По материалам глубокого бурения под мезозойскими отложениями было выявлено широкое распространение мощных толщ преимущественно карбонатных (S-C) пород [2, 5]. Они рассматривались как морская карбонатная, частично рифогенная, надформация с неявной внутренней расчлененностью [2]. Вследствие включения ее в фундамент предполагалась интенсивная дислоцированность этих пород.
Вместе с тем в отдельных глубоких, чаще параметрических, скважинах в надформации были выделены литостратиграфические подразделения в ранге серий и толщ [5]. Часть карбонатных отложений относилась к сравнительно мелководным — шельфовым, но формировавшимся вне близости континента. Хотя среди карбонатов, считавшихся дислоцированными, отмечались также эффузивы и породы дайковых серий, в целом фиксировались лишь невысокая (до среднего катагенеза) степень вторичной преобразованности и сохранность их седиментационных особенностей.
Противоречивость этих данных потребовала дополнительного изучения образцов и шлифов, которое показало:
локальность проявлений тектонической дислоцированности пород и широкое развитие конседиментационных нарушений наслаивания (взмучивание, взламывание, оползание осадков), т.е. возможность сохранения субгоризонтального залегания;
существование литофациально и физически (по материалам ГИС) выраженных границ
— разделов напластования, связанных в основном с граничными интервалами выделенных ранее литостратиграфических подразделений;
высокую вероятность существования, по крайней мере, двух рифов в окрестностях скв. 3 Нижне-Табаганская и 16 Калиновая, в которых выявлены признаки обломочных шлейфов рифов (обломки органогенных доломитизированных известняков), т.е. рифогенности нижне- и среднедевонских отложений, и возможность их выделения в качестве двух карбонатных рифогенных формаций (нижней и верхней) в карбонатной надформации;
возможность существования зон аномально резкой смены типов фациальной изменчивости карбонатных и других отложений в разных частях Нюрольской впадины, т.е. потенциальную вероятность совмещения в ее пределах разных фрагментов ранее единого седиментационного бассейна.
Повышение качества сейсмических материалов достигнуто на основе оптимизации методики обработки данных МОГТ на ПЭВМ и извлечения таким образом новой информации из первичных сейсмозаписей о внутрипалеозойских границах раздела, рифовых и вулканогенных сейсмофациях, скоростной характеристике среды (Гончаров А.В., 1997; Славкин B.C., Копилевич Е.А. и др., 1998).
На восьми изучавшихся площадях — Калиновой, Северо-Калиновой, Хатчинской, Нижне-Табаганской, Арчинской, Кулгинской, Урманской, Еллей-Игайской — выделены и прослежены повсеместно три новых отражающих горизонта (ОГ). приуроченных к поверхности консолидированного палеозоя (ОГ Ф1) — кровле терригенно-карбонатной формации, а также к кровлям верхней (ОГ Pzk) и нижней (ОГ Ф0) карбонатных формаций (рис. 1 , рис. 2) в верхнесилур-девонской части карбонатной надформации.
На Урманской площади, где мощность верхней части палеозойских нижнекаменноугольных исключительно карбонатных отложений между ОГ Ф1 и ОГ Pzk резко увеличена, выделены и прослежены еще два новых ОГ, приуроченных к кровлям девонских отложений (ОГ Д) и тартасской серии (ОГ ТС) (см. рис. 1). Отражающие горизонты Pzk и Ф0 являются границами раздела соответственно в средне- и нижнедевонских (лесная толща) отложениях.
Все внутрипалеозойские ОГ характеризуются субгоризонтальным, слабонаклонным и криволинейным залеганием, т.е. отсутствием складчатости, характерной для пород фундамента.
Помимо новых внутрипалеозойских ОГ, для разработки новой литолого-фациальной модели палеозойских отложений принципиальным являются выделение по сейсмической записи рифовых (PC) и вулканогенных (ВС) сейсмофаций в нижней карбонатной формации (глубже ОГ Ф0), PC в верхней карбонатной формации и их спектрально-временная (СВАН) и скоростная параметризация на фоне вмещающих пород (см. рис. 1 , рис. 2).
Такая новая сейсмическая фактура, опирающаяся на литолого-фациальный анализ данных бурения многочисленных скважин, ГИС, АК, СК, является главной отличительной особенностью новой литолого-фациальной модели палеозойских отложений юга Нюрольской впадины.
На основе новой геолого-геофизической информации выявлено разнообразие особенностей внутреннего строения палеозойских отложений, которые в целом укладываются в три имеющих принципиальные отличия варианта:
Широкое развитие рифогенности (PC) в нижней и верхней карбонатных формациях.
Широкое развитие рифогенности (PC) и вулканизма (ВС) в нижней карбонатной формации и рифогенности (PC) в верхней.
Последовательное наслаивание карбонатных биостромов, образующих карбонатные банки.
Первый вариант внутреннего строения палеозойских отложений установлен на Калиновой, Северо-Калиновой, Хатчинской, Нижне-Табаганской, Арчинской и Кулгинской площадях.
Прикровельный интервал нижней карбонатной формации (под ОГ Ф0 карбонатные образования позднесилур-раннедевонского возраста) вскрывается двумя скважинами: 13 и 16 Калиновые. Здесь в скв. 13 вскрыты шельфовые, а в скв. 16 межрифовые карбонатные отложения. Обработка и интерпретация материалов сейсморазведки показали широкое развитие в прикровельном интервале ОГ Ф0 характерных рифовых сейсмофаций. Одиночные рифовые сейсмофаций выявлены на границе восточного приподнятого блока (северо-западная часть Калиновой площади), в центральном опущенном блоке (на Хатчинской и Нижне-Табаганской площадях). В пределах приподнятого Арчинского блока рифовые сейсмофаций характеризуются группировкой (выявлены две сближенные сейсмофаций) шириной по сечению свыше 1,5 км, частичной эродированностью сводов (что может благоприятствовать развитию в них доломитизации, выщелачивания, трещиноватости и других процессов образования вторичной емкости), залеганием непосредственно под глинистой толщей-покрышкой (см. рис. 1 , Б, рис. 2 , б). Это показывает, что нижняя карбонатная формация является рифогенной (Славкин B.C., Копилевич Е.А. и др., 1998).
Изучение керна дало возможность сделать вывод о заполнении первичного пустотного пространства в результате процессов перекристаллизации, кальцитизации и пластических деформаций. Однако есть основания полагать, что в рассматриваемой карбонатной формации могут быть обнаружены коллекторы со вторичной пустотностью (емкостью), обусловленной как растворением (выщелачиванием) карбонатного материала, так и образованием стилолитов и трещин (К.И. Багринцева). С этой точки зрения наибольший интерес представляют биогермные ядра органогенных построек, где наиболее активно могут развиваться процессы растворения и карстообразования, т.е. зоны рифовых сейсмофаций.
Отметим также весьма интересные результаты испытания скв. 13. Здесь с абсолютных отметок -4160…-4195 м в колонне был получен слабый приток (0,06 м3/сут) жидкости, которая могла быть как фильтрационно-буровым раствором, так и пластовой водой. Это означает, что даже скважина, расположенная в относительно неблагоприятном (шельфовом) типе разреза, без какого-либо воздействия (с целью интенсификации притока) на пласт не оказалась абсолютно сухой. Все это позволяет считать нижнюю карбонатную формацию весьма перспективной.
Прикровельный интервал рифогенной части верхней карбонатной формации глубже ОГ Pzk (карбонатные образования средне-позднедевонского возраста) вскрыт многими скважинами, однако они сконцентрированы на выступах предъюрской поверхности и поэтому характеризуют лишь часть установленных литофациальных типов отложений данного комплекса. Собственно рифогенная зональность прогнозируется по данным сейсморазведки (сейсмостратиграфические признаки, пластовые скорости, спектрально-временная характеристика) и не противоречит данным бурения.
На всей изученной территории распространены морские отложения, высокая карбонатность которых, обилие органических остатков и т.д. показывают, что это шельфовые отложения. Признаков близости существования суши не установлено. Реконструированная общая зональность шельфа определялась существованием относительно глубоко- и мелководных областей.
Области относительной глубоководности приурочивались к депрессиям, разделявшим подводные поднятия, что определяло их линейно-ветвящиеся очертания. В пределах этих зон наиболее ярко проявлены контрастные инверсионно-тектонические образования, представляющие собой резко приподнятые блоки. Их поверхность в ряде случаев (Северо-Калиновая, Арчинская площади, западная часть Нижне-Табаганской площади) была настолько приближена к уровню бассейна, что здесь накапливались мелководно-отмельно-лагунные отложения или органогенные образования типа биостромов, а обломочные шлейфы формировались в небольших объемах.
Области относительно мелководных шельфовых отложений, приуроченных к подводным поднятиям, имеют изометричную форму. Разрез отдельных скважин, вскрывающих эти отложения, не был настолько детально изучен, чтобы по фрагментам обломочных шлейфов можно было выявить и реконструировать зону рифообразования. Но по пространственной связи признаков обломочных шлейфов и характерных PC можно решить эту проблему, хотя скважинами вскрыты лишь межрифовые отложения [3].
В зонах потенциального рифообразования подводные поднятия (антиклинальные и блоковые структуры) имели разную высоту воздымания, а следовательно, и различно были приближены к поверхности бассейна. Эти различия подчеркиваются несколькими вариантами органогенных построек. Это могут быть либо отдельные небольшие биогермные массивы — при относительно погруженном положении сводов структур (Кулгинская площадь) или их склонов (Хатчинская, Нижне-Табаганская площади), либо кольцеобразные группы массивов — рифов на приподнятом своде структуры, с признаками волновой абразии склонов их вершин в виде уступов, под которыми развиты обломочные шлейфы (Хатчинская площадь), или отдельных крупных рифовых массивов на поверхности приподнятого блока (Нижне-Табаганская площадь — шлейф вскрыт скв. Р-3). На более приподнятых структурах дугообразные группы рифов формируются на склонах поднятий, причем обломочный шлейф концентрируется у крайнего рифового массива (Калиновая площадь, скв. Р-6). Отдельные биогермные массивы и рифы возникают на склонах инверсионных блоковых поднятий (Арчинская площадь). Такое разнообразие вариантов рифообразования свидетельствует о весьма благоприятных условиях для развития еще ряда рифов, располагающихся между и вне сейсмопрофилей.
Интервал ОГ Pzk — ОГ Ф1 -толща облекания рифогенной части верхней карбонатной формации. На всей территории она представлена морскими отложениями, которые рассматриваются нами как унаследованно шельфовые, но без проявлений рифообразования. Сохранность вершин рифов и их обломочных шлейфов, даже если они по ОГ Pzk представлены куполовидными поднятиями, свидетельствует об отсутствии последующего резкого обмеления бассейна. Почти все скважины вскрывают переслаивающиеся карбонатные, кремнистые, глинистые отложения, которые, скорее, отражают условия осадконакопления в пределах относительно глубоководного шельфа, благоприятные для образования экранирующей толщи. В верхней части толщи, на отдельных участках, чаще в пределах сводовых частей поднятий, отмечается локальное развитие обломочно-детритовых более мелководных, возможно, аккумулятивных отмельных отложений.
Интервал ОГ Ф1 — ОГ Ф2 — промежуточная толща, которая в целом обычно выделяется как «кора выветривания». В состав этой толщи включались (Г.И. Тищенко и др.) резко различные литофациальные образования: кремнистые породы, кремнистые брекчии, конгломератобрекчии с прослоями песчаников и глин, образования кор выветривания. В качестве литофациальных типов выделены разрезы с преобладанием грубообломочных отложений — брекчий, обломочных отложений (конгломератобрекчий, песчаников и т.д.) и кремнистых отложений. Остальные варианты представляют собой переходные разновидности сочетаний выделенных типов.
Анализ выявленных здесь залежей палеозойской нефти, выполненный в свете новых структурной и сейсмофациальной моделей, позволяет крайне низко, а точнее говоря, негативно оценить перспективы их промышленного освоения.
Литолого-фациальные характеристики первого варианта внутреннего строения палеозойских отложений свидетельствуют о резкой изменчивости условий образования карбонатных, частично карбонатных и некарбонатных отложений палеозойского комплекса юга Нюрольской впадины. По-видимому, условия формирования палеозойских нижней и верхней карбонатных рифогенных формаций не всегда были сходны, что подчеркивается лишь частичным совпадением расположения в них зон рифообразования (Арчинская, Хатчинская площади). Для верхней части верхней карбонатной рифогенной формации выявленная в пределах зон потенциального рифообразования множественность его вариантов свидетельствует об исключительно благоприятных условиях для рифообразования.
В целом все изложенное выше принципиально отличается от ранее сложившихся представлений. Новизна разработанной модели заключается в выявлении рифогенности двух карбонатных формаций — двух крупных потенциально нефтегазоносных природных резервуаров в составе изученной части этого мощного карбонатного комплекса.
Промышленный приток нефти дебитом 24–150 м3/сут и газа 8–100 тыс.м3/сут из среднедевонских отложений рифового шлейфа верхней карбонатной формации в скв. 3 Нижне-Табаганская является прямым доказательством нефтегазоперспективности рифогенных отложений.
Второй вариант внутреннего строения палеозойских отложений распространен на Еллей-Игайской площади, где обосновано строение палеозойского карбонатного комплекса с выделением в его составе:
А — нижнедевонской карбонатной рифогенно-вулканогенной(ниже ОГ Ф0) формации;
Б — нижне-среднедевонской карбонатной рифогенной части верхней карбонатной формации (интервал между ОГ Ф0 — ОГ Pzk);
В — средне-верхнедевонской глинисто-вулканокластическо-карбонатной части верхней карбонатной формации (интервал между ОГ Pzk — ОГ Ф2).
В принципе это не противоречит ранее проведенным исследованиям [1, 2]. Нами установлено, что эти отложения образовались в области внутрибассейнового шельфа. При этом шельфовая линзовидно-пластовая сейсмофация включает зоны и участки развития других сейсмофаций, сочетания которых в разных формациях отличаются.
Формация А характеризуется развитием ВС, представленных эродированными ядрами вулканов центрального типа, образующих положительные элементы палеорельефа и концентрирующихся вдоль северо-восточной части свода центральной антиклинальной структуры (возможно, здесь эпизодически существовала островная суша). Выделенные ВС пространственно совпадают с аномалиями магнитного поля, установленными на участках проведения высокоточной магнитной съемки. Вулканогенные сейсмофаций сочетаются с окаймляющими их PC и сейсмофациями обломочных шлейфов (РШ), приуроченными к склонам PC (рис. 3).
Нижняя часть верхней карбонатной формации Б характеризуется развитием в центральной части района нечетко обособляющегося варианта линзовидно-пластовой сейсмофаций, которая интерпретируется как биостромово-эффузивное наслаивание, формировавшееся при смене вулканизма центрального типа трещинными излияниями.
Наиболее типичное строение этих сейсмофаций отмечается в центральной части антиклинальной структуры, над основной группой PC формации А, что характерно для карбонатной банки. Вулканогенные сейсмофаций формируют ядро свода этой части структуры, которое окружено окаймляющими PC с РШ. Важно подчеркнуть, что кольцеобразное размещение PC, включающее отдельные внутренние атоллы, проявляется в нижней части верхней карбонатной формации Б унаследованно, вплоть до расположения отдельных поздних рифов (Б) над ранними (А), но с перерывом — отсутствием рифов в пачке, перекрывающей кровлю формации А, к нижней части которой приурочен ОГ Ф0.
Рифовые сейсмофаций четко выделяются на фоне вмещающих их отложений при использовании метода СВАН (см. рис. 2 , В). В отличие от первого варианта здесь PC занимают гораздо больший интервал между ОГ Ф0 и ОГ Pzk.
Верхняя часть верхней карбонатной формации В характеризуется большей выраженностью пластовой составляющей линзовидно-пластовой сейсмофаций, включающей линзы вулканокластических отложений, вскрытых скв. Р-1 Еллейская и скв. Р-3 Южно-Урманская. Это может свидетельствовать о перемещении вулканизма за пределы района.
Выявлена возможность облекания рифовых массивов вмещающими карбонатно-глинистыми отложениями, компенсировавшими рифовые массивы как положительные элементы палеорельефа бассейна. Это соответствует вероятной конседиментационности развития тектонических структур района. Из этого следует и возможность характерной для конседиментационной внутришельфовой тектоники концентрации потенциальных коллекторов на сводах и склонах поднятий-отмелей, ядра которых формируются органогенными карбонатными и, может быть, вулканогенными породами. Вероятным также является вторичное улучшение их фильтрационно-емкостных свойств (особенно при чистоте карбонатных образований) в моменты перерывов (доломитизация, карстообразование, деструкция-растрескивание, особенно в несомненно сейсмически активных зонах развития вулканизма).
Продуктивность отложений верхней карбонатной толщи данного варианта подтверждают притоки нефти (1,84 м3/сут — 5-мм штуцер), газа — 38,7 тыс.м3/сут — 12,4-мм шайба) и пластовой воды (19,76 м3/сут) в скв. 2 (Еллей-Игайская площадь), расположенной в непосредственной близости от рифовой сейсмофации и вскрывшей переслаивающиеся разные литотипы, представляющие собой зону перехода от PC к вмещающим шельфовым отложениям, облекающим PC. Непосредственно рифы скважинами не вскрыты и собственно рифогенная зональность прогнозируется по данным сейсморазведки (сейсмостратиграфические признаки, пластовые скорости, спектрально-временная характеристика) и не противоречит данным бурения.
Третий вариант внутреннего строения палеозойских отложений установлен в пределах Урманской площади.
По сейсмическим данным здесь не обнаружено никаких признаков рифовых и вулканогенных сейсмофаций, столь характерных для большей части изученной территории.
Построенная карта типов разреза (рис. 4) основана на детальном комплексном анализе скоростных, сейсмофациальных и литолого-фациальных характеристик рассматриваемых отложений.
Каждый тип характеризуется составом отложений, его седиментационными условиями, а также скоростью распространения упругих колебаний.
Полученная модель состоит из четырех типов разреза:
I тип — известняки органогенно-хемогенные, экзогенно-брекчированные при неоднократном воздействии выветривания с выщелачиванием, физическим фрагментированием и цементацией. Фация карбонатных, в основном фитогенных, отложений длительно существовавшей банки, неоднократно осушавшейся и подвергавшейся приливно-отливной волновой абразии; Vпл <=5600 м/с. Скважины-эталоны: Р-1, Р-10, Р-11. Получены притоки нефти до 200 м3/сут;
II тип — известняки органогенно-обломочные и обломочные, известняки доломитизированные и доломиты. Фация волноприбойной зоны, доломитовой сабхи и прибрежных лагун на склоне и у подножия банки (в период стабилизации уровня приливно-отливного воздействия бассейна); Vпл = 5600–5750 м/с. Скважины-эталоны: Р-2, Р-5, Р-7. Получены притоки нефти до 22 м3/сут и воды до 183 м3/сут;
III тип — известняки микрозернистые, комковато-сгустковые, местами доломитизированные, глинисто-кремнистые. Фация карбонатного шельфа; Vпл >= 5750 м/с. Скважины-эталоны: Р-3, Р-4, Р-6, Р-9. Получен приток воды до 1 м3/сут;
IV тип — известняки микрозернистые, неравномерно глинистые с фрагментами (обломками, зернами)известняков. Выполнение локальных депрессионных участков карбонатного шельфа (в пределах зоны с III типом разреза), седиментационная компенсация которых происходила при совместном накоплении: микрозернистых карбонатных (с примесью глинистых частиц) осадков и массы карбонатно-обломочного материала, генерируемого волновой абразией карбонатной банки; Vпл = 5750 м/с -зоны разреза III типа).
Полный диапазон изменения скоростей составляет 5500–6500 м/с, т.е. 1000 м/с.
Разрезы I типа характеризуют крупное линзовидно-пластовое геологическое тело карбонатной банки, по составу преимущественно известняковое, по строению не монолитное, не массивное, как рифы, а резко кавернозно-трещиноватое.
Разрезы II типа дают представление о внешней зоне выклинивания этого тела. При сохранении его карбонатного состава, кавернозности и трещиноватости данная зона отличается большей ролью доломитов и соответственно доломитизацией известняков.
Разрезы III и IV типов отражают элементы внутренней зональности на окружающем банку участке карбонатного шельфа, вероятно, залива. Последнее очевидно не только из расположения на востоке более приподнятых Тамбаевского и Арчинского блоков, но и из отсутствия явной выраженности зоны обломочного шлейфа банки и вероятной концентрации продуктов ее размыва в ближайших локальных депрессионных участках (разрез IV типа) (см. рис. 4).
Выделенные типы разреза характеризуются также наличием или отсутствием образований коры выветривания, т.е. толщи между ОГ Ф2 и ОГ Ф1 (высокопористые аллитные, кремнистые маложелезистые, преимущественно бокситсодержащие отложения). В центральной части площади они отсутствуют. За ее пределами вскрытая скважинами толщина этих отложений достигает 21 м (скв. Р-10) и 25 м (скв. Р-4). Их контакт с подстилающими карбонатными отложениями является резким (переходная и другие зоны собственно коры выветривания не выражены).
Урманский выступ рассматривался как «платформа» биогермного происхождения — юго-западный участок внешней части обширной Чижапской карбонатной банки, окаймлявшейся зоной рифогенных построек [4].
Выявление субконцентричности различных типов разреза показало пространственную самостоятельность Урманской карбонатной фитогенной банки. Вместе с тем впервые была установлена длительность унаследованной пространственной локализации серии биостромов — карбонатных банок, наслаивавшихся, по крайней мере, начиная со среднедевонского времени и суммарно образовавших своеобразный карбонатный столб — результат длительного наслаивания биостромов, банку «длительного существования».
Урманская банка отличается линзовидной формой — ее вершина (кровля) в составе нижнекаменноугольных (турнейских) отложений характеризуется максимальным латеральным распространением. Зарождение банки было приурочено к зоне флексурного перегиба на нижнедевонской моноклинали (ОГ Ф0) (Славкин B.C., Копилевич Е.А. и др., 2000).
Урманский залив, по-видимому, раскрывался на северо-запад (банка имеет неясно выраженные подковообразные очертания, раскрытые на северо-запад). Карбонатная банка располагалась на границе бассейна и залива, в пределах приливно-отливной зоны. По некоторым чертам строения она может приближенно рассматриваться как аналог известных багамских банок. Залив на северо-востоке и юго-востоке граничил с участками низменной суши, где формировались коры выветривания.
Подтверждена отмечавшаяся ранее многими исследователями повторность, а скорее, многократность трещинообразования и брекчирования карбонатных пород в пределах банки. Очень важно, что ни ранее другими исследователями, ни нами не было выявлено ни одного случая деформации в обстановке сжатия (зеркала скольжения). Проявляются исключительно деформации растяжения — образование систем раскрытых трещин отрыва. Оно начиналось, по крайней мере в отдельных случаях, в процессе литификации карбонатных осадков (выполнение трещин глинистым материалом), затем, согласно заключениям В.М. Стариковой и И.М. Деминой, имело место проявление как «литогенетических», так и тектонических трещин. Их максимальное раскрытие ~ до 5 см — отмечено в разрезе скв. Р-7. Здесь трещины «разбивают серые массивные среднезернистые доломиты на большие куски», а их заполнение играет «роль базального цемента». Кальцитовое, доломитовое и железисто-карбонатное выполнение таких трещин было либо неполным, либо неплотным и благоприятным для выщелачивания (к ним приурочены наиболее крупные каверны до 6,0×1,5 и 5×3 см). Также отмечается повторное образование кавернозности.
Длительность последовательного наложения тектонических деформаций, при унаследованности их проявлений, вероятно, отражает унаследованное формирование карбонатной банки. Возможно, они связаны не только с развитием разломных зон, но также и с процессом деформирования геологического тела карбонатной банки. Возможность такой ситуации выражается в том, что рассматриваемое линзовидное обширное чисто карбонатное образование лишь своей юго-восточной частью (см. участок скв. Р-1 на рис. 4) перекрывает аналогичный по генезису, но гораздо меньший по размерам, более древний карбонатный массив-выступ (верхнедевонскую банку), который служит ему жесткой опорой, однако находящейся вне центра карбонатной линзы. Под остальной, основной частью верхней составляющей карбонатной банки, особенно под ее периферией, залегают девонские неравномерно глинисто-карбонатные (подобно зонам развития III и IV типов разреза, см. рис. 4) шельфовые отложения. Соответственно их неравномерное постседиментационное уплотнение на этапе протокатагенеза и последующих этапах могло приводить к длительному поперечному деформированию карбонатной линзы на изгиб с растяжением и многократным ее растрескиванием и брекчированием.
Таким образом, отличительными особенностями новой литолого-фациальной модели Урманского блока являются:
четкость выраженности латеральной литолого-фациальной изменчивости отложений и ее связь с современной структурной зональностью. Для центральной части Урманской площади в верхней части карбонатного комплекса установлена субконцентрическая литолого-фациальная зональность;
автономность существования обширного Урманского органогенного образования, представлявшего собой прерывисто развивавшуюся в раннекаменноугольную эпоху карбонатную фитогенную банку;
приуроченность Урманской карбонатной банки к кровельной части серии последовательно наслаивавшихся (начиная со среднего девона) карбонатных банок, образовавших карбонатный «столб».
Изложенное свидетельствует, что в изученной нами части Нюрольской впадины сохранились относительные реликты взаиморасположения трех, возможно, основных из исчезнувших палеогеодинамических образований. Ориентировочная реконструкция показывает, что восточная часть исследуемой территории (I вариант) представляет собой зону подводного плато; западная часть (II вариант) является фрагментом островодужной системы, а Урманский блок (III вариант), вероятно, служит доказательством существования разделявшей их депрессионной зоны. Таким образом, проведенное исследование соответствует в принципе террейновому анализу. Вместе с тем принадлежность всех изученных вариантов к одному геотектоническому образованию подчеркивается тем, что воздействие наиболее резко выраженных регрессивно-трансгрессивных тенденций в развитии бассейна фиксировалось во всех геодинамических составляющих теми разделами напластования, которые в настоящее время выражены в качестве новых, впервые нами выделенных и прослеженных отражающих горизонтов — ОГ Ф0; ОГ Pzk и ОГ Ф1.
Новая литолого-фациальная модель палеозойских карбонатных отложений юга Нюрольской впадины обосновывает перспективность двух новых крупных природных резервуаров УВ — нижней карбонатной формации, перспективность которой в основном связана с рифогенностью разреза, и верхней карбонатной формации, перспективность которой определяется рифогенностью разреза и наличием карбонатных банок.
Выявленные новые основные литолого-фациальные особенности палеозойских отложений юга Нюрольской впадины свидетельствуют о необходимости и перспективности продолжения их структурно-литологического (Славкин B.C., Копилевич Е.А., 1995) изучения в других районах Нюрольской впадины.
Литература
Геолого-геофизическое моделирование нефтегазоносных территорий / Под ред. Н.В. Неволина и В.М. Ковылина.
— М.: Недра, 1993.
Доплатформенные комплексы нефтегазоносных территорий СССР / М.Ю. Васильева. Е.Г. Журавлев, В.С. Князев и др.
— М.: Heдpa, 1992.
Ильин В.Д., Фортунатова Н.К. Методы прогнозирования и поисков нефтегазоносных рифовых комплексов.
— М.: Недра, 1988.
Степанов С.А., Краснов В.И., Новгородов Н.С. Чижапская карбонатная банка // Геология и геофизика. -1990.
— № 1. -С. 32–38.
Стратиграфия палеозойских отложений юго-востока Западно-Сибирской плиты / В.Н. Дубатолов, В.И. Краснов, О.И. Богуш и др.
— Новосибирск: Наука, 1990.
Рис. 1. ВРЕМЕННЫЕ (A) И ЭКО-РАЗРЕЗЫ (Б) В ПРЕДЕЛАХ УPMAHCKO-АРЧИНСКОЙ ЗОНЫ
1 — тектонические нарушения, 2 — рифовые сейсмофации, 3 — зона сочленения Урманского и Арчинского блоков
Рис. 2. ЭКО (А) И ВРЕМЕННЫЕ (Б) РАЗРЕЗЫ И СВАН-КОЛОНКИ (В) НА ЕЛЛЕЙ-ИГАЙСКОИ ПЛОЩАДИ
1 — вулканогенные сейсмофации; спектрально-временной образ вмещающих отложений до (1) и после (III) PC (II) по профилю. Остальные усл. обозначения см. на рис. 1
Рис. 3. СТРУКТУРНО СЕЙСМОФАЦИАЛЬНАЯ КАРТА ЕЛЛЕЙ-ИГАЙСКОЙ ПЛОЩАДИ ПО ОТРАЖАЮЩЕМУ ГОРИЗОНТУ Ф0 (кровля нижнего карбонатного комплекса лесной толщи — D1)
1 — изогипсы ОГ Ф0, м, рифовые сейсмофации: 2 — в нижнем карбонатном комплексе (S2-D1), 3 — в верхнем карбонатном комплексе (D2); 4 — блоково-дислоцированные вулканогенные сейсмофации; 5 — тектонические нарушения
Рис. 4. КАРТА ТИПОВ РАЗРЕЗА ВЕРХНЕЙ ЧАСТИ ПАЛЕОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ УРМАНСКОЙ КАРБОНАТНОЙ БАНКИ
1 — зоны развития бокситоносных отложении коры выветривания; 2 — изолинии пластовых скоростей, м/с: типы разреза 3 — I, 4 — II, 5 — III. 6 — IV; 7 — вероятная ориентировка активных проявлений волноприбойного воздействия на карбонатную банку; 8 -направление разноса карбонатно-обломочного материала, генерируемого волновой абразией
Автор: Славкин B.C., Бакун Н.Н., Копилевич Е.А., Гончаров А.В.
