Библиотека Дамирджана - Геология нефти и газа - 2003

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ И СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО МОРЯ

О.А. Кровушкина, А.Э. Жаров (ФГУП "Дальморнефтегеофизика”)

Вдоль тихоокеанской окраины Азиатского континента на 3000 км от Сиамского залива на юге до Берингова моря на севере протягиваются системы мезо-кайнозойских впадин, выполненные субконтинентальными и прибрежно-морскими отложениями и часто занимающие значительную часть внутреннего шельфа окраинных морей (рис. 1). По совокупности структурно-морфологических и геолого-геофизических характеристик они соответствуют континентальным рифтогенным системам и объединяются в Восточно-Азиатский грабеновый [1], или рифтовый, пояс. В юго-западной части пояса, на территории Китая, эти впадины являются высокоперспективными нефтегазоносными бассейнами, где выявлено несколько десятков месторождений нефти и газа. В северо-восточной части пояса, в Анадырском бассейне, также выявлены мелкие месторождения УВ. В Дальневосточном регионе и северной части Охотского моря, в пределах Восточно-Азиатского рифтового пояса, пока не открыто ни одного месторождения, что связано, очевидно, не столько с перспективами территории, сколько с уровнем изученности. За последние 20 лет на северном шельфе Охотского моря проведен большой объем региональных геолого-геофизических исследований, что позволило охарактеризовать строение кайнозойских осадочных бассейнов, спрогнозировать и оценить в каждом из них ряд перспективных нефтегазоносных систем.

Тектоническое районирование

Изученные бассейны прослеживаются от Шантарских островов на западе до Пенжинской губы на востоке и образуют Охотоморское, или Северо-Охотское [1], звено Восточно-Азиатского рифтового пояса (см. рис. 1).

В структуре Охотоморского звена выделены две рифтогенные зоны: Шантаро-Гижигинская и Северо-Охотская, расположенные кулисообразно по простиранию пояса и прослеживающиеся на 1300-1500 км при ширине 100-300 км. Первая зона занимает более приконтинентальную позицию и включает Шантарский, Кашеваровский, Лисянского, Яма-Тауйский и Гижигинский бассейны. Вторая - объединяет Магаданский, Шелиховский и Пенжинский бассейны. Обе рифтогенные зоны конформны структурам меловой Азиатской окраины, маркируемой Охотско-Чукотским вулканоплутоническим поясом. Шантаро-Гижигинская зона осложняет структуры фронтальной части вулканического пояса, а на юго-западе и восточный фланг Амуро-Охотской палеозой-мезозойской складчатой системы. Северо-Охотская зона наложена на структуры Кони-Тайгоносской мезозойской аккреционной системы и Западно-Камчатского мелового преддугового бассейна.

Эти зоны разделены линейными горстовыми поднятиями, сформированными вдоль системы литосферных разломов, разграничивающих структуры вулканоплутонического пояса и аккреционной системы [4]. Южный фланг Охотоморского звена рифтового пояса наложен на различные по строению, возрасту и природе структуры: на западе - на сенон-палеоценовый Сихотэ-Алиньский вулканоплутонический пояс, в центральной части - на мел-раннепалеогеновую Охотскую аккреционно-коллизионную систему (Охотский свод), а на востоке - на Западно-Камчатский преддуговой прогиб и Корякско-Западно-Камчатский вулканический пояс. Участок Охотского моря между Охотским сводом и шельфом Северо-Западной Камчатки занимает кайнозойская деструкционная спрединговая система Тинро, которая развивается диахронно с рифтовым поясом, ориентирована ортогонально к нему и раскрывается в северном направлении, захватывая смежные фланги Магаданского и Шелиховского бассейнов. Западная часть Шантаро-Гижигинской зоны осложнена позднекайнозойскими меридиональными структурами Хоккайдо-Сахалинской складчато-сдвиговой зоны, определившими конфигурацию Кашеваровского бассейна и отделившими его от прогибов Шантарского бассейна.

Строение осадочных бассейнов

Осадочные бассейны в пределах рифтогенных зон расположены кулисообразно и имеют генерализованно-ромбовидную или S-образную форму. Протяженность бассейнов по длинной оси варьирует от 200 до 400 км при ширине 100-250 км. Мощность осадочного чехла изменяется от 2,5-3,0 км на суше (Яма-Тауйский, Гижигинский бассейны) до 6-8 км на шельфе, достигая в депоцентрах прогибов 10-13 км. Она закономерно увеличивается в восточном и северо-восточном направлениях, что отражает со- направленное раскрытие рифтогенных структур. Исключение составляет Шелиховский бассейн, где максимальные мощности осадков накоплены в юго-западной части, сопряженной с глубоководной впадиной Тинро.

Вдоль границ рифтового пояса дискретно проявлен маастрихт-эоценовый основной и бимодальный субщелочной вулканизм [3]. В осадочных бассейнах вулканические образования слагают верхнюю часть фундамента, обнаруживаются их фациальные переходы с нижними, нижнепалеогеновыми, комплексами чехла.

Осадочный чехол бассейнов региональными структурно-седиментационными несогласиями расчленен на пять осадочных комплексов (снизу вверх): палеоцен-эоценовый, нижне(средне)- олигоценовый, верхнеолигоцен-среднемиоценовый, средне-верхнемиоценовый и верхнемиоцен-четвертичный. Литолого-фациальная и возрастная характеристики комплексов обоснованы результатами параметрического и поискового бурения, сейсмофациального анализа имежрегиональной стратиграфической корреляции кайнозойских отложений Северного и Западного Приохотья, п-ова Тайгонос, Северо-Западной Камчатки, Северного Сахалина (рис. 2) [2].

Два нижних комплекса являются синрифтовыми и выполняют линейные грабенообразные прогибы. Палеоцен-эоценовый комплекс распространен в основании всех рифтогенных прогибов, выклиниваясь на смежных конседиментационных поднятиях (рис. 3). Он сложен преимущественно субконтинентальными толщами озерного, реже лагунного и прибрежно-морского происхождения с преобладанием песчано-конгломератовых, нередко угленосных толщ с подчиненными аргиллит-алевролитовыми пачками. Прибрежно-морские отложения тяготеют к основанию и верхней части синрифтового комплекса и развиты главным образом в Магаданском и Шелиховском бассейнах (см. рис. 3, А, Б). Строение комплекса определяется латеральными рядами литофаций, изменяющихся от протяженных склоновых и дельтовых конусов, турбидитовых и вулканокластических шлейфов в бортах трогов до более монотонных ритмично-слоистых и тонкозернистых осадков осевых частей прогибов.

Нижнеолигоценовый комплекс распространен шире и трансгрессивно, участками с угловым несогласием перекрывает раннерифтовый комплекс и древние конседиментационные поднятия. В Северо-Охотской зоне его формирование происходило в мелководных морских и лагунных обстановках. Здесь развиты ритмично-слоистые толщи диффренцированного состава: от конгломератов и гравелитов до песчано-алевролитовых и аргиллитовых угленосных пачек. В Шантаро-Гижигинской зоне продолжала развиваться система обширных изолированных озер и межгорных впадин.

Поступление терригенного материала осуществлялось латеральным переносом вдоль оси бассейнов, а также по системам подводных конусов и веерных дельт. Суммарная мощность синрифтового мегакомплекса достигает 4-6 км в прогибах Шантаро- Гижигинской зоны и увеличивается до 7-8 км в депоцентрах Магаданского и Шелиховского бассейнов.

Таким образом, тракты синрифтовых седиментационных систем в рассматриваемых бассейнах включали в направлении от источника сноса широкий спектр обстановок осадконакопления, что вместе с высокой скоростью седиментации (100-300 см/год) и динамичностью развития рифтогенных структур определило литологическое разнообразие осадков и благоприятные условия для формирования коллекторов и нефтематеринских толщ.

Вышележащие осадочные комплексы отвечают пострифтовому этапу развития, но имеют существенные отличия в разных частях региона. Верхнеолигоцен-среднемиоценовый комплекс повсеместно запечатывает грабенообразные прогибы, наследуя основные зоны прогибания и выполняя пологие мульдообразные депрессии. Для восточной части региона этот комплекс фиксирует переход к умеренно глубоководному режиму морского осадконакопления с дефицитом поступающего терригенного материала. В Северо-Охотской зоне он сложен биогенными кремнистыми и терригенно-кремнистыми толщами. В Шантаро-Гижигинской зоне в это время существовали обстановки, переходные от аллювиально-озерных и лагунных субконтинентальных к сублиторальной внутреннего шельфа. Здесь распространены аргиллит-алевролитовые толщи с подчиненным количеством кремнистых пород, переходящие на флангах шельфовых бассейнов и на суше в субконтинентальные песчаниково-аргиллитовые и грубообломочные отложения (см. рис 2, 3) [2]. Выработка источников сноса и слабая активность хемобиогенных процессов в этой части региона привели к резкому снижению скорости седиментации (до 70-90 см/год) и накоплению осадков, едва достигающих 1,0-1,5-км мощности. В Северо-Охотской зоне сохранялась высокая скорость седиментации (250-300 см/год), способствовавшая накоплению 2,0-2,5-км разреза, что объясняется синхронным раскрытием новообразованной глубоководной впадины Тинро (см. рис. 3, Б).

Средне-верхнемиоценовый комплекс сформирован в обстановке открытого мелководного бассейна в условиях резкого повышения эвстатического уровня моря. Осадконакопление протекало при возрастающей активности раскрытия новообразованных деструкционных систем Тинро и Дерюгинская и сопровождалось увеличением продуктивности водорослевого кремниевого планктона, напрямую связанным с апвеллингом. В Северо-Охотской зоне накопились толщи опок и опоковидных глин мощностью до 2,5 км. В Шантаро-Гижигинской зоне трансгрессивное осадконакопление проявилось только в юго-западной части, где образовалась покровно-клиновидная толща глинистых, возможно, слабокремнистых осадков мощностью до 2,2 км.

Верхнемиоцен-четвертичный комплекс повсеместно сформирован в условиях открытого мелководного шельфа с преимущественно биогенным осадконакоплением в нижней и кремнисто-терригенным в верхней частях разреза. В западной и восточной частях региона существенное влияние на распределение его мощностей и режим осадконакопления оказали сдвиговые движения в Хоккайдо-Сахалинской и Западно-Камчатской складчато-сдвиговых мегазонах.

Осадочные бассейны северной части Охотского моря имеют ярко выраженное двухъярусное строение и контролируются системами разломов, различными по времени заложения и кинематике. Все они являются рифтогенными, присдвиговыми, полигенетическими бассейнами [5], развивающимися на пострифтовом этапе развития по различным сценариям.

Нижний структурный ярус формируют эшелонированные асимметричные, реже двусторонние симметричные грабены субширотной и северо-восточной ориентировок и сопряженные с ними системы внутрибассейновых горстовых поднятий, сформированные вдоль протяженных (200-400 км) листрических левых сбрососдвигов раннепалеогенового заложения. Глубина проникновения разломов определяется по синхронному внутриплитному вулканизму и неоднородностям гравитационного поля как нижнекоровая, возможно подкоровая [4]. Плоскости сбрососдвигов с амплитудой вертикальных перемещений 3-6 км образуют крутые южные и юго-восточные борта рифтогенных прогибов. По простиранию сдвиги сопровождаются системами анти- и синтетических сбросов, контролирующих распределение депоцентров в пределах прогибов. Рифтогенные прогибы и грабенообразные депоцентры имеют левую кулисность и разделены по простиранию присдвиговыми конседиментационными поднятиями. Прогибы прослеживаются на 150-350 км при ширине 20-90 км, а грабенообразные троги и депоцентры в их пределах достигают 40-100 км при ширине 5-25 км.

Верхний структурный ярус образуют пологие мульдообразные структуры пострифтовых впадин и сопряженные с ними конседиментационные поднятия над синрифтовыми горстами, а также различные по стилю деформаций, кинематике и ориентировке зоны складчато-разрывных дислокаций. Внутренняя структура пострифтовых впадин упрощается вверх по разрезу от слабо асимметричной, частично унаследованной по отношению к рифтогенным прогибам и контролируемой наиболее долгоживущими сдвигами, до блюдцеобразной, полностью дискордантной раннему структурному плану. Депоцентры этих впадин смещены по направлению к деструкционным системам Тинро и Дерюгинская.

Наиболее древние зоны складчато-разрывных деформаций связаны с этапом позднепалеогеновой - ранненеогеновой структурной перестройки Охотоморской плиты. Они представлены реактивированными ранними субширотными сдвигами, с изменением их кинематики на противоположную, и вновь образованными правыми сдвигами северо-западного простирания на фоне структурного парагенезиса сопряженных взбросов, сбросов, обширных конседиментационных поднятий и структурных носов. Эти структуры распространены в бассейнах, обрамляющих Охотскую микроплиту с севера и запада, и отсутствуют на ее северо-восточной периферии. Более поздние, но наиболее значительные зоны складчато-разрывных деформаций связаны с Хоккайдо-Сахалинской и Западно-Камчатской сдвиговыми мегазонами, дискордантными рифтогенным прогибам Восточно-Азиатского пояса. Структуры Хоккайдо-Сахалинской мегазоны наложены на шельфовые бассейны Шантаро-Гижигинской зоны, трассируются продольными правыми сдвигами и сегментируются поперечными левыми. Для Западно-Камчатской мегазоны, осложняющей восточный фланг Северо- Охотской рифтогенной зоны, установлена противоположная кинематика продольных и поперечных сдвигов. В зонах деформаций рифтогенные бассейны инверсированы с образованием эшелонированных транспрессионных антиклинальных структур, сдвиговых дуплексов и присдвиговых трогов.

Литература

1. Варнавский В.Г., Малышев Ю.Ф. Восточно-Азиатский грабеновый пояс // Тихоокеанская геология. - 1986. - № 3. - С. 3-12.

2. Иванов В.В. Осадочные бассейны Северо-Восточной Азии (сравнительный нефтегеологический анализ). - М.: Наука, 1985.

3. Объяснительная записка к тектонической карте Охотоморского региона масштаба 1 : 2 500 000 / Ред. Н.А. Богданов, В.Е. Хаин. - М.: ИЛОВМ РАН. - 2000.

4. Харахинов В.В. Тектоника Охотоморской нефтегазоносной провинции: Автореф. дис... д-ра геол.-минер. наук. - Оха-на-Сахалине, 1998.

5. Nilsen Т.Н., Sylvester A.G. Strike-slip basins: Part 1 // The Leading Edge. - 1999. - Vol. 18, № 10. - P. 1146-1152.