В целом породы фроловской свиты неоднородные, имеют различные текстурные особенности и песчаные, и алевритистые примеси. Возраст фроловской свиты, согласно Стратиграфической схеме 1991 г., датирован берриас-нижним аптом [1].
Тектонически фроловская свита распространена на западных бортах Ханты-Мансийской и Надымской впадин, которые отвечают Уват-Ханты-Мансийскому срединному массиву палеозойского фундамента Западно-Сибирской геосинеклизы [2]. На востоке Фроловская фациальная зона граничит с Тобольско-Надымским районом, в пределах которого разрез, отвечающий фроловской свите, сложен ахской (внизу), черкашинской и алымской свитами (рис. 1).
Рис. 1. Схема районирования неокомских отложений Западно-Сибирской равнины. Условные обозначения: 1 — обрамление; 2 — граница распространения неокомских отложений; 3 — граница района; 4 — граница подрайона; 5 — район; 6 — подрайон. Районы и подрайоны: 2 — Игримско-Шаимский, 3 — Березовский, 4 — Фроловский, 5 — Карабашский, 7 — Тобольско-Надымский
Черкашинская свита представлена чередованием (пласты группы АС) песчаников и глин. В верхах ахской свиты выделяются пласты БС1–8, а в самой нижней ее части обособляется песчаная ачимовская толща. Алымская свита в рассматриваемом объеме представлена только нижней своей подсвитой.
На юге Фроловская фациальная зона ограничивается Тобольским массивом, где выделен Карабашский район, в котором аналогом фроловской свиты являются ахская (исключительно глины) и леушинская (песчано-глинистые образования) свиты.
На западе область распространения фроловской свиты ограничивают Игримско-Шаимский и Березовский районы, где выделены мулымьинская (глины), улансынская (глины), алясовская (глины) и ле ушинская (песчано-глинистые образования) свиты.
Таким образом, фроловская свита на схеме районирования неокома Западной Сибири занимает огромную территорию и является как бы связующим звеном между приуральскими и среднеобскими его разрезами. Однако до настоящего времени эти разрезы не взаимоувязаны между собой, что не позволило разработать единую седиментационную модель накопления этих образований.
В настоящее время считается, что фроловская свита накапливалась на значительных глубинах (до 700 м), и в этой связи широко пропагандируется модель «клиноформного» строения неокомских отложений, которая базируется на временных сейсмических разрезах и предполагает, что песчаные пласты групп «БС» и «АС» формировались в условиях наклонного шельфа и так же, как песчаные тела, обрываются у его подножия.
Наклонные в западном направлении площадки на сейсмических временных разрезах отождествляются со стратиграфическими границами отдельных пластов. В западном направлении такие площадки примыкают к кровле баженовской свиты, которая очень хорошо прослеживается на всем протяжении сейсмического профиля, где имеются такие наклоны.
О.М. Мкртчян допускает, что такие площадки даже «прорывают» баженовскую свиту и уходят под ее подошву.
Контрастно «клиноформы» на временных разрезах выражены в пределах Приобского месторождения, а рассматриваемая часть разреза выделена в Приобскую зону, которая «клиноформистами» трассируется от Кондинской площади на юге, через Приобское месторождение до Обской губы на севере.
В скв. 16 на Кондинской площади песчаный пласт (2707–2731 м), содержащий нефть и залегающий всего в 40 м выше баженовской свиты, Г.С. Ясовичем индексируется как АС12. Соответственно, подстилающие его глины должны относиться к пимской пачке (готерив).
Однако в этой Приобской «клиноформе» в скв. 254 (2743–2757 м), 247 (2704–2719 м), 257 (2773–2784 м), 405 (2665–2672 м), 216 (2889–2896 м), 618 (2842–2846 м), 441 (2869–2883 м), 214 (2943–2950 м) в указанных интервалах определено свыше 20 аммонитов берриасского возраста: Hectoroceras sp. aff. H.kochi Spath, Ammonites gen. ef. sp. indet, Neotollia sp ind, достоверность которых до сих пор никем не поставлена под сомнение. Все определения выполнены Н.П. Вячкилевой (ЗапСибНИГНИ) и подтверждены многими специализированными коллоквиумами.
В скв. 405, 254, 257 указанные аммониты находятся в разрезах от 123 до 227 м выше кровли баженовской свиты. То есть на Приобской площади в перечисленных выше скважинах встречаются берриасские отложения мощностью от 100 до 200 м.
В этих скважинах, а также в скв. 441, 607, 241, 414, 234, 239, 332, 240, 295, 296, 242, 288 и др. на Приобской площади в интервале глубин 2380–2678 м определено свыше 30 Speetoniceras, указывающих на готеривский возраст вмещающих их пород (рис. 2).
Рис. 2. Схема корреляции неокомских отложений Приобского месторождения. Условные обозначения: 1 — бат-келловей; 2 — оксфорд-кимеридж; 3 — титон; 4 — берриас; 5 — валанжин; 6 — готерив-баррем; 7 — апт
Рис. 3. Схема тектонического районирования фундамента (1974 г. ред.В.С. Сурков). Платформы: 1 — Восточно-Европейская; 2 — Сибирская. Срединные массивы: 3 — Уват-Хантымансийский — байкалиды. Складчатые области: 13 — Центрально-Казахстанская — каледониды; 12 — Салымско-Чингизская — ранние герциниды; 10 — Центрально-Западносибирская — поздние герциниды; 9 — Уральская — поздние герциниды.
Таким образом, если сопоставить разрезы неокома по скважинам, в которых обнаружены аммониты, то становится очевидным, что на Приобской площади широко развиты отложения берриаса и готерива и резко сокращены (иногда до полного выклинивания) мощности валанжина.
Приведенные материалы однозначно указывают на то, что здесь в неокомское время была неклиноформная модель накопления осадков.
Если в Приобской «клиноформной» зоне берриасские отложения достигают 200 м, а валанжинские сильно размыты или значительно сокращены в мощностях, то становится объяснимым, почему в пределах центральных частей Красноленинского свода и Шаимского вала толщины валанжина не превышают 20 м, а берриасская фауна встречается только в кровельной части битуминозных глин тутлеймской свиты. Соответственно, 200-метровая толща глин берриаса в скв. 405 Приобской в центральной части Красноленинского свода и Шаимского вала полностью отсутствует. Это означает, что в указанных частях свода и вала перерыв в осадконакоплении был не только в позднем валанжине, но и в позднем берриасе.
Соответственно, сложившееся представление о фациальной и седиментационной однородности фроловской свиты является неточным, а моделирование ее разреза и прогнозирование нефтеносности следует проводить с позиций прерывистости накопления осадков, а не «клиноформного» ее строения.
Этот вывод подтверждает отсутствие отложений ачимовской толщи в низах ахской (Карабашский район), мулымьинской и алясовской (Игримско-Шаимский и Березовский районы) свит, что отражено на Стратиграфической схеме 1991 г.
Поскольку берриас-валанжинские отложения на рассматриваемой территории представлены в основном тонкими, почти однородными глинами, то фиксация перерывов в них по материалам ГИС затруднена.
Очень скудный отбор керна из разрезов фроловской свиты и как следствие редкие палеонтологические определения также усугубляют данную проблему. Все это не позволило до настоящего времени увязать разрезы неокома от Сургутского свода на востоке до Шаимского вала на западе так, чтобы стало понятным и объяснимым, почему, например, ачимовские песчаные отложения есть в разрезах в Салымском и частично Кондинском районах и нет их в Шаимском, почему на восточных склонах Шаимского вала в разрезах неокома отсутствуют аналоги пластов групп «БС» и «АС».
Расчленение разрезов фроловской свиты на отдельные пачки по Малоатлымской опорной скважине впервые было предпринято И.И. Нестеровым в 1968 г. [4]. Всего им выделено четыре пачки (снизу вверх):
Первая пачка общей мощностью до 85 м сложена плотными, массивными аргиллитами с прослоями сидеритов. На юге и востоке в пачке появляются прослои песчаников, которые объединяются в ачимовскую толщу.
Вторая пачка – черные массивные аргиллиты, мощностью до 200 м. Сопоставляется с алясовской и низами леушинской свит.
Третья пачка – темно-серые, алевритистые аргиллиты общей мощностью до 130 м. Эта пачка сопоставляется с верхами леушинской свиты (выше горизонта «М») (здесь, по-видимому, опечатка, поскольку, согласно Стратиграфической схеме 1991 г., пачкой «М» заканчивается разрез леушинской свиты, а кровля леушинской свиты соответствует кровле фроловской) [4, стр. 60].
Четвертая пачка темно-серых, алевритистых аргиллитов с прослоями песчаников. Толщина пачки до 30 м.
Общая мощность фроловской свиты до 700 м.
Как следует из приведенной характеристики фроловской свиты, выделенные в ней пачки увязывались, в основном, с западными разрезами Шаимского и Березовского районов и не прослеживались на восток в Салымский и Сургутский районы, где развиты алымская, черкашинская и ахская свиты.
На схеме 1991 г. граница баррема и апта проведена по подошве алымской свиты и приурочена к резкой смене литологии разреза, когда преимущественно песчаники черкашинской свиты сменяются глинами алымской свиты. В леушинской свите эта граница показана внутри ее и приурочивается к подошве отдельной глинистой пачки, которая опесчанивается на запад, постепенно утрачивая свое маркирующее значение (рис. 4).
Рис. 4. Схема корреляции юрских и неокомских отложений в пределах Фроловской фациальной зоны
Подошва леушинской свиты на схеме 1991 г. совмещена с подошвой черкашинской, то есть с кровлей пимской пачки. Однако, как видно на рис. 4, песчаные пласты всей черкашинской свиты не являются фациальными и возрастными аналогами низов леушинской свиты (горизонт «Н»). Горизонту («Н») отвечает только верхняя часть черкашинской свиты, включающая песчаные пласты АС4-АС6. Нижележащие пласты (АС7-АС12), развитые в Салымском районе, на западе (Заозерная, Леушинская, Таборинская и др. площади) постепенно глинизируются, и только в Предуралье (Добринская площадь) появляются песчаные отложения незначительной мощности, которые выделяются в объеме харосоимской свиты и являются аналогами пластов АС7-АС12.
Ахская свита в рассматриваемом регионе неоднородна и подразделяется на три части, которые можно условно назвать берриасской, валанжинской и нижнеготеривской.
Берриасская часть развита только на востоке (Салымский, Кальчинский, Приобский, Айпимский и др. районы), залегает непосредственно на битуминозных глинах тутлеймской свиты и сложена переслаиванием пачек (по 15–40 м) глин и песчаников. Песчаники разнозернистые, разно отсортированные, соответствуют нижнему пласту ачимовской толщи. Подстилающие и перекрывающие их глины, как правило, слабоалевритистые, толщины их изменяются от 15 до 80 м. В этих глинах, как уже отмечалось, на Приобской площади обнаружены берриасские аммониты (около 25 экземпляров), достоверно датирующие их возраст.
Валанжинская часть разреза ахской свиты представлена в основном глинами, в отдельных местах сильно алевритистыми, с частыми линзовидными включениями серых алевролитов. В нижней части этого разреза встречаются отдельные линзы (до 50 м) песчаников, отвечающих верхним пластам ачимовской толщи, которые западнее Заозерной площади не распространяются.
Нижнеготеривская часть ахской свиты также неоднородна. На востоке (Северо-Демьянская, Северо-Кальчинская и др. площади) это почти ритмичное переслаивание пластов песчаников и глин. К западу песчаники глинизируются, а разрез сложен в основном глинами, участками сильно алевритистыми. В этих глинах так же, как и в нижней части черкашинской свиты на Приобской площади, обнаружено свыше 30 Speetoniceras готеривского возраста.
Подстилающие ахскую свиту битуминозные глины тутлеймской свиты (титон) на рассматриваемой территории распространены неравномерно. На востоке – это почти однородные листоватые глины, к западу (Тюмская скв. 50, Чирпская скв. 1, Заозерная скв. 3 и др.) битуминозность сильно уменьшается, и среди глин встречаются линзы и прослои алевролитов и песчаников. Аналогичный разрез тутлеймской свиты вскрыт на Восточно-Кальчинской площади в скв. 80 [5]. К западу от Нахрачинской площади степень битуминозности пород вместе с их толщинами резко снижается.
Подстилающие отложения средней и нижней юры развиты только на востоке и западнее Нахрачинской площади не распространяются.
Таким образом, сопоставление разрезов неокома от Северо-Демьянской площади на востоке через Северо-Кальчинскую, Тюмскую, Заозерную, Нахрачинскую, Леушинскую, Щучью, Таборинскую до Добринской площади на западе показало, что по указанному профилю фроловская свита как единое литологическое тело, сформировавшееся в конкретных условиях, не прослеживается.
Ахская, черкашинская и алымская свиты, развитые на востоке (Кальчинский, Салымский районы), фациально переходят в харосоимскую, мулымьинскую, улансынскую, леушинскую и кошайскую свиты на западе. Фациальные переходы перечисленных свит с востока и их аналоги на западе зависели от тектонического строения рассматриваемой территории в юрское и неокомское время.
В ранне — и среднеюрское время Приуральская часть Западной Сибири (Карабашский, Шаимский и Березовский районы) была приподнята, выведена выше уровня моря и существовала в виде палеосуши. Эта территория отвечает поздним герцинидам фундамента. Восточнее Нахрачинской, Толумской и других площадей в это же время существовал бассейн седиментации, его прибрежная часть осложнялась рядом палеоостровов, на которых осадконакопление также отсутствовало. Эта же территория охватывает Уват-Ханты-Мансийский срединный массив байкалид (Тектоническая карта фундамента, 1974 г., под редакцией В.С. Суркова, рис. 3).
В позднеюрское время морская трансгрессия значительно продвинулась на запад до самых предгорий Урала. Бассейн седиментации был разделен на внутреннюю лагуну (область байкалид и восточнее), в которой формировались битуминозные глины титона и нижнего берриаса, и прибрежную зону, где осаждались темно-серые небитуминозные глины даниловской свиты.
В неокомское время колебательный режим фундамента продолжался.
В берриасе область уралид испытала новое воздымание и, как в среднеюрское время, была выведена из-под уровня моря и подверглась размыву. В зоне байкалид в это время существовал бассейн седиментации, в котором накапливались осадки ачимовской толщи берриасского возраста.
В валанжинское время в пределах области байкалид оставался бассейн седиментации, а на область уралид распространилась морская трансгрессия, и в образовавшемся бассейне накапливались, в основном, глинистые осадки. При этом в зоне байкалид осадконакопление протекало интенсивно, и здесь образовалось свыше 200 м глинисто-алевритистых отложений. В зоне уралид в валанжинское время существовал обширный ватт – низменный, илистый морской берег, в пределах которого за счет приливов образовывались «насосы». Общие толщины валанжинских отложений в пределах ваттов не превышали 10–15 м.
В конце валанжина в пределах Западной Сибири происходило общее геократическое воздымание, приведшее к осушению значительной части ее территории и размыву подстилающих отложений. В целом в Западной Сибири практически отсутствует верхнемеловая фауна.
В начале готеривского века Западная Сибирь испытала новое опускание, которое началось с центральной ее части (Нижневартовский и Сургутский своды). Здесь стали накапливаться песчано-глинистые отложения пластов группы «БС». Трансгрессия расширялась как на запад, так и на восток. По этой причине в разрезе фиксируется выклинивание сначала самых нижних пластов, а по мере расширения трансгрессии вышезалегающих пластов (БС6–8). Наибольшего расширения трансгрессия достигла во время накопления глинистых отложений пимской пачки. В это же время Сургутский свод стал испытывать новый подъем. Максимальные палеоглубины этого бассейна находились в пределах области байкалид, где накапливались, в основном, глинистые отложения, а на его бортах (области герцинид) – песчано-глинистые.
В предпимское время в области байкалид происходил кратковременный перерыв в осадконакоплении.
В позднеготеривское время продолжал существовать седиментационный бассейн, его наиболее погруженная часть располагалась в пределах области байкалид. В этом бассейне, как и в раннеготеривское время, на востоке (пласты АС7–12) и западе формировались песчаные осадки, а в самой прогнутой его части – глины.
В барремское время на исследуемой территории бассейн седиментации сохранялся, но его палеоморфология была несколько изменена. Более интенсивно подъем испытывали западная часть (накапливались преимущественно песчаные образования горизонта «Н») и восточные (формировались пласты группы АС4–6) участки. Наиболее прогнутая его часть приурочивалась к зоне сочленения уралид и байкалид, где накапливались в основном глинистые алевролиты. В раннеаптское время наибольшее прогибание бассейна седиментации смещается на восток, где формировались, в основном, глинистые осадки нижнеалымской подсвиты. На западе этого бассейна широко распространены преимущественно песчаные отложения леушинской свиты. Обломочный материал в рассматриваемый бассейн поступал как с запада (Урал), так и с востока (Нижневартовский, Северный своды, Медвежий мегавал и др. элементы).
В конце нижнего апта (кошайская пачка) на исследуемой территории образовался морфологически однородный бассейн, в котором накапливались тонкие, иногда слабобитуминозные глины кошайской свиты (или кошайской пачки).
Таким образом, выполненное сопоставление разрезов неокома по широтному профилю, пересекающему Фроловскую фациальную зону, показало следующее:
фроловская свита в пределах Западной Сибири не является единым литологическим телом, накапливающимся в однородной седиментационной среде;
в ее разрезе выделяется несколько стратиграфических перерывов, обусловленных характером тектонического развития данной территории в неокомское время;
особенности тектонического развития определены блоковым строением доюрского фундамента, имеющим разный возраст консолидации;
термин «фроловский глинистый барьер», как и клиноформная модель строения нижненеокомских отложений, в его пределах не имеет генетической сущности. Наклонные площадки на временных сейсмических разрезах это техногенный фактор, полученный при изощренной фильтрации отраженного сигнала, который проходит через резкую фациальную изменчивость нижней части неокомского разреза.
Литература
Региональные стратиграфические схемы мезозойских отложений Западно-Сибирской равнины.
— Тюмень.- 1991.
Геология нефти и газа Западной Сибири // А.Э. Конторович, И.И. Нестеров, В.С. Сурков и др.
— М.: Недра.- 1975.- 680 с.
Каталог стратиграфических разбивок // Тр. ЗапСибНИГНИ.-1972.- Вып. 67.-313 с.
Аргентовский Л.Ю., Бочкарев В.С. и др. Стратиграфия мезозойских отложений платформенного чехла Западно-Сибирской плиты // Проблемы геологии Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции /Тр. ЗапСибНИГНИ.- 1968.- Вып 11.- 60 с.
Соколовский А.П., Соколовский Р.А. Аномальные типы разрезов баженовской и тутлеймской свит Западной Сибири // Вестник недропользователя ХМАО.- 2002.-11.- С. 64–69.
Автор: Соколовский А.П., Соколовский Р.А.
