CC BY
112
УДК 561.26 : 551.72
Е.М. Хабаров, И.В. Вараксина
ИНГГ СО РАН им. А.А. Трофимука СО РАН, Новосибирск
ОБСТАНОВКИ ФОРМИРОВАНИЯ РИФЕЙСКИХ ПРОДУКТИВНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ БАЙКИТСКОЙ АНТЕКЛИЗЫ (ВОСТОЧНАЯ СИБИРЬ)
E.M. Khabarov, I.V. Varaksina
Trofimuk Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS Acad. Koptyug av., 3, Novosibirsk, 630090, Russian Federation
SEDIMENTARY ENVIRONMENTS OF RIFHEAN PRODUCING DEPOSITS (EASTERN SIBERIA)
It was established that the deposition in the studied area chiefly occurred in subtidal or moderately restricted peritidal shelf, which was represented by the complex system of shoals and very shallow depressions between them. Wellsorted oolite-intraclastic grainstones-packstones were deposited on the shoals. Oolite-pisolite-intraclastic packstones and grapestones were formed at the rear parts of bars. Stromatolite laminites, peloid-intraclastic and intraclastic packstones-wackestones, mudstones were deposited in local depressions. Abundant fibrous and tepee structures, fenestrae, predominance of laminites, interbeds of flat-pebbel conglomerates indicate that the carbonate sedimentation occurred mainly in tidal flats. During transgressions peritidal environments were changed into subtidal. Deposition of clayey dolomites and stromatolite conophytoid bindstones was associated with maximum flooding. Low-stand episodes were accompanied by progradation of carbonate-siliciclastic tidal flats onto the carbonate shelf.
Stromatolite laminites and grapestones of the shallows and weak expressed depressions of the space between barriers had the best primary reservoir properties. Postsedimental changes (recristallization, leaching, silicification, formation of the stylolite and fractures) have appeared the most intensive in these lithotypes, what promoted formation of the cavity-fracture reservoir rocks.
В пределах Байкитской антеклизы основные запасы углеводородов сосредоточены в рифейских отложениях Юрубчено-Тохомской зоны нефтегазонакопления (ЮТЗ). Скважинами здесь вскрыт комплекс преимущественно карбонатных пород, мощность которого более 3 км. Сложное строение коллектора определяет нестабильность притоков нефти и газа на территории ЮТЗ. Для понимания специфики коллектора необходимо изучение всех факторов его формирования и, в первую очередь, условий седиментации.
В сводном разрезе выделяются 12 толщ (снизу вверх): зелендуконская, вэдрэшевская, мадринская, юрубченская, долгоктинская, куюмбинская, копчерская, юктенская, рассолкинская, вингольдинская, токурская, ирэмэкэнская. Три нижних сложены в основном терригенными и терригенно-карбонатными породами. Преимущественно карбонатная седиментация началась с формирования юрубченской толщи.
В составе рифейских отложений преобладают раннедиагенетические доломиты, представленные строматолитовыми, зернистыми (грейстоунами), микритовыми (мадстоунами) и микритово-зернистыми (пакстоунами-вакстоунами) разновидностями.
Среди строматолитовых наиболее широко распространены ламинитовые (пластово-строматолитовые) доломиты, встречающиеся практически во всех
толщах. Они редко формируют самостоятельные комплексы мощностью в несколько метров и обычно находятся в более тонком переслаивании с зернистыми доломитами, в основном с комковато-пизолитово-интракластическими и интракластическими грейнстоунами-пакстоунами. Мощность переслаивания меняется от нескольких миллиметров до первых метров. Образование тонких последовательностей связано, по-видимому, со штормовыми волнениями или приливно-отливной деятельностью. Последовательности метрового масштаба, отражают малоамплитудные колебания уровня моря. На некоторых уровнях среди пластово-строматолитовых и зернистых доломитов появляются вакстоуны и мадстоуны, а также прослои аргиллитов. Эти породы формируют циклы обмеления, нижний элемент которых сложен однородными, в разной степени глинистыми мадстоунами и мелкоинтракластическими вакстоунами, а верхний представлен ламинитами с линзами крупноинтракластических пакстоунов, с тонкими прослоями аргиллитов с трещинами усыхания.
В пластовых строматолитах часто наблюдаются фенестральные структуры, регулярная деструкция микрослойков и иногда структуры типа «типи». На поверхностях наслоения нередко фиксируются примазки аргиллитов с трещинами усыхания. Отмечаются ассоциации с министроматолитами и мелкостолбчатыми разновидностями. Широко распространена фиброзная микроструктура. Все эти признаки указывают на то, что их образование происходило в мелководных околоприливных обстановках с умеренным гидродинамическим режимом, периодически нарушаемым штормовыми волнениями и приливно-отливными течениями, которые приводили к интенсивной деструкции строматолитовых образований и накоплению комковато-интракластических осадков. Об этом свидетельствует обилие строматокластов в грейнстоунах-пакстоунах.
Столбчатые ветвящиеся строматолиты наиболее часто встречаются в отложениях юрубченского, верхнекуюмбинского и нижнеюктенского уровней и, как правило, не образуют мощных органогенных построек, а в виде мелких куполов размещаются в горизонтах пластовых строматолитов. Нередко наблюдаются постепенные переходы от горизонтально слоистых форм к столбчатым и наоборот. Иногда они формируют небольшие (< 0,5 м) самостоятельные биогермные постройки среди комковато-интракластических пакстоунов-грейнстоунов. Межстолбиковое пространство также заполнено интракластическим материалом. Ассоциация их с хорошо и умеренно сортированными зернистыми породами свидетельствуют о более активном гидродинамическом режиме, чем при накоплении ламинитов или конофитонов.
Неветвящиеся (конофитоидные) столбчатые строматолиты фиксируются на среднекуюмбинском, верхнеюктенском, токурском и ирэмэкэнском уровнях, где формируют достаточно крупные (мощностью10-60 м) биогермные постройки среди микритовых и глинистых пород. Межстолбиковое пространство также заполнено глинисто-доломитовым материалом. Характерно, что объем межстолбикового пространства в 1,5-2
раза превышает объем самих строматолитовых построек. Их появление в разрезе приурочено к этапам максимального углубления бассейна [1]. Морфологические особенности конофитонидов, а также ассоциация с глинистыми микритами и аргиллитами, предполагают относительно спокойные условия их роста, ниже базиса действия обычных волн, вероятно, в пределах среднего шельфа.
Зернистые доломиты встречаются практически во всех толщах, а в куюмбинской и юрубченской образуют мощные (в десятки метров) пачки, где значительно преобладают, находясь в переслаивании с другими типами. Для них типичны различные комбинации зерен (комков, оолитов, пизолитов, интракластов). Исключение составляют интракластические породы (которые встречаются редко), где до 90 % зерен могут составлять интракласты. Отмечаются породы из крупных составных зерен с единой микробиальной оболочкой - грейпстоуны, которые формировались на тыльной стороне оолито-интракластовых баров. Повсеместно фиксируются такие признаки литоральных обстановок как многочисленные поверхности размыва и знаки мелкой волновой ряби, Кроме того, встречаются градационные прослои и слойки интракластитов с резкими нижними и верхними границами, которые нередко образуют ассоциации прирусловых валов. Относительно хорошо сортированные оолитово-интракластовые грейнстоуны, которые иногда встречаются среди строматолитовых пород, могут соответствовать барам, находящимся под влиянием приливно-отливных течений. Часто фиксируются последовательности метрового масштаба, в которых мелкозернистые доломиты, часто в ассоциации с ламинитами, вверх по разрезу переходят в крупнозернистые разновидности, что свидетельствует о периодическом расширении баровых систем. Иногда в разрезах встречаются последовательности дециметрового масштаба с эрозионной нижней границей и многочисленными крупными интракластами строматолитов и глинистых доломитов с постепенным уменьшением размерности частиц вверх по разрезу, которые формируются в приливно-отливных мигрирующих каналах-руслах, а также в отливных дельтах верхней части сублиторали.
Микритовые (зерен < 10 %) и микритово-зернистые (зерен 10-50 %) доломиты встречаются в небольшом объеме в большинстве толщ, но наиболее часто они отмечаются в мадринской, долгоктинской, копчерской, рассолкинской и токурской. Часть микритовых пород сформировалась в результате микритизации зернистых, особенно мелкозернистых и микритово -зернистых доломитов. Другая часть, несомненно, представляет собой первичный карбонатный ил, трансформированный в микритовую или микрит-спаритовую породу. Эти породы формировались как в пределах перитидального супермелководного изолированного шельфа в ассоциации строматолитовыми ламинитами и зернистыми доломитами, так и в более глубоководных обстановках (ниже базиса штормового волнения) совместно с аргиллитами. Иногда микрит-спариты слагают верхние части градационнослоистых доломитов. Отмечаются микроградационные слойки,
которые в ассоциации с трещинами усыхания, следами микроразмывов характерны для приливно-отливных зон.
Силикокластические породы в изученном разрезе занимают подчиненное положение. В преимущественно карбонатных толщах они встречаются в виде слоев и пакетов, где представлены как песчаниками, так и глинисто-алевритистыми отложениями. Иногда они тонко переслаиваются с доломитами. На поверхностях наслоения часто фиксируются знаки мелкой ряби волнения и трещины усыхания. Наиболее широко терригенные породы распространены в нижней части рифейского разреза. Залегающие в основании рифея аллювиальные и прибрежно-морские песчаники зелендуконской толщи выше по разрезу сменяются более глубоководными алевритисто-глинистыми отложениями вэдрэшевской и мадринской толщ. Седиментация происходила в основном в пределах глубокого шельфа (ниже штормовой базы волнения) с периодическими инъекциями мутьевых потоков, инициированных штормами. В мадринское время увеличилось количество карбонатного материала, который поступал с соседних территорий с автохтонным накоплением мелководных карбонатных осадков. В предъюрубченское время произошла перестройка, связанная с трансформаций рифтового бассейна в бассейн пассивной окраины, который начал формироваться западнее [2]. На территории Байкитской антеклизы начался этап интенсивного карбонатонакопления. Общая палеогеографическая ситуация на этот период показана на рисунке (рис. 1).
Рис. 1. Обстановки седиментации на территории Енисей-Байкитского региона в начале среднего рифея (кординско-юрубченское время):
1 - мелководный (перитидальный) шельф с доминированием водорослевых ламинитов и оолито-интракластических грейнстоунов-пакстоунов, 2 - высокоэнергетический мелководный шельф с формированием оолитовых грейнстоунов, 3 - обстановки среднеглубокого шельфа (внутришельфовые депрессии) с накоплением алеврито-глинистых и карбонатных тонкослоистых (штормовых) отложений, 4 - обстановки мелкосредне-
глубокого шельфа (отмели) с накоплением алеврито-глинистых и карбонатных образований, иногда строматолитов, 5 - обстановки средне-мелкого шельфа с доминированием силикокластической седиментации, 6 - окраино-шельфовые глубоководные и мелководные обстановки с преобладанием силикокластической седиментации, 7 - склоновые обстановки с накоплением грубо- и тонкослоистых граветитов, 8 - бассейновая равнина с доминированием течениевой и гемипелагической седиментации, 9 - бассейновая равнина, 10 - современная восточная граница Енисейского
кряжа.
Суммируя данные об условиях образования различных типов карбонатных пород и учитывая закономерности их распределения в разрезе, можно сделать вывод о том, что осадконакопление на исследуемой территории происходило, главным образом, в перитидальных обстановках: от верхней сублиторали до супралиторали. На мелководном шельфе существовали морфологически выраженные барово-отмельные системы с хорошо развитыми приливно-отливными зонами с равнинами, эфемерными депрессиями и приливно-отливными каналами. По краям этих отмелей могли формироваться низкорельефные строматолитовые постройки с приливноотливными каналами, по которым сбрасывался материал и образовывались отливные дельты. Крупные барово-отмельные системы разделялись мелководными внутришельфовыми депрессиями. Цикличность, которая фиксируется в разрезе, отражает периодическую смену обстановок приливноотливных зон (и, возможно, достаточно обширных внутришельфовых мелководных депрессий) и карбонатных песчаных баров-гряд, частично переработанных приливно-отливными каналами. В периоды относительного повышения уровня моря в пределах средне-глубокого шельфа в ассоциации с глинистыми и микритовыми осадками формировались строматолитовые постройки из наиболее глубоководных столбчатых морфотипов. На участках ниже базиса штормового волнения накапливались аргиллиты и карбонатные штормовые турбидиты. Периоды низкого стояния уровня моря сопровождались проградацией карбонатно-силикокластических приливноотливных равнин на карбонатный шельф. Они фиксируются по появлению пакетов песчанистых интракластических доломитов, кварцевых песчаников и алевро-аргиллитов с трещинами усыхания на поверхностях наслоения. Очевидно, что скорость проседания ложа бассейна была низкой и достаточно стабильной, поэтому даже во время продолжительных трансгрессий карбонатная седиментация с накоплением на шельфе перитидальных комплексов эпизодически могла полностью компенсировать поднятие уровня моря.
Условия осадконакопления обусловили строение первичного пустотного пространства пород и предопределили направленность и интенсивность проявления постседиментационных преобразований. Строматолитовые ламиниты и зернистые отложения отмелей и слабовыраженных межбаровых депрессий обладали наилучшими первичными коллекторскими свойствами. В них наиболее интенсивно проходили постседиментационные изменения, такие как перекристаллизация, выщелачивание, окремнение, стилолито- и
трещинообразование, которые способствовали формированию коллекторов каверново-трещинного типа.
БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК
1. Хабаров, Е.М., Пономарчук, В.А, Варксина, И.В. Седиментационные бассейны, изотопная геохимия и геодинамическая эволюция западной окраины Сибирского кратона в рифее // Материалы XXXVII Тектонического совещания «Эволюция тектонических процессов в истории Земли». Т. 2. -Новосибирск. - 2004. - С. 244-247.
2. Хабаров, Е.М., Пономарчук, В.А., Морозова, И.П. и др. Вариации уровня моря и изотопного состава карбонатного углерода в рифейском бассейне западной окраины Сибирского кратона (Байкитская антеклиза) // Геология и геофизика. - 2002. - Т.43, № 3. - С.211-239.
© Е.М. Хабаров, И.В. Вараксина, 2008
