Термобарические условия нефтегазоносных бассейнов Висковский, Юрий Александрович

Содержание к диссертации

Введение

Часть I. Закономерности изменения термобарических условий 10

Глава I. Изменение температуры по разрезу осадочного чехла 10

Методы реконструкции палеотемпературы Закономерности изменения современной и палеотемпературы 26

Глава 2. Влияние температуры на катагенез органического вещества 86

Глава 3. Закономерности изменения пластовых давлений 140

Глава 4. Вертикальная зональность артезианского и нефтегазоносного бассейнов 159

Гидрогеологическая зональность 161

Соотношение генерационной и аккумуляционной зональности 194

Часть II. Термобарические условия и распространение зон нефге- и газонакопления в нижне-средне-юрских отложениях Среднекаспийского бассейна и триасе Северной Болгарии 209

Глава 5. Нижне-среднеюрские отложения Средне-каспийского бассейна 214

Глава 6. Триасовые отложения Северной Болгарии 266

Заключение 322

Литература 328

• Изменение температуры по разрезу осадочного чехла
• Нижне-среднеюрские отложения Средне-каспийского бассейна
• Триасовые отложения Северной Болгарии

Введение к работе

Актуальность исследований. В решениях ХХУІ съезда КПСС большое внимание уделено обеспечению постоянной тенденции прироста запасов нефти и газа. Исходя из того, что особенно возрастает потребность в нефти, серьезные требования предъявляются к раздельному прогнозированию нефтеносности и газоносности перспективных территорий. Это определяет необходимость выбора эффективных направлений геологоразведочных работ для целенаправленных поисков.

В практику исследований, направленных на комплексную оценку перспектив нефтегазоносности крупных территорий, прочно вошло использование генетического принципа. Всеми признается, что условия нефтегазообразования существенно влияют на размещение месторождений и запасов нефти и газа. Утверждению данного принципа во многом способствовало выдвинутое в 1952 г. И.О.Бродом учение о нефтегазоносных бассейнах - генераторах и аккумуляторах углеводородов. Развитие генетического принципа тесно связано с разработкой стадийности нефтегазообразования (на это указывал еще И.М.Губкин), обусловленной направленностью катагенети-ческого преобразования исходного органического вещества.

Теория стадийности генерации углеводородов послужила основой для рассмотрения с историко-геологических позиций и факторов (движущих сил процесса) нефтегазонакопления. Таким путем оформилось и получило широкое признание историко-генетическое (эволюционное) направление геологии нефти и газа.

Неотъемлемой частью эволюционного направления является изучение энергетического состояния флюидов как в системе нефтегазоносного бассейна в целом, так и в единичных скоплениях углеводородов. На необходимость изучения бассейнов в этом аспекте неоднократно обращалось внимание Н.А.Еременко. Энергетическое состояние крупных гидродинамических систем может быть рассмотрено путем изучения закономерностей изменения термобарических условий по мере становления осадочного чехла на фоне генетической связи артезианского и нефтегазоносного бассейнов.

Восстановление температуры создает основу для решения дискуссионных вопросов о степени ее влияния на катагенез ОВ, а отсюда и о направленности процессов генерации углеводородов в нефтегазоносных бассейнах различного геологического строения. Знание закономерностей изменения пластовых давлений позволяет проследить условия взаимной растворимости пластовых флюидов, включая огромные массы подземных вод артезианских бассейнов.

Оценка влияния термобарических условий в целом и динамики их изменения во времени и пространстве на закономерности размещения скоплений нефти и газа требует сопоставления вертикальной зональности, присущей нефтегазоносному и артезианскому бассейнам. Через сопоставление и изучение процессов формирования той и другой зональности можно расшифровать некоторые важные факторы, которые контролируют распределение скоплений нефти и газа.

В свете историко-генетического направления появились соответствующие разработки. Коллективом Московского университета (Н.Б.Вассоевич, И.В.Высоцкий, Б.А.Соколов, В.Б.0ленин, А.Н.Гу-сева, А.Я .Архипов, Ю.И .Корчагина, Ю.К.Бурлин) предложен истори-ко-геолого-геохимический метод оценки перспектив нефтегазонос-ности осадочных бассейнов. Метод предусматривает определение нефтепроизводящего потенциала и степени преобразования рассеянного органического вещества (ОВ) в зависимости от времени нахождения пород в различных температурных зонах. Во ВНИГНИ (С.П.Максимов, Т.А.Ботнева, Н.А.Еременко, Р.Г.Панкина) выдвинут метод прогноза нефтегазоносности (в том числе и качествен -5 ного состава нефтей и газов), в основу которого положена разработанная авторами теория цикличности процессов нефтегазообразо-вания. Справедливо отмечается, что "В зависимости от ... геохимических и термобарических условий в диагенезе и катагенезе изменяется качественная и количественная характеристика углеводородных флюидов" (Максимов и др., 1972, с. 12). Исторически сложилось, что наиболее изученной стороной проблемы прогнозирования нефтеносности и газоносности оказалась геохимическая сторона. Особенности же термобарических условий и динамика их изменения в различных геологических обстановках оказались наиболее дискуссионной и наименее изученной стороной проблемы. Сказанное определяет актуальность изучения особенностей изменения термобарических условий во времени и пространстве применительно к различно построенным нефтегазоносным бассейнам, анализа влияния их на процессы нефтегазообразования, нефтегазонакопления и закономерности распространения скоплений нефти и газа. Диссертационная работа выполнена в соответствии с общей проблемой геологии и геохимии нефти и газа, утвержденной Постановлением Президиума АН СССР & 416 от 12 мая 1977 г.

Цель и задачи исследований. Целью работы является выяснение влияния динамики изменения термобарических условий нефтегазоносных бассейнов на становление зональности катагенеза ОВ, генерации и аккумуляции нефти и газа, трансформацию аккумуляционной зональности в истории геологического развития вплоть до современного этапа. Достижение указанной цели осуществлялось путем решения следующих теоретических и методических задач:

1. Установление закономерностей изменения современных значений температуры и пластовых давлений.

2. Выявление роли истории геологического развития осадочного чехла в изменении термобарических условий и разработка мето -6 дики их реконструкции.

3. Выяснение степени воздействия температуры и времени на катагенез ОВ пород.

4. Определение соотношения гидрогеологической зональности, зональности катагенеза и аккумуляции нефти и газа в нефтегазоносных бассейнах с различным геологическим строением и историей развития.

Научная новизна. Разработана оригинальная методика реконструкции термобарических условий нефтегазоносных бассейнов, впервые представлены закономерности их изменения в зависимости от особенностей геологического развития бассейнов и показано влияние термобарического режима на размещение скоплений нефти и газа, в частности:

- обоснована роль скорости осадконакопления, времени завершения основного прогибания и общей мощности осадочного выполнения бассейнов в формировании термобарических условий и эволюции катагенетической зональности;

- выяснена степень воздействия температуры и времени на катагенез ОВ пород, предложена модификация расчетного метода определения уровней катагенеза;

- представлена схема гидрогеологической зональности, показано ее соотношение с зональностью катагенеза и аккумуляции нефти и газа;

- показано влияние направленности эволюции термобарических условий на распространение залежей углеводородов различного фазового состояния.

Практическая значимость работы. В соответствии с государственным заданием, объем прироста запасов нефти и газа планируется раздельно. Для повышения степени надежности планирования важное значение приобретает познание закономерностей раздельного форми -1 рования зон нефте- и газонакопления. Выводы относительно направленности эволюции термобарических условий бассейнов и разработанные методы их реконструкции способствуют развитию знаний о закономерностях размещения залежей нефти и газа, повышению достоверности оценок и выработке наиболее эффективных направлений поисково-разведочных работ.

Выполненные теоретические и методические разработки дали возможность для терригенного комплекса юрских отложений Средне-каспийского бассейна и карбонатного комплекса триасовых отложений Северной Болгарии составить на новом научном уровне серию взаимодополняющих карт палеотемператур и катагенетической зональности, величин палеодавлений и минерализации вод. С новых позиций оценены перспективы нефтегазоносности этих территорий и составлены карты размещения зон нефте- и газонакопления» Намечены зоны возможного распространения нефтяных залежей на больших глубинах залегания указанных перспективных комплексов отложений, что, по-видимому, характерно для областей мощного осадконакопле-ния.

Освещение данной проблемы весьма важно для зарубежных стран, которым СССР оказывает содействие в области геологоразведочных работ на нефть и газ. Несмотря на обычную недостаточность фактического материала, для них всегда требуется общая оценка перспектив нефтегазоносности, нередко с выделением зон и интервалов разреза нефте- и газонакопления.

Предложенные методы изучения и прогноза термобарических условий недр, во многом определяющих закономерности распространения скоплений нефти и газа, основаны на наиболее доступных геологических сведениях. Поэтому они с успехом могут быть использованы для зарубежных стран с ограниченной информацией, что будет способствовать повышению эффективности научно-технического сотрудни -8 чества СССР с зарубежными странами.

Апробация работы и внедрение результатов исследований. По теме диссертации опубликованы 2 монографии (в соавторстве) и 31 статья в журналах "ДАН СССР", Теология нефти и газа", "Нефтегазовая геология и геофизика", в научных сборниках, трудах совещаний и конференций. Основные положения диссертации доложены на Всесоюзных совещаниях, проводимых научным советом по проблемам геологии и геохимии нефти и газа (Москва, 1974, 1977; Новосибирск, 1974; Ташкент, 1975; Иркутск, 1976; Алма-Ата, 1977; Тюмень, 1979; Уфа, 1980; Львов, 1981; Пермь, 1983). Кроме того, они доложены на Международном семинаре стран ЭСКАТО (1980).

Метод реконструкции палеотемпературы внедрен в научных и учебных организациях: ВНИИЯГГ, УДН им.ПДумумбы, МИНХиГП. Практическое воплощение основные выводы нашли в работе группы советских специалистов в HP Мозамбик. Они также использованы сотрудниками ВНИИзарубежгеологии при оценке перспектив нефтегазоносно-сти и установлении закономерностей распространения залежей нефти и газа в нефтегазоносных бассейнах Южной Азии, Австралии, Океании и других регионов.

Исходные материалы и личный вклад автора. Материалы для диссертации собраны автором в процессе многолетних полевых исследований на территориях Среднекаспийского (Восточное Предкавказье, Закаспий) и южной части Предкарпатско-Балканского (Северная Болгария) бассейнов (1957-1973 г.г.). Исследования завершились обобщением данных по геологическому строению и оценке перспектив неф-тегазоносности этих территории и нашли отражение в соответствующих монографиях. В работе использованы опубликованные материалы по геологическому строению, термобарическим условиям и оценке перспектив нефтегазоносности ряда бассейнов: Среднерусского, Западно-Сибирского, Северо-Каспийского, Иркутского, Каракумского, Афгано-Таджикского, Южно-Каспийского, Азово-Кубанского, Сахаро-Ливийского, Персидского залива, Мексиканского залива и некоторых друтих. 

С 1974 г. автор принимает участие в тематических исследованиях ВНИИзарубежгеологии, связанных с разработкой историко-гене-тического метода оценки перспектив нефтегазоносности крупных территорий и отдельных зон.

Автором рассмотрены термобарические условия ряда нефтегазоносных бассейнов, изучены закономерности изменения этих условий, предложены методы их прогноза и реконструкции, модифицирован расчетный метод суммарного импульса тепла для установления эволюции катагенетической зональности. На этой основе осуществлен прогноз фазового состояния утлеводородов в недрах Среднекашийско-го бассейна и Северной Болгарии.

В течение ряда лет автор работает совместно с докт.геол.-мш.наук Л.АДольстер, кандидатами геол.-мин.наук В.А.Николенко, Л.Г .Шустовой, Ю.Ф .Шереметьевым, а также с П.И.Садыковой. Естественно, что именно с ними в первую очередь обсуждались основные направления и результаты исследований. Автор пользовался консультациями ведущих специалистов ВНИИзарубежгеологии докторов геол.-мин.наук Н.А.Калинина, Л.ЭЛевина, М.С.Моделевского, В.Ф.Раабена, кандидатов геол.-мин.наук В.И .Высоцкого, Г.СГуревич, А.И.Левина, Р.Д.Родниковой. В процессе подготовки работы ряд ценных замечаний было сделано профессорами МГУ И.В .Высоцким, В.Б.Олениным и сотрудниками ИГиРГИ кандидатами геол.-мин.наук И.В.Машковым и СИ.Сер-гиенко. Всем перечисленным товарищам автор искренне благодарен.  

Изменение температуры по разрезу осадочного чехла

Изучение палеотемпературных условий при реконструкции различных геологических процессов давно привлекает внимание исследователей и насчитывает более чем 150-летнюю историю. Наибольший успех на этом пути достигнут в результате применении методов физической химии, позволяющих реконструировать высокотемпературные условия глубокого метаморфизма, рудо- и минералообразования. Достижения в области реконструкции средних и низких палеотемпе -11 ратур, свойственных осадочному чехлу, более скромны. Это направление получило развитие лишь в последние 15-20 лет и связано, главным образом, с двумя вопросами: I) изучением общего теплового поля Земли для познания общегеологических, в основном тектонических процессов, путем массовых измерений теплового потока в верхней части литосферы разнородных геоструктурных элементов и 2) изучением условий нефте- и газообразования в осадочно-пород-ных бассейнах.

В настоящее время признано, что температура земной коры в прошлом имела большие величины, чем на современном этапе. "Это вытекает из теории О.Ю.Шмидта, постулировалось старыми теориями происхождения Земли и подтверждается геологическими исследованиями, т.е. признается, что с течением времени убывает и среднее значение температуры земной коры" (Дергунов, 1959, с. 2). По подсчетам Урри (1949) и Е.АДюбимовой (1952) тепловой поток у поверхности земли достиг максимума 2-3 млрд.лет назад, после чего начал снижаться. Снижение температуры поверхностных слоев за один млрд.лет, например, на глубине 200 км, составляет Ю0С (за время существования Земли 360С или 20$ от максимальной температуры в этом месте) (Любимова, 1972).

Широкое изучение теплового потока, начатое в 50-х годах, позволило установить неравномерность его распределения на поверхности земли: низкие значения приурочены к древним кристаллическим щитам, а высокие - к срединным океаническим хребтам и морям перед островными дугами. Кроме того, была намечена корреляция величин теплового потока с возрастом активного периода складчатости (Любимова, Поляк, Смирнов, 1973). Эти же данные свидетельствуют о том, что неравномерность распределения величин потока, связанная с разновозрастностью структурных элементов, несравненно больше, чем общее снижение теплового потока земной коры за последний миллиард лет. Не вдаваясь в сущность проблемы об источниках глубинного тепла и энергетическом балансе тектонических движений, которая является специальной областью геотермии, рассмотрим лишь представления о характере изменения температуры осадочного чехла, являющейся следствием изменения теплового потока во времени.

Трудами И.И.Аымосова и учеников его школы (Н.П.Гречишников, В.Й.Горшков, Г.С.Калмыков, 1971, 1977, 1981) разработан метод определения палеотенпературы осадочного чехла по отражательной способности (ОС) витринита углей и рассеянного органического вещества (ОБ) с арконовой (гумусовой) составляющей. Метод учитывает изменение ОС витринита при погружении и увеличении температуры вмещающих пород. "Изменяющаяся пропорционально глубине погружения углей, а следовательно и температуре, отражательная способность витринита может рассматриваться в качестве максимального палеотермометра, самой природой заложенного в толщу осадочных пород" (Аммосов, Горшков, 1971, с. 25). ,Этот метод, основанный на законах прогрессирующего метаморфизма ОБ, продолжает дополняться и развиваться и на сегодняшний день является наиболее надежным. Однако он не позволяет проследить изменение палеотемперату-ры во времени, а устанавливает максимально достигнутую палеотем-пературу (вернее, максимальную стадию метаморфизма органического вещества). На метаморфизм ОБ на этапах погружения и роста температуры неизбежно, хотя и в определенных пределах, оказывает влияние абсолютное время. Кроме того, в породах осадочного чехла далеко не всегда можно обнаружить витринит, но всегда лишь после бурения скважин и подъема керна. Тем не менее, показателями отражения витринита необходимо пользоваться для контроля реконструкции палеотемпературы любыми другими способами.

Результаты палеотемпературных исследований, выполненных методом витринита для ряда разнородных областей, показали, что максшальные достигнутые температуры пород осадочного чехла на древних и в ряде случаев на молодых плитах значительно превышали современные. Так, для Волго-Уральской области превышение палео-температуры пород палеозойских отложений над современными температурами по этим данным достигает 80С. В районах Степного Мангышлака и Западной Сибири превышение составляет до 50С (Аммосов, Шаркова, 1971).

Это побудило исследователей искать пути для осуществления палеотемпературных реконструкций. В нефтяной геологии до настоящего времени широко применялась экстраполяция современных геотермических условий в геологическое прошлое. Такой способ подвергнут справедливой критике. Как пишут М.ФДвали и В.Ф.Козлов (1975), "это принципиально неверно, так как параметры геотермического поля могут изменяться во времени и могут быть существенно различными на одних и тех же глубинах в районах разного геологического строения..." (с. 37). Это подтверждается и данными по зональности метаморфизма рассеянного органического вещества, которые показывают, "... что сходную глубинную зональность метаморфизма углей и органического вещества пород в бассейнах различного типа и возраста можно объяснить только их сходным геотермическим, режимом во время метаморфизма QB, несмотря на то, что величины современных геотермических градиентов и температур в этих бассейнах сильно отличаются" (Генерация утлеводородов в процессе литогенеза осадков, под.ред.А.А.Трофимука и С.Г.Неручева, 1976, с.35).

Едва ли не первой попыткой реконструкции палеотемпературы с учетом остывания Земли и изменения во времени тешюфизических свойств пород явился метод, предложенный в 1963 г. М.СБурштаром и И.В .Машковым. В основу расчетов палеотемпературы была положена формула

Г- геотермический градиент в С/м; to - температура плавления наиболее тугоплавких горных пород, принимаемая 1500С; о. - коэффициент температуропроводности верхних слоев литосферы в время, прошедшее с начала затвердевания земной поверхности в часах.

Как видно из формулы, точкой отсчета для определения палео-температурных градиентов послужили температура плавления и возраст наиболее древних пород Земли, которые приняты соответственно в 1500С и 3500 млн.лет. Величина L определялась как время, прошедшее от начала затвердевания до начала какого-либо этапа геологического развития (в млн.лет), которое умножалось на 8,76 І09 (число часов в I млн.лет). Авторами справедливо отмечалось, что основная трудность при расчетах палеогеотермических градиентов состоит в невозможности точно установить коэффициент " а ". Он зависит от изменяющихся во времени теплового сопротивления пород, их теплопроводности и плотности. Учет каждого из этих факторов потребовал ввести в расчеты дополнительные параметры и формулы. При этом, значение параметров может быть определено либо условно, либо как средневзвешенное. Следует подчеркнуть, что коэффициент п О- " отражает лишь коэффициент температуропроводности верхних слоев литосферы, а в настоящее время известно, что породы, слагающие фундамент большинства осадочных бассейнов, являются метаморфизованными осадочными образованиями. Следовательно, для реконструкции палеотемпературы рассматриваемым методом необходима реконструкция мощностей пород фундамента, истории развития и коэффициента " а ", что в настоящее время едва ли возможно. Кроме того, возраст наиболее древних осадочных пород оценивается теперь в 4,5 млрд.лет, т.е. значительно большим числом лет, чем это было принято ранее, а глубина залегания и время застывания (плавления) пород нижней части литосферы не установлены. Так, например, для базальтов температура солидуса в зависимости от глубины изменяется от 1200 до 2700С.

Очевидно, именно это является причиной того, что "контрольные расчеты, проведенные по современным величинам " О- " и 6 с целью определения возможной разницы между современными геотермическими градиентами и их расчетными величинами показали, что современные значения геотермических градиентов превышают расчетные примерно в десять раз. Распространяя это соотношение и на предшествующие этапы геологического развития исследуеннг: районов и увеличивая в 10 раз полученные в результате расчетов величины геотермических градиентов, определяем их наиболее близкие к истинным значения" (Бурштар, Машков, 1963, с. 153). Вместе с тем, при разработке метода М.СБурштар и И.В.Машков старались установить генетическую связь палеотемпературы с историей геологического развития. Анализ градиентов мощностей и их изменение во времени логично связан с изменением геотермических градиентов в пределах отрицательных и положительных структур. В этом большая заслуга авторов метода.

Нижне-среднеюрские отложения Средне-каспийского бассейна

Среднекаспийский нефтегазоносный бассейн в геотектоническом отношении располагается в пределах смежных частей Скифской и Ту-ранской плит. Бассейн приурочен к сложно построенной области прогибания в современной структуре земной коры, возникшей в основном в связи с формированием Предкавказского краевого прогиба на месте его пересечения с крупной меридиональной волной прогибания, проходящей через Каспийское море. Бассейн охватывает на западе территорию Восточного Предкавказья, а на востоке - При-карабогазье и Степной Мангышлак. Естественным ограничением бас -215 сейна на юге являются северные склоны Кавказа, Кубадага и Большого Балхана. В пределах Каспийского моря граница поворачивает к северу от Кубадага и проходит по западной вершине Карабогаз-ского свода и далее, огибая Кусары Дивичинский синклинорий, выходит на восточное погружение Кавказа. На западе ограничение бассейна связано с меридиональной волной воздымания, проходящей через Ставрополье. Северное ограничение приурочено к различным структурным элементам. В Предкавказье это Доно-Каспийская гряда (граница проходит по наиболее приподнятым участкам вала Карпинского). На востоке - Мангышлакская система поднятий и Туаркыр. В пределах Каспия в настоящее время граница проводится по Севе-ро-Кулалинскому валу и далее выходит на западное погружение Мангышлака.

В обобщении геологических материалов по строению и оценке перспектив нефтегазоносности территории Среднекаспийского бассейна в целом большая роль принадлежит работам КЮГЭ АН СССР совместно с кафедрой горючих ископаемых МГУ, проводившимся под руководством И.О.Брода. Различным вопросам геологического изучения Предкавказья посвящены крупные обобщающие работы сотрудников ИГиРГИ, которые много лет возглавлял М.Ф.Мирчинк (Н.А.Крылов, А.ИДета-вин, Я.П.Маловицкий и др.), а в последние годы А.ИДетавин. Во ВНИГНИ эти работы осуществлялись под руководством М.С.Бурштара (А.Д.Бизнигаев, Д.В.Жабрев, Б.СЛарская, И.В.Машков, Б.К.Черно-бров), в МИНХиГП - Н.Ю.Успенской (С.Б.Вагин, А.А.Карцев, B.C. Князев, Ю.А.Судариков). Во ВНИИГазе отдельные вопросы нефтегазоносности Предкавказья рассмотрены в работах Н.Д.Елина, В.И.Ермакова, В.Н.Корценштейна.

В изучении Закаспийской части бассейна большую роль сыграли работы ВНЖТИ (Э.С.Воцалевокий, В.Н.Винюков, О.С.Вялов, В.В .Грибков, А.И.Димаков, Б.Ф.Дьяков, Н.И.Трифонов, Н.Н.Черепанов), ГИН а

(АД.Яншин, Р.Г.Гарецкий, А.Е.Шлезингер), ВАГТ а (В.В.Буклин, Ю.Я.Кузнецов, В.В .Прусов). Комплексные исследования на Мангышлаке осуществлялись сотрудниками ИГиРГИ (В.А.Бененсон, Д.С.Орудже-ва, А.ИДетавин, 0.К.Черников). Ряд вопросов строения восточной части бассейна рассмотрен в крупных обобщающих работах, посвященных Средней Азии и Казахстану (А.А.Бакиров, Э.А.Бакиров, В.Г. Васильев, Ю.М.Васильев, И.С.Вольвоский, Ю.Н.Годин, Г.Х.Дикен-штейн, В.И.Ермолкин, В.С.Князев, В.Н.Корценштейн, Н.Е.Кравченко, К.Н.Кравченко, Т.Н.Куницкая, В.С.Мильничук, М.К.Мирзаханов, Д.С. Оруджева, В.В.Семенович, М.И.Суббота, Я.А.Ходжакулиев).

Большой вклад в познание строения недр бассейна, определение перспектив нефтегазоносности внесли сотрудники местных производственных и научных организаций в Предкавказье: А.А.Алексин, О.Б.Барцев, И.В.Борисенко, Г.П.Волобуев, В.А.Галин, Г.А.Голяков, Г.И.Горин, П.П.Заборинский, М.В.Мирошников, Д.А.Мирзоев, А.М.Ни-каноров, Б.Н.Пыленков, А.С.Панченко, М.Н.Смирнов, В.Д.Сомов, Б.С Сократов, В.А.Станулис, Ю.И.Стерленко, Г.М.Сухарев, Б.А.Тхостов, А.А.Хуциев, В.М.Хлуднев, А.И.Цатуров; а в Закаспии: Л Л .Дмитриев, А.Г.Дурмишьян, В.В.Козмодемьянский, П.Е.Корсун, Н.Я.Кунин, МД. Лейбин, И.У.Муратов, В.ВЛечаев, С.Д.Сахиббаев, В.П.Токарев, СЕ. Чакабаев.

Краткий очерк геологического строения

Среднекаспийский бассейн, объединенный в современной структуре земной коры в единое целое, включает ряд тектонических элементов, отличающихся специфическими чертами геологического строения и истории развития (рис. 52). Самым северным элементом западной части бассейна является вал или "кряж" Карпинского, с палеозойским фундаментом. В региональном плане поверхность фундамента здесь ступенчато погружается от I до 4 км в восточном и ЕЖ -218 ном направлениях по разломам север-северо-восточного простирания. Наиболее крупные из них вызвали образование самостоятельных блоков. С юга к валу Карпинского примыкает система Манычских прогибов (Гудиловский, Восточно-Манычский и Северо-Кизлярский). Сочленение с валом Карпинского осуществляется по разломам. В нижних горизонтах осадочного чехла им соответствует флексура, выполаживающаяся к поверхности. Наибольшие глубины залегания (свыше 5 км) отмечаются в западной части Гудиловского прогиба. Южнее Манычских прогибов расположен Прикумский вал. Вдоль свода вала глубина залегания поверхности доюрских отложений увеличивается с запада на восток от 2,0-2,5 до 4,5-5,0 км.

Ставропольский свод, с которым связана западная граница бассейна, является наиболее приподнятым по фундаменту элементом западной части бассейна. Поверхность фундамента наклонена на восток и глубина ее залегания изменяется от 0,6 до 2,0 км.

Погруженная часть Среднекаспийского бассейна связана с обширным Терско-Каспийским прогибом. Северный, платформенный его склон пологий, южный борт- крутой, осложненный складчатостью. Поверхность доюрских отложений от наиболее приподнятых частей Прикумского вала погружается в южном направлении до 8-Ю км. С южным геосинклинальным бортом прогиба связана полоса передовых складок Кавказа. В южном Дагестане она выражена Восточной и Западной антиклинальными зонами. Зоны протягиваются параллельно берегу Каспийского моря и расплываются в северо-западном направлении на фоне Дагестанского клина. К западу от последнего полоса передовой складчатости представлена широтно вытянутыми Терским и Сунженским антиклинориями, образующими Терско-Сунженскую зону поднятий.

Крупнейшим линейным элементом в Закаспийской части бассейна является Мангышлакская система поднятий, протягивающаяся от Кае -219 пийского моря далеко на восток вглубь Устюрта. В ее состав выделяются Мангышлакский и Центрально-Устюртский валы. Мангышлак-ский вал представляет собой горное сооружение. С севера и юга он ограничен разломами, которые в осадочной толще выражены крупными флексурами или разрывными нарушениями. С востока к Мангыш-лакскому валу кулисообразно примыкает Центрально-Устюртский вал. Южнее расположена система Мангышласко-Устюртских прогибов, куда входят Сегендыкский прогиб, большая часть которого располо е жена в море, Южно-Мангышлакский, Ушкудук-Карасаиский и Ассаксі Ауданский прогибы. В погруженных частях прогибов поверхность до-юрских отложений опущена до глубин 5-6 км.

Обширную область занимает Карабогазский свод. Фундамент в его пределах, вскрытый несколькими скважинами,находится на глубинах 1,0-1,2 км.

Самый южный элемент в восточной части бассейна - Северо-Балханский краевой прогиб. Он представляет собой узкую резко ае-симетричную структуру с крутым южным бортом и пологим северным склоном, постепенно переходящим в Карабогазский свод. Глубина залегания фундамента в наиболее прогнутой части оценивается величинами до 3,0-3,5 км. В отличие от Предкавказского прогиба, роль Северо-Балханского прогиба в формировании Среднекаспийского бассейна невелика.

С востока к Карабогазскому своду по тектоническому шву применяется Туаркыр-Капланкырская система поднятий. Западнее, в пределах Каспия, расположен обширный Преддагестанский прогиб.

Относительно возраста фундамента (складчатого основания) в различных частях Среднекаспийского бассейна нет единого мнения. Представления изменяются в сторону все более ранней консолидации основания как Скифской, так и Туранской длит. Большинство исследователей склоняется к герцинскому возрасту фундамента.

На значительной части территории между складчатым основанием и осадочным чехлом залегает так называемый "переходный комплекс", в составе которого присутствуют триасовые, пермские, каменноугольные и, возможно, более древние отложения. На Туаркы-ре и Мангышлаке переходный комплекс сложен преимущественно серо-цветными и красноцветными песчано-глинистыми толщами и представляет типичную молассу. Они значительно дислоцированы и метамор-физованы и по внешнему облику сходны с породами фундамента. В пределах Прикумского вала, Манычской и Мангышлакско-Устюртской систем прогибов - это терригенные и карбонатные толщи преимущественно морского происхождения, степень их дислоцированности значительно меньше, и они имеют больше сходства с породами осадочного чехла.

Осадочное выполнение бассейна представлено карбонатно-тер-ригенными толщами мезозойского и кайнозойского возраста. Наибольшей мощности и полноты стратиграфического разреза мезозойские отложения достигают на северных склонах Кавказа (до 10 км) и Большом Балхане (до 5 км). В платформенной части Предкавказья и в пределах Мангышлакско-Устюртской системы прогибов мощность юрских и меловых отложений составляет 1,5-2,0 км. На Ставропольском и Карабогазском сводах мощность значительно меньше из-за отсутствия отложений юрского и значительной части мелового возраста.

Кайнозойские образования имеют наибольшие мощности и полноту разреза в полосе Передовых складок Кавказа и в Предкавказском передовом прогибе. В пределах последнего мощность пород только плиоценового и четвертичного возраста достигает 2-4 км. В платформенных районах прогиба Восточного Предкавказья толща кайнозоя имеет мощность около 2,5 км. Она сокращается на север, к валу Карпинского, где палеогеновые образования срезаются предплиоце - 221 новой эрозией и перекрыты маломощными плиоцен-четвертичными отложениями. В центральной, наиболее погруженной части Мангышлак-ско-Устюртской зоны прогибов мощность кайнозоя - около I км и сокращается на север в сторону Мангышлака до 0,5-0,6 км. На Ка-рабогазском своде она также менее I км.

Характеристика нижне-среднеюрских отложений

В конце позднетриасового времени почти на всей территории обширного региона, в пределах которого расположен современный Среднекаспийский бассейн, господствовала континентальная обстановка. В лейасовое время морской режим установился в основном в Кавказской и Копетдагской зонах. При этом считается, что в За-каспии морские трансгрессии не проникали на платформу, и краевой частью копетдагского моря являлся район Большого Балхана. На Кавказе мощность нижней юры превышает 5 км, а в пределах Передовых складок составляет всего 100 м.

В результате среднеюрской трансгрессии южный морской бассейн, занимавший ранее в основном геосинклинальные области, соединился с бассейном Северного Прикаспия. Образовалось единое эпиконтинентальное море. Выше уровня моря оставались Центральное Предкавказье и Карабогазский свод. В Восточном Предкавказье началось накопление исключительно морских терригенных, а в Закас-пии - чередующихся морских и континентальных терригенных осадков с прослоями углей на Мангышлаке и Туаркыре. Раньше всего про изошло затопление Восточного Предкавказья. Это согласуется с мощным прогибанием в зоне Кавказской геосинклинали. В процессе развития трансгрессии в Восточном Предкавказье отмечается кратковременное отступление моря в предбайосское и предкелловейское время. В Закаспии морской режим устанавливался постепенно в течение всей средней юры, по мере наступления моря. Окраинное море

Тетиса в пределах Кавказа увеличилось за счет растяжений блоков Закавказского срединного массива (Хаин, 1982). В отдельных прогибах к концу средней юры накопилось свыше трех км песчано-гли-нистых осадков. В пределах южной части платформенного склона в северном направлении происходит плавное сокращение мощностей. Еще более значительным было прогибание в Копетдагской геосинклинали. В ее Большебалханской части мощность средней юры, по-видимому, достигла 5 км.

В северных районах Восточного Предкавказья наибольшие мощности (600-800 . м) средней юры приурочены к зоне вала Карпинского, где образовался широтный прогиб, который сливался с Восточ-но-Манычским прогибом. Образовавшаяся депрессия выполнена терри-генной толщей, в основании которой залегают ааленские грубозернистые плохо отсортированные песчаники, вверх сменяющиеся глинами с прослоями карбонатных пород. Байос-батские отложения представлены внизу трансгрессивной серией песчаников, а выше по разрезу - песчаниками и алевролитами с подчиненными прослоями глин и мергелей. В западных и юго-западных районах Восточного Предкавказья откладывались прибрежно-мелководные терригенные осадки, сносимые со стороны Ставрополья. Мощность их обычно не превышала 100-200 м.

Триасовые отложения Северной Болгарии

Территория Северной Болгарии расположена в пределах южной части Предкарпатско-Балканского и западной части Азово-Черномор-ского нефтегазоносных бассейнов (НЕБ). В Болгарии оба бассейна ограничены с юга Балканским горным сооружением. На западе и северо-западе обрамление НГБ образуют горные сооружения Баната и Карпат, на северо-востоке - складчатые сооружения Добруджи. Азо-во-Черноморский НГБ на востоке открывается в Черное море. Разделом между двумя бассейнами служат наиболее приподнятые элементы Северо-Болгарского поднятия.

Геологическое строение территории Северной Болгарии, история геологического развития, перспективы нефтегазоносности и характеристика триасовых отложений рассмотрены с использованием работ Ан.Атанасова, Ат.Атанасова, Б.Балинова, Н.Балуховского,

С.Богданова, П.Бокова, С.Бончева, Н.Бояджиева, Л.Брюкнера, А. Ваицаровой, В.Велева, Р.Веневой, И.Ганева, Р.Г.Гарецкого, Г.Ге-оргиева, В.Горанова, Н.Гноевой, П.Даракчиева, Х.Дачева, Й.Йовче-ва, Р.Йовчева, И.Кынчева, Д.Кынева, Н.Коцева, П.Мандева, Д.Мин-чева, И.Монахова, Л.Монаховой, Б.Монова, С.Стефанова, В.Тенчева, Д.Тронкова, В.Трошанова, В.Е.Хадна, В.Цанкова, ГЛаталова, ХЛем-берски, ГЛешитева, Ю.Шиманова, СЯнева. Кроме того использована обобщающая коллективная работа советских и болгарских геологов, составленная под редакцией М.К.Калинко (СССР) и И.Монахова (НРБ).

Краткий очерк геологического строения

В геотектоническом отношении Северной Болгарии соответствует южная часть Мизийской плиты с позднебайкальским фундаментом, альпийская Карпато-Бапканская складчатая область, формировавшая Рис. 71. СЕВЕРНАЯ БОЛГАРИЯ. Схема тектонического районирования. I - Мизийская эпибайкальская плита; 2 - Карпато-Балканская складчатая область; 3 - границы тектонических областей; 4 - границы важнейших структурных элементов; 5 - основные разломыся на каледонско-герщшском основании и Нижнекамчийский предгорный прогиб.

Осадочный чехол Мизийской плиты образуют палеозойский, киммерийский и альпийский структурные комплексы. Палеозойский соответствует начальному этапу развития плиты, отличающемуся высокой подвижностью, связанной с проявлением герцинского постплатформенного орогенеза. В строении киммерийского (триасового) комплекса существенную роль сыграли блоково-складчатые движения в раннеким-мерийскую фазу тектогенеза. Альпийский комплекс сформировался в результате медленных эпейрогенических движений и подвижек, обусловленных тектоническими процессами в смежных геосинклинальных областях.

Отметим наиболее значительные структурные элементы, выделяющиеся в различных структурных комплексах (рис. 71). Крайний северо-восток занимает южный склон Добруджанского массива, в пределах которого породы фундамента по разломам ступенчато погружаются в южном направлении от 3 до 6 км (Дачев, 1965). К юго-западу располагаются Северо-Болгарское сводовое поднятие, осложненное разломами северо-западного направления, подчеркивающими простирание структур более низкого порядка (глубина залегания фундамента 4-5 км). Эти два крупных палеозойских структурных элемента разделяются Тутраканским прогибом, открывающимся в Александрийскую впадину, которая выделяется в мезозойских отложениях. Она лишь своим южным бортом располагается на территории Болгарии. Южнее Се-веро-Болгарского сводового поднятия в широтном направлении протягивается Тырговиштско-Провадийская ступень, входящая в Южно-Ми-зийскую зону периплатформенного опускания. Зону перехода от структур высоко-поднятого Северо-Болгарского свода к западным, более погруженным участкам плиты занимает Левская группа поднятий, обособленных в палеозойских и триасовых отложениях. В центральной части Мизийской плиты располагается Плевенская группа поднятий, выявленных в триасовом структурном комплексе. Она приурочена к палеозойскому Плевено-Корабийскому своду, большая часть которого находится на территории Румынии. Западнее Плевенской группы поднятий по триасовым отложениям обособляется Хайрединский горст, Ковачицкое поднятие, Борованско-Тученицкий прогиб (глубина фундамента 7-12 км). Последний, как и Тырговшптско-Провадийская ступень, входит в состав Южно-Мизийской зоны периплатформенного опускания. Северо-западную часть территории занимает южная перикли-наль палеозойского Видинско-Стрехайского свода.

В альпийском комплексе выделяются две крупнейшие наложенные структуры. Всю центральную часть плиты, заключенную между Видин-ско-Стрехайским и Плевенско-Корабийским сводами, занимает Ломская впадина. Она открывается на севере в Бэйлештинскую впадину (Румыния) . На востоке это Варненская впадина с погребенным Каварнен-ско-Шаблинским грабеном.

В Карпато-Балканскую складчатую область в пределах рассматриваемой территории входят южное окончание Карпатской (Южно-Карпатская складчатая зона) и северная часть Балканской складчатой систем.

Для Южно-Карпатской складчатой зоны характерно существование миогеосинклинального режима в раннемеловую и позднемеловую эпохи, отмеченные накоплением соответственно карбонатных и тер-ригенных флишевых и флишоидных толщ. Нижне- и верхнемеловые отложения образуют здесь узкие меридионального простирания складки, наклоненные к востоку под утлом 40-80.

Балканская система состоит из Западно-Предбалканской зоны постплатформенного орогенеза и Восточно-Предбалканской зоны пост-геосинклинального орогенеза. Южным ограничением их служит система флексур и надвигов Старапланинской зоны дислокаций. Сочленениє складчатого Предбалканья с Мизийской плитой происходит по нарушениям, образующим широтную систему Северо-Предбалканского разлома. Во всей тектонической зоне Предбалканья, как и на платформе, присутствуют три структурных комплекса: палеозойский, киммерийский, альпийский. Нижняя часть палеозойского комплекса формировалась в геосинклинальных условиях, верхняя (верхний карбон-пермь) соответствует орогенному этапу развития герцинской геосинклинали. Киммерийский комплекс накапливался в условиях, близких к тем, что существовали на Мизийской плите. По условиям формирования альпийского структурного комплекса Западное Предбалканье существенно отличается от Восточного. Различие состоит в том, что юрско-нижнемеловые и верхнемеловые-среднеэоценовые образования в Восточном Предбалканье формировались в геосинклинальных или близких к ним условиях, в то время как в Западном Предбалканье - в платформенных. Верхняя часть альпийского комплекса отвечает орогенному этапу развития. Структурный план Западного Предбалканья определяет Белоградчикская мег антиклиналь. Ее западная часть представляет собой цепь блоково-складчатых структур, в своде которых на дневную поверхность выходят метаморфизованные породы палеозоя. Восточная часть (Мраморенская антиклиналь) осложнена двумя субпараллельными цепями антиклиналей. Мезозойские породы здесь значительно погружены.

Восточно-Лредбалканская зона по характеру структур делится на северную и южную подзоны. Северной подзоне свойственно развитие пологих структур, по морфологии близких к платформенным. Южная подзона характеризуется развитием интенсивной линейной складчатости. Наиболее крупный структурный элемент - Тетевенско-Черно-врыхский антиклинорий - образован системой кулисообразно расположенных антиклиналей. К востоку от него протягивается ряд сложно-построенных субпараллельных цепей антиклиналей, которые прослежи -271 ваются по выходам верхнеюрско-валанжинских пород среди более молодых образований (Омуртаг-Преславская антиклинальная зона). Структурам южной подзоны Восточного Предбалканья присуща значительная протяженность и резко выраженная ассиметрия (северные крылья крутые, до 40-80). В восточной части часто встречаются грабенообразные осложнения в сводах антиклиналей, что позволяет предполагать развитие здесь солянокупольной тектоники. Для всех структур Предбалканья характерна широтная и субширотная ориентировка.

Нижнекамчийский предгорный прогиб с юга и севера ограничивается разломами, на востоке он открывается в Черное море, где резко расширяется. Прогиб перекрывает южную, погруженную часть Мизийской плиты и восточную часть складчатого Предбалканья. Его формирование связано с заключительным этапом геосинклинального развития Восточных Балкан в позднеэоценовое-олигоценовое время. На северном платформенном борту развиты брахиантиклинальные складки, на южном - структуры приразломного надвигового характера.

Разрез палеозойских отложений (наиболее полно изученный в северо-восточной части Северной Болгарии) начинают дислоцированные терригенные образования ордовикско-силурийского возраста, с резким несогласием лежащие на породах фундамента Мизийской плиты. Мощность их более 2000 м. Они согласно перекрываются отложениями девона. Нижний девон представлен аргиллитами, алевролитами и песчаниками. Средний - известняками, доломитами и ангидритами. Верхний - преимущественно известняками. Наибольшая общая мощность достигает 4000 м. Каменноугольные образования, трансгрессивно перекрывающие девонские, известны главным образом в северо-восточных и западных районах. Нижняя часть (турнейский ярус и нижневизей-ский подъярус) сложена карбонатными породами, мало отличающимися от пород верхнего девона (около 400 м). Верхняя часть представля -272 ет собой толщу преимущественно терригенных, континентальных угленосных образований, с достаточно выраженным циклическим строением. Максимальная суммарная мощность на северо-востоке составляет около 3500 м, на западе, в Предбалканье - около 600 м. Отложения пермского возраста распространены значительно шире по сравнению с каменноугольными. Это преимущественно краеноцветные и пес-троцветные породы с преобладанием грубообломочных и вулканогенных разностей в нижней части разреза и локальным развитием ангидритов и соли - в верхней. Мощность пермских отложений в пределах Мизий-ской плиты достигает 1500 м, в Предбалканье - 3000 м.

Мезозойский разрез представлен породами триаса, юры, мела. Триасовые отложения с угловым несогласием залегают на палеозойских. Нижний триас в объеме скифского яруса слагают в основном красноцветные терригенные породы мощностью более 600 м, сменяющиеся в верхней части пачкой известняков и доломитов до 80 м. Средний триас образуют известняки и доломиты анизийского яруса, известняки, доломиты с прослоями мергелей и аргиллитов ладинского яруса. Мощность последних, в зависимости от глубины предъюрского размыва, меняется от 30 до 245 м. Общая мощность среднего триаса в наиболее погруженных участках Мизийской плиты и в Предбалканье достигает 900 м. Верхнетриасовые отложения в различных частях территории обнаруживают значительную изменчивость как по литологиче-скому составу, так и по мощности. В целом этим отложениям в объеме карнийского, норийского и рэтекого ярусов отвечает карбонатно-терригенная, в верхней части пестроцветная, толща с локальным развитием ангидритов и соли. Мощность варьирует от 200 до 1200 м на Мизийской плите, а в Предбалканье в районе развития соли - до 3000 м. Юрские отложения трансгрессивно залегают на триасовых, а иногда и на более древних образованиях.

Нижний и средний отделы юры сложены континентальными (в ни - 273 зах разреза) и морскими терригенными осадками с заметной долей участия глинистых, песчанистых, органогенных разностей известняков преимущественно в средней и верхней частях разреза. Распространение осадков весьма неравномерно. Мощность изменяется от первых десятков метров на Мизийской плите до 1500 м и более в Предбалканье. Верхнеюрские отложения на Мизийской плите образуют толщу карбонатных пород, четко отделяющуюся от терригенной толщи нижней и средней юры. Мощность их до 600 м. В Предбалканье титонские отложения представлены флишевой серией мощностью до 3000 м. Разрез нижнего мела начинается известняками и доломитами берриаса и валанжина, которые в пределах Мизийской плиты образуют единую с верхнеюрскими образованиями карбонатную толщу (500-1200 м), а в южной части Предбалканья - флишевую серию общей мощности до 6000 м. Для отложений остальных ярусов нижнего мела характерно непостоянство литологического состава с преобладанием в разрезе известняков и мергелей в незакономерном чередовании. В южном направлении постепенно увеличивается содержание терригенного кластического материала. Мощность готерив-альбских образований варьирует от 100 м на Мизийской плите до 2900 м в Предбалканье.

Верхнемеловые осадки в пределах западной части Мизийской плиты представлены толщей чередования мергелей и известняков мощностью до 1100 м. На крайнем западе территории, в области погребенного окончания Южных Карпат развиты верхнемеловые флишевые серии значительной мощности. В крайней восточной части это различного типа известняки небольшой мощности (около 50 м).

Распространение кайнозойских осадков отражает особенности вертикальных движений земной коры в палеоген-неогенновое время, отчетливо выразившееся в формировании двух разобщенных наложенных молодых впадин: Ломской на западе и Варненской на востоке.

В Ломской впадине палеогеновый разрез представлен породами пале-оцен-среднеэоценового возраста, в Варненской - палеоцен-олигоце-нового. В обеих впадинах это в основном мергельно-известняковые образования, содержащие обычно песчаный, алевролитовый и глинистый материал. Максимальная мощность составляет 800 м. В пределах Нижнекамчийского прогиба общая мощность палеогеновых отложе-ний увеличивается до 3000 м. Характерно развитие верхнєеоценового терригенного флиша. Неогеновые осадки образуют преимущественно терригенную толщу мощностью до 400 м на западе и до 1000 м -на востоке.

Характеристика триасовых отложений

Формирование триасовых отложений связано с самостоятельным седиментационным циклом. Начало раннего триаса (скифского века) можно рассматривать как завершающую стадию палеозойского цикла седиментации, когда продолжались континентальные условия осадко-накопления, господствовавшие в позднепермскую эпоху. В середине скифского века начала развиваться с юго-востока первая мезозойская трансгрессия. Наступление моря происходило в несколько этапов (Чаталов, 1971; Чемберски, 1975). Трансгрессия вначале сопровождалась установлением терригенно-карбонатной, а затем преимущественно карбонатной седиментации. К началу среднего триаса морские условия распространились на всю территорию Северной Болгарии. Только южный склон Добруджи оставался неизменной, тектонически пассивной сушей. В анизийоком веке, с которым совпадает стабильная стадия седиментационного цикла, в условиях открытого эпиконтинентального моря шла обильная карбонатная седиментация. Периоды нормальной солености вод сменялись периодами повышения их минерализации и обогащения солями магния. Первым свойственно образование известняков, вторым - накопление кальцит-доломитовыхи доломитовых осадков.

Структурный план в целом был унаследован от предшествовавших эпох и контролировался существованием Северо-Болгарского поднятия и Ломско-Предбалканской депрессионной зоны. Распределение мощностей осадков подчеркивает картину палеоструктурного расчленения территории с преобладанием субширотных простираний. Амплитуда общего компенсированного прогибания в анизийском веке в зонах наибольшего погружения превышает 700 м. На участках, отстававших в прогибании, мощности сокращаются до 200-400 м.

Ломско-Предб алкая екая депрессионная зона заполнялась относительно глубоководными осадками постепенно углубляющегося морского бассейна. Это преимущественно известняки и, в меньшей степени, доломиты. Как те, так и друтие неравномерно обогащены пелитовым материалом и имеют темную окраску. В западной.части депрессии (Борованско-Тученицкий прогиб, Хайрединский горст) карбонатные отложения, сохраняя в целом единый литолого-фациальный облик, образуют разрезы, каждый из которых отличается большим разнообразием в сочетании известняков и доломитов при неравномерном участии органогенных и водорослевых известняков, оолитовых доломитов, а также алевролитового и глинистого материала. Южный борт депрессии в зоне Предбалканья обозначен зональным распространением мелководных известняков и доломитов диагенетического происхождения. К концу анизийского века намечается обмеление бассейна, и относительно глубокие фации сменяются мелководными. На повышенных участках, расположенных к северу и северо-востоку от Ломско-Предбалканской депрессии, при повышенной минерализации вод в сухом климате накапливались преимущественно светлые и белые доломиты и известняки. Эти отложения можно рассматривать как шельфовые. Граница их распространения прослеживается вдоль южного края Плевенской и Левской групп поднятий, далее на восток она, вероятно, совпада - 276 ет с Северо-Предбалканским разломом. На некоторых площадях этой зоны (Долни-Дыбник, Писарово, Деветаки) развиты кавернозные доломиты, органогенные и органогенно-водороелевые известняки. Они образуют своеобразный разрез, именуемый в болгарской литературе "долгидыбникским" (Боков, 1970; Боков, Венева, 1971). Весьма вероятно, что карбонаты здесь имеют биогермную природу.

В восточной части территории, вблизи Добрудкинской суши в мелководно-прибре&ных условиях накопилась небольшой мощности толща известняков и доломитов, среди которых встречены стромато-литовые и интракластические разности. На крайнем востоке, в Ка-варненско-Шаблинской впадине, которая испытывала опускание по разлому, в относительно глубоководных условиях отлагались глинисто-карбонатные осадки.

В целом для анизийского века характерна кальцитовая и глинисто-кальцитовая седиментация при удаленности областей сноса. Такие условия предопределили преобладание в осадке органического вещества алинового типа.

Для ладинского, карнийского и начала норийского веков в пределах унаследованно развивавшихся крупных положительных структур, происходит сокращение размеров депрессионных зон и заметное уменьшение амплитуды прогибания. В результате наметившаяся в ани-зийском веке структурная дифференциация территории получила более четкое выражение. Уменьшение мощностей отдельных элементов разреза (пачек) на повышенных участках, приуроченность к ним в конце рассматриваемого времени островов указывает на конседимен-тадионный рост целого ряда поднятий на Мизийской плите и в северной подзоне Восточного Предбалканья. В результате изменения общей палеогеографической обстановки, наряду с карбонатами, накаплива-лись але йто-глннистые осадки. Широкое развитие получили весьма мелководные и лагунные фации. Наибольшие мощности приурочены к центральной части Мизийской плиты (около 400 м), Каварненеко-Шаблинской впадине и Восточному Предбалканью (более 1000 м).

На Мизийской плите в целом установились стабильные мелководно-лагунные условия осадконакопления. В пределах Плевенской группы поднятии и восточной части Борованско-Тученицкого прогиба обмеление бассейна в карнийском веке вызвало повышение солености вод и накопление ангидрит-доломитовых осадков. В Ломской впадине, на южном борту Александрийской впадины и Тутраканском прогибе значение ангидритов, как породообразующего компонента, снюхается, они встречаются в виде включений. Вместе с тем, возрастает роль глинистого и алевритового материала. Для карнийско-норийских отложений восточных районов характерна пестроцветность. Каварнен-ско-Шаблинская впадина превратилась в типичный грабен, где в мелководно-лагунных условиях накопилась мощная глинисто-карбонатная пестроцветная толща.

Почти во всей зоне Предбалканья установился стабильный мелководный морской режим. В ее центральной части наибольшее распространение получили известняки и доломиты, в большей или меньшей степени глинистые. В Западном Предбалканье в осадках появляется существенно алевритовая примесь, а доломитизация в целом уменьшается. В самой восточной части Предбалканья режим осадконакопления был неустойчив. В ладинском веке здесь существовал морской бассейн с несколько повышенной соленостью. В нем осаждались известняки и доломиты и некоторое количество ангидрита. Дальнейшая структурная дифференциация в карнийском веке привела к отшнуровы-ванию лагуны, в которой накапливались каменная соль и ангидрит-доломитовые образования. Позже происходит опреснение водоема, что,видимо, связано с поступлением сюда вод нормальной солености из существовавшей в позднем триасе геосинклинальной впадины в районе Восточного Балкана (Кънчев, 1971). Общая мощность галоген -278 но-сульфатно-доломитовых осадков составляет не менее 2000 м.

Появление в карнийском веке в отдельных районах сульфатно-карбонатных образований отражает начало регрессивной стадии триасового седиментационного цикла. Органическое вещество, фоссили-зированное в ладин-нижненорийских отложениях, имеет мнее однородный состав. Наряду с сапропелевым, значительная роль принадлежит гумусовому ОВ. Особенно характерно это для частей разреза, обогащенных глинистым материалом.