же платформенными формациями, что развиты за пределами грабенов.
Вторая эпоха связана с кайнозойской активизацией тектонической дифференциации. Примеры кайнозойских микрорифтов немногочисленны. Наиболее крупным и широко известным рифтом конца палеогена является Верхне-Рейн-ский. С этой же эпохой связано возникновение локальных зон сжатия, фиксируемых развитием взбросов. Примеры таких достоверно установленных зон также немногочисленны.
Подавляющая часть грабено-образных структур плитной стадии по своему масштабу не может соот-
ветствовать понятию о настоящем рифте, но геодинамическая обстановка рифтогенеза и микрорифто-генеза сходна.
На рис. 1 схематично отражены структурные этажи, типы структур и их возраст на плитах молодых платформ. Осадочные толщи в пределах континентальных окраин атлантического типа выполняют в основном крупные линейные депрессии, вытянутые вдоль окраин континентов. Эти прогибы, получившие названия периокеаниче-ских, или периконтинентальных, охватывают иногда самый край современной суши, но главным образом шельф, склон и континентальное подножие. Мощность осадочных пород в их пределах достигает 12-14 км. Подобные прогибы известны вдоль большинства пассивных окраин: на западе и востоке Атлантики, по периферии Индийского океана — у побережий Индостана, Восточной Африки и Австралии [3, 5].
Кроме большой мощности осадочной толщи, для периокеаниче-ских прогибов характерны гигантские размеры — длина несколько тысяч и ширина несколько сот километров. Как уже отмечалось, на континентальном борту этих депрессий в вертикальном разрезе весьма четко обособляются два структурных этажа (рис. 2).
Нижний, рифтогенный, комплекс имеет блоковое строение. В структуре комплекса преобладают горсты, горст-антиклинали разного порядка и грабены. В современной структуре периокеанических прогибов он характеризуется неравномерным ступенчатым погружением в сторону океана. Верхний структурный комплекс залегает полого и имеет региональный наклон в сторону океана. Рифтогенный комплекс чаще налегает на древний, до-палеозойский, фундамент, реже на молодой — палеозойский. Его возраст определяется началом дробления континента и заложения океана.
Видимо, самые древние породы этого комплекса имеют верхнекаменноугольный возраст (Мадага-скар-Мозамбикский пролив). Стратиграфический диапазон этого этажа чаще всего триас — юра — нижний мел, иногда юра — мел [8, 9] (рис. 3). Заметим, часто связь стратиграфического диапазона рифто-генного комплекса и возраста фундамента здесь отсутствует в отличие от наблюдаемой зависимости возраста переходного комплекса и складчатости фундамента на молодых платформах.
В разрезе рифтогенного комплекса преобладают терригенные формации: в основании грубые пес-чано-конгломератовые, выше более тонкие, в самом верху появляются субаквальные, часто битуминозные породы и иногда карбонатные ри-фогенные формации. С точки зрения палеогеографической эволюции это был континентально-лагун-ный этап. Ряд зон пассивных континентальных окраин характеризуется отсутствием рифтогенного этажа или его редуцированным развитием, например бассейн Сейбл у берегов Канады. В большинстве же периокеанических бассейнов нижний структурный комплекс присутствует (Кванза-Камерунский прогиб, Большая Ньюфаундлендская банка, Западно-Норвежский). Иногда грабены контролируют не только мощности, но и распространение рифтогенного комплекса, как, например, в бассейне Сержипи-Ала-гоас на шельфе Бразилии. Реально фиксируемые грабенообразные структуры рифтогенного этажа (это название уже укоренилось) сами по себе не соответствуют понятию о полноценном рифте — они слишком мелки. Но этаж в целом отражает начало дробления континента и зарождения океана как геологической структуры. Геодинамический режим характеризуется растяжением коры и вертикальным дроблением, которое, возможно, динамиче-
Рис. 1. СХЕМА СТРУКТУРНЫХ ЭТАЖЕЙ ЭПИПАЛЕОЗОИСКОИ ПОГРУЖЕННОЙ ПЛИТЫ
1 - гетерогенный фундамент; 2-переходный комплекс; чехольные отложения: 3-юра, 4 - мел, 5 - палеоген, 6 - неоген-четвертичные; 7 - разломы; цифры в кружках: 1 - перикратонный прогиб, 2-сводовое поднятие (сформированное в основном в юрское, палеогеновое или преднеогеновое время); 3-микрорифт (сформированный в юрское время); 4 - рифт переходного этапа развития; 5 - платформенная впадина (сформированная в юрское, меловое и палеогеновое время); 6 - кайнозойский микрорифт
Рис. 2. СХЕМАТИЧЕСКИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОФИЛИ ЧЕРЕЗ ПАССИВНЫЕ КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ОКРАИНЫ
А - Большая Ньюфаундлендская банка; Б - Кванза-Камерунский бассейн; формация: 1 - песчано-глиннстая субконтинентального происхождения: а - существенно гравелитовая, б - песчано-глинистая; 2 -битуминозных аргиллитов, 3 - эвапоритовая, 4 - песчано-глинистая сероцветная морская: а - существенно глинистая, б - песчано-глинистая; 5 - карбонатная, 6 - глинисто-мергелистая, 7 - глинисто-кремнистая, 8 - песчано-глинистая морская с турбидитами; 9 - фундамент
ски связано с растяжением. Фиксируется только начальная часть крупного тектоноседиментационно-го цикла — начальные трансгрессивные фазы.
Важные особенности рифтоге-неза на пассивных окраинах — ориентировка разломов субпараллельно оси зарождающегося океана и необязательность наследования древних структурных простираний фундамента. Это коренным образом отличает рифтогенез пассивных окраин от рифтогенеза на молодых (да и на древних) платформах.
Верхний структурный этаж (та-лассогенный комплекс) в разрезе, поперечном краю континента, имеет характер гигантской клинофор-мы с максимальными мощностями на материковом склоне или в районе континентального подножия с дальнейшим сокращением в глубоководной части. Верхний комплекс часто начинается с верхов нижнего мела, иногда с верхнего мела и даже палеогена, реже он охватывает мезозой и кайнозой полностью.
Вертикальный формационный ряд талассогенного комплекса в
пределах шельфа в Южной Атлантике начинается эвапоритовой толщей аптского возраста, развитой весьма широко и у африканского, и у американского побережий. Выше следуют терригенные, терриген-но-карбонатные образования открытого моря. Встречаются рифовые фации. В сторону глубоководной части океана стратиграфический диапазон комплекса сокращается за счет нижних секций, а набор формаций становится более бедным вплоть до моноформационно-го разреза. Формации талассоген-
ного этажа в шельфовой зоне континентальной окраины принципиально не отличаются от формаций плитного комплекса молодых платформ, отражая сходство условий их образования. В сторону глубоководной части появляются специфические формации — песчано-гли-нистая с турбидитами, глинисто-кремнистая и др.
Депоцентры прогибания и зоны максимальных мощностей стратиграфических секций талассо-генного этапа последовательно смещаются во времени в сторону океана, фиксируя его расширение вследствие раздвижения плит. Анализ формационных рядов окраин атлантического типа и палеогеографический анализ указывают на наличие одного крупного незавершенного тектоноседиментационно-
го цикла, в который вписываются и рифтогенный, и талассогенный этапы, что, собственно, включается в само понятие о современных континентальных окраинах атлантического типа [3].
Сравнивая эволюцию режимов молодых платформ и океанических окраин атлантического типа, отметим, что наряду с очевидными чертами сходства здесь имеются и существенные различия.
На рифтогенном этапе развитие молодых платформ происходит главным образом за счет внутренних процессов, внутренней динамики сформированных орогенов. Тек-тоноседиментационный цикл переходного этапа выявляется и на огражденных, и на неогражденных молодых плитах. Формационный состав и структуры переходных
комплексов не имеют принципиальных различий на плитах этих двух типов, но обнаруживают зависимость от возраста складчатости фундамента. Развитие пассивных окраин на рифтогенном этапе — за счет воздействия зарождающегося океана и спрединга литосферных плит. Это порождает различную степень зависимости структур переходного этапа молодых платформ и структур рифтогенного этапа пассивных континентальных окраин от предшествующих тектонических планов.
На молодых платформах выделяются два крупных (соизмеримых, но совсем не обязательно равных по абсолютной продолжительности) цикла развития, соответствующих переходному и плитному этапам, а на современных пассивных континентальных окраинах — один незавершенный цикл, в котором рифтогенный этап может рассматриваться как начальная фаза трансгрессивной половины цикла.
На плитном этапе развитие не-огражденных плит испытывает определенную связь с жизнью сопредельного подвижного пояса. Эта связь выражается прежде всего в направлении развития трансгрессий (вспомним закон Карпинского). Это вызывает соблазн отнести не-огражденные эпипалеозойские плиты к древним пассивным окраинам, к окраинам замкнувшихся в конце палеогена — неогене океанов. Но как быть с огражденными плитами? Как быть с шириной не-огражденных плит, которая существенно превышает реальную ширину современных периокеаниче-ских прогибов? Как быть с многообразием и сложностью крупных структурных форм чехла неограж-денных молодых плит, сложность которых не корреспондируется с представлением о том, что чехол (талассогенный этаж) должен представлять гигантскую клиноформу?
Рис. 3. СХЕМАТИЧЕСКИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ РАЗРЕЗЫ ЧЕРЕЗ БАССЕЙНЫ ПОТИГУЕР (А) И КАМПОС (Б) (БРАЗИЛИЯ)
Б
1 - кристаллический фундамент; 2 - разломы
PROBLEMS OF OIL AND GAS GEOLOGY
Видимо, не следует искусственно втискивать относительно хорошо уже изученные молодые плиты в рамки понятий об окраинах континентов. По нашему мнению, это — разные категории тектонических зон Земли, хотя черты сходства между ними есть.
К понятию древних пассивных окраин, видимо, подходят относительно узкие зоны неогражденных молодых плит вдоль фронта замкнувшегося подвижного пояса — зоны, которые назывались также перикратонными прогибами, активными подвижными краями платформ, краевыми подвижными зонами и т.д.
Стратиграфический диапазон промышленной нефтегазоносности на молодых платформах и современных континентальных окраинах атлантического типа очень близок, так же как и возраст осадочных образований. В основном это юра, мел и палеоген и в более редких случаях пермь, триас и миоцен.
Промышленная нефтегазонос-ность на молодых платформах связана в основном с плитным чехлом и, в ограниченном масштабе, с переходным комплексом. Вместе с тем в ряде случаев есть основания считать источником УВ для залежей в чехле нефтегазопроизводящие свиты переходного комплекса. Так, залежи нефти в юрских отложениях Южного Мангышлака и Прикум-ского района в Восточном Предкавказье образовались, скорее всего,
за счет миграции из триасовых толщ, а залежи газа в красном лежне на южном борту Североморского бассейна, несомненно, образованы за счет углистой органики каменноугольных отложений, входящих в переходный комплекс. Средние части формационных рядов переходных комплексов, выведенные часто непосредственно под плитный чехол, нередко обогащены ОВ и являются возможными источниками УВ.
Это не исключает наличие собственных источников нефти и газа в чехольных формациях верхней перми (Северо-Германская впадина), юры, мела и палеогена (последнего в глубоких прогибах, например в Верхне-Рейнском грабене).
На континентальных окраинах атлантического типа нефтегазонос-ность связана с породами и рифто-генного, и талассогенного комплексов. Нефтегазоносность верхнего структурного комплекса здесь в большей мере определяется нижним этажом, где главные нефтегазоге-нерирующие толщи приурочены к самой верхней части разреза. В ряде случаев устанавливается прямая зависимость продуктивности верхнего структурного этажа от наличия путей миграции УВ через со-леносную толщу аптского возраста из верхней части рифтогенного комплекса. Однако в некоторых зонах пассивных континентальных окраин насыщение талассогенного комплекса происходит за счет собственных источников УВ. Важную
роль при этом играют формации дельтового происхождения кайнозойского возраста в поперечных (к краю континента) прогибах, наложенных на периокеанический (продольный) прогиб.
Литература
1. Гарецкий Р.Г. Тектоника молодых платформ Евразии. — М.: Недра, 1972.
2. Карагодин Ю.Н. Седиментаци-онная цикличность. — М.: Недра, 1980.
3. Крылов Н.А. Нефтегазоносные бассейны континентальных окраин / Н.А.Крылов, Ю.К.Бурлин, А. И.Лебедев. - М.: Наука, 1988.
4. Леонов Ю.Г. Континентальный рифтогенез: современные представления, проблемы и решения. Фундаментальные проблемы общей тектоники. — М.: Научный мир, 2001.
5. Пущаровский Ю.М. О тектонике и нефтегазоносности приокеанских зон // Геотектоника. — 1975. — № 1.
6. Соболевская В.Н. Тектоника и общие закономерности становления и развития эпипалеозойских плит. — М.: Наука, 1973.
7. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов. — М.: Научный мир, 2001.
8. Nail R.S. Early Cretaceous Miocene potential seen in deepwater Potigu-ar basin of Brazil / R.S.Nail, R.Jackson, D'Agostino et al. // Oil and Gas Journal. — 2002. — Vol. 100, № 21.
9. Jogec R. Geological insights listed into Africa, Brasil // Oil and Gas Journal. — 2001. — Vol. 99, № 13.
© Н.А.Крылов, Л.И.Лебедев, 2004
Development stages of epi-Paleozoic plates and recent oceanic margins as well as evolution of their geodynamic regimes were considered. Along with known similarity features of structure and development (the presence of two structural stages in sedimentary complexes) there were revealed significant differences of geodynamic evolution and tectonics of these zones: the presence of two large completed tectono-sedimentation cycles on epi-Paleozoic platform and one non-completed cycle on passive margins, principally different degree of following structural extensions of the basement in overlying stages and others. It is substantiated to be unsuitable to refer epi-Paleozoic plates completely to passive margins.
