Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Осадочный чехол Каспийского региона и условия его формирования
1.1. Геолого-геофизическая изученность региона
1.2. Структура осадочного чехла и тектоническое районирование
1.3. Литолого-стратиграфическая характеристика разреза
1.4. Выводы
Глава 2. Сейсмостратиграфический анализ майкопских отложений 53
2.1. Районы и материалы работы
2.2. Методы и подходы исследования
2.3. Региональная сейсмостратиграфия осадочного чехла
2.4. Сейсмостратиграфическая модель майкопского клиноформснного комплекса
2.5. Выводы
Глава 3. Палеогеографические исследования региона 96
3.1. Поздний палеоцен-эоцен
3.2. Ранний олигоцен
3.3. Поздний олигоцен - ранний миоцен
3.4. Выводы
Глава 4. Состояние и перспективы нефтегазоносности комплекса 104
Выводы
Заключение 113
Список использованной литературы 115
- Литолого-стратиграфическая характеристика разреза
- Региональная сейсмостратиграфия осадочного чехла
- Ранний олигоцен
- Поздний олигоцен - ранний миоцен
Литолого-стратиграфическая характеристика разреза
В результате этих исследований была получена информация о глубине залегания консолидированной коры, ее мощности, особенностях состава и структуры. Были выявлены также основные структурно-тектонические элементы в пределах акватории Каспия и впервые было высказано предположение о возможном существовании палеорусла Волги (Борисов, Маловицкий, 1964; Сабанаев и др., 2008).
В 1970-х годах на акватории Среднего Каспия (особенно у западного побережья) проводились комплексные геоакустические и геохимические исследования Института океанологии АН СССР и других организаций (Геодекян и др., 1977; Берлин и др., 2003; Исмагилов и др., 2003). В результате этих работ удалось уточнить структуру поверхности фундамента в Среднем Каспии, установить моноклинальное залегание сарматских слоев, выявить ряд особенностей строения верхней части осадочной толщи шельфа и оценить перспективы нефтегазоносности региона. Были прослежены также некоторые локальные поднятия. В комплексе с магнитометрическими, гравиметрическими и геотермическими исследованиями дна Среднего Каспия это позволило построить новые схематические структурные карты с выделением геоструктурных элементов.
В 1975 г. в Дагестанском секторе Каспия были проведены сейсмические исследования с однократным профилированием. В результате построены структурные карты по горизонтам А, Б и В чокракского горизонта и выявлена структура Инчхе-море и складка Дербент-море (Лебедев и др., 1975; Сабанаев и др., 2008).
Новый период геофизического изучения шельфа Каспия связан с внедрением в 1974-1975 гт. сейсморазведочного метода многократного профилирования по общей глубинной точке (МОГТ). Работы проводились в окрестностях Каспийского моря и на мелководье. В период 1974-1988 гг. были отработаны около 60 тыс. пог. км сейсмических профилей. В результате этих работ сетью региональных профилей была охвачена большая часть Среднего Каспия (Хаджиева, Попков, 1988; Марабаев и др., 2005).
Первые региональные комплексные геофизические исследования, включающие сейсморазведку МОВ ОГТ с 24-х кратным накапливанием, были проведены в районе Дагестана (Алиев, Мамедов, 1983). Отработано 50 региональных профилей, пересекающих Средний Каспий с запада-юго-запада на восток-северо-восток. Полученные результаты позволили уточнить строение Терско-Каспийского прогиба на Махачкала-Избербашском участке, проследить его ось по меловым отложениям и выявить локальные поднятия и разрывные нарушения, осложняющие его юго-западный участок. Выделена группа поднятий платформенного типа у устья реки Самур. В то же время не подтверждвердилось существование Центрально-Каспийского свода по фундаменту, прогнозировавшегося по материалам гравиразведки (Сабанаев, Черкашин, 2008).
Полученные к концу 1980-х годов многочисленные материалы геолого-геофизических работ позволили, кроме выяснения геологического строения региона по мезозойско-кайнозойскому комплексу, протрассировать предполагаемые палеорусла рек Волги и Терека. В морской части территории к востоку от городов Махачкала и Каспийск был выделен вал субширотного простирания, отделяющий Южно-Дагестанскую ступень от Терско-Каспийского прогиба (Лебедев и др., 1987).
В 1992 г. в Кизлярском заливе на продолжении Прикумской системы поднятий Геленджикской партией ГП «Шельф» начаты поисково-разведочные работы МОВ ОГТ, в результате которых выявлено крупное Тюленеостровное поднятие по триасовым отложениям, являющееся морским продолжением Прикумской системы поднятий (Сабанаев, Черкашин, 2008).
В 1995-1998 гг. силами ГП «Шельф» и ГУП «Севморнефтегеофизика» на акватории Среднего Каспия была выполнена регионально-поисковая съемка МОГТ 2D с использованием 240-канальных устройств. В результате этих работ построена серия структурных карт и составлены карты изопахит основных продуктивных комплексов. Осуществлено тектоническое районирование Дагестанского шельфа и уточнено экваториальное продолжение Терско-Сулакской депрессии, Дагестанского клина, Самурского выступа и выявлены новые структуры. Кроме того была оконтурена морская антиклинальная зона и построена сводная карта перспектив нефтегазоносности Дагестанского шельфа (Сабанаев, Черкашин, 2008). Материалы этих съемок, а также накопленные к тому времени результаты других работ легли в основу составления Геолого-геофизического атласа Среднего Каспия (Исмагилов и др., 2003).
Таким образом, к началу 1990-х годов практически полностью были завершены рекогносцировочная, региональная и поисковая стадии работ, получен огромный объем геолого-геофизической информации. Средняя плотность сейсмических наблюдений, достигнутая в этот период на Каспии, составила 0,8 км/км2 при общей длине сейсмических профилей около 215 тыс. км (Глумов и др., 2003).
Региональная сейсмостратиграфия осадочного чехла
Юрские отложения установлены на обрамляющих Средний Каспий территориях: в Восточном Предкавказье, на кряже Карпинского, на склонах Астраханского свода, Прикаспийской впадине, на Мангышлаке и прилегающей акватории. Юрские отложения залегают на подстилающих отложениях доплитного комплекса и фундамента с четко выраженным размывом. Представлена юрская система всеми тремя отделами. В основном это терригенные песчано-глинистые породы, где также встречаются карбонатные разности. Мощность юрских отложений 100-4000 м.
Отложения меловой системы широко распространены и установлены на обрамляющих Средний Каспий территориях: в Восточном Предкавказье, на кряже Карпинского, на склонах Астраханского свода, Прикаспийской впадине, на Мангышлаке и прилегающей акватории. Породы мела залегают с небольшим стратиграфическим несогласиям на отложениях юры. Их разрез состоит из нижней терригенной и верхней карбонатной толщи.
В региональном плане меловой комплекс наследует структуру юрских отложений, структурные планы подошвы и кровли мелового комплекса также близки. Мощности отложений мелового комплекса колеблются в достаточно широких пределах - от 400 м до 1600 м. В целом же отмечается региональное уменьшение мощностей мела в западном направлении (Тектоника южного обрамления..., 2009). Кайнозойская эра (KZ) Данная работа посвящена изучению олигоцен-нижнемиоценового майкопского комплекса, поэтому литолого-стратиграфическое строение кайнозойских и, особенно, майкопских отложений разобрано более детально, чем строение нижележащих комплексов. Палеогеновая система (Р) Палеогеновые отложения представлены всеми тремя отделами и установлены с разной степенью полноты разреза во всех районах рассматриваемой территории, за исключением Бузачинского свода в Северном Каспии, в пределах которого они появляются только на склонах.
Палеоцен-Эоцен (-Р\ — -Р В юго-восточной части Предкавказья отложения датского яруса нижнего палеоцена представлены известняками с прослоями мергелей и песчаников, сходными с карбонатным комплексом верхнего мела. Широко распространены олистостромовые образования. Палеоцен-эоценовые отложения (за исключением датского яруса) представлены фораминиферовой серией, которая сложена мергелями и известняками с прослоями глин, аргиллитов и песчаников. Средняя мощность эоцена на Скифской платформе составляет 100-150 м. Мощности отложений меняются от 20 до 200 м. Серия расчленяется на 4 свиты: нижнюю (пестроцветную), среднюю (зеленых мергелей), бурую (кумскую) и верхнюю - белоглинскую (горизонт светлых мергелей).
Пестроцветная свита по данным микрофаунистических исследований включает отложения позднепалеоцен-раннеэоценового возраста. Граница с датским ярусом устанавливается по резкой смене литологического состава пород. Представлена свита двумя литофациями: а) переслаиванием зеленоватых известковистых глин с зеленовато-серыми глинистыми известняками и б) переслаиванием красновато-бурых и вишнево-бурых, слоистых глинистых известняков. В пределах Известнякового Дагестана изредка встречаются прослои известковых песчаников и конгломератов, а также обломки в виде глыб и крупного щебня верхнемеловых известняков.
Мощность свиты изменяется от 9 до 80 м, что обусловлено различной степенью размыва нижней части толщи. Максимальные мощности отмечаются на территории Терско-Каспийского передового прогиба (Хардиков, 2001).
Свита зелёных мергелей датируется началом среднего эоцена и связана с подстилающими породами пестроцветной свиты постепенным переходом. Свита представлена преимущественно чередованием крепких светло-зелёных мергелей и известняков, в нижней части иногда песчанистыми известняками с линзами и прослоями кремнистых известняков, кремней и спонголитовых песчаников. В северо-восточной части Терско-Каспийского передового прогиба буровыми скважинами вскрыты песчанистые глины и глинистые песчаники с подчиненными прослоями песчанистых и алевритистых известняков. Мощность свиты зеленых мергелей составляет здесь 25-33 м. В пределах южного борта Терско-Каспийского передового прогиба и в северной области Известнякового Дагестана образования свиты представлены зеленовато-серыми и светло-серыми известняками мощностью 40-60 м.
Кумекая свита соответствует бартонскому ярусу среднего эоцена и характеризуется выдержанностью литологического состава пород. Представлена битуминозными сланцеватыми мергелями, в которых отмечаются тонкие глинистые прослойки, сопровождающиеся в естественных разрезах выделением охры, гипса, квасцов и серы. Степень битуминозности и, в зависимости от этого, интенсивность коричневой окраски в различных районах, меняется от светло-коричневой до тёмно-бурой. Мощность 5-46 м.
Ранний олигоцен
Как показано в главе 1, геологическая и геолого-геофизическая изученность акватории Среднего Каспия значительно уступает другим каспийским регионам и прилегающим территориям суши. Это обстоятельство, а также неразрывность геологической истории морских и континентальных структур бассейна предопределяют необходимость совместного анализа имеющихся материалов, относящихся как к Среднему Каспию, так и к его прибрежному обрамлению. Только при таком подходе и с дополнением сейсмостратиграфического анализа другими методами исследований можно рассчитывать на полноту картины формирования осадочного чехла (в том числе майкопской серии) в пределах Средне-Каспийского региона.
На рис.2.1 показано расположение региональных сейсмических профилей и скважин, материалы которых легли в основу данной работы. Районы исследования охватывают акваторию Среднего Каспия, Восточное Предкавказье и районы Мангышлака и Северного Устюрта. Основной объём использованных в работе геофизических материалов представлен 30 региональными сейсмическими профилями МОВ-2Д общей протяженностью около 4000 км. Сейсмические материалы представлены фондовыми и опубликованными данными ГИН РАН, компаний «Лукойл», «Шельф», «Грознефтёгеофизика» и других организаций. Кроме того, для подтверждения возрастов выделяемых сейсмических горизонтов были изучены данные по буровым скважинам в пределах акватории Каспийского моря и обрамляющих его территорий. Все имеющиеся материалы были объединены в базу данных Arc GIS.
При просмотре сейсмических профилей для анализа отбирались те из них, на которых хорошо прочитыватся структура не только клиноформенного комплекса, но и подстилающих и перекрывающих его толщ. По выбранным профилям автором был выполнен комплекс сейсмо-, секвенс-стратиграфических и других исследований.
Многообразие морфологии клиноформенных тел и фациальная изменчивость майкопской серии предопределяют необходимость комплексного подхода к исследованиям. В данной работе был использован широкий набор известных методов (Кунин и др., 1990; Волож и др., 1994; Шлезингер, 1998; Леонов, Волож, 2004; Мансурова, 2005; Габдуллин и др., 2008), включая: прослеживание локальных и региональных несогласий, выделение сейсмокомплексов и границ клиноформенных тел, палеореконструкции, построение хроностратиграфических схем и кривых колебаний относительного уровня моря.
Помимо традиционных геолого-геофизических методов и приемов, в данной работе были использованы относительно новые модификации секвенс-стратиграфии (Антипов и др., 2005; Маргулис, 2008; Catuneanu, 2006). Сочетание методических подходов сейсмостратиграфического анализа и секвенс-стратиграфии позволяет получить новые данные о пространственной структуре и строении исследуемой осадочной толщи, а также об изменчивости условий осадконакопления по площади комплекса. Это позволяет также уточнить и расширить некоторые современные представления о палеогеографии региона в олигоцен-миоценовое время. Остановимся подробнее на использованных в данной работе секвенс-стратиграфических методах и приемах.
Объектом изучения секвенс-стратиграфии являются седиментационные циклы различных порядков. В отличие от других методов сейсмостратиграфии, секвенс-стратиграфический анализ нацелен на выявление внутренней структуры циклических образований, которая обусловлена дифференциацией седиментационных потоков на разных стадиях относительного изменения уровня моря (ОИУМ). В рамках этого направления акцентируется внимание на значительной роли в седиментационной цикличности эвстатических колебаний уровня моря.
Одна из задач, решаемых методами секвенс-стратиграфии, нацелена на построение кривых ОИУМ. Впервые разработанная для этой цели методика (Vail et al., 1987; Posamentier, James, 1993) применима лишь для тех площадей, где имеются разрезы, в которых сохранилась запись прибережного налегания. На практике такие разрезы встречаются достаточно редко, что существенно ограничивает применение этой технологии. Значительно чаще встречаются площади, в разрезах которых сохранилась запись проградационного наращивания бровки аккумулятивного шельфа бассейнов с морской и прибрежной седиментацией. Для таких областей также могут быть составлены кривые ОИУМ, однако в этих случаях требуется несколько иная методика.
Для подобных построений необходимы веские геологические доказательства того, что кроющая толща представлена мелководными или континентальными отложениями. Поэтому разрезы отдельных обнажений и скважин для выделения клиноформ в таких случаях малопригодны. Необходимо иметь, как минимум, протяженные сейсмические разрезы, а лучше - сеть региональных сейсмостратиграфических разрезов. Не менее важно, чтобы анализируемая часть разреза не была сильно нарушена постседиментационными деформациями и размывами, которые могут затруднить реконструкцию разреза (Шлезингер, 1998; Антипов и др., 2005).
На рис.2.2 показан сейсмический профиль, отвечающий описанным выше требованиям. Кроме того этот профиль был подробно изучен по данным буровых скважин и сопровождается достоверными сведениями о литологическом составе пород. Профиль расположен в районе Восточного Устюрта, где в эоценовом терригенном сейсмокомплексе обнаружены шельфовые клиноформы.
Поздний олигоцен - ранний миоцен
Для ясного понимания геодинамики, истории развития и структуры палеогеновых бассейнов региона необходимо прежде всего рассмотреть обстановки предшествующей геологической эпохи. Конец мелового периода -это время максимального уровня Мирового океана, когда на изучаемой территории были развиты углубленные шельфы (средняя глубина 500-700 м). В эту эпоху формируются условия тектонического прогибания и трансгрессии моря, преобладает карбонатное осадконакопление, а источники сноса терригенного материала удалены на значительное расстояние.
В начале палеоцена произошла регрессия моря, связанная с сокращением океана Тетис и субдукцией его коры под юго-западную окраину Евразии. В результате прервалась связь Паратетиса с Западно-Сибирским морем.
Общее погружение эоценового бассейна и его стабилизация проявились в наибольшей мере в период накопления отложений кумской свиты. В этот отрезок времени структурный план упрощается: произошло относительное нивелирование дна бассейна, и на огромной территории Северного Кавказа при сравнительно одинаковых палеогеографических условиях отложилась однообразная толща битуминозных сланцев мергельно-известковистого состава сравнительно выдержанной мощности в пределах 20-40 м (Гроссгейм, 1960; Beniamovski et al., 2003).
В палеогеографическом плане кумский водоем представлял собой глубоководный задуговой бассейн на северо-восточной периферии океана Тетис, отделенный от него системой вулканических островов в широкой полосе от Восточных Понтид Турции до Восточного Ирана. На территории Среднего Каспия формирование осадочных отложений в кумское время происходило в условиях обширной средне-верхнебатиальной зоны (рис.3.1). На этой территории кумекая свита представлена аноксическими бурыми, кофейными мергелями с рыбными остатками. Широкое распространение туффогенных прослоев в полосе северокавказских и мангышлакских разрезов кумской свиты было связано с активизацией в среднем эоцене вулканогенного пояса, обрамлявшего кумский бассейн со стороны Малого Кавказа и Эльбурса (Беньямовский и др., 2012). Последующий за кумским, белоглинский век (поздний эоцен) характеризуется унаследованным режимом и отсутствием значимых изменений в облике бассейна. Отложения белоглинской свиты представлены известняково-мергельными породами со значительной примесью терригенного материала, что находит объяснение в расширении области поднятий. Развитие биоты в белоглинский век происходило в условиях субтропического климата, в умеренно глубоководных условиях с нормальной морской солёностью и нормальным гидрологическим режимом. Мощность свиты 40-50 м (Тер-Григорьянц и др., 1959).
В целом палеоцен-эоценовый этап развития характеризовался унаследованным геотектоническим режимом, отражавшим кратковременные и многократные пульсации, носившие местное значение, существенно не изменяя общие размеры и фациально-палеогеографические условия предшествующего мелового седиментационного бассейна. Изучение обстановок осадконакопления эоценового бассейна позволяет прояснить стартовый облик майкопского бассейна.
К началу формирования майкопских отложений в Восточном Предкавказье и Среднем Каспии образовалась обширная некомпенсированная впадина глубиной 300-400 м, которая постепенно заполнялась клино форменными телами, дугообразно вытянутыми вдоль палеоберега на сотни километров. Наиболее глубоководная зона располагалась в пределах впадины Южного Каспия. Северный шельф был очень широким, осложненным системой глубоких и широких шельфовых впадин, в раннем олигоцене не компенсированных осадконакоплением. Палеогеографическая схема, иллюстрирующая развитие основных обстановок осадконакопления раннего олигоцена, представлена на рис .3.2. Терригенный материал поступал с двух направлений. С северо-востока на юго-запад осадки разносились по территории Восточного Предкавказья и Среднего Каспия, а с юго-востока на северо-запад - по площади Мангышлакского полуострова и Казахского залива.
Как видно на рис.3.2, в начале олигоцена Терско-Каспийский прогиб был значительно удален от основных источников сноса. В нем накапливались тонкие известковые илы (мощностью 20-40 м и менее) с остатками планктонных фораминифер и батипелагических рыб (Щерба, 1993; Копп, Щерба, 1998).
В конце олигоценового времени Терско-Каспийский прогиб оставался наиболее крупной структурой Среднего Каспия. Непосредственно дельтовые отложения крупных северных рек для этого времени неизвестны, вероятно, они уничтожены последующей эрозией. Влажный умеренно теплый климат позднего олигоцена способствовал резкому усилению выноса терригенного материала небольшими реками или потоками как с платформы, так и с поднятия в районе Ставропольского свода. В бассейн поступала главным образом взвесь глинистой и алевритистой размерности, а песчаный материал частично оставался на месте. В конце позднего олигоцена Терско-Каспийский прогиб был практически полностью заполнен склоновыми отложениями клиноформенного характера.
Как видно из представленной на рис.3.3 палеогеографической карты, в миоценовое время северный шельф заметно сократился по сравнению с олигоценом, но оставался достаточно резко дифференцирован по глубинам. Осадконакопление в бассейне шло в условиях устойчивого, но не интенсивного прогибания. Терско-Каспийский прогиб в позднем олигоцене - начале миоцена в северной части был почти снивелирован осадками.
