Эволюция рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна юга сибирской платформы и его нефтегазоносность

Изучению истории геодинамического развития Сибирского кратона посвящены многочисленные исследования Д.А.Астафьева, А.К.Боброва, Н.А.Божко, Ч.Б.Борукаева, Е.В.Бибикова, В.Г.Беличенко, С.В.Богдановой, А.К.Башарина, С.Ю.Беляева, М.И.Волобуева, В.А.Верниковского, А.Е.Верниковской, М.П.Гришина, И.В.Гордиенко И.А.Гарагаша, Т.В.Грачева, В.В.Гайдука, В.Ф.Горбачёва, В.П.Гаврилова, Н.Л.Добрецова, Л.П.Зоненшайна, Б.М.Келлера, В.Г.Казьмина, К.А.Клещева, А.Э.Конторовича, М.И.Кузьмина, К.А.Клитина, В.П.Коробейникова, С.В.Крылова, Л.И.Лобковского, Ю.Г.Леонова, К.И.Микуленко, Е.Е.Милановского, А.М.Мазукабзова, Д.В.Метелкин, А.М.Никишина, Л.П.Натапова, А.А.Постникова, О.М.Розена, Л.И.Салопа, О.Г.Сорохтина, Е.В.Склярова, Б.А.Соколова, В.С.Суркова Г.С.Фрадкина, В.В.Хоментовского, В.Е.Хаина, Е.М.Хабарова, Н.С.Шацкого, В.С.Шеина и др

В позднедокембрийской геодинамической истории юга Сибирской платформы, выделяются следующие основные событийные рубежи: раннерифейский (1700 млн.лет), позднерифейский (добайкальский, 1 млн.лет), позднерифейский (байкальский, 850 млн.лет), ранневендский (630 млн.лет), поздневендский (580 млн.лет), в значительной степени определившие условия формирования и эволюцию осадочных бассейнов и повлиявших на условия осадконакопления (В.В.Хоментовский, 2001, 2002, 2004, А.А.Постников 2001).

Важнейшим событием в истории развития Сибирской платформы в раннерифейское время является раскрытие континентальных рифтов, положившее начало формирования рифейских осадочных бассейнов (Е.Е.Милановский,1983). К настоящему времени накоплен обширный фактический материал, свидетельствующий о начале активных процессов континентального рифтинга начиная с 1700 млн. лет, который охватывал будующие Восточно-Европейский, Сибирский, Северо-Китайский, Таримский и др. кратоны. Древнейшими внутриконтинентальными рифтами на западе Сибирской платформы являлись Касско-Канский, Куюмбинский, на юго-востоке Байкало-Вилюйский, на востоке Ыгыаттинский, Кемпендяйский. В пределах Сибирской платформы раннерифейские синрифтовые комплексы, с возрастом 1620-1650 млн. лет исследованы в пределах Енисейского кряжа по отложениям тейской серии (М.И.Волобуев, 1993). В промежутке 1730-1350 млн.лет, в результате распада Пангеи – 1, в состав которой входил Сибирский кратон, образовался ряд континентов и микроконтинентов: Канский, Гарганский, Муйский, Становой и др., которые обрамляли кратон по его переферии (И.В.Гордиенко,2001). В начале верхнего рифея (1200-900 млн.лет) сформировался суперконтинент Родиния, в котором Сибирский и Северо-Китайские кратоны заняли более северную позицию и были полностью окружены пассивными окраинами (С.В.Богданова, 2007).

Важнейшим событием позднерифейской истории геодинамического развития бассейна явилось начало раскрытия Палеоазиатского океана (1000-900 млн.лет), омывавшего Сибирский кратон с запада и юга (В.Е., Хаин, 2001, Н.Л.Добрецов 2002, С.В.Руженцев, А.А.Моссаковский,1995). На северо-востоке Сибирский кратон омывали воды Палеотихого океана. Раскрытие океанов привело к трансформации основной массы внутриконтинентальных рифтов в окраинноконтинентальные (Касско-Канский и Байкало-Вилюйский и др.), которые и сформировали пассивные окраины Сибирского кратона. С начала верхнего рифея, вплоть до рубежа 850 млн. лет, Сибирский кратон вступил в фазу тектонической стабилизации о чем свидетельствует формирование в этот период мощных карбонатных платформ в различных частях позднерифейского бассейна. В конце верхнего рифея, в байкальское время, начинается общий подъем территории, обусловленный столкновением с Сибирским кратоном вулканических дуг и микроконтинентов по всему контуру границы кратона (Хаин В.Е.,2001, В.А.Верниковский, 1996). С этим событийным рубежом связано резкое увеличение вулканической активности, интенсивно проявившейся в сравнительно узкой полосе вдоль современной западной и южной окраин древнего континента. В это время происходит реактивизация раннерифейских рифтовых систем, когда по разломам, ограничивающих рифтовые зоны, происходило резкое опускание блоков, соответствующих центральным частям рифтов и резкое воздымание межрифтовых блоков. Эти процессы привели к интенсивному размыву отложений рифея в пределах межрифтовых блоков и пенипленизации территории суши. Подъему территории в начале байкалия сопутствовал значительный по площади процесс оледенения, сопровождавший активные тектонические процессы (Чумаков Н.М, 2001). На западе кратона геодинамические процессы, вызвавшие резкое изменение структурных планов и смену преимущественно карбонатного осадконакопления терригенно-карбонатным были связаны с обдукцией Касского и Каннского микроконтинентов на западный край Сибирского кратона. С этого времени на западе начинается образование крупного орогена, послужившего источником сноса большого объема терригенного материала, накапливавшегося в узких грабенообразных впадинах над палеорифтовыми депрессиями, обрамлявших Байкитский и Богучанский межрифтовые платформенные блоки. На юго-востоке Сибирского кратона в байкальское время произошла коллизия к Сибирскому континенту Баргузинского, Гарганского, Станового и других микроконтинентов.

Большое значение для формирования структуры байкальского осадочного бассейна на юго-восточной окраине Сибирского кратона имели сдвиговые перемещения тектонических блоков. В.В.Хоментовский (2001) отмечает, что границы между двумя типами разрезов байкалия в этом районе совпадают с Киренгско-Чайской зоной разломов, по которой происходили сдвиговые перемещения блока, ограниченного с востока Жуинским разломом северного направления. Разница в строении разрезов байкалия, сформированных на западе и востоке северо-восточного склона Байкало-Вилюйского рифта определяется также, активизацией источников сноса между Баргузинским микроконтинентом и краем Сибирского кратона.

К началу венда (620-630 млн.лет) вокруг Сибирского кратона сформировалась пассивная континентальная окраина, сложенная аккреционно-коллизионным орогенным комплексом, в который входили довендские структуры различной геодинамической природы: микроконтиненты, островные дуги, задуговые и преддуговые бассейны (В.В.Хоментовский, И.В.Гордиенко, 2004, 2006). Эти орогенные комплексы с запада и юго-востока отгораживали платформенный морской бассейн от Палеоазиатского океана и служили источниками сноса для формирующихся передовых прогибов. В связи с образовавшейся геоморфологией суши по окраинам Сибирского кратона, и значительных геотектонических событий этого периода, связанных с формированием континета Гондваны, обширнейшая морская трансгрессия с юга и юго-востока охватила практически весь Сибирский континент (В.Е.Хаин, К.Б.Сеславский,1991). С начала (580 млн. лет) верхнего венда Сибирский кратон вступил в платформенный этап развития, который ознаменовался крайне стабильным тектоническим режимом в условиях которого во внутренних районах платформы развивались мелководные морские бассейны, с преимущественно карбонатным режимом осадконакопления. В период 630-500 млн. лет (венд- ранний кембрий), согласно палеомагнитным данным, Сибирский континент находился в приэкваториальной области, что во многом обуславливало особенности осадконакопления как во внутренних бассейнах платформы, так и окраинных. Орогенные комплексы, окружающие венд-кембрийский бассейн по западной, южной и восточной переферии и образовавшийся рифовый барьер на севере и северо-востоке, обеспечивали изоляцию кембрийского бассейна, что приводило в условиях аридного климата к формированию мощных отложений каменных солей.

Рифей-венд-кембрийский бассейн завершил свое развитие в позднем кембрии, когда основную территорию платформы охватила крупная регрессия. В этот период времени произошла глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит. Сибирский континент начал мигрировать на север, а на его окраинах возобновились акреционно-коллизионные процессы сжатия и скучивания в результате столкновения различных террейнов (Гордиенко И.В. 2006). Эти коллизионные структуры сформировали пассивную окраину Палеоазиатского океана.

• 
  события протерозойской и раннепалеозойской геодинамической истории Сибирской платформы определили морфологию, границы распространения и внутреннюю структуру рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна
  
• 
  основными событийными рубежами в геодинамической истории рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна являлись: начало внутриконтинентального рифтинга в пределах палеоконтинента Пангеи-1 (1700 млн. лет) и формирование внутриконтинентальных морских бассейнов,
  
• 
  раскрытие Палеоазиатского океана (1000-900 млн.лет), формирование пассивной окраины, трансформация части внутриконтинентальных рифтов в окраинно-континентальные и расширение границ осадочного бассейна с широким развитием карбонатных платформ и прибрежно-морских терригенных отложений
  
• 
  обдукция микроконтинентов на край Сибирского кратона (850 млн.лет) по западной, южной и юго-восточной переферии, резкий подъем территории кратона и сокращение акватории морских бассейнов, активизация древних рифтовых систем и формирование надрифтовых депрессий, в которых накапливались мощные моллассы.
  
• 
  формирование к началу венда (620-630 млн. лет) пассивной континентальной окраины, сложенной аккреционно-коллизионным орогенными комплексами, которые с запада и юго-востока отгораживали платформенный морской бассейн от Палеоазиатского океана.
  
• 
  формирование континента Гондваны (ранний венд), приведшее к перераспределению водных масс мирового океана и началу трансгрессии с востока и юга на территорию Сибирского континента
  
• 
  положение Сибирского континента в приэкваториальной области в период 630-500 млн. лет (венд -ранний кембрий), стабильный тектонический режим слабого погружения, а также наличие орогенных и рифовых барьеров по перефирии осадочного бассейна, обуславливало карбонатное и соленосно-карбонатное осадконакопление
  
• 
  венд -нижнекембрийский период являлся временем максимального развития по площади рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна
  
• 
  глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит и возобновление акреционно-коллизионных процессов сжатия и скучивания по переферии Сибирского кратона, привели к развитию крупной регрессии и сокращению площади осадочного бассейна в позднем кембрии, что явилось завершением эволюционного развития рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна.
  

Основываясь на опыте предыдущих исследований, а также на результатах многолетних изысканий автора можно сделать вывод о том, что структура рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна может быть представлена в виде вертикального ряда литогеодинамических комплексов, слагающих эволюционную последовательность палеобассейнов, формировавшихся на различных этапах геодинамического развития изучаемого региона. Наиболее полный ряд ЛГДК исторически сложился в палеорифтовых депрессиях. Здесь представлены ЛГДК, как синрифтового, так и платформенного (стадий активизации и стабилизации) этапов развития. В разных структурных зонах рифтовых систем и, сопряженных с ними межрифтовых блоках, в процессе эволюции осадочного бассейна, происходило формирование ЛГДК пород, отличающихся по набору и типу составляющих их породных ассоциаций. Внутренняя структура ЛГДК формируется вертикальными и горизонтальными формационными рядами, состав которых определяется геодинамическим режимом развития структурных элементов палеобассейна. Эволюция осадочного бассейна в пределах южной части Сибирской платформы, определялась историей развития окраинно-континентальных Байкало-Вилюйской и Касско-Канской; внутриконтинентальных Иркинеево-Чадобецкой, Куюмбинской, Ковинской, Ыгыаттинской, Кемпендяйской рифтовых систем, а также примыкающих к ним межрифтовых блоков.

В основании первого формационного цикла залегает терригенная грубозернистая пестроцветная формация, включающая отложения свиты хребта Карпинского. Средняя часть формационного цикла представлена карбонатной, сероцветной формацией печенгинской свиты, верхняя часть которой может быть выделена как терригенно-карбонатная формация, завершающей части цикла. Базальную формацию вышележащего цикла составляют грубообломочные отложения кординской свиты. В средней части формационного цикла залегает терригенно - карбонатная формация горбилокской свиты, сложенная переслаиванием известковистых, глинистых и песчанистых слоев. Появление в разрезе известковых разностей свидетельствует о максимальном уровне развития трансгрессии. Завершают формационный цикл песчано-сланцевые отложения удерейской свиты, выделяемые в качестве песчано-глинистой регрессивной формации. Формирование этих отложений происходило на регрессивной стадии развития мелководного морского бассейна, о чем свидетельствует большое количество грубозернистых отложений, переслаивающихся с глинистыми разностями (рис.3). Общая мощность ЛГДК около 5500 м.

По различным литературным данным синрифтовый литогеодинамический комплекс сформировался в промежутке 1700-1100 млн. лет (Хоментовский В.В., 2001). Область распространения этого ЛГДК контролируется границами палеорифтовых депрессий, границы которых определяли зоны развития нижнерифейского палеобассейна. В бортовой зоне рифтов можно прогнозировать наличие лишь верхних частей формационного цикла синрифтового ЛГДК, которые здесь будут представлены иным, более грубозернистым комплексом отложений. В пределах Байкитского платформенного блока отложения этого ЛГДК отсутствуют.

Позднерифтовый стадии стабилизации верхнерифейский литогеодинамический комплекс. Позднерифтовый этап геодинамического развития, начавшийся с рубежа 1100-1200 млн. лет характеризуется преобладанием нисходящих движений, которые привели к обширному распространению акватории Палеоазиатского океана внутрь континента с формированием окраинных морей. Этот событийный рубеж ознаменовался началом формирования позднерифтового преимущественно карбонатного ЛГДК, содержащего несколько формационных циклов, которые прослеживаются в пределах всех структурных элементов. ЛГДК сохраняет общую вертикальную направленность смены формаций от базальных грубозернистых в нижней

трансгрессивной части цикла через преимущественно карбонатные в средней части цикла к терригенно-карбонатным в завершающей регрессивной. В основании первого формационного цикла ЛГДК в пределах палеорифта, в группе базальных формаций выделяется песчано-глинистая сероцветная формация. В пределах платформенного блока базальная часть формационного цикла на склоне платформенного блока представлена карбонатно-песчано-глинистой пестроцветной формацией, а в сводовой части – песчаной пестроцветной. Средняя часть этого формационного цикла представлена в пределах палеорифта карбонатной пестроцветной формацией свиты карточки, а в пределах платформенного блока - карбонатной биостромной формацией. Возможно, в бортовой зоне рифта средняя часть цикла будет представлена биогермной карбонатной формацией. Завершает этот формационный цикл сероцветная глинисто-карбонатная формация, в состав которой входят отложения аладинской и долгоктинской свиты. Образование этой части формационного цикла происходило в условиях стабилизации режима погружения. В условиях мелководного эпиконтинентального бассейна отлагались карбонатные осадки, которые, в наиболее приподнятой части платформенного блока представлены тонкослоистыми строматолитовыми образованиями, в редких случаях формирующих слабо морфологически выраженные органогенные постройки. В более погруженной части шельфа образовывались более контрастные органогенные постройки, которые по простиранию сменяются глинисто-карбонатными отложениями.

В основании следующего формационного цикла залегает пестроцветная песчано-сланцевая формация, представленная отложениями красногорской свиты, развитой в пределах рифтовой зоны. Базальная формация этого цикла в пределах платформенного блока представлена отложениями долгоктинской свиты, выполненной доломитами строматолитовыми с прослоями песчаников, образующими пестроцветную терригенно-карбонатную формацию. На склоне платформенного блока базальная часть цикла представлена глинисто-карбонатной формацией. Мощность формации изменяется от 100 м на своде платформенного блока до 177 м на его склоне и 600 м в пределах палеорифтовой депрессии. Средняя часть цикла представлена рифогенной карбонатной формацией джурской свиты, развитой в зоне палеорифта. В пределах платформенного блока она замещается карбонатной формацией мелководного шельфа, выделяемой в объеме куюмбинской свиты, развитой на своде платформенного блока. На его склонах эти отложения будут представлены биогермной карбонатной формацией. Мощность формаций средней части цикла изменяется от 120 м на своде до 500-800 м в зоне палеорифта. Как и в нижеописанных формационных циклах его средняя часть сформировалась в условиях стабилизации режима погружения в разных частях шельфа мелководного эпиконтинентального бассейна. Заканчивается формационный цикл сероцветной карбонатно -терригенной формацией, выделяемой в объеме шунтарской свиты, развитой в зоне палеорифта. По простиранию эта формация в пределах платформенного блока замещается на терригенно-карбонатную, сероцветную формацию, выделяемую в объеме копчерской свиты. Мощность формации изменяется от 110 до 850 м.

Следующий формационный цикл ЛГДК периода стабилизации начинают карбонатно–терригенные и терригенно-карбонатные пестроцветные формации, выделяемые в объеме свиты серого ключа в зоне палеорифта и в объеме нижней части юктенской свиты в пределах платформенного блока. По латерали происходит замещение карбонатно-терригенной формации на терригенно-карбонатную по направлению от палеорифта к платформенному блоку. В средней части цикла в пределах платформенного блока залегает мелководная карбонатная шельфовая формация, а в бортовой зоне рифта биогермная карбонатная формация, выделяемая в объеме дадыктинской свиты. Верхняя формация цикла - глинисто-алевритистая, выражена не повсеместно. Завершает разрез ЛГДК формационный цикл ослянской серии, ареал распространения которой контролируется границами рифтовой зоны. В пределах Байкитского платформенного блока этот формационный цикл отсутствует. В нижней части цикла залегает терригенная красноцветная формация нижнеангарской свиты, развитой в пределах рифтовой зоны, в основании которой отмечаются прослои гравелитов и конгломератов. Средняя часть цикла представлена глинисто-карбонатной формацией дашкинской свиты, в которой в бортовых частях рифтовых зон отмечаются отдельные биогермные комплексы. Верхние части этого формационного цикла размыты и развиты только в пределах центральных частей рифтовых зон.

В этой части Сибирской платформы структура бассейна была сформирована Байкало-Вилюйским окраинно-континентальным рифтом и его внутриконтинентальными ответвлениями, а также платформенными блоками: Ангаро-Ботуобинским и Алданским.

Область распространения ЛГДК контролируется границами Байкало-Вилюйской рифтовой зоны. В основании формационного цикла залегает грубозернистая пестроцветная формация, выделяемая в объеме чуйско-удоканской и акитканской серий. Формация в значительной степени метаморфизована и насыщена мощными горизонтами эффузивов. Отложения формации прорваны многочислеными гранитными интрузиями. Средняя часть цикла представлена кварцито-сланцевой формацией пурпульской свиты тепторгинской серии. Завершает разрез синрифтового комплекса пестроцветная терригенная формация, выделяемая в объеме медвежевской свиты.

Сравнивая разрезы синрифтовых ЛГДК западной и восточной части осадочного бассейна, необходимо отметить единое трансгрессивно-регрессивное строение формационного цикла. Однако, средняя часть цикла в западных частях бассейна представлена карбонатной формацией, в то время как на востоке бассейна она сложена кварцито-сланцевой формацией.

Позднерифтовый стадии стабилизации верхнерифейский литогеодинамический комплекс. В отличие от западных частей осадочного бассейна разрез ЛГДК изучен значительно

хуже. Тем не менее, в его разрезе, по данным К.А.Клитина, Т.Г.Павлова, Е.С.Постельникова, Б.М.Келлера, А.К.Боброва могут быть выделены формации. В базальной части разреза ЛГДК залегает грубообломочная терригенная формация, выделяемая в объеме харлухтахской свиты, характеризующей начальную трансгрессивную часть формационного цикла. Мощность её колеблется от 200 до 1000 м. По данным Л.И.Салопа эта формация имеет молласовидный облик, хотя она отличается фациальной устойчивостью, отсутствием континентальных отложений и хорошей отсортированностью обломочных пород. Средняя часть формационного цикла, выделяемая в объеме хайвергинской свиты представлена песчано-глинистой формацией, мощность которой достигает 2000 м. Завершает формационный цикл карбонатно-терригенная грубообломочная формация в объеме бугарихтинской и мариинской свит. В разрезе формации описаны многочисленные прослои конгломератов и гравелитов, появление которых указывает на начало регрессивной стадии и привнос в бассейн грубообломочного материала. Мощность формации колеблется от 1000 до 2000 м.

Средняя часть формационного цикла представлена глинисто-карбонатной и карбонатной формациями, выделяемых в объеме куртунской и аянской свит в западной части БСО и тирской, катангской, собинской и тэтэрской свит на склонах Непско-Чонского мегасвода. По направлению от склонов платформенного блока к окраинной части бассейна карбонатный состав отложений, слагающих формации, становится глинисто-карбонатным. Общая мощность формаций изменяется от 400 м в Западном Прибайкалье до 200 м на склонах антеклизы. Завершает разрез формационного цикла карбонатная формация нижнего кембрия, которая в пределах Непско-Чонского мегасвода замещается соленосной формацией, в объеме верхней части усольской, бельской, булайской и ангарской свит. Мощность формации составляет около 1000 м.

В результате проведенных исследований автор пришел к следующим выводам:

• 
  на каждой из стадий геодинамического развития осадочного бассейна сформировались литогеодинамические комплексы, разграниченные событийными рубежами, соответствующими стадиям тектонической активизации и климатическим изменениям:
  
• 
  выделенные литогеодинамические комплексы образуют циклическую последовательность, соответствующую стадиям стабилизации и активизации тектонических режимов:
  
• 
  большое влияние на состав отложений комплекса оказали климатические перестройки в позднем рифее, связанные с глобальным оледенением;
  
• 
  анализ строения и закономерностей распространения литогеодинамических комплексов рифей-венд-кембрийского осадочного бассейна показывает, что наиболее полный их набор характерен для центральных частей палеорифтовых депрессий;
  
• 
  повсеместное распространение имеет только верхний венд-кембрийский литогеодинамический комплекс, соответствующий стадии стабилизации тектонического режима;
  
• 
  структура литогеодинамических комплексов определяется формационными вертикальными рядами, имеющими циклическое строение, которое выражается в закономерном чередовании определенных типов формаций;
  
• 
  каждый формационный цикл имеет трехчленное трансгрессивно-регрессивное строение; в нижней части формационного цикла, залегают формации, в той или иной степени, содержащие грубообломочный материал и, в зависимости от приуроченности к той или иной зоне бассейна, это могут быть валуны, гальки, песчаные зерна;
  
• 
  средняя часть формационного цикла соответствует стадии максимального развития трансгрессии и её стабилизации, поэтому для этих частей цикла характерны карбонатные формации, которые меняют свой облик в зависимости от приуроченности к той или иной геодинамической зоне;
  
• 
  в формациях, завершающих цикл, четко прослеживаются признаки регрессивных движений, фиксируемые появлением грубообломочного материала в виде песчаных зерен, а иногда и галек. Верхние части формационных циклов часто отсутствуют в разрезах, что связано с региональными перерывами в осадконакоплении.