К оглавлению журнала

 

УДК 551.242:553.98(571.16)

©В.А. Конторович, 1999

ИСТОРИЯ ТЕКТОНИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ ЮГО-ВОСТОКА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ В ЮРСКИЙ ПЕРИОД

В.А. Конторович (ИГНГ СО РАН)

В юго-восточной части Западной Сибири значительная часть неразведанных ресурсов УВ сконцентрирована в юрских песчаных резервуарах, сформировавшихся как в континентальных, так и морских условиях.

Настоящая статья посвящена анализу юрских тектонических процессов, которые, предопределяя палеогеоморфологию исследуемой территории, оказывали существенное влияние на формирование резервуаров и флюидоупоров – ловушек УВ. В основу проведенных исследований были положены статистический анализ данных ГИС, полученных в 637 скважинах, вскрывших на территории Томской области породы доюрского основания, и материалы сейсморазведочных исследований.

Юрские нефтегазоперспективные осадочные комплексы

По наличию региональных геологических и сейсмических реперов в разрезе юры юго-востока Западной Сибири выделяют четыре геологических комплекса, являющихся самостоятельными объектами поиска месторождений нефти и газа: геттанг-раннетоарский (Het-Toa1), позднетоар-ааленский (Toa2-Aal), байос-батский (Baj-Bth) и келловей-волжский (Clv-Vol). Каждый из рассматриваемых комплексов представляет собой относительно автономную систему, включающую резервуары, флюидоупоры и нефтепроизводящие породы.

Согласно стратиграфической схеме, разработанной в ИГНГ СО РАН (Шурыгин Б.Н. и др., 1995), в разрезе юры юго-востока Западной Сибири выделяют урманскую, тогурскую, салатскую, тюменскую, васюганскую, георгиевскую и баженовскую свиты.

Геттанг-раннетоарский комплекс пород включает отложения урманской и тогурской свит. Подошвой комплекса служит доюрское основание, в кровле залегает пачка аргиллитов тогурской свиты. Отложения комплекса, представляющие собой толщу заполнения отрицательных палеоформ доюрского рельефа, распространены в депрессионных зонах и выклиниваются на выступах доюрского основания. Геттанг-раннетоарский комплекс пород сложен переслаивающимися пачками песчаников и аргиллитов, суммарная толщина которых колеблется в диапазоне от нуля до 200 м. Время формирования комплекса – около 23 млн лет.

В состав позднетоар-ааленского осадочного комплекса входят отложения салатской свиты и нижней подсвиты тюменской свиты. В кровле залегает регионально выдержанный угольный пласт У10, подошва контролируется кровлей тогурской свиты. Верхнетоар-ааленские отложения представлены переслаивающимися преимущественно песчаными и аргиллитовыми горизонтами. Верхнетоар-ааленские отложения, хотя и получили существенно более широкое распространение, чем геттанг-нижнетоарские, также отсутствуют в присводовых частях крупных палеоподнятий. Толщина комплекса составляет 0-250 м. Время формирования – 11-12 млн лет.

Байос-батский комплекс пород, включающий отложения средней и верхней подсвит тюменской свиты, широко распространен на территории исследований и отсутствует только в присводовых частях наиболее контрастных положительных структур. В подошве комплекс ограничен угольным пластом У10, в кровле – угольным пластом У2, одновременно являющимся и кровлей тюменской свиты. Комплекс представлен песчаниками, алевролитами и аргиллитами с многочисленными прослоями углей и углистых аргиллитов. Толщина комплекса – 0-265 м. Время формирования – 10-11 млн. лет.

В состав келловей-волжского осадочного комплекса входят отложения васюганской, георгиевской и баженовской свит. В отличие от геттанг-батских отложений, сформировавшихся в континентальных условиях, келловей-волжский комплекс пород накапливался преимущественно в прибрежно-, мелководно- и глубоководно-морских условиях. В основании комплекса развит трансгрессивный песчано-алевролитовый пласт Ю20 , перекрытый пачкой аргиллитов нижневасюганской подсвиты, являющейся региональным флюидоупором для залежей УВ в континентальных отложениях байос-бата. Средняя часть келловей-волжских отложений представлена серией песчаных пластов, совокупность которых формирует регионально-нефтеносный на юго-востоке Западной Сибири горизонт Ю1. В депрессионных зонах горизонт Ю1, как правило, перекрыт отложениями георгиевской свиты, толщина которой редко превышает 6-8 м. В кровле комплекса залегает баженовская свита, которая, являясь нефтепроизводящей толщей, одновременно выполняет роль регионального флюидоупора для залежей в отложениях верхневасюганской подсвиты. На территории Томской области, изученной глубоким бурением, келловей-волжский комплекс пород имеет повсеместное распространение и характеризуется толщиной 20-170 м. По геофизическим данным зона регионального выклинивания юрских отложений выделена только на юго-востоке исследуемой территории. Время формирования комплекса составляет 24-25 млн лет.

Анализируя схему строения каждого из описанных комплексов, следует отметить, что их верхние, прикровельные, части представлены регионально выдержанными по толщине изохронными глинистыми либо углисто-глинистыми пачками, формирование которых происходило в эпохи тектонического покоя. Таким образом, каждая из поверхностей выделенных комплексов может быть в первом приближении принята за изохронную поверхность выравнивания.

Методика исследований

Методика интерпретации геолого-геофизических материалов с целью восстановления истории тектонического развития региона в юрский период включала:

анализ взаимосвязей между абсолютными отметками сейсмогеологических реперов;

анализ взаимосвязей между толщинами геттанг-раннетоарского, позднетоар-ааленского, байос-батского и келловей-волжского комплексов, с одной стороны, и толщиной юрских отложений в целом – с другой.

На этом этапе исследований были рассчитаны линейные уравнения регрессии Y = аХ + b, характеризующие взаимосвязь глубин залегания реперных горизонтов, а также толщин отдельных комплексов с толщиной юрских отложений. Для всех зависимостей оценивались коэффициенты корреляции.

Остановимся на физическом смысле коэффициентов корреляции и регрессии. Коэффициент корреляции (R) между абсолютными отметками отражающих горизонтов указывает на степень подобия структурных поверхностей.

При интерпретации реальных геолого-геофизических материалов необходимо учитывать, что на коэффициенты корреляции между глубинами горизонтов могут влиять следующие факторы: изменение конфигурации горизонтов, смещение осевых частей положительных и отрицательных структур в плане, изменение размеров структур и т.д.

В случае, когда коэффициенты корреляции между глубинами залегания горизонтов достаточно высоки, коэффициент регрессии (а) характеризует различие в дифференцированности структурных поверхностей.

Так, если в уравнении

Hbg=aHPZ + b, (1),

где HPZ, Нbg – глубина залегания соответственно доюрского основания и баженовской свиты, коэффициент регрессии равен, например, 0,5, увеличению глубины залегания доюрского основания на 100 м будет соответствовать увеличение глубины баженовской свиты на 50 м. Следовательно, амплитуды основных структур в рельефе баженовской свиты уменьшились на 50 % по отношению к структурам, выделенным по подошве юры.

Аналогичным образом была проведена интерпретация коэффициентов корреляции и регрессии для зависимостей, характеризующих взаимоотношения толщин отдельных комплексов и юрских отложений в целом.

Поскольку в кровле всех выделенных комплексов залегают пачки, являвшиеся на время их формирования поверхностями выравнивания, изменение толщин комплексов будет характеризовать относительное воздымание палеоподнятий над палеопрогибами, имевшее место на разных этапах развития региона, т.е. отражать интенсивность вертикальных тектонических движений. Сопоставление этих данных с толщинами юры позволит оценить влияние тектонических процессов на волжский палеорельеф доюрского основания – определить "вес" различных этапов в юрском тектоническом процессе.

Коэффициенты корреляции в данном случае будут указывать на степень подобия тектонических процессов, имевших место на каждом из этапов развития, и юрских тектонических процессов в целом.

Коэффициенты регрессии позволят оценить степень воздействия тектонических процессов на структуру доюрского основания, сформировавшегося к концу волжского века. Остановимся на конкретном примере.

Пусть толщины геттанг-нижнетоарских и юрских отложений связаны уравнением

DHHet-Toa1 = 0.5DHJ + b, (2)

где DHHet-Toa1, DHJ ~ толщина соответственно геттанг-нижнетоарских и юрских отложений. Если коэффициент корреляции для зависимости, описанной уравнением (2), стремится к единице, то можно констатировать, что тектонические процессы, которые имели место в геттанг-раннетоарское время, подобны тем, что происходили на протяжении всего юрского периода, и как следствие оказали существенное влияние на палеоструктурный план доюрского основания, сформировавшийся к концу юры.

Коэффициент регрессии (а), равный 0,5, позволяет сделать вывод о том, что увеличение толщины юрских отложений на 100 м сопровождается увеличением толщины геттанг-нижнетоарских отложений на 50 м.

Следовательно, в пределах зоны распространения отложений комплекса перепад отметок высот между палеоподнятиями и палеодепрессиями, имевшими место в палеорельефе доюрского основания на время формирования тогурской свиты, в позднетоар-волжское время увеличился еще на 50 %.

Тектонические процессы юрского периода

Анализ взаимосвязей современных глубин залегания геологических реперов, приуроченных к кровлям нефтегазоперспективных комплексов, и глубины залегания доюрского основания (рис. 1) позволяет отметить наличие ярко выраженных зависимостей. Минимальный коэффициент корреляции (R) между абсолютными отметками палеозойского основания (PZ), с одной стороны, и угольного пласта У10 и баженовской свиты (bg) – с другой, составляет 0,91. Максимальный коэффициент корреляции между абсолютными отметками баженовской и тюменской (tm) свит достигает 0,99 (табл. 1). Учитывая подобие юрских структурных поверхностей, можно сделать вывод о том, что принципиальных перестроек структурного плана в этот период не происходило, а тектонические процессы носили преимущественно унаследованный характер.

Коэффициенты регрессии (а) в уравнениях, связывающих глубины залегания реперных горизонтов, указывают на то, что на протяжении всего юрского периода рельеф территории постепенно нивелировался (см. рис. 1, табл. 2). Так, коэффициенты регрессии в уравнениях, связывающих абсолютные отметки кровли тогурской (tg) свиты, угольного пласта У10, тюменской и баженовской свит с таковой рельефа до-юрского основания, постепенно уменьшаются, составляя соответственно 0,876, 0,692, 0,606, 0,569. Из приведенных данных следует, что амплитуды положительных и отрицательных тектонических элементов, выделяемых в структурном плане баженовской свиты, составляют в среднем около 60 % амплитуд структур рельефа доюрского основания.

Полученные зависимости (см. рис. 1) позволяют также сделать вывод о том, что в меловой период и кайнозойскую эру в районе исследований происходила перестройка рельефа доюрского основания, сформировавшегося к концу юрского периода. Этот вывод базируется на том, что одинаковым современным глубинам залегания доюрского основания соответствуют как зоны распространения, так и зоны отсутствия геттанг-ааленских, байос-батских и келловей-волжских отложений (см. рис. 1, А, Б, В).

Для анализа поэтапного развития исследуемой территории рассмотрим зависимости толщин каждого из комплексов от толщины юрских отложений (рис. 2).

Полученные графики позволяют выделить по 3 участка (зависимости), отвечающих различным условиям седиментации и обозначенных 0, I, II. Нулевые зависимости соответствуют разрезам скважин, в которых отложения рассматриваемых комплексов отсутствуют, т.е. характеризуют наиболее приподнятые участки палеорельефа, являвшиеся источниками сноса. Зависимости I отвечают зонам, где отложения комплексов залегают непосредственно на породах доюрского основания, т.е. склонам палеоподнятий. Зависимости II характеризуют территории, где отложения комплексов перекрывают более древние осадочные толщи, т.е. палеодепрессионные зоны.

В табл. 3 показано, как распределились скважины по типам (зависимостям) для каждого комплекса. Из приведенных данных следует, что по мере формирования отложений осадочного чехла бассейны седиментации постепенно расширялись, а области денудации, напротив, сокращались. Так, если отложения геттанг-раннетоарского возраста вскрыты лишь в 16 % скважин, то отложения позднетоар-ааленского, байос-батского и келловей-волжского возраста присутствуют уже соответственно в 70, 98 и 100 % скважин. При этом доля скважин, вскрывших неполные разрезы комплексов, начиная с позднетоарского времени уменьшается от более древних отложений к более молодым.

Аналогичный вывод можно сделать, анализируя карту изопахит юрских отложений (рис. 3), построенную по результатам геолого-геофизических исследований. Поскольку в кровле юры залегает региональная поверхность выравнивания, приведенная карта характеризует палеорельеф доюрского основания, сформировавшийся к концу волжского века.

Зависимости толщин комплексов от толщины юры (см. рис. 2) позволяют констатировать, что бассейны седиментации геттанг-нижнетоарских, верхнетоар-ааленских и байос-батских отложений контролируются изопахитами юры, проведенными соответственно на отметках 470-490, 260-280 и 80-100 м. Таким образом, карта волжского палеорельефа доюрского основания позволяет кондиционно очертить бассейны седиментации, имевшие место на разных этапах развития региона.

Из графиков, приведенных на рис. 2, также следует, что на каждом этапе осадконакопления рельеф бассейнов седиментации (зависимости II) значительно нивелировался и в последующие юрские этапы осадконакопления строение этих территорий существенно не менялось. На это обстоятельство указывают низкие коэффициенты корреляции и регрессии для зависимостей II в уравнениях, связывающих толщины позднетоар-ааленского (RII = 0,42, aII = 0,24), байос-батского (RII = 0,35, aII = 0,093) и келловей-волжского (RII = 0,61, aII = 0,09) комплексов с толщиной юрских отложений, и близкие к единице коэффициенты регрессии в уравнениях, связывающих абсолютные отметки тогурской свиты, угольного пласта У10, тюменской и баженовской свит (см. табл. 2). Эти данные, в частности, позволяют сделать вывод о том, что в пределах зоны распространения тогурской свиты все вышележащие юрские поверхности практически повторяют ее структурный план.

В то же время некоторое увеличение толщин отложений в направлении осевых частей палеодепрессий (см. зависимости II на рис. 2, Б-Г) указывает на устойчивое прогибание последних на протяжении всей юры.

Об этом же свидетельствуют и коэффициенты регрессии для участков, характеризующих склоны палеоподнятий (см. зависимости I на рис. 2). Так, коэффициент регрессии в уравнении, связывающем толщины позднетоар-ааленских и юрских отложений, равный 0,82, указывает на то, что к концу аалена превышение отметок высот доюрского основания в зонах выклинивания ааленских и нижнетоарских отложений составляло 82 % от тех, что имели место к концу юрского периода. В байос-волжское время депрессии продолжали унаследованно прогибаться относительно палеоподнятий, однако интенсивность этого процесса была невысока – прирост амплитуд палеоструктур за это время составил менее 20 %. Коэффициенты регрессии в зависимостях I составляют для геттанг-раннетоарского комплекса пород 0,56, позднетоар-ааленского – 0,82, байос-батского – 0,91 и келловей-волжского – 1 при коэффициентах корреляции 0,79-1,0.

Значительное расширение областей седиментации на каждом из этапов формирования осадков (см. рис. 3) позволяет констатировать, что в юрское время процессы денудации палеоподнятий доминировали над процессами их роста. Постепенное заполнение бассейнов с их последующим спокойно-монотонным развитием, вероятно, предопределяло и ослабление процессов дизъюнктивной тектоники. В палеодепрессионных зонах, где накопилось значительное количество осадков, тектонические нарушения затухают, как правило, в ранней юре – аалене (рис. 4).

В то же время анализ сейсмических материалов позволяет сделать вывод о том, что наиболее контрастные палеовыступы доюрского основания развивались на протяжении всей юры, причем процесс их относительного "роста" сопровождался активным формированием разломов (см. рис. 4).

Подводя итоги проведенного анализа, сформулируем основные выводы:

в юрский период в юго-восточных районах Западной Сибири тектонические процессы носили преимущественно унаследованный характер;

по мере формирования осадков бассейны седиментации постепенно расширялись, а области денудации сокращались;

каждый этап юрского осадконакопления приводил к тому, что в пределах бассейнов седиментации рельеф практически полностью нивелировался, "тектоническая жизнь" в них замирала и в последующие юрские эпохи осадконакопления их строение существенно не менялось – происходил унаследованный процесс незначительного погружения осевых частей палеодепрессий;

наиболее контрастные палеовыступы доюрского основания испытывали тенденцию к относительному росту в течение всего юрского периода;

в юрский период процессы разрушения приподнятых участков палеорельефа доминировали над процессами их роста;

постюрские тектонические процессы деформировали палеоструктурный план доюрского основания, имевший место в волжском веке.

Для более полного понимания процессов осадконакопления юрского периода необходимо остановиться еще на одном моменте. Несмотря на то, что на каждом из этапов развития территории ситуация принципиально повторялась – происходил процесс разрушения палеоподнятий и снос терригенного материала в более погруженные участки, условия седиментации в геттанг-ааленское и байос-волжское время существенно отличались.

Из табл. 3 следует, что отложения позднетоар-ааленского возраста охарактеризованы в 70 % скважин, вскрывших доюрское основание.

Учитывая, что в пределах положительных структур плотность глубокого бурения существенно выше, нежели в пределах отрицательных, можно с уверенностью утверждать, что уже к концу аалена не менее 70 % исследуемой территории было перекрыто отложениями осадочного чехла и впоследствии входило в состав бассейнов седиментации. По данным геолого-геофизических исследований к концу аалена не перекрытые отложениями чехла выступы доюрского основания занимали не более 10 % исследуемой территории (см. рис. 3). Безусловно, они продолжали разрушаться и в байос-келловейское время, однако, учитывая их локальное распространение и количество накопившегося в это время терригенного материала, очевидно, что они не могли выполнять роль основных источников сноса.

Значительную роль местных источников сноса при формировании отложений осадочного чехла именно на ранних стадиях развития Западно-Сибирского бассейна неоднократно отмечали Ф.Г. Гурари, А.Э. Конторович, И.И. Нестеров, В.С. Сурков и др. [1, 2, 5].

Из приведенного анализа вытекает, что в исследуемом районе формирование осадков преимущественно за счет местных источников сноса могло иметь место только в ранней юре и начале аалена. В региональном плане уже к началу байоса в пределах внутренней области плиты палеорельеф юго-восточных районов Западной Сибири был снивелирован, и в дальнейшем осадконакопление происходило в основном за счет переноса терригенного материала со структур обрамления. Об этом свидетельствует и вещественный состав пород, слагающих юрский разрез. Слабосортированные грубообломочные породы пролювиально-аллювиального генезиса (что свидетельствует о близости источников сноса), получившие широкое распространение в геттанг-раннетоарском и позднетоар-ааленском комплексах, практически не встречаются в более молодых отложениях.

Таким образом, юрский период развития юго-восточных районов Западной Сибири можно условно разделить на два крупных подэтапа (геттанг-ааленский и байос-волжский), продолжительность каждого из которых составляла около 35 млн. лет. В геттанг-ааленское время формирование осадков происходило в условиях расчлененного рельефа, преимущественно за счет местных источников сноса, в байос-волжское – в условиях снивелированного рельефа в основном за счет переноса терригенного материала со структур обрамления. В данном случае можно предположить, что именно в начале байоса начался процесс общего регионального погружения Западно-Сибирской плиты.

Прогноз глубин залегания и зон распространения базальных горизонтов осадочного чехла

Анализ процессов тектонического развития исследуемой территории в юрский период, а также результаты проведенного статистического анализа позволяют решать конкретные геологические задачи. Остановимся на одном из примеров.

Выше мы отмечали, что в настоящее время геттанг-раннетоарский и позднетоар-ааленский комплексы являются объектами поиска месторождений нефти и газа. Проблемы нефтегазоносности нижне-среднеюрских отложений юго-востока Западной Сибири были неоднократно рассмотрены в работах многих исследователей (Конторович В.А., 1992; Конторович В.А. и др., 1995; [1-5]).

Наличие переслаивающихся песчаных и глинистых горизонтов, слагающих разрезы урманской и салатской свит [1,3, 5], создает исключительно благоприятные предпосылки для формирования в этих отложениях ловушек, а доказанная нефтематеринская способность аргиллитов тогурской свиты [1] – и месторождений нефти и газа.

Очевидно, что необходимым условием успешного поиска нефтегазоперспективных объектов является умение прогнозировать зоны распространения и глубины залегания потенциальных резервуаров и флюидоупоров.

Специалистами Томского геофизического треста АО "Томскнефтегазгеология" в содружестве с учеными СНИИГГиМСа разработаны сейсмостратиграфические подходы, позволяющие решать задачи прогнозирования геологического разреза геттанг-нижнетоарских отложений, а также определять критерии выделения в них нефтегазоперспективных объектов по сейсморазведочным данным (Конторович В.А., 1992; Конторович В.А. и др., 1995; Рудницкая Д.И., 1983).

До середины 80-х гг. базальные горизонты чехла юго-востока Западной Сибири как самостоятельный объект исследований не рассматривались и как следствие структурные карты по геттанг-ааленским отложениям не строились. В то же время построение структурных карт по подошве осадочного чехла и баженовской свите осуществляется в исследуемом регионе на протяжении четырех десятилетий. Попытаемся ответить на вопрос – как, зная глубины залегания баженовской свиты и доюрского основания, определить глубины залегания и зоны распространения гетганг-раннетоарского и позднетоар-ааленского осадочных комплексов?

Выше мы показали, что абсолютные отметки тогурской свиты хорошо согласуются с глубинами залегания как доюрских образований (R = 0,97), так и баженовской свиты (R = 0,95). Коэффициент корреляции составит 0,99, если при расчете глубин залегания тогурской свиты будут учитываться отметки и домезозойского основания, и баженовской свиты. В этом случае глубина залегания тогурских аргиллитов будет описываться уравнением

Htg = 0,5 HPZ + 0,41 Hbg + 362,

где Htg, HPZ, Hbg - глубина залегания соответственно тогурской свиты, доюрского основания, баженовской свиты при средней ошибке определения глубины залегания тогурской свиты, не превышающей 20 м.

Вывод: информация о глубинах залегания баженовской свиты и доюрских образований позволяет кондиционно определять глубину залегания тогурской свиты.

Отмечалось, что меловые и кайнозойские тектонические процессы деформировали юрский палеоплан (см. рис. 1), а, следовательно, структурные карты по кровле и подошве юры не могут служить надежной основой для определения зон распространения нижнеюрских отложений.

Поскольку в юрский период в юго-восточных районах Западной Сибири существенных перестроек структурного плана не происходило, раннеюрские палеодепрессии находят отображение в характере распределения толщин юрских отложений. Приведенный на рис. 2, А график зависимости толщины геттанг-раннетоарского комплекса пород от толщины юры свидетельствует о том, что в данном случае диапазон толщин юрских отложений, при котором зона распространения тогурской свиты определяется неоднозначно, не превышает 20-30 м (по латерали 2-3 км). При этом в "зону неопределенности" попадают только скважины, вскрывающие отложения тогурской свиты, которые залегают непосредственно на доюрском основании (в разрезе отсутствуют геттанг-раннетоарские резервуары), т.е. на зональном этапе исследований ошибка определения участков распространения геттанг-нижнетоарских отложений не носит принципиального характера. Коэффициент корреляции между толщинами геттанг-нижнетоарских и юрских отложений составляет 0,79, а связь между этими параметрами описывается уравнением

DHJ = 1,367 DHHet-Тоа1+472,

где DHJ, DHHet-Тоа1 ~ толщина соответственно юрских, геттанг-нижнетоарских (урманская + тогурская свиты) отложений. Свободный член в уравнении (472 м) характеризует толщину юрских отложений, при которой происходит выклинивание тогурской свиты на эрозионно-тектонические выступы доюрского основания.

Аналогичным образом удается определить зоны распространения и глубины залегания угольного пласта У10, залегающего в кровле позднетоар-ааленского комплекса пород.

где HPZ, Hy10, Hbg - глубина залегания соответственно доюрского основания, угольного пласта У10 баженовской свиты.

где dHPZ-У10 - толщина геттанг-ааленских отложений.

Из последнего уравнения следует, что выклинивание отложений позднетоар-ааленского комплекса происходит в случае, когда толщина юрских отложений достигает 270-280 м.

Результаты проведенных исследований позволяют сделать следующий вывод: информация о глубинах залегания доюрского основания и баженовской свиты и как следствие о толщине юрских отложений позволяет кондиционно картировать как структурные поверхности, так и зоны распространения геттанг-нижнетоарских и верхнетоар-ааленских отложений. При этом ошибка определения глубин залегания тогурской свиты и угольного пласта у10 не будет превышать 20 м, а зон их распространения – 2-3 км.

Изложенные в статье методические приемы в настоящее время до статочно широко используются в практике исследовательских работ. В частности, приведенные выше закономерности послужили основой для построения структурных карт и карт изопахит геттанг-нижнетоарских, верхнетоар-ааленских, байос-батских и келловей-волжских отложений на территорию юго-востока Западной Сибири. С использованием изложенных подходов в настоящее время в ИГНГ СО РАН получены аналогичные карты для территории Ямало-Ненецкого АО и других регионов Западной Сибири. Понимание процессов развития территории Западной Сибири в юрское время позволяет также осуществлять структурные построения по уровням, не поддающимся картированию по сейсмическим данным, анализировать на зональном этапе исследований характер распространения по площади не только относительно крупных комплексов, но и отдельных горизонтов и пластов, представляющих интерес в отношении нефтегазоносности.

Литература

  1. Геология и условия формирования гигантской Талинской зоны газонефтенакопления в континентальных отложениях нижней юры / А.Э. Конторович, В.Е. Андрусевич, С.А. Афанасьев и др. // Геология и геофизика. - 1995. - № 6. - С. 5-28.
  2. Геология нефти и газа Западной Сибири / А.Э. Конторович, И.И. Нестеров, Ф.К. Салманов и др. – М.: Недра, 1975.
  3. Егорова Л.И., Тищенко Г.И. Строение триас-нижнеюрских отложений Томской области // Геология и нефтегазоносность нижних горизонтов чехла Западно-Сибирской плиты. – Новосибирск, 1990. - С. 18-27.
  4. Конторович А.Э., Стасова О.Ф., Фомичев А.С. Нефти базальных горизонтов осадочного чехла Западно-Сибирской плиты // Геология нефтегазоносных районов Сибири: Тр. СНИИГГиМСа. – Новосибирск, 1964. - Вып. 32. - С. 27-32.
  5. Нижне-среднеюрские отложения Западно-Сибирской плиты, особенности их строения и нефтегазоносность / B.C. Сурков, Ф.Г. Гурари, Л.В. Смирнов и др. // Теоретические региональные проблемы геологии нефти и газа. - Новосибирск, 1991.-С. 101-110.

Abstract

On the basis of studying tectonic processes occurred in the south-eastern part of West Siberia during Jurassic the main conclusions are as follows:

at the Jurassic stage of evolution the tectonic processes had predominantly an inherited character;

as sediments have been formed, sedimentation basins have gradually widened, while interior denudation areas have been reduced;

each stage of sedimentation has resulted in practically complete relief levelling within the sedimentation basins;

at the Jurassic stage of West Siberian basin evolution, the destruction processes of uplifted areas of pa-leorelief have dominated over the processes of their growth;

orientation of Cretaceous and Cenozoic tectonic movements is differed from Jurassic ones that resulted in reconstructing a paleostructural plans of the pre-Jurassic basement formed up to the end of Volgian age.

An alternative of procedure of predicting the occurrence depths and zones of different sedimentary complexes distribution based on analysis of present-day absolute marks of the pre-Jurassic basement and Bazhenov suite is proposed.

Таблица 1

Матрица коэффициентов корреляции глубин залегания юрских реперных горизонтов

Горизонт

tg

У10

tm

bg

PZ

0,97

0,91

0,93

0,91

tg

 

0,97

0,95

0,95

у10

   

0,98

0,98

tm

     

0,99

Таблица 2

Таблица уравнений Y = аХ + b, связывающих глубины залегания юрских реперных горизонтов

У

PZ

tg

У10

tm

bg

X

a

b

a

b

a

b

a

b

a

b

PZ

1

0

1,069

-154

1,179

-365

1,412

-757

1,444

-705

tg

0,876

327

1

0

0,899

462

0,948

522

0,912

714

У10

0,692

757

1,041

-299

1

0

1,052

67

1,068

131

tm

0,606

814

0,951

-238

0,925

6

1

0

1,029

20

bg

0,569

825

0,983

-441

0,902

-28

0,987

10

1

0

Таблица 3

Характеристика изученности геологических комплексов глубоким бурением

Комплекс

Скважина*

отложения комплекса отсутствуют

вскрыт неполный разрез комплекса

вскрыт полный разрез комплекса

Геттанг-раннетоарский

535/84

103/16

0/0

Позднетоар-ааленский

190/30

345/54

103/16

Байос-батский

12/2

178/28

446/70

Келловей-волжский

0/0

12/2

625/98

Числитель – число скважин, знаменатель – процент скважин.

Рис. 1. ЗАВИСИМОСТИ ГЛУБИН ЗАЛЕГАНИЯ ДОЮРСКОГО ОСНОВАНИЯ ОТ АБСОЛЮТНЫХ ОТМЕТОК ТОГУРСКОЙ СВИТЫ (А), НИЖНЕЙ ПОДСВИТЫ ТЮМЕНСКОЙ СВИТЫ (Б), КРОВЛИ ТЮМЕНСКОЙ СВИТЫ (В) И БАЖЕНОВСКОЙ СВИТЫ (Г)

Рис. 2. ЗАВИСИМОСТИ ТОЛЩИН ГЕТТАНГ-НИЖНЕТОАРСКИХ (А), ВЕРХНЕТОАР-ААЛЕНСКИХ (Б), БАЙОС-БАТСКИХ (В) И КЕЛЛОВЕЙ-ВОЛЖСКИХ (Г) ОТЛОЖЕНИЙ ОТ ТОЛЩИНЫ ЮРСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ

Рис. 3. КАРТА ИЗОПАХИТ ЮРСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ – КАРТА ПАЛЕОРЕЛЬЕФА ДОЮРСКОГО ОСНОВАНИЯ КОНЦА ВОЛЖСКОГО ВЕКА (западная, центральная части Томской области)

1 – изопахиты юрских отложений, м; зоны отсутствия отложений: 2 – геттанг-ааленских, 3 – геттанг-нижнетоарских; 4 – геттанг-раннетоарские седиментационные бассейны; 5 – граница Томской области

Рис. 4. СЕЙСМИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЮРСКОГО РАЗРЕЗА

Сейсмогеологические комплексы: I – геттанг-раннетоарский, II – позднетоар-ааленский, III – байос-батский, IV – келловей-волжский