|
УДК 551.263.036:551.734.5/.735(470.51 -17) |
Особенности латерального изменения верхнедевонско-турнейской карбонатной толщи на севере Удмуртской АССР
В. Н. ДЕДЮХИН, В. М. ПРОВОРОВ, Г. Ю. ПРИЙМА, Г. П. ЩЕРБИНИНА (КО ВНИГНИ), Э. В. САПРЫКИН (Центргеофизика)
Описываемая территория представляет собой часть позднедевонско-турнейского шельфа, между Сысольско-Коми-Пермяцкой сушей на севере и впадинами Камско-Кинельской системы (ККСВ) на юге [2]. Палеоструктурная обстановка на этом этапе развития предопределила специфические особенности осадконакопления в различных зонах мелководного шельфа. Анализ материалов бурения показывает, что на рассматриваемой территории происходили смена фациального состава, изменение мощности и физических свойств отложений в зависимости от удаленности участков от палеосуши. Так, мощность верхнедевонско-турнейской толщи сокращается от 625 м на юге в зоне органогенно-карбонатного барьера (борта ККСВ) до 300 м на севере Удмуртии, отражая амплитуду тектонического погружения и существенные различия в скорости осадконакопления.
Мощность чистых (ГК<1 мкР/ч) карбонатов изменяется от 400 м в бортовых скважинах до 20 м на севере и северо-востоке Удмуртии (причем здесь они приурочены в основном к нижней части разреза). В некоторых скважинах (Кулиги 511) чистые карбонаты вообще отсутствуют. В сторону палеосуши увеличивается глинистость разреза, появляются прослои глинистых карбонатов и аргиллитов. Вместе с тем отложения становятся все более тонкослоистыми и резкодифференцированными по ГК. Попытки сопоставить геологические разрезы по данным промыслово-геофизических исследований не увенчались успехом. В некоторых случаях разрезы даже близко расположенных скважин не коррелируются по глинистости и параметру НГК (иногда сопоставляются лишь отдельные участки).
Количество доломитов увеличивается с юга на север до появления доломитового типа разреза. Это свидетельствует о частых обмелениях и выводах поверхности осадконакопления из-под уровня моря, что характерно для подобных участков шельфа [5]. Интересно отметить, что доломитовый тип разреза встречается также и на вершинах органогенно-карбонатных барьерных массивов Чутыро-Киенгопского борта Шалымско-Сарапульской впадины.
Характер литолого-фациального состава пород обусловливает латеральное изменение физических свойств толщи. Так, интервальная скорость распространения упругих колебаний VII-III максимальна (5900-5950 м/с) на краю мелководного шельфа, т.е. в зоне бортовых органогенных массивов, уменьшаясь к северу и северо-востоку до 5360 м/с. На фоне регионального изменения свойств верхнедевонско-турнейской толщи от края шельфа в сторону палеосуши наблюдаются и изменения, связанные с локальными палеогеографическими и палеотектоническими условиями седиментогенеза. Сейсмостратиграфический анализ материалов МОГТ в комплексе с данными бурения позволил разделить упомянутую часть мелководного шельфа на структурно-фациальные зоны. На границе мелководного шельфа и ККСВ выделяется краевая барьерно-рифовая зона, ограниченная двумя системами разломов в фундаменте, которые образуют два древних тектонических уступа (рис. 1).
К первому приурочена граница между относительно мелководной и глубоководной областями позднедевонско-турнейского шельфа. Сформировавшаяся здесь краевая зона мелководного шельфа характеризуется аномальным возрастанием мощности комплекса, представленного органогенно-карбонатным барьером с расположенными на нем отдельными массивами (Чутыро-Киенгопским, Мишкинским, Ножовским и др.). Местоположение и ориентировку органогеннокарбонатных массивов контролировало унаследованное развитие разломов фундамента, в том числе и поперечных. На временных сейсмических разрезах (рис. 2, а) видно последовательное смещение борта в сторону ККСВ, отмечены зоны подошвенного прилегания осей синфазности, резкое изменение угла наклона отражающих горизонтов, сигмовидный рисунок сейсмических отражений, облекание массивов верхними отражающими горизонтами, налегание пачек депрессионных отложений на край шельфа. Смещение борта во впадину, например, хорошо прослеживается в скв. 475, 764 Игринской площади. В ближайшей к впадине скв. 764 чистые массивные карбонаты (по материалам ГИС) располагаются гипсометрически выше и имеют максимальную скорость распространения сейсмических колебаний.
Расположенное севернее органогенно-карбонатного барьера рифовое плато (см. рис. 1) в палеогеографическом отношении представляло собой мелководье с многочисленными отмелями, где формировалась рифогенно-аккумулятивная толща - сложное и типичное для подобных участков шельфа [1] сочетание органогенных построек с породами, образовавшимися в основном за счет разрушения построек в процессе их роста. Мощность толщи в зоне рифового плато составляет 580-500 м. Толща сложена переслаиванием слабоглинистых и чистых массивных карбонатов. Суммарная мощность чистых карбонатов в скважинах составляет 160-250 м, мощность отдельных прослоев 20-100 м. На сейсмических разрезах в этой зоне наблюдается сложная конфигурация отражений - несогласие осей синфазности, наличие бугристых клиноформ, линзовидный или сигмовидно-косослоистый рисунок, невыдержанность или хаотическое расположение отражений. Часто у кровли толщи наблюдается прилегание осей синфазности к отражению от визейской терригенной пачки. Сложный сейсмический рисунок на временных разрезах отражает [4] сложность внутреннего строения, невыдержанность, выклинивание пластов верхнедевонско-турнейской толщи этой структурно-фациальной зоны. Коллекторами здесь могут быть органогенные постройки или аккумулятивные тела известняковых обломков. Относительно чистые карбонаты рифового плато имеют VII-III 5800-5500 м/с. Со стороны мелководного шельфа рифовое плато, примыкающее к органогенно-карбонатному барьеру, ограничивается еще одним древним тектоническим уступом, вдоль которого намечается вторая цепочка органогенно-карбонатных построек.
Далее, в сторону суши от рифового плато, располагается область мелководного шельфа, где выделяются три структурно-фациальные зоны: углубленная лагунная впадина, лагунная впадина с одиночными биогермами и отмели на палеоподнятиях.
Шельфовые углубленные лагуны располагались между отмелями. В них шло накопление слоистых карбонатов и глинистого материала, приносимого с суши. Отложения характеризуются повышенной глинистостью, пониженной VII-III (5500-5400 м/с) и повышенной по сравнению с отмелями мощностью до 400-470 м. На сейсмических разрезах наблюдается параллельное расположение осей синфазности значительной протяженности, что говорит о спокойном субгоризонтальном залегании пластов, выдержанной по латерали слоистости (см. рис. 2, б). Эту структурно-фациальную зону характеризуют скважины Кезской площади, а также скв. 603, 606 Дебесские. Пример волновой картины показан на рис. 2. Здесь развиты такие известные локальные поднятия, как Кезское, Дебесское и др. Мощность толщи на своде и крыльях поднятий практически постоянная. Изменение физических свойств от свода к крыльям происходит не столько благодаря литолого-фациальной изменчивости отложений, сколько за счет постседиментационных физико-химических преобразований и нарушенности при тектонических дислокациях. Однако до конца этот вопрос в настоящее время еще не изучен.
К западу и северо-западу от углубленной впадины выделяется лагунная впадина с одиночными органогенными постройками. Органогенные постройки скважинами пока не вскрыты, а выявлены по локальным аномалиям волновой картины на сейсмических разрезах (см. рис. 1, 2, в).
Отмели приурочены к унаследованным палеосводам, которые существовали еще в кыновское время на Кулигинской, Карсовайской, Смольниковской площадях. Они характеризуются как участки накопления рифогенно-аккумулятивных толщ пониженной по сравнению с окружающими углубленными лагунами мощностью. Количество чистых карбонатов здесь больше, чем в окружающих лагунах, прослои их более мощные. Глинистый материал благодаря активной волновой динамике водных масс не оседал, а выносился в спокойные углубленные лагуны. Рифогенно-аккумулятивные толщи отмелей в зависимости от удаленности от края шельфа имеют разные характеристики - мощность, глинистость, VII-III. Сложная волновая картина на сейсмическом разрезе похожа на волновую картину прибортового рифового плато (см. рис. 2, г). На склонах палеоподнятий отмечаются волновые аномалии, характерные для односклоновых рифов. Исходя из имеющихся материалов и аналогии с другими шельфами [1], эти рифовые плато представляли, по- видимому, приподнятые участки дна бассейна, периодически - отмели, где накапливались карбонаты разных генетических групп - продукты разрушения органогенных построек, банковые образования, аккумулятивные накопления. На этих участках развиты локальные поднятия конседиментационного типа, структуры облекания карбонатных тел, что не исключает развития здесь тектонических поднятий.
В качестве примера приведем Смольниковское рифовое плато. На сейсмических разрезах Смольниковской площади выявляется наращивание рифогенно-аккумулятивной толщи на юг, юго-восток. Изучение строения верхнедевонско-турнейских карбонатных отложений на этой площади показало невозможность традиционной простой корреляции пластов всей толщи, параллельной тульскому и кыновскому горизонтам. В некоторых скважинах коррелируются лишь отдельные участки разрезов, причем мощность и гипсометрическое положение сопоставляемых пластов различны (рис. 3). Анализ ритмичности показал, что в скв. 648 коррелируются пачки между отметками -1480 - -1540 м, в скв. 42 между -1547- -1613 м. Привязка этих пластов к сейсмическому разрезу глубин, построенному по временному разрезу с учетом скоростей, подтверждает принятую корреляцию и показывает неконформное с основными реперными горизонтами (тульским и кыновским) залегание внутренних пластов толщи. Линзовидно-выпуклые наклонные тела внутри толщи могут заключать литологические ловушки. Вероятно, таким сложным строением толщи и объясняются трудности В построении модели нефтяного резервуара на Смольниковской площади.
Приведенный материал показывает значительную дифференцированность фациальных условий накопления верхнедевонско-турнейских отложений на северном мелководном палеошельфе Удмуртии и в соответствии с этим различное строение толщи и неодинаковые физические свойства карбонатных осадков в разных структурно-фациальных зонах. Материалы геофизики подтвердили данные литолого-фациальных исследований о широком развитии на мелководном палеошельфе Удмуртской АССР биогенноаккумулятивных сооружений, представлявших собой отмели среди мелкого моря, и углубленных впадин с пассивным гидродинамическим режимом, где осаждался глинисто-карбонатный материал. Использование результатов не только дискретных точек-скважин, но и площадной геофизической информации, в том числе в районах, не освещенных бурением, позволило выявить некоторые важные закономерности пространственного распространения этих фациальных зон. Полученные материалы о распространении структурно-фациальных зон верхнедевонско-турнейского комплекса дают возможность уточнить направления поисково-разведочных работ на нефть.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Геологическая съемка в районах развития отложений с органогенными постройками. Методическое пособие по геологической съемке масштаба 1:50 000. Л., Недра, 1982.
2. Проворов В.М., Серов В.К. Строение позднедевонско-турнейского мелководного шельфа на севере Волго-Уральского региона.- Инф. листок. Пермь, 1979, № 491, с. 1-3.
3. Седиментология. Пер. с польск./ Р. Градзинский, А. Костецкая, А. Радомский, Р. Унруг. М., Недра, 1980.
4. Сейсмическая стратиграфия. Использование при поисках и разведке нефти и газа. Под ред. Ч. Пейтона, ч. I, М., Мир, 1982.
5. Уилсон Дж.Л. Карбонатные фации в геологической истории. Пер. с англ. М., Недра, 1980.
Рис. 1. Районирование мелководного шельфа Удмуртской АССР по структурно-фациальным зонам.
1 - граница ККСВ (первый тектонический уступ); 2 - конседиментационные разломы в фундаменте; 3 - второй тектонический уступ; 4 - бортовые органогенные постройки (I - Чутыро-Киенгопская, II - Мишкинская, III - Ножовская); мелководный шельф; лагунные впадины: 5 - углубленная, 6 - то же, с одиночными органогенными постройками; 7 - аномалии волновой картины - предполагаемые органогеннокарбонатные постройки; 8 - шельфовые органогенные постройки; 9 - отмели - рифовые плато (IV - Смольниковское, V - Карсовайское, VI - Кулигинское), 10 - предполагаемые рифовые плато
Рис. 2. Временные сейсмические разрезы в разных структурно-фациальных зонах.
а - Камско-Кинельская некомпенсированная впадина (I) и борт, окраина мелководного шельфа (II), б - мелководный шельф, углубленная лагунная впадина; в - лагунная впадина с одиночными органогенными постройками; г - отмель (рифогенно-аккумулятивная толща)
Рис. 3. Схема нестандартной корреляции карбонатных отложений Смольниковской площади.
1 - сейсмические отражения; 2 - коррелируемые пачки