|
© О.А. Кровушкина, А.Э. Жаров, 2003 |
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ И НЕФТЕГАЗОНОСНОСТЬ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО МОРЯ
О.А. Кровушкина, А.Э. Жаров (ФГУП Дальморнефтегеофизика)
ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ
Эволюция кайнозойских осадочных бассейнов северной части Охотоморского региона рассмотрена в контексте тектонического развития северо-западного сектора Азиатско-Тихоокеанской переходной зоны (рисунок, А-Ж). В истории тектонического развития региона выделено четыре главных этапа, ранний из которых - альб-кампан соответствует предыстории осадочных бассейнов. Три последующих этапа: Маастрихт - палеоцен, эоцен - ранний олигоцен и поздний олигоцен-квартер разделены на фазы, отражающие последовательность формирования и эволюции осадочных бассейнов и их континентального обрамления. Перечисленные этапы отделены друг от друга периодами крупных структурных перестроек. Последние зафиксированы в осадочном чехле межрегиональными структурными несогласиями и отражают смену режимов осадконакопления, магматизма и стиля тектонических движений.
Кинематика континентальных и океанических плит заимствована из (Engebretson D.C. et al., 1985). Положение континента и его переходной зоны на разных этапах дано условно в современной системе координат.
Альб-кампанский этап (110-74 млн лет)
В конце раннего мела вдоль южной периферии Северо-Азиатского кратона началось формирование структурных элементов меловой Азиатско-Тихоокеанской переходной зоны: Охотско-Чукотского вулканоплутонического пояса (см. рисунок, А) и Западно-Камчатского преддугового прогиба, перекрывших структуры Западно-Корякской аккреционной системы (Зоненшайн Л.П. и др., 1990; Соколов С.Д., 1992; Парфенов Л.М., 1995; Соколов С.Д. и др., 1996; Парфенов Л.М. и др., 1999). Палеозона Беньофа при пологом угле падения выходила на дно океана в 400-500 км к югу от области активного вулканизма (Парфенов Л.М. и др., 1981). Это определяло обширную область преддуговой седиментации, где накапливались мощные (до 5-6 км) флишево-турбидитные формации.
На западном фланге активной континентальной окраины в турон-коньякское время (90-86 млн лет) в результате аккреции многочисленных внутриокеанических вулканических поднятий, заблокировавших зону субдукции, сформировался каркас позднемезозойской Охотской аккреционной системы (Центрально-Охотский составной террейн) и прекратился вулканизм в Охотско-Гижигинском сегменте окраинно-континентального вулканического пояса. На восточном фланге континентальной окраины активность в Пенжинско-Анадырском сегменте вулканического пояса и субдукция океанической плиты сохранялись вплоть до кампана (Филатова Н.И., 1988).
Маастрихт-палеоиеновый этап (74-55 млн лет)
В позднем кампане-Маастрихте на удалении до 1500-3000 км от континентальной окраины заложились несколько энсиматических островодужных систем (Левашова Н.М. и др., 1997, 1998; Bazhenov M.L. et al., 2001), свидетельствующих о глобальной реорганизации конвергентной границы на северо-западе Пацифика. Вероятно, это происходило синхронно с коллизией Центрально-Охотского террейна с континентальной окраиной и окончательным становлением Охотской аккреционной складчатой системы (Зоненшайн Л.П., 1990; Соколов С.Д., 1992). Западно-Камчатский преддуговой бассейн был инверсирован в западной части с образованием мелководных субконтинентальных остаточных прогибов. Восточнее он трансформировался в краевой прогиб континентального склона с сохраняющимся режимом более мелководной флишево-турбидитовой седиментации (см. рисунок, Б).
В конце Маастрихта, в условиях релаксации тектонических напряжений во фронтальной зоне Охотско-Чукотской окраины и сохраняющейся тенденции встречного вращения континентальной и океанической плит, вдоль структур Западно-Корякской аккреционной системы заложилась трансрегиональная эшелонированная система левосторонних сбрососдвигов протяженностью около 2000 км.
Одновременно проявился бимодальный риолит-базальтовый и субщелочной базальтовый вулканизм, продукты которого перекрыли вулканиты Охотско-Чукотского пояса и синхронные аккреционные структуры (Филатова Н.И., 1988). На мелководной периферии краевого прогиба они внедрились в нелитифицированные верхнемеловые осадки, сформировав вулканические поднятия (Шанцер А.Е., 1987; Фотьянова Л.И. и др., 1996).
В палеоцене в западной части сдвиговой системы в условиях присдвигового растяжения начали формироваться субширотные межгорные грабенообразные впадины (Мотыклейский, Шантарский, Охотский прогибы), заполнявшиеся субконтинентальными вулканокластическими молассами.
Эоцен-раннеолигоценовый этап (55-30 млн лет)
Раннеэоценовая фаза (55-49 млн лет)
В позднем палеоцене - раннем эоцене вследствие крупномасштабной коллизии энсиматических дуг с окраинно-континентальными структурами зародилась новая субконтинентальная окраина Евразиатского континента (см. рисунок, В).
В северной части сдвиговой системы (Шантаро-Гижигинская рифтогенная зона) фиксируются вспышка субщелочного основного вулканизма и заложение на ее западном фланге грабенов Шантарского и Лисянского сдвигораздвиговых бассейнов. В южной части сдвиговой системы (Северо-Охотская рифтогенная зона) вдоль главных сбрососдвигов формировались грабенообразные троги - протоструктуры Магаданского и Шелиховского бассейнов. Рифтогенные зоны разделялись протяженными кулисообразными горст-блоковыми поднятиями. В результате присдвигового прогибания установились обстановки межгорных озерно-аллювиальных депрессий с грубообломочной и угленосной седиментацией. Они объединялись с более глубоководным синколлизионным прогибом, приматериковый склон которого был осложнен эрозионно-дренажной сетью, контролирующей транспортировку терригенного материала и его разгрузку в подводных конусах выноса.
Средне-позднеэоценовая фаза (49-35 млн лет)
В начале среднего эоцена произошла миграция конвергентной границы и надсубдукционных систем к океану и сформировался латеральный ряд структур, характеризующих эоценовую активную окраину Евразии (Шанцер А.Е., 1987; Филатова Н.И., 1988; Шапиро М.Н., 1995; Константиновская Е.А.,1999). Задуговые прогибы, по-видимому, унаследовали структуры синколлизионного прогиба и восточной части Северо-Охотской рифтогенной зоны (см. рисунок, Г). Развитие новой континентальной окраины привело к обособлению Охотской аккреционной системы и завершению в ее пределах аккреционно-коллизионных процессов. С этого времени она развивалась как Охотская микроплита.
Рассматриваемая фаза характеризовалась активным раскрытием рифтогенных трогов в тылу континентальной окраины. На востоке Шантаро-Гижигинской зоны в субконтинентальной обстановке формировались плато субщелочных базальтов и системы межгорных грабенообразных депрессий, послужившие каркасом Яма-Тауйского и Гижигинского бассейнов. В западной части зоны рифтогенные троги разрослись в обширные озерно-аллювиальные равнины, соединяющиеся с шельфом внутреннего мелководного моря.
В Северо-Охотской зоне эта фаза явилась кульминацией рифтогенного режима. Одновременные процессы роста линейных горстов и углубления грабенов сопровождались накоплением на склонах и в их подножиях мощных грубообломочных моласс и турбидитовых толщ, образующих многоярусные фановые системы. Асимметричные прогибы с более крутыми южными приразломными бортами отделялись от задугового бассейна кулисовидными горстовыми поднятиями, ограничивающими вынос осадков со стороны континента.
Раннеолигоценовая фаза (35-30 млн лет)
В конце эоцена-раннем олигоцене произошло окончательное разделение седиментационных структур Шантаро-Гижигинской и Северо-Охотской рифтогенных зон, обусловленное ростом пограничных горст-блоковых поднятий.
Бассейны Северо-Охотской зоны вступили в позднерифтовую фазу развития, тогда как в Шантаро-Гижигинской зоне продолжалось активное формирование рифтогенных трогов. В Магаданском бассейне интенсивное прогибание сохранялось только в осевой зоне, где накапливались мелководные алевропесчаные фации. Южная часть бассейна испытала поднятие и представляла собой мелководный шельф. В смежном задуговом бассейне продолжалось прогибание с развитием долинно-веерных систем и турбидитных фаций. Синхронно с этим активизировались разломы, поперечные к простиранию рифтогенных зон.
Позднеолигоцен-четвертичный этап (30-0 млн лет)
Изменение геодинамического режима на этом этапе определялось аномальной активностью верхней мантии, продуцирующей мантийный диапиризм, крупномасштабное вращение сиалических и субконтинентальных литосферных блоков, а также миграцией конвергентной границы к океану.
Позднеолигоцен-среднемиоценовая фаза (30-15 млн лет)
В начале этого этапа произошла поперечная сегментация активной континентальной окраины и в тылу ее Камчатского сегмента широко проявились левосторонние сдвиги. Охотская микроплита испытала вращение против часовой стрелки, на ее юго-западном и северо-восточном флангах заложились линейные троги (Тинро, Дерюгина) (см. рисунок, Д), раскрывающиеся по направлению вращения микроплиты. В Магаданском бассейне проявились правосторонние сдвиговые деформации со смещениями палеогеновых рифтогенных прогибов и разделяющих их поднятий. На фоне прогибания в бассейне Тинро умеренно глубоководная обстановка распространилась на большую часть Магаданского бассейна. Шелиховский бассейн был отгорожен от Магаданского меридиональным поднятием и соединялся с бассейном Тинро узким трогом. В Шантаро-Гижигинской зоне ротационные деформации затронули Яма-Тауйский бассейн и сопровождались раскрытием вдоль сдвигов щелевидных депрессий.
Северо-западная и юго-восточная периферии Охотской микроплиты, напротив, в результате вращения претерпели интенсивное сжатие и воздымание участков, сопряженных с бассейном Лисянского и протокамчатским блоком.
На фоне структурной перестройки и перемещений литосферных блоков произошли миграция конвергентной границы к юго-востоку и заложение новых элементов активной континентальной окраины.
Средне-позднемиоценовая фаза (15-5 млн лет)
В конце раннего-начале среднего миоцена в связи с интенсивным раскрытием рифтовых бассейнов Тинро и Дерюгина активизировались транспрессионные движения в Западно-Камчатском и Хоккайдо-Сахалинском регионах и начали формироваться протяженные на сотни километров сдвиговые зоны.
В центральной части региона, в условиях продолжающегося вращения Охотской плиты и раскрытия впадины Дерюгина, произошло заложение Центрально-Охотской рифтовой зоны, унаследовавшей структуру раздавленного палеогенового задугового бассейна (см. рисунок, Е). Раскрытие бассейна Тинро сопровождалось правосторонними сдвиговыми дислокациями в Магаданском бассейне на фоне его пассивного прогибания и компенсированного заполнения биогенными осадками. Синхронная активизация Западно-Камчатской сдвиговой зоны привела к инверсии задугового бассейна Центрально-Камчатской дуги. Вдоль сдвиговой зоны формировались транспрессионные прогибы с мелководной морской и субконтинентальной седиментацией.
На рубеже раннего-среднего миоцена коллизия Немуро-Малокурильской энсиматической дуги с фронтальными структурами Азиатско-Тихоокеанской переходной зоны (Bazhenov M.L. et at., 1994) привела к миграции конвергентной границы и заложению Курило-Южно-Камчатской островодужной системы. В тылу островной дуги началось раскрытие Южно-Охотского задугового бассейна. В северо-восточной части Охотоморского региона в это время на фоне повышения эвстатического уровня океана произошло общее поднятие территории и установились условия обширного внутреннего шельфа.
Плиоцен-четвертичная фаза (5-0 млн лет)
В конце позднего миоцена на юго-востоке региона к структурам Центральной Камчатки была аккретирована Кроноцкая энсиматическая островная дуга, образовавшая террейн восточных полуостровов Камчатки (Левашова Н.М. и др., 1998; Константиновская Е.А., 1999). Конвергентная граница вновь была перемещена к юго-востоку и Азиатско-Тихоокеанская переходная зона приобрела свои современные черты (см. рисунок, Ж). Продолжающееся раскрытие бассейна Тинро в позднем неогене привело к флексурообразному изгибу Западно-Камчатской сдвиговой зоны. В это же время предположительно произошла переориентировка зон растяжения и раздвига в бассейне Тинро с субширотного на тройное сочленение спрединговых зон, а также изменилась динамика раскрытия бассейна. Это проявилось в морфологии осадочных бассейнов на позднем этапе развития, батиметрии морского дна и нашло отражение в тепловом потоке. Всю северную и северо-восточную части региона занимал внутренний мелководный шельф и только вокруг бассейна Тинро существовала обстановка неглубокого моря, незначительно распространяющегося в пределы Магаданского и Шелиховского бассейнов и имеющего характерную треугольную форму. Это позволяет предположить, что в позднекайнозойскую фазу активность рифтогенеза в бассейне Тинро не уменьшалась, а, наоборот, возрастала и он приобрел черты типичного спредингового бассейна с тройным сочленением структур растяжения.
НЕФТЕГАЗОНОСНЫЕ СИСТЕМЫ И ИХ ЭЛЕМЕНТЫ
Моделирование осадочных бассейнов северной части Охотоморского региона выполнено на основе фактических и заимствованных из сопредельных регионов оценочных параметров, что позволило выделить и охарактеризовать две наиболее перспективные нефтегазоносные системы: палеоцен-нижнеолигоценовую и верхнеолигоцен-миоценовую.
Палеоцен-нижнеолигоценовая нефтегазоносная система
Формирование палеоцен-эоценовых материнских толщ проходило как в прибрежно-морских, так и в озерных обстановках осадконакопления при участии большого числа источников сноса, что способствовало накоплению терригенных толщ песчано-глинистого состава со смешанным типом рассеянного органического вещества (РОВ). В бассейнах Северо-Восточного Китая (Сунляо, Сундзян, Бохайвей и др.) промышленно-нефтегазоносные меловые и палеогеновые формации были сформированы в обстановках обширных мелких и глубоких озер. По аналогии с китайскими бассейнами в составе нижнепалеогеновых материнских толщ следует ожидать развитие достаточно мощных пачек глин и аргиллитов с повышенным содержанием РОВ алинового типа. Формирование нижнеолигоценовых материнских толщ проходило в условиях расширения и углубления бассейнов с сохранением терригенного типа седиментации и накоплением осадочных толщ со смешанным типом РОВ. В бортовых частях бассейнов, где развиты многочисленные конусы выноса, вероятно, отлагались толщи, содержащие преимущественно арконовое РОВ. На остальной площади преобладал алевритоглинистый тип отложений с повышенным содержанием алиновой составляющей РОВ. Среднее содержание Сорг в материнских толщах по данным бурения на Магаданском шельфе составляет 0,49-1,51 % для палеоцен-эоценовых пород и 1,16-2,28 % для нижнеолигоценовых. Геохимические характеристики палеогеновых отложений свидетельствуют о повышенном содержании РОВ смешанного состава со значительным участием гумусовых компонентов. Рассматриваемые материнские толщи могут быть источником как газовых, так и нефтяных УВ.
Оценка зрелости ОВ в нефтематеринских толщах выполнена с учетом интенсивности и этапности генерации УВ из РОВ на различных стадиях катагенеза [1]. В основе оценки лежат расчеты геотемператур на различных глубинных срезах и фактические данные о распределении теплового потока [2]. В современном структурном плане материнские толщи залегают на глубине от 12 км (подошва) до 3 км (кровля), в интервале температур 130-300 °С, что свидетельствует о различной степени катагенетической преобразованности РОВ. Породы находятся на стадии начального-среднего мезокатагенеза - среднего апокатагенеза, что предполагает наличие в разрезе как нижней части главной зоны генерации нефти, так и главной зоны генерации газа. Низы разреза мощностью до 1,5 км находятся на стадии среднего апокатагенеза, для которого характерны минимальные процессы формирования УВ в результате практически полного преобразования ОВ. На современном этапе в палеоцен-нижнеолигоценовых отложениях зафиксированы все зоны катагенетической преобразованности РОВ (постгенерационная, главные зоны генерации газа и нефти) и установлены крупные очаги генерации УВ. Реконструкция палеотемпературного режима свидетельствует, что к началу среднего миоцена значительная часть палеоцен-нижнеолигоценовых отложений находилась в главной зоне генерации нефти.
Коллекторы порового типа хорошего и удовлетворительного качества предполагаются в сводах и на крыльях неглубоко погруженных конседиментационных поднятий, а также в разрезах седиментационных тел. В их составе значительную роль играют, по-видимому, аркозовые песчаники - продукты разрушения гранитоидных тел, широко распространенных на сопредельной суше и в пределах погребенного ныне Охотского свода.
В качестве мощного регионального флюидонепроницаемого комплекса для данной системы можно рассматривать верхнеолигоцен-среднемиоценовые терригенно-кремнистые отложения, обладающие также нефтематеринскими свойствами. Уплотнение пород с глубиной, сопровождаемое отжиманием свободной седиментационной воды и эмиграцией УВ в прилегающий коллектор, исключает возможность противоположного движения флюидов. На участках распространения шельфовых и мелководно-морских отложений региональные флюидоупоры отсутствуют, здесь развиты преимущественно зональные покрышки, представленные породами со значительной примесью алевритового и песчаного материала.
В нефтегазоносной системе наблюдаются ловушки различных генетических типов. Литологические ловушки распространены в конусах выноса, склоновых шлейфах и прочих седиментационных телах. Ловушки стратиграфического типа образованы выклиниванием литологических пачек на бортах крупных поднятий. Нередко в сочетании с тектоническим экраном они формируют комбинированные ловушки. Антиклинальные ловушки представлены складками облекания долгоживущих выступов фундамента, а также разновозрастными складками приразломного генезиса. Ловушки характеризуются усложнением структурного плана от верхних горизонтов к нижним и значительным увеличением мощности перспективных комплексов от свода ловушки к крыльям.
Верхнеолигоцен-миоценовая нефтегазоносная система
Материнские толщи этой системы накапливались в морских обстановках при дефиците терригенного материала, что обусловливало преимущественно хемобиогенный тип осадконакопления и глинисто-кремнистый состав толщ с преобладанием алиновой составляющей РОВ. В непосредственной близости от источников сноса формировались песчано-глинистые толщи с примерно равным содержанием алиновой и арконовой составляющих РОВ.
Концентрация Сорг по данным бурения в верхнеолигоцен-среднемиоценовых отложениях изменяется от 0,77 до 1,86 %, в средне-верхнемиоценовых - от 0,55 до 2,23 %. Достаточно высокие концентрации Сорг и повышенная доля сапропелевых компонентов в составе РОВ позволяют относить верхнеолигоцен-миоценовые отложения к толщам с высоким нефтегазоматеринским потенциалом. На современном этапе развития бассейнов основной высококачественной нефтепроизводящей толщей является верхнеолигоцен-среднемиоценовый осадочный комплекс.
Материнские толщи залегают на глубине 2,5-7,0 км, с диапазоном температур 90-260 °С и находятся на стадии начального мезокатагенеза-среднего апокатагенеза. Породы содержат зрелое ОВ и, следовательно, в разрезе комплекса практически повсеместно присутствуют в полном объеме главные зоны генерации нефти и глубинного газа. Реконструкция палеотемпературного режима позволяет считать, что к началу среднего миоцена генерация УВ материнскими толщами данной системы происходила лишь в небольших по размерам очагах, приуроченных к наиболее погруженным депоцентрам.
Поровые коллекторы распространены преимущественно в отложениях конусов выноса, дельтовых системах и других седиментационных телах, а также зачастую приурочены к неглубоко погруженным конседиментационным поднятиям, находящимся в зоне интенсивного гидродинамического воздействия. Широкое распространение в разрезах кремнистых отложений предполагает развитие трещинно-порового или трещинно-межглобулярного типа коллектора, связанного с диагенетической преобразованностью аутигенного кремнезема. Коллекторы трещинного типа, вероятно, приурочены к тектонически ослабленным зонам и участкам, испытавшим активную инверсию.
Региональными флюидоупорами рассматриваемой системы могут являться отложения среднего- верхнего миоцена, в разрезе которых широко распространены мощные (до 100 м) прослои опоковидных глин. Вышележащие отложения отнесены к перекрывающим породам.
Среди ловушек распространены преимущественно структурные: антиклинальные и тектонически экранированные. Они контролируются зонами позднемиоцен-четвертичных сдвигов и сформированы в результате присдвигового сжатия.
Оценка масштабов нефтегазообразования, происходящего в материнских породах, выполнена на основе моделирования процессов генерации и первичной миграции микронефти и УВ-газов [3]. Для количественной оценки процессов использованы данные о мощности осадочных комплексов, содержании Сорг в их составе, плотности пород, значениях температуры на различных глубинах и степени катагенетической преобразованности РОВ. Максимальные значения плотности генерации нефти и газа на современном этапе развития отмечаются в центральной части Магаданского, восточной части Лисянского, северо-восточной части Шантарского бассейнов. Максимальная плотность генерации УВ-газов на современном этапе отмечается в бассейне Лисянского (>12*106 т/км2), а также Магаданском и Шелиховском (8*106 т/км2) бассейнах.
Анализ моделей, имитирующих природную зональность генерации и эмиграции микронефти и УВ-газов в осадочном разрезе изученных бассейнов, позволяет определить условия, наиболее благоприятные для развития процесса нефтегазообразования. Условия оптимальной зоны нефтеобразования при плотности теплового потока 70 мВт/м2 устанавливаются в интервале глубин 1,8-3,1 км, а оптимальной зоны газообразования - 3,5-4,5 км. Наблюдается незначительное расхождение главной зоны генерации и главной зоны эмиграции нефти. Первая незначительно смещена вверх по разрезу, что характерно для напряженного теплового потока. При плотности теплового потока 65 мВт/км2 оптимальная зона нефтеобразования устанавливается в интервале глубин 1,9-3,5 км, газообразования - 3,8-4,8 км. При данной плотности теплового потока происходит практически полное совмещение оптимальных зон генерации и эмиграции нефти. Проведенное моделирование осадочных бассейнов Охотоморского звена Восточно-Азиатского рифтового пояса показывает, что в них присутствуют все важнейшие элементы нефтегазоносных систем и в значительной степени реализованы процессы генерации - миграции - аккумуляции УВ.
Суммируя изложенный материал, подчеркнем основные выводы.
В истории развития осадочных бассейнов северной части Охотоморского региона реконструируются четыре этапа. Докайнозойский этап отражает предысторию осадочных бассейнов и становление основных структурно-вещественных неоднородностей их фундамента. В маастрихт-палеоценовый и эоцен-раннеолигоценовый этапы зародились и активно развивались основные рифтогенные структуры, произошло формирование нижних нефтематеринских и коллекторских толщ, а также ловушек литолого-стратиграфического типа. Позднеолигоцен-четвертичный этап соответствует этапу пострифтового прогибания бассейнов, усиленного синхронным спредингом во впадинах Тинро и Дерюгина и осложненного транспрессионными движениями на флангах Охотоморского звена. На этом этапе завершилось образование наиболее высококачественных нефтематеринских пород и региональных флюидоупоров, произошло становление основного объема структурных ловушек и сформировались разноуровневые и разновозрастные нефтегазоносные системы. Сходство изученных бассейнов с известными нефтегазоносными бассейнами Восточного и Северо-Восточного Китая значительно расширяет перспективы региона и позволяет с большей степенью надежности прогнозировать выявление в северной части Охотского моря месторождений УВ.
Литература
1. Конторович А.Э., Трофимук А.А. Литогенез и нефтеобразование. Докл. советских геологов на XXV сессии Международного геологического конгресса. - М.: Наука, 1976.
2. Тектоносфера Тихоокеанской окраины Азии / Ред. К.Ф. Сергеев, В.В. Гордиенко, М.Л. Красный. - Владивосток: ДВО РАН, 1992.
3. Троцюк В.Я. Прогноз нефтегазоносности акваторий. - М.: Недра, 1982.
Evolution of Cenozoic basins of the northern part of the Okhotsk Sea region is considered in the context from tectonic development of the north-western sector of Asian-Pacific transition zone. In history of regional tectonic development are distinguished four main stages reflecting a successivity of sedimentary basins formation and evolution. The stages are separated by periods of large structural build-ups which are fixed in sedimentary cover by interregional unconformities and reflect a change in sedimentation regime and tectonic movements style. Comparative analysis of oil and gas systems of the basins is based on quantitative evaluation of models of geochemical evolution of organic matter, generation and primary migration of microoil and hydrocarbon gases with regard to oil and gas potential of source rocks. Main zones of oil generation and partially main zones of gas generation are established, their relationships with optimal oil and gas accumulation zones are studied. Modelling of basins makes it possible to place them together with oil and gas basins of north-eastern China that increases prospects of the region.
ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЗВИТИЕ СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО СЕКТОРА АЗИАТСКО-ТИХООКЕАНСКОЙ ПЕРЕХОДНОЙ ЗОНЫ А - САНТОН - РАННИЙ КАМПАН (85-80 млн лет)
1 ~ континентальное обрамление: Северо-Азиатский кратон; островолужные системы и активные континентальные окраины: 2 -островные дуги (а - приконтинентальные, б-внутриокеанические), 3-окраинно-континентальные вулканоплутонические пояса, 4-задуговые бассейны, 5-междуговые и преддуговые прогибы, 6 -глубоководные желоба; трансформные континентальные окраины: 7- турбидитовые прогибы нижней части континентального склона, 8- флишево-турбидитовые краевые прогибы выполнения континентального склона, 9- остаточные прогибы; аккреционные системы и их террейны: 10-островолужные (а - энсиалические, б-энсиматические), 11 - океанические (а - внутриокеанических поднятий, б-абиссальных котловин, в-то же, перекрытые окраинно-континентальными прогибами), 12-аккреционные призмы, 13 - преддуговые и краевые прогибы, 14 - складчато-надвиговые пояса, 15 - коллизионные гранитоиды и игнимбриты, 16 - синколлизионные прогибы, 17-срединно-камчатский аккреционный блок и его позиция на разных этапах; деструкционные рифтогенные системы: 18-области ненакопления и размыва, 19- межгорные и прибрежные депрессии с субконтинентальной седиментацией, 20 - внутренний шельф (включая обстановки дельт, лагун, заливов), 21 - мелководное море, аваншельф, склоны бассейнов, 22 - умеренно-глубоководное море с дефицитом терригенной седиментации, 23 - глубоководные впадины (спрединговые бассейны) с субокеанической корой, 24-присдвиговые рифтогенные троги и сдвигораздвиговые прогибы с лавинной седиментацией, 25-зоны и ареалы синрифтового магматизма; 26- океанические бассейны; структурные элементы: 27- границы литосферных плит (СА - Северо-Американская, Е - Евразиатская, К - Кула, Т - Тихоокеанская): а - конвергентные (зоны субдукции), б - трансформные (трансформные разломы), 28 - коллизионные сутуры (а - выходящие на поверхность, б - перекрытые неоавтохтоном), 29 - фронтальные структуры преддуговых прогибов и аккреционных призм (а - выходящие на поверхность, б - перекрытые осадочным чехлом), 30 - сдвиги, 31 - взбросы и надвиги, 32 - сбросы, 33 - сбрососдвиги, ограничивающие рифтогенные троги и депрессии, 34 - прочие разломы неопределенной кинематики, 35- зоны растяжения, раздвиги (спрединговые центры), 36 - эрозионно-дренажные и долинно-веерные системы склонов с конусами выноса, 37- границы поднятий различной природы; 38 - направление движения плит и блоков (скорость движения для океанических плит, см/год); 39 - направление относительного смещения Евразиатской и Тихоокеанской литосферных плит; 40- границы структурно-вещественных комплексов; 41 - береговая линия (а - современная, б-реконструированная согласно тектоническим реконструкциям)
Б. МААСТРИХТ - ДАНИЙ (70-60 млн лет)
В. РАННИИ ЭОЦЕН (55-50 млн лег)
Г. ПОЗДНИЙ ЭОЦЕН (40-35 млн лет)
Д. ПОЗДНИЙ ОЛИГОЦЕН - РАННИЙ МИОЦЕН (25-20 млн лет)
Е. СРЕДНИЙ - ПОЗДНИЙ МИОЦЕН (15-10 млн лет)
Ж. ПЛИОЦЕН - КВАРТЕР (5-0 млн лет)
