К оглавлению	УДК 553.98(470.46 + 574.1)
	© Ю. И. Никитин, А. В. Малышев, 1991

Новый объект нефтегазопоисковых работ в северо-западной части Прикаспийской впадины

Ю.И. НИКИТИН, А.В. МАЛЫШЕВ (Саратовнефтегаз)

Накопленные к настоящему времени фактические данные указывают на существование в Прикаспийской впадине на рубеже каменноугольного и пермского периодов перерыва в осадконакоплении, который приурочен к сводам крупных поднятий, а также к протягивающейся вдоль северного и западного бортов впадины внутренней прибортовой зоне. Максимальная глубина сопровождавшего перерыв размыва каменноугольных отложений отмечена на поднятиях, где нижнепермские глубоководные (Астраханский свод, Тенгиз) или рифогенные (Карачаганак) образования с резким несогласием перекрывают породы башкирского и даже визейского возраста. В пределах прибортовой зоны глубина размыва уменьшается вкрест ее простирания, в направлении внешнего обрамления впадины. Например, в разрезах скв. 1 Упрямовской, 1 Тимофеевской, находящихся на расстоянии 35-45 км соответственно к востоку и югу от подсолевого бортового уступа впадины, пачка нижнепермских глубоководных пород залегает непосредственно на среднекаменноугольной терригенной толще. Севернее, в зоне борта (скв. 2 Милорадовская, 6 Южно-Ершовская), мощная толща (440-480 м) ассельских рифогенных пород залегает на размытой поверхности шельфовых карбонатов самой нижней части (с остаточной мощностью 15-30 м) верхнекаменноугольных отложений. За пределами Прикаспийской впадины на границе пермского и каменноугольного периодов видимых следов перерыва в осадконакоплении не обнаружено.

Фактические данные противоречат представлениям об инверсионно-тектонической природе вдольбортового перерыва [1, 4]. В первую очередь к ним относится отсутствие в бортовой зоне существенных дислокаций среднекаменноугольных терригенных отложений, а также переотложенных продуктов эрозии гипотетических палеоподнятий на хорошо разбуренном внешнем обрамлении впадины. Особенности пространственного размещения и строения рассматриваемого несогласия объясняются механизмом абразионного развития бортовой зоны и внутривпадинных поднятий в результате снижения в предпермское время уровня моря [5]. Однако эта точка зрения из-за нерешенности ряда принципиальных задач не получила широкого признания среди геологов. К ним относятся: 1) причины снижения уровня моря в геологически короткий отрезок времени на фоне унаследованного прогибания дна впадины в течение всей палеозойской истории ее развития; 2) отсутствие видимых следов перерыва между пермским и каменноугольным периодами на внешнем обрамлении впадины при глубоком размыве каменноугольных отложений во внутренней прибортовой зоне и на сводах внутривпадинных поднятий; 3) существование и местоположение аккумуляционных форм, сложенных продуктами волновой эрозии пород.

Как известно, морские трансгрессии и регрессии - результат не только тектонических движений морского дна и суши, но и эвстатических колебаний уровня моря. Наиболее существенные глобальные изменения уровня моря на протяжении всей истории Земли независимо от региональных (тем более локальных) тектонических движений неоднократно влияли на соотношение моря и суши (Н.А. Ясаманов, 1985 г.).

С помощью теории тектоники литосферных плит крупные циклы глобальных эвстатических колебаний уровня моря (планетарных трансгрессий и регрессий) объясняются увеличением или уменьшением объема срединно-океанических хребтов, что, в свою очередь, обусловлено колебаниями скорости спрединга дна Мирового океана. Расчеты показали, что в фанерозое амплитуда сопровождавших эти процессы эвстатических колебаний уровня океана могла достигать 350-500 м (О.Г. Сорохтин, 1976 г.). Глобальные изменения соотношения моря и суши приводили к неустойчивости климата Земли. Регрессии (уменьшение площади Мирового океана) сопровождались эпохами похолодания с появлением в отдельных из них покровных оледенений. Последние - еще один из факторов глобального снижения уровня моря. По различным оценкам, в эпоху плейстоценовых оледенений уровень Мирового океана понижался на 100-200 м.

Развитие одного из крупнейших оледенений приходится именно на предпермское время, когда материковые льды покрывали территорию современных Южной Америки, Южной Африки, Австралии и Индостана, которые в палеозое являлись составной частью единого мегаконтинента Гондваны. Длительное нахождение Гондваны в позднем палеозое в средних и высоких широтах южного полушария привело к возникновению в конце каменноугольного времени мощного покровного оледенения. Ледники распространялись до 45-50° ю.ш. С этим периодом связано глобальное снижение уровня моря, несомненно, охватившее и Прикаспийский палеобассейн. Регрессия моря создала в Прикаспии предпосылки для развития эрозионных процессов.

Сохранившиеся от размыва надверейские разрезы каменноугольной системы северо-западной части Прикаспийской впадины повсеместно сложены породами мелководно-шельфовой слоистой карбонатной формации [4]. В позднекаменноугольное время вдоль северной и западной окраин впадины существовал мелководный (глубина несколько десятков метров) карбонатный шельф (рис. 1, а). Его морфологически выраженный рифовый край, очевидно, был смещен относительно современного подсолевого бортового уступа внутрь впадины. На крупных внутривпадинных поднятиях формировались мелководные карбонатные банки и рифы. Предпермское снижение уровня моря (на сотни метров) привело к осушению карбонатного палеошельфа и внутривпадинных поднятий. Новая береговая линия обозначилась высокоамплитудным верхнекаменноугольным шельфовым уступом, который, воздымаясь над поверхностью моря, подвергся интенсивной волновой эрозии (см. рис. 1, б). Аналогичный процесс охватил и островную сушу внутривпадинных поднятий. Одновременно возникли условия для субаэральной денудации поверхности карбонатного палеошельфа.

Субаэральная эрозия карбонатных пород в пределах умеренных и тропических климатических поясов - это в основном химическое выветривание, скорость которого эмпирически оценивается в среднем 3-6 мм/1000 лет (З. Кукал, 1987 г.). По тем же данным скорость волновой эрозии современных карбонатных обрывистых берегов колеблется от 3 см/год (палеоген-неогеновые известняки окрестностей г. Одессы) до 30 см/год (юрские и меловые карбонаты восточного побережья Великобритании), что в 10-50 тыс. раз выше скорости субаэральной денудации. Другими словами, отступание абрадируемого края осушенного карбонатного шельфа на 50 км должно сопровождаться денудацией его поверхности на глубину 1-5 м. Очевидно, почти такая же ситуация наблюдалась в пределах внешнего обрамления Прикаспийской впадины. Предпермский перерыв в осадконакоплении из-за незначительной глубины субаэральной эрозии здесь практически недоступен для обнаружения в монотонной толще каменноугольных и нижнепермских карбонатных пород.

Предпермская абразия должна была привести к формированию в северо-западной части Прикаспийской впадины и вокруг внутривпадинных поднятий региональных и локальных абразионно-аккумулятивных структур (см. рис. 1, в). В результате раннепермской трансгрессии последние оказались перекрытыми глубоководными осадками. На отдельных конседиментационно развивавшихся поднятиях возобновилось рифообразование (Карачаганак). Окончательная береговая линия зафиксировала местоположение края раннепермского карбонатного палеошельфа (см. рис. 1, г) и определила современные контуры северного и западного ограничений Прикаспийской впадины.

На фоне крупномасштабной трансгрессии моря в раннепермское время, очевидно, отмечались кратковременные регрессивные явления, сопровождавшиеся периодической эрозией формировавшегося карбонатного шельфа. Нижнепермская переотложенная мелководная фауна, обломки мелководных карбонатов, прослои сложенных такими обломками брекчий в надверейской матрице глубоководных пород встречены в разрезах большинства скважин, пробуренных во внутренней части Прикаспийской впадины (скв. 1 Упрямовская, 1 Тимофеевская, 4 Алтатинская). Все эти скважины расположены в зоне предпермской абразионной террасы (рис. 2). Завершающий абразионный профиль береговой обрыв (сложенный каменноугольными породами) на начальной стадии раннепермской трансгресии продолжал подвергаться волновой эрозии. Ее следы - обломки карбонатов и переотложенная каменноугольная фауна, обнаруженная (в том числе совместно с нижнепермской фауной) О.Б. Кетат и Т.Н. Малюковой в нижней части надверейской толщи в разрезах скв. 1 Упрямовской и 1 Тимофеевской.

Сейсмоформационный анализ [2] показал, что протягивающаяся вдоль северного и западного бортов Прикаспийской впадины зона сокращенных мощностей (40-300 м) надверейского карбонатного комплекса по ширине изменяется от 6-12 км на севере до 25-40 на западе впадины. К югу и востоку от этой зоны, очевидно, соответствующей предпермской абразионной террасе, мощность комплекса резко нарастает (рис. 3), достигая в центральных районах впадины 2000-2500 м [3].

При этом происходит одновременное сокращение мощности подстилающей среднекаменноугольной терригенной толщи пород (см. рис. 2, 3). В полосе увеличения мощности надверейского комплекса до 700-800 м прогнозируется преимущественно карбонатный состав слагающих его отложений.

По материалам скоростного анализа данных сейсморазведки МОГТ, надверейский комплекс имеет более высокую интервальную скорость распространения волн, чем вышележащие (терригенная пермо-триасовая или галогенная нижнепермская) и нижележащая (терригенная верейско-мелекесская) толщи пород.

Внутренняя структура надверейского комплекса на временных разрезах чаще всего характеризуется низкоэнергетической «карбонатной» сейсмической записью без интенсивных промежуточных отражений. С кровлей надверейского комплекса в рассматриваемой зоне, по данным сейсморазведки МПВ, связан преломляющий горизонт.

Во впадине по мере увеличения мощности внутри надверейского сейсмоформационного комплекса на временных разрезах появляется большое количество выдержанных по простиранию интенсивных промежуточных отражений. Кровля комплекса утрачивает свойства преломляющего горизонта: по данным сейсморазведки КМПВ, первый подсолевой преломляющий горизонт связан предположительно с поверхностью среднекаменноугольных отложений [3]. Во внутренних районах впадины мощная (900-2500 м) надверейская толща сложена преимущественно терригенными отложениями с прослоями карбонатных (в основном глубоководных) пород.

Протягивающаяся вдоль северо-западного борта Прикаспийской впадины внутривпадинная зона резкого увеличения мощности (до 700-800 м) надверейской толщи предположительно карбонатных отложений, очевидно, соответствует предпермской аккумуляторной террасе (см. рис. 1, в, г). Здесь следует ожидать развитие обломочных карбонатных пород с подчиненными прослоями терригенных образований.

Прогнозируемая толща переотложенных мелководных карбонатных пород, среди которых возможно широкое развитие коллекторов,- новый объект поисково-разведочных работ на нефть и газ в пределах северо-западной части Прикаспийской впадины. Глубина залегания объекта изменяется с юго-запада на северо-восток от 5600-7600 м (Ахтубинско-Палласовский мегавал) до 4900-5900 м (Южно-Алтатинская зона поднятий, см. рис. 2). Кроме ловушек антиклинального типа в полосе увеличенной мощности надверейского карбонатного комплекса возможно развитие литологически и стратиграфически ограниченных ловушек, связанных с выклиниванием коллекторов вверх по восстанию слоев и их экранированием плотной пачкой нижнепермских глубоководных пород. Залежи нефти и газа также могут контролироваться прослоями переотложенных обломочных мелководных карбонатов, залегающих внутри этой пачки. Очевидно, из таких прослоев получены промышленные притоки газа и конденсата в скв. 1 Упрямовской (глубина 5821-5917 м) и 1 Ерусланской (глубина 5820 м).

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Алешин В.М., Ермаков В.А. О природе бортового уступа Прикаспийской впадины // Геология нефти и газа.- 1975.- № 6,- С. 18-23.

2. Методы и приемы сейсмической стратиграфии при изучении геологического строения западной части Прикаспийской впадины / А.М. Голиченко, И.А. Кобылкин, Ю.И. Никитин и др.- Саратов: НВНИИГГ.- 1989.

3. Неволин Н.В. Тектоника и нефтегазоносность Прикаспийской впадины в свете геофизических данных // В кн.: Нефтегазоносность Прикаспийской впадины и сопредельных районов.-М.: Наука,- 1987,-С. 114-116.

4. Особенности формирования и размещения залежей нефти и газа в подсолевых отложениях Прикаспийской впадины / Под ред. Л.Г. Кирюхина, Д.Л. Федорова.- М.: Недра.- 1984.

5. Роль абразии в формировании бортового уступа Прикаспийской впадины / В.А. Бурунков, В.С. Белоножко, Ф.И. Ковальский и др. // В кн.: Геология и полезные ископаемые Калмыцкой АССР.- Элиста: Изд-во Калмыцкого гос. ун-та.- 1976,- С. 3-14.

Abstract

The main factor affecting the formation of depositional hiatus in the Precaspian depression at the Carboniferous/Permian boundary is the global lowering of a sea level. A wave erosion of the dried Carboniferous shallow-water carbonate paleoshelf has led to the formation of abrasive- accumulative structures. The area of accumulation of the wave erosion products being predicted within the northwestern part of the depression is a target for oil and gas exploration.

Рис. 1. Палеогеографические профили северо-западной части Прикаспийской впадины:

а - на конец позднекаменноугольной трансгрессии; б,в- на период предпермской регрессии; г - на конец раннепермской трансгрессии. 1- мелководно-шельфовые слоистые карбонаты; 2 - рифогенные карбонаты; 3 - глубоководные кремнисто- глинисто-карбонатные образования; 4 - переотложенные карбонаты - продукты эрозии мелководного шельфа; 5 - терригенные образования. I - привнос терригенного материала; II - снос продуктов эрозии; области эрозии: III - волновой, IV - субаэральной; террасы: V - аккумулятивная, VI - абразионная

Рис. 2. Геологический разрез Милорадовско-Краснореченского пересечения северо-западной части Прикаспийской впадины:

1 - мелководно-шельфовые слоистые карбонаты; 2 - рифогенные карбонаты; 3 - глубоководные кремнисто-глинисто-карбонатные образования; 4 - переотложенные обломочные карбонаты; 5 - терригенные образования; 6 - ангидриты

Рис. 3. Сводный временной разрез МОГТ Милорадовско-Краснореченского пересечения северо-западной части Прикаспийской впадины.

Подсолевые палеозойские сейсмоформации: D₂-D₃ - эйфельско-нижнефранская карбонатно-терригенная, D₃ - верхнефранско-нижнефаменская прибрежно-морская карбонатно-терригенная, D₃-C₁ (I) - верхнефаменско-нижнетурнейская мелководно-шельфовая слоистая карбонатная, D₃-C₁ (II) - верхнефаменско-нижнетурнейская склоновая карбонатная, C₁ (I) - врехнетурнейско-средневизейская мелководно-шельфовая карбонатно-терригенная, C₁ (II) - верхнетурнейско-нижневизейская склоновая карбонатно-терригенная, C₁-С₂ (I) - верхневизейско-нижнебашкирская мелководно-шельфовая слоистая карбонатная, C₁-С₂ (II) -средневизейско-нижнебашкирская склоновая карбонатная, D₃C₂- верхнедевонско-среднекаменноугольная глубоководная кремнисто-глинисто-карбонатная, С₂ (I) - верхнебашкирско-нижнемосковская мелководно- шельфовая терригенная, С₂ (III) -верхнебашкирско-нижнемосковская глубоководно-шельфовая терригенная, С₂ (IV) -верхнебашкирско(?)-нижнемосковская терригенная сейсмоформация заполнения глубоководной котловины, С₂-P₁ (II) - верхнемосковско-нижнепермская мелководно-шельфовая слоистая карбонатная, С₂-P₁ (II) - верхнемосковско-нижнепермская склоновая карбонатная, С₂-С₃ (III) - предполагаемая средне-верхнекаменноугольная глубоководная кремнисто-глинисто-карбонатная, С₃-P₁ - предполагаемая верхнекаменноугольно-нижнепермская обломочная терригенно-карбонатная (карбонатно-терригенная) сейсмоформация заполнения глубоководной котловины. P₁ (III) - нижнепермская глубоководная кремнисто-глинисто-карбонатная