CC BY
19
УДК: 551.352:510
ИСТОРИЯ ОЛИГОЦЕНОВОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ ВО ВПАДИНЕ ЧХЭНБЭЙ БАССЕЙНА БОХАЙВАНЬ (КНР)
В.Г. Кузнецов, Лю Шици, Л.М. Журавлева
Российский государственный университет нефти и газа (национальный исследовательский университет) имени И.М. Губкина, Ленинский проспект 65, Москва, 119991, Россия
Поступила в редакцию 12.06.19
Восстановлены фациально-палеогеографические условия формирования трех толщ формации Дунин (Бощу1щ) (средний — верхний олигоцен) впадины Чхэнбэй бассейна Бохайвань в Китае. Показано, что в начале среднего олигоцена бассейн был резко дифференцирован по глубине, в глубоководную часть осадочный материал поставлялся по подводному каньону. В среднем олигоцене здесь сформировалась дельта, преимущественно подводная ее часть, в позднем олигоцене — наземная дельта. Олигоценовая история завершила рифтовую стадию развития впадины.
Ключевые слова: олигоцен, рифтовый бассейн, формация Дунин, подводный каньон, конусы выноса, дельта, аллювиальный комплекс.
Объект и задачи исследования
Бассейн Бохайвань — один из крупных осадочных бассейнов Китая площадью около 200 тыс. км2 — расположен на северо-востоке страны, частично захватывает акваторию Бохайского залива Желтого моря (рис. 1). Тектоническое строение бассейна изложено по работам ряда китайских геологов (Liu et al., 2014; Zhang et al., 2016). Мощность осадочного чехла бассейна достигает 12 км, причем большая его часть приходится на породы кайнозойского возраста.
В отечественной литературе описаны в основном тектоническая позиция и развитие бассейна как рифтового (Лимонов, Бурлин, 1988; Миланов-ский, 1991). В последние годы развитие отдельных впадин этого бассейна и прежде всего обстановки кайнозойского осадконакопления в них рассмотрены в ряде публикаций (Конюхов, Чэнь, 2007; Bai et al., 2018; Liu Y. et al., 2017; Liu L. et al., 2017; Zhao, 2017).
Бассейн расположен в пределах древней Сино-Корейской платформы, его фундамент, консолидация которого датируется возрастом 1750 млн лет, представлен архейско-нижнепротерозойски-ми гранитоидами, гнейсами и кристаллическими сланцами. Собственно платформенные отложения сложены морскими карбонатными и терригенны-ми образованиями среднего протерозоя, кембрия и ордовика, угленосными параллическими толщами карбона, перми и в отдельных грабенах — мезозоя.
Ситуация кардинально изменилась в кайнозое, когда под действием движений Евразийской, Индостано-Австралийской континентальных и Тихоокеанской океанической плит на восточной окраине Азиатского континента в пределах платформы сформировался ряд рифтовых бассейнов, в том числе бассейн Бохайвань. В настоящее время этот бассейн ограничен с запада поднятиями Тхай-ханшань, Еньшань и Ляоси, а с востока — Луси и Ляодун. Тектоническое развитие этого рифтового бассейна привело к формированию в его пределах ряда суббассейнов, которые, в свою очередь, разделены поднятиями на серию внутренних впадин, одна из которых — впадина Чхэнбэй (рис. 1).
Задачами исследования впадины Чхэнбэй были литологическое изучение отложений, реконструкция на основе этого фациальных обстановок накопления трех толщ формации Дунин среднего и верхнего олигоцена и восстановление истории осадконакопления этого времени, которое завершило рифтовую стадию развития бассейна. Материалом послужили результаты ГИС, по возможности образцы керна 67 скважин и частично сейсмические разрезы.
Палеогеография эпохи Дунин 2-2
Толща Дунин 2-2 формации Дунин, начинающая средний олигоцен, в целом сложена мелкозернистыми породами. Преобладают темно-серые, темноцветные аргиллиты, нередко рассланцо-ванные и, как правило, содержащие повышенное
Рис. 1. Тектоническое строение впадины Чхэнбэй (В) в пределах суббассейна Цзиян (Б) бассейна Бохайвань северо-восточной части Китая (А), по (Liu et al., 2014; Zhang et al., 2016): 1—6 — суббассейны: 1 — Цзичжун, 2 — Хуанхуа, 3 — Линьцин, 4 — Цзиян, 5 — Бочжун, 6 — Ляохэ-Ляодунвань; 7—10 — поднятия: 7 — Цзансиень, 8 — Синхэн, 9 — Чхэннин, 10 — Нэйхуан; 11—15 — впадины: 11 — Чхэнбэй, 12 — Чхэчжэнь, 13 — Чжаньхуа, 14 — Дунин, 15 — Хуэйминь; 16—20 — поднятия: 16 — Дичхэнбэй, 17 — Чхэнцзыкхоу,
18 — Ихэчжуан, 19 — Чхэньцзячжуан, 20 — Ули
количество рассеянного органического вещества. Песчаные породы преимущественно мелко- и среднезернистые, в отдельных фациальных зонах с примесью крупнозернистого песка и гравия. По петрографическому составу преобладают песчаники аркозовые и литические, причем содержание кварца достигает 40—50%, а литических компонентов — 25 и более процентов.
Песчаники образуют пласты среди преобладающих по мощности глинистых пород.
Отложения толщи Дунин 2-2 развиты в пределах всей впадины, однако их мощность колеблется в значительных пределах от 20 до 300 м. Характер распределения мощностей, как общих, так и отдельно песчаников, позволяет выделить три зоны осадконакопления (рис. 2, А, Б).
В северо-восточной части впадины Чхэнбэй располагается первая зона, где развиты самые мощные (от 120 до 300 м) разрезы этой толщи. Конфигурация зоны заливообразная, изопахиты ориентированы приблизительно в направлении с северо-запада на юго-восток.
Вторая зона, представляющая собой относительно узкую, линейно вытянутую полосу, ориентированную с юго-запада на северо-восток, условно ограничена изопахитой 100 м. В области сочленения с северо-восточной облас-
тью суммарные мощности отложений достигают 150-160 м.
Третья зона относительно сокращенных (от 20 до немногим менее 100 м) мощностей распадается на две области. Западная, более широкая (от 6 до 10 км), имеет субмеридиональное простирание и включает, в свою очередь, несколько аналогично ориентированных и резко ограниченных по площади участков локально увеличенных (до 130-160 м) мощностей. Юго-восточная область характеризуется малыми мощностями.
Важно, что все три зоны помимо разных мощностей и характера их распределения отличаются и по литологическому составу толщи. В областях малых мощностей наблюдаются только глинистые отложения. В северо-восточной области, а также в субмеридиональных участках повышенных мощностей существенную долю толщи слагают песчаники, причем развитые в трех обособленных зонах распространения (рис. 2, Б). Одна из таких зон с мощностью толщи 80 и более метров располагается на юго-западе, содержание песчаников здесь составляет 60 и более процентов. Другая, локальная, с относительно небольшим превышением мощностей песчаников над глинистыми породами, расположена на востоке субмеридиональной зоны повышенных суммарных мощностей. И наконец, в зоне сочленения диаго-
нальной, линейно-вытянутой с юго-запада на северо-восток и северо-восточной областей повышенных мощностей располагается субширотная зона, где мощности песчаников превышают 50 м.
Для восстановления механизмов и обстановок осадконакопления важную информацию представляет керновый материал двух скважин, расположенных в северо-восточной зоне повышенных мощностей песчаников.
В скв. 903 (расположение скважины показано на рис. 3, А) установлены оползневые текстуры в виде складок скольжения, а также обломки, «плавающие» в песчаной основной массе. Обломки размером 0,2—0,3*1—2,5 см имеют неправильную форму и представлены темно-серыми зеленоватыми или красноватыми глинами (рис. 3, Б-1, Б-2, Б-3). Песчаники обычно разнозернистые, нередко отмечается цикличное строение разреза. Один из циклитов установлен в инт. 3062,69—3066,74 м. В его основании залегают разнозернистые песчаники, в составе которых 15% обломков гравийной фракции, 35% — крупнопесчаной и, соответственно, 25 и 19% — средне- и мелкопесчаной. В кровле крупнозернистые фракции отсутствуют, в то время как фракция мелкого песка составляет более 60%. Аналогичная цикличность установлена и в разрезе скв. 132. Здесь также обнаружены мелкие складки оползания среди недеформированных тонкозернистых пород (рис. 3, В-1, В-2).
Дополнительно следует отметить, что кривые гамма-каротажа резко дифференцированы, форма их зубцеобразная, что свидетельствует о быстрой и частой смене литологических типов пород в разрезе, а следовательно, о неустойчивых и быстро изменяющихся условиях седиментации.
Скв. 136 расположена в локальном участке преобладания существенно глинистых пород в южной зоне развития песчаников, обычно мелкозернистых и алевритистых. Текстуры пород на глубине 2610,22 м характеризуются тонким параллельным переслаиванием серого алевролита и темно-серой глины. В основании циклитов отмечается кон-волютная слоистость, что свидетельствует о незначительной энергии потока, который, однако, несколько деформировал кровлю подстилающего циклита (рис. 3, Г-1, Г-2). Сам же циклит сложен алевролитами и глинами с нормальной градационной слоистостью.
Обобщая изложенный материал, можно полагать, что в пределах впадины Чхэнбэй располагался водный бассейн с дифференцированным рельефом дна и эта дифференциация определила наличие трех существенно различных обстановок осадконакопления (рис. 4).
Большая, южная, часть водоема была относительно мелководной и одновременно тиховодной. Здесь отлагались преимущественно тонкодисперсные глинистые и нередко тонкозернистые алеври-тистые осадки. В отдельные периоды, скорее всего, в диагенезе, условия были застойными, что обеспечило не только накопление, но и сохранение органического вещества и привело к образованию обогащенных им темно-цветных глин. Такая обстановка существовала в южной и юго-западной частях водоема.
Эта зональность была обусловлена наличием глубокого подводного и, по-видимому, круто наклоненного каньона, простиравшегося в направлении с юго-запада на северо-восток. Отложения, выполняющие этот каньон, весьма своеобразны.
Рис. 3. Текстурные характеристики отложений толщи Дунин 2-2. Схема расположения скважин (А), обломки глинистых пород галечной размерности, «плавающие» в песчаной массе (Б, 1—3); складки оползания (В, 1, 2); тонкая параллельная (Г, 1) и конво-лютная слоистость (Г, 2), по (Zhao, 2017). Цифры на фотографиях — номер скважины и глубина отбора образца
В его начале — «истоке», — располагавшемся, видимо, вблизи суши, накапливались осадки, существенная доля которых представлена обломочным материалом песчаной размерности: при впадении реки в водоем энергия потока резко падала, и происходило, по выражению академика Д.В. Наливкина (1956), «насыпание» материала. Течение же в верхней части у истоков каньона в целом было достаточно спокойным, иногда с «завихрением», что, в частности, определило
формирование горизонтальной параллельной, местами конволютной, слоистости. Поскольку наклон дна каньона к северу был, видимо, значителен, то скорость его течения возрастала и обломочный материал, не откладываясь, транзитом переносился в глубоководный бассейн. На северо-востоке, в устьевой части, каньон открывался в глубоководную часть бассейна, и обломочный материал осаждался на крутом склоне перегиба дна.
Рис. 4. Литолого-фациальная схема толщи Дунин 2-2: 1 — глинистые и алевро-глинистые отложения мелководного водоема; 2 — существенно глинистые отложения глубоководного водоема; 3 — песчано-глинистые отложения истоков подводного каньона; 4 — алевро-глинистые, местами песчаные отложения подводного каньона; 5 — обломочные турбидиты устья подводного каньона
и крутого борта глубоководного бассейна, 6 — изопахиты
Характеристика третьей зоны — глубоководного бассейна сейчас известна лишь в его краевой части, пограничной с мелководной зоной и устьем подводного канала. Типичными образованиями здесь являются подводно-оползневые и турбидит-ные отложения. Показателями подобных обста-новок являются «плавающие» обломки, средне- и крупнозернистые песчаники, иногда с галькой, нарушенные седиментационные текстуры и др. (рис. 3). Присутствие циклитов с более грубым материалом в основании и утонением его размерности к кровле отражает скорее не колебания уровня водоема, а существование склоновых, может быть, своеобразных турбидитных потоков, которые обусловили градационную слоистость.
Возвращаясь к подводному каньону, важно отметить два момента. Во-первых, активное накопление относительно более грубозернистого, в данном случае песчаного, материала у его истоков и в приустьевом участке — своеобразный, хотя количественно несравнимо более скромный аналог двух уровней лавинной седиментации в океанах,
выделенных А.П. Лисицыным (1988) — устья рек и основания континентального склона. Несопоставимо меньший масштаб осаждения по сравнению с океанами, естественно, обусловлен меньшим объемом сносимого материала и меньшим перепадом глубин дна таких водоемов.
Во-вторых, изолированный участок повышенного накопления относительно грубого материала у восточного борта каньона сформировался, видимо, за счет существования некоего «залива» основного русла, где динамика среды была более спокойной. Часть обломочного материала, транзитом переносившегося по руслу, попадая в «затишную» обстановку, осаждалась, создавая «пятно» песчаных отложений.
Палеогеография эпохи Дунин 2-1
Толща Дунин 2-1 полностью сложена обломочными породами — более 60% ее объема приходится на разнозернистые песчаники, присутствуют гравелиты и зеленовато-серые глинистые алевролиты.
Общая мощность толщи изменяется от 60 до почти 340 м при изменении мощностей песчаников от 40 до 210 м (рис. 5).
Распределение мощностей в целом, равно как и отдельно песчаников, достаточно сложно и в самом общем виде наследует картину предыдущей эпохи. Зоны повышенных мощностей, в том числе песчаников, представляют собой веерообразно расходящиеся полосы с общей ориентировкой на север и северо-восток. Подобный характер распределения дает некоторые основания говорить о существовании дельтовой обстановки на протяжении этой эпохи во впадине Чхэнбэй.
Керновый материал и результаты его гранулометрического анализа позволяют более подробно охарактеризовать отложения этой толщи, в частности отдельные разрезы — отложения протоков этой дельты. В среднем течении одной из таких проток пробурена скв. 907 (положение скважины показано на рис. 6, А), в которой мощность толщи Ду-нин 2-1 составляет 130 м, причем 80 м из них — это песчаники. Нижняя часть разреза представлена глинами, верхняя — переслаиванием песчаников и глин. В последнем случае установлены эрозионные контакты и налегание песчаников на глины с размывом, в том числе с гравием и галькой в основании (размер обломков до 1,5 см) (рис. 6, Г).
В нижнем течении (скв. 132) картина несколько иная. Здесь, наряду с эрозионными контактами, фиксируется и параллельно-слоистое налегание на глины крупно- среднезернистых песчаников, которые затем сменяются слоистыми песчаниками. Одновременно снижается размерность зерен — медианный диаметр в основании толщи составляет 0,28—0,35 мм, а в кровле — 0,17—0,20 мм. При этом
намечается определенная цикличность, которая является отражением пульсирующей во времени энергии течения (рис. 6, Б, В). Послойная корреляция разрезов вдоль течения показывает отчетливую проградацию — явление, типичное для дельтового комплекса, когда более молодые порции осадка смещаются в сторону бассейна.
Линейно вытянутые полосовидные песчаные тела залегают согласно на подстилающих отложениях и образуют поэтому аккумулятивную форму подводной части дельты (Геология..., 1951), причем в начале этой подводной части есть и эрозионные, еще субаэральные каналы. Скорее всего, во время эпохи Дунин 2-1 существовала именно субакваль-ная дельта. Пространства между песчаными телами — это подводные отмели и приустьевое взморье, они сложены более тонкозернистыми осадками. Судя по ориентировке полос песчаников существовало, по крайней мере, четыре рукава, или четыре протока дельты, причем бассейн, куда впадали эти протоки, располагался севернее района исследования. Фациальная карта этой эпохи представлена на рис. 7.
Палеогеография эпохи Дунин 1
Толща Дунин 1, как и Дунин 2-1, целиком сложена терригенными породами. Песчаники серые, желто-серые, мелко-, средне- и крупнозернистые, разной степени сортированности. По составу песчаники олигомиктовые, полевошпатово-квар-цевые. Аргиллиты и глины темноцветные, преимущественно каолинитовые, реже встречаются иллит, хлорит. Подобный минеральный состав глин обычно характерен для опресненных водо-
Рис. 6. Некоторые текстуры и структуры отложений толщи Дунин 2-1 в нижнем (Б, В) и среднем (Г) течении протоки дельты. Схема расположения скважин (А); эрозионные контакты: налегание песчаников на глины с размывом (Б, 1), песчаников разных структур (Г, 1), с окатанными обломками гравийной размерности в приконтактной зоне (Г, 2) и выраженной градационной слоистостью (Г, 3); параллельная (Б, 2), в том числе косая (Б, 3; В, 3) слоистость мелко- среднезернистых и среднезернистых песчаников; прослои глин (В, 1) и включения углистых обломков (В, 2) в массе песчаников
емов с нейтральной или слабокислой средой.
Распределение мощностей в целом наследует картину подстилающих толщ (рис. 8). В южной части впадины с юга на север и северо-восток в виде относительно неширокой и, главное, извилистой полосы протягивается зона с мощностью толщи более 175 м. Одновременно это и зона повышенных мощностей песчаников (более 70 м). В северовосточной части четко обособляется широкое поле повышенных общих мощностей толщи (более 200 м) и мощностей песчаников (свыше 70 м) с общей тенденцией их роста на северо-восток. Вне этих двух областей выделяются имеющие неправильную форму зоны уменьшенных мощностей как толщи в целом, так и песчаников.
Для северной зоны характерны более или менее равномерное увеличение мощностей к северо-востоку, относительно равномерное переслаивание в разрезе песчаных и глинистых пород и, самое главное, хорошая коррелируемость пластов как по мощности, так и по однотипности «пакетов» таких пластов в пределах всей этой зоны. Можно предпо-
ложить, что подобные регионально распространенные маркирующие пласты и пакеты образовались в условиях однородной и относительно стабильной динамики среды переноса и отложения. Другими словами, это был единый водоем, в котором формировались выдержанные по площади отложения, а исчезновение, «выклинивание» таких пластов и пакетов фиксирует границы водоема, перемещавшиеся во времени.
Вытянутые полосы повышенных мощностей толщи юго-западного—северо-восточного простирания (рис. 9, А) интерпретируются как выполненные аллювиальными отложениями речные долины. В керне скважин, пробуренных в пределах полосовидных зон, установлены два типа текстур, которые указывают на два принципиально различных вида гидродинамических условий.
Во-первых, в отдельных образцах песчаников отчетливо устанавливаются поверхности размыва и залегание на них косослоистых песчаных серий (рис. 9, Б). Это свидетельство достаточно активного течения, характерного для начала формирова-
Рис. 7. Литолого-фациальная схема толщи Дунин 2-1: 1, 2 — песчаные отложения русел и дельтовых проток: 1 — наземной, 2 — подводной (авандельты); 3, 4 — песчано-алевро-глинистые отложения межрусловых зон: 3 — наземной, 4 — подводной (авандельты) частей дельты; 5 — положение границы между наземной и подводной областями дельты; 6 — изопахиты
ния русла и последующего заполнения его осадками. Начальная энергия потока, который размывал подстилающие отложения и формировал ложе или желоб, была достаточно высока, скорость течения значительна и заполнение ложа начиналось относительно грубозернистым материалом, размерность которого по мере снижения энергии транспортирующей среды постепенно сокращалась.
Во-вторых, в области развития аллювиального комплекса имеются отложения и иного строения. Это светло-серые мелкозернистые песчаники с правильной тонкой параллельной слоистостью, мощности индивидуальных слойков которых составляют 1—2 мм, и более тонкие темно-серые параллельно слоистые глинистые мелкозернистые песчаники, а также серые глинистые породы с горизонтальной слоистостью и прослоями красных глин (рис. 9, В). Осадки подобной текстуры характеризуют относительно спокойные условия и отлагались они, скорее всего, в пойменных озерах-старицах, где шло накопление темно-серых, а также красных глин. Собственно пойменные, периодически заливаемые водой участки представлены алевро-глинистыми породами.
Наличие пород с двумя принципиально различными текстурами позволяет выделить в аллювиальном комплексе, по крайней мере, две фациаль-ные зоны с неодинаковыми гидродинамическими условиями: собственно русловую с активным направленным течением и пойменную, включающую отложения озер-стариц со спокойной седиментацией.
Наряду с текстурными показателями гранулометрическая характеристика песчаников дает возможность детализировать динамику русловых по-
токов. Во-первых, в песчаных пачках происходит последовательная смена крупнозернистых песчаников в основании на средне- и мелкозернистые в кровле, что свидетельствует о более активном течении при зарождении русла и его стабилизации и ослаблении в последующие стадии развития. Во-вторых, намечается отчетливая тенденция уменьшения размерности зерен по мере движения с юга на север от верхнего течения к нижнему. Так, медианный диаметр зерен песчаников в среднем течении (скв. 402) составляет 0,33—0,69 мм, а в нижнем (скв. 132) — 0,24—0,48 мм. Эти данные указывают на последовательное снижение энергии потока от верховьев реки к ее устью.
Области малых мощностей — существенно глинистых или, в более общей форме, более тонкозернистых осадков — интерпретируются как суб-аэральные зоны островов, иногда заливаемых во время половодья, возможно, крайне мелководных отмелей. Медианный диаметр зерен песчаных пород этой зоны колеблется в пределах 0,12—0,17 мм при часто низкой сортированности и постоянно высоком содержании алевритовых и пелитовых фракций.
Таким образом, значительная, а может быть, большая часть изученной площади представляла собой сушу, включавшую речную систему и ее дельту (рис. 10).
Заключение
Впадина Чхэнбэй, равно как и другие депрессии бассейна Бохайвань, в кайнозое входила в систему пресных и опресненных водоемов северного полушария, которая включала ряд бассейнов Па-
Рис. 8. Карта мощностей толщи Дунин 1 (А) и песчаников в ее составе (Б): 1 — зоны повышенных мощностей
Рис. 9. Некоторые текстурные характеристики аллювиального комплекса отложений толщи Дунин 1. Схема расположения скважин (А); эрозионные контакты и градационная слоистость (Б, 1 и 2), плоскостная косая слоистость (Б, 3 и 4), тонкая параллельная слоистость (В, 1—4)
ратетиса, Китая, а также озерные водоемы Северной Америки (Андрусов, 1961; Пикард, Хай, 1974 и др.).
В среднем и позднем олигоцене шло последовательное заполнение впадины осадками и смена субаквальных обстановок субаэральными. В начале среднего олигоцена — время формирования толщи Дунин 2-2 — на площади почти всей впадины существовал водный бассейн с резко расчлененным рельефом дна — достаточно глубоководным в северо-восточной его части и относительно более мелководным и одновременно тиховодным на юго-западе. Мелководная часть бассейна разделялась на две области четко выраженным глубоким каньоном с крутым наклоном дна в сторону глубоководного бассейна.
Этот каньон служил артерией, по которой в глубоководную часть бассейна поставлялся обломочный материал. При этом происходило определенное разделение материала — часть его отлагалась непосредственно у береговой линии, образуя первый прибрежный максимум в виде относительно небольшой дельты — мелководного конуса выноса. Далее песчано-алевритовый материал транзитом переносился по этому каньону
и отлагался уже на подножье склона глубоководного бассейна, образуя второй, уже глубоководный конус выноса (рис. 11, А). В относительно мелководных частях бассейна осаждался тонкий глинистый и алеврито-глинистый материал (рис. 4, 11, Б).
Во второй половине среднего олигоцена — время накопления толщи Дунин 2-1 — бассейн оказался в значительной мере заполнен осадками. На крайнем северо-востоке продолжал существовать относительно глубокий водоем, но на большей части впадины бассейн был существенно более мелководным, где формировалась подводная дельта с протоками; здесь переносился и частично откладывался обломочный материал в виде вытянутых подводных рукавов. Вне этих полос шло накопление тонких алеврито-глинистых осадков (рис. 7, 11, В).
Наконец, в позднем олигоцене впадина почти полностью заполнилась осадками и большую ее часть занимала суша с речной системой и наземной субаэральной областью дельтового комплекса (рис. 10, 11, Г).
При этом на всех этапах план распределения мощностей и характера отложений был унаследо-
Рис. 10. Литолого-фациальная схема толщи Дунин 1: 1 — субаэральные существенно глинистые и алевро-глинистые отложения; 2 — песчаные и песчано-глинистые отложения аллювиального комплекса; 3 — песчано-глинистые отложения водоема; 4 — положение границы наземной и подводной областей; 5 — изопахиты
ванным и определялся, видимо, системой дизъюнктивных дислокаций.
Намечается еще одна тенденция в осадконако-плении на протяжении олигоцена. Если в начале среднего олигоцена в составе обломочного материала толщи Дунин 2-2 присутствовала значительная доля литических компонентов, то к концу олиго-цена песчаный материал стал существенно арко-зовым. Другими словами, различные эффузивные образования рифтового этапа оказались уже дену-дированы и поставщиком обломочного материала стали гранитоиды более древнего платформенного этапа.
Параллельно с этим фиксируется отчетливый тренд сокращения среднего размера обломков, в том числе исчезновение гравийного материала снизу вверх по разрезу. Это свидетельствует об об-
щей нивелировке рельефа. Олигоцен стал завершающим этапом рифтового развития территории, который сменился эпиплатформенным в неогене.
Общая направленность нивелировки суба-эрального и субаквального рельефа была не строго линейной. Так, на крайнем северо-востоке глубокий водоем времени формирования толщи Дунин 2-2 существенно сократился по площади и глубине в конце среднего олигоцена (толща Дунин 2-1), но в определенной степени возродился в эпоху Дунин 1. Схема распределения осадочного материала в процессе формирования трех толщ формации Дунин показана на рис. 11, и читателям при знакомстве с ним следует учесть, что для большей наглядности ориентировка отличается от традиционной — северная часть региона располагается внизу рисунка, а южная — вверху.
Рис. 11. Схемы переноса обломочного материала во время формирования трех толщ формации Дунин. А — Дунин 2-2: А — тиховодная область мелководья, Б — подводно-дельтовая область, В — подводный каньон, Г — подводный конус выноса, Д — глубоководный бассейн; Б — палеогеоморфологическое профильное сечение глубоководного желоба времени Дунин 2-2: А—А, Б—Б, В—В — направления разрезов: 1 — глинистый материал, 2 — песчаный материал; 3—7 — зоны осадконакопления: 3 — подводно-дельтовая, 4 — подводный каньон, 5 — мелководная тиховодная, 6 — подводный конус выноса, 7 — глубоководная; В — Дунин 2-1: А — область поймы дельтовой равнины, Б — подводно-дельтовая область, В — русла дельтовой равнины, Г — фронтальная часть дельты; Г — Дунин 1: А — суша, Б — область аллювиального комплекса, В — область водоема
ЛИТЕРАТУРА
Андрусов Н.И. Южнорусские неогеновые отложения // Андрусов Н.И. Избр. труды. М.: Изд-во АН СССР, 1961. С. 149-361.
Геология дельты Волги / Ред. М.В. Кленова // Тр. Гос. океанограф. ин-та. Вып. 18 (30). Л.: Гидрометеоиз-дат, 1951. 395 с.
Конюхов А.И., Чэнь Сяоцзюнь. Литология и условия формирования палеогеновых отложений во впадине Дунин (бассейн Бохайского залива, КНР) // Литология и полезные ископаемые. 2007. № 6. С. 613-636.
Лимонов А.Ф., Бурлин Ю.К. Строение, развитие и нефтегазоносность бассейна Бохай (КНР) // Геология нефти и газа. 1988. № 10. С. 53-57.
Лисицын А. П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и океанах. М.: Наука, 1988. 309 с.
Милановский Е.Е. Основные этапы рифтогенеза на территории Китая. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1991. 148 с.
Наливкин Д.В. Учение о фациях. Т. 2. М.; Л.: Изд-во АН СССР, 1956. 393 с.
Пикард М., Хай Л. Критерии распознавания пород озерного происхождения // Условия древнего осадконакопления и их распознавание / Ред. Д. Ригби, У. Хем-блин. М.: Мир, 1974. С. 141-188.
Bai Ch., Yu B., Dong T. et al. Wave-enhanced sediment-gravity flows in Bohai Bay lacustrine basin, Eastern China // Acta geologica sinica (English Edition). 2018. Vol. 92, N 6. P. 2416-2431.
Liu J., Xian B, Wang J. et al. Sedimentary architecture of a sub-lacustrine debris fan: Eocene Dongying Depression, Bohai Bay Basin, East China // Sedimentary Geol. 2017. Vol. 362. P. 66-82.
Liu L., Chen H., Zhong Y. et al. Sedimentological characteristics and depositional processes of sediment gravity flows in rift basins: The Palaeogene Dongying and Shahejie formations, Bohai Bay Basin, China // J. Asian Earth Sci. 2017.
Vol. 147. P. 60-78.
Liu Y, Chen Q, Hu K. Comparison of the Bohai Bay Basin and Subei-South Yellow Sea Basin in the structural characteristics and forming mechanism // Geotectonica et Metallogenia. 2014. Vol. 38, N 1. P. 38-51 (на китайском языке).
Zhao Y. Gravity flow sedimentary characteristics and faci-
es model for Dongying Formation on east slope of Chengdao, Jiyang Depression // Special Oil and Gas Reservoirs. 2017. Vol. 24, N 4. Р. 24-31.
Zhang K., Xue Y., Wu Z. et al. Cenozoic basin structural differences of Jiyang Depression and its formation mechanism // Chinese J. Geol. 2016. Vol. 51, N 2. P. 561-575 (на китайском языке).
Сведения об авторах: Кузнецов Виталий Германович — докт. геол.-минерал. наук, проф. каф. литологии РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, e-mail: [email protected]; Лю Шици — асп. каф. литологии РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, e-mail: [email protected]; Журавлева Лилия Маратовна — канд. геол.-минерал. наук, доц. каф. литологии РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, e-mail: [email protected]
SEDIMENTARY HISTORY OF OLIGOCENE IN CHENGBEI DEPRESSION,
BOHAIWAN BASIN (CHINA)
V.G. Kuznetsov, Liu Shiqi, L.M. Zhuravleva
Gubkin Russian State University of Oil and Gas (National Research University). Leninsky prospekt 65, Moscow,
119991, Russia Received 12.06.19
Paleogeographic reconstructions of sedimentary environments that forming three sequences of Dongying Formation (Middle-Upper Oligocene) in Chengbei Depression, Bohaiwan Basin of China are presented. It has shown that at the beginning of middle Oligocene the basin was very differentiated in depth, with supplying of sedimentary material to the deep-water areas by underwater channels. During the middle Oligocene delta was formed here, with most of its underwater parts, while in the late Oligocene — land part of delta. The rift stage of basin evolution was closed in the Oligocene.
Key words: Oligocene, rift basin, Dongying Formation, underwater channel, turbidite fan, delta system, river system.
