книги из ГПНТБ / Предпосылки формирования зон распространения литологических и стратиграфических залежей нефти и газа Ферганы
..pdfРитмостратиграфия отложений
Детальное изучение юрских отложений и их взаимоотношений с подстилающими и покрывающими образованиями, а также кон тактов внутри юрской толщи позволило разработать схему ритмо стратиграфического расчленения верхнепермских — нижнемезозой ских отложений (табл. 2). Принципиальное отличие данной схемы
Рис. 1. Схема колебательных движений и смена |
климатических обстановок |
в верхнепермское — нижнемезозойское время. |
|
Проявления региональных: / — поднятий; |
2 — опусканий. |
от ранее предложенных (Габрильян, 1957; Копаев, 1964; Бабадаглы, 1966) заключается в том, что за начало ритма в ней прини мается начало опускания, т. е. начало процесса седиментации.
Опускания и воздымания территории Ферганской впадины в нижнемезозойское время хорошо увязываются со сменой климати ческих обстановок (рис. 1), нашедшей свое отражение в смене ли тохимических особенностей формирующихся осадков и характере развития флоры и фауны, населявшей юрские бассейны седимен тации и окружающую их область суши.
Отложения, образовавшиеся в результате опусканий, проявив шихся на отдельных участках впадины и предшествующих регио нальному среднетриасовому поднятию, могут быть выделены в один
макроритм, соответствующий ритмотолще Л (верхняя пермь — ниж ний триас).
й<і
а
Триасовая |
Пестроцветная |
Перерыв
Пермская |
„ Буроцветная |
а,
Систе |
Отдел |
Ярус |
Свита |
ма |
|||
|
Верхний |
Келловей — |
Красно |
|
|
Оксфорд |
цветная |
|
|
Бат |
Пестро- |
|
|
цветная |
|
|
Средний |
|
|
|
Байос |
05 |
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
та |
|
|
|
X |
|
|
|
О) |
|
|
Аален |
а |
|
|
о |
|
|
|
|
<ѵ |
|
|
|
и |
|
Нижний |
Тоар |
|
|
Геттанг+ синемюр+ плинсбах |
Желто цветная |
Ритмо |
Ритмо |
Ритмо |
Ритмо |
толща |
свита |
под |
лачка |
|
|
свита |
|
Перерыв
г |
* 1 |
* 1 - 1 |
|
||
|
«3 |
в3— II |
|
в3— I |
|
|
|
|
|
|
в , - I V |
в |
|
в*— III |
|
|
|
|
|
в , - I I |
Б |
|
в г — I |
|
|
|
|
« 1 |
* 1 - 1 |
б
Продук
тивные
горизонты
X X III
X X IV
X X V
X X V I
X X V II
X X V III
X X IX
До проведения более детальных исследований и окончательных выводов о возрасте и соотношении осадков, относимых к ритмо толще А, имеющей локальное распространение на территории Ферганской впадины (Араван, Сарыбия, Ходжаабад, Бостон, Мадыген), мы не даем пока схемы расчленения их на ритмы, более дробные, чем макроритм, и условно датируем на схемах сопостав ления возраст этих отложений как пермо-триасовый.
Отложения следующего макроритма, выделенные нами в ритмо толщу Б — верхнетриасово-юрскую, отвечают этапу окончательно го превращения Ферганской впадины из области денудации в об ласть седиментации. Они подразделены нами на более мелкие ритмоединицы — ритмосвиты, отвечающие времени проявления значительных опусканий впадины. Начало каждого опускания при нято за начало ритмосвиты. Верхнетриасово-юрская ритмотолща подразделена на следующие ритмосвиты: а — верхнетриасовая; б —■ геттанг-синемюр-плинсбахская; в — тоар-среднеюрская; г — верхне юрская.
Осадки ритмосвиты а, подразделяющиеся в свою очередь на ритмоподсвиты ai — карнийско-норийскую и — рэтскую, установ лены в Арките, Гузане, Восточно-Ферганском бассейне, Мадыгене и Шурабе, причем в первых трех пунктах они присутствуют в пол ном объеме ритмосвиты а, а в двух последних — в объеме только ее верхней части — ритмоподсвиты аг. Мощность ритмосвиты варь ирует в широких пределах: от 30 м в Мадыгене—Шурабе до 250— 500 м соответственно в Арките и Восточно-Ферганском бассейне.
Верхнетриасовый возраст ритмосвиты а подтверждается нали чием крупномерных растительных остатков и спорово-пыльцевыми комплексами (Сикстель, 1958, 1960; Кузичкина, Репман, Сикстель, 1959).
Отложения вышележащей ритмосвиты б развиты преимущест венно в окраинных частях впадины, вблизи палеозойского обрам ления, где юрские аккумулятивные депрессии развивались по типу предгорных прогибов, как правило, контролируемых разломами. Необходимо отметить, что в этих прогибах формировался свой особый тип разрезов, несколько отличный как по мощности, так и по составу от разрезов Южно-Ферганской и Нарынской зон скла док.
Характерными особенностями ритмосвиты б являются преобла дание желтоцветной окраски, крупнообломочный состав пород, осо бенно в трансгрессивном залегании, невыдержанность мощности по простиранию, выклинивание к сводовым частям поднятий древнего заложения.
Следующая ритмосвита знаменует начало регионального, наи более крупного в юре как по площади, так и по амплитуде проги бания Ферганской впадины, характеризующегося непрерывно-пре рывистыми нисходящими движениями, максимум которых падает на аален—байос. Она обозначена индексом в и подразделяется на ритмоподсвиты ві (тоар), в2 (аален—байос), в3 (бат). Не каса-
ясъ обрамления впадины, рассмотрим распространение этих ритмоподсвит в Южно-Ферганской и Нарынской структурно-фациальных зонах, представляющих интерес с точки зрения поисков в них за лежей нефти и газа.
Ритмоподсвита вх развита только в Белисынык-Кувасайской структурной подзоне. Она вскрывается здесь целым рядом сква жин почти на всех структурах. Мощность ее меняется от 22 до 100 м, составляя в среднем 40—50 м. Условно ритмоподсвита ві выделяется нами на Избаскенте, где ее мощность равна 62 м (Нарынская зона складок). Здесь она составляет один ритм, нижняя часть которого является трансгрессивным элементом, а верхняя — регрессивным, представляющим ни что иное, как XXIX пласт по номенклатуре А. М. Акрамходжаева и М. С. Сайдалиевой. Эти от ложения названными исследователями относились условно к сред ней юре, однако палинологические исследования Н. И. Фокиной (1969) дают основание датировать их возраст тоаром. Нами при нята принципиальная схема выделения пластов, разработанная А. М. Акрамходжаевым и М. С. Сайдалиевой, с некоторыми изме нениями, вытекающими из ритмостратиграфического анализа от ложений.
Как правило, все продуктивные горизонты связаны с регрессив ными элементами ритмопачек, выделенных в составе ритмоподсвит, что позволило стратифицировать эти горизонты.
Залегающая согласно на ритмогюдсвите щ ритмоподсвита в2 развита наиболее широко. Она вскрывается скважинами повсеме стно как в Южно-Ферганской, так и в Нарынской зонах складок. Литологически она представлена песчано-алеврито-глинистыми по родами с прослоями карбонатов — мергелей, реже известняков. Имеет ритмичное строение. В ее объеме выделено четыре ритмо пачки, регрессивные части которых являются горизонтами-коллек торами, соответственно снизу вверх: XXVIII, XXVII, XXVI, XXV.
Ритмопачки 02-11 и в2-1 по возрасту отвечают аалену, в2-Ш и
02-ІѴ — байосу. Аален-байосский |
возраст ритмоподсвиты в2 под |
тверждается палинологическими |
исследованиями, проведенными |
К. А. Алимовым, Ю. М. Кузичкиной, Н. И. Фокиной, а также на личием в толще отложений остатков фауны Pseudocardinia sp., да тирующей, по заключению Е. А. Репман, среднеюрский возраст вмещающих осадков.
Мощность ритмоподсвиты б2 изменчива, но в пределах одной структурной подзоны относительно выдержана. Так, для Белисы нык-Кувасайской антиклинальной подзоны она составляет в сред нем 150—200, реже 300 м, для Наймано-Ачисайской подзоны — 100—200, реже 250 м, для Нарынской зоны — 100—150, реже 200 м, причем на ряде структур эта подсвита представлена не полностью в результате отсутствия нижних частей — первой, а нередко, и второй ритмопачки. Так, например, в Южном Аламышике в ряде скважин (270, 378) она отсутствует, выклиниваясь к сводовой час ти поднятия. В Нарынской зоне наиболее полный ее разрез
(238 м) вскрывается скв. 148 на структуре Избаскент, а в боль шинстве скважин на структурах Майлису и Кызылалма она начи нается с третьей ритмопачки, реже со второй, причем нередко с регрессивной ее части (горизонт XXVII).
Залегающая выше ритмоподсвита вз является регрессивной частью ритмосвиты в. Как уже говорилось, поднятия, проявившие ся в конце средней юры, привели к частичному, а в некоторых слу чаях к полному ее размыву, особенно в сводовых частях конседиментно развивавшихся поднятий. Состоит она из двух ритмопачек: вз-I и вз-H, причем регрессивная часть нижней пачки соответст вует горизонту-коллектору XXIV, а регрессивная часть верхней — горизонту XXIII.
Максимальные мощности ритмоподсвиты в3 отмечаются в Бели- сынык-Кувасайской антиклинальной подзоне — в среднем 50—100, реже 150 м. В Наймано-Ачисайской структурной подзоне мощность ее редко превышает 50 м, что обусловлено размывом верхней час ти— отсутствует ритмопачка в3-П с входящим в нее горизонтом XXIII. В Нарынской зоне складок максимальная мощность ритмо подсвиты вскрывается на структурах Бедресай и Избаскент — соот ветственно 70 и 60 м, на остальных площадях она редко превышает 20—30 м, как правило, из-за отсутствия второй ритмопачки, а не редко и регрессивной части первой ритмопачки (горизонт XXIV).
Палинологическое обоснование возраста ритмоподсвиты вз имеется только на структуре Сарыток (скв. 1, 2) в Южной Фер гане. На остальных площадях она отнесена к бату условно на ос новании сопоставления с разрезом Сарыток по электрокаротажной
характеристике |
и ритмостратиграфическим признакам. |
И, наконец, |
самая верхняя ритмосвита г — верхнеюрская — |
имеет региональное распространение как в естественных обнаже ниях, где ее верхнеюрский возраст подтверждается биостратиграфическими и палинологическими данными (Гузан, Абшир, Ташкумыр, Тегенек), так и в рассматриваемых структурно-тектонических зонах — Южно-Ферганской и Нарынской, где она выделяется ус ловно на основании ритмостратиграфического анализа.
ВФерганской впадине присутствует нижняя часть ритмосвиты г, выделяемая нами в ритмоподсвиту г\, нижняя часть которой соответствует ритмопачке грі.
Вбольшинстве разрезов имеется трансгрессивный элемент этой ритмопачки, представленный глинистыми и алеврито-глинистыми породами. И только в верхних частях наиболее полных разрезов юрских аккумулятивных депрессий предгорных частей впадины почти повсеместно появляются прослои грубообломочных пород, свидетельствующие о присутствии регрессивного элемента ритмо пачки 2 \-1 .
Мощность на изученных площадях Южно-Ферганской и Нарын ской зон складок изменяется в широких пределах, составляя в среднем 20—50 м и редко превышая 100 м.
Региональное воздымаиие Ферганской впадины в кимеридже — титоне привело к перерыву в осадконакоплении и размыву значи тельной части отложений ритмоподсвиты г\.
Меловые отложения залегают на юрских со стратиграфическим, а нередко и с угловым несогласием. И только в Восточной Фер гане, на Тюлекской площади Кок-Янгакского месторождения ме ловые осадки ложатся на верхнеюрские без видимых следов стра тиграфического несогласия (Станкевич, 1953), хотя присутствие здесь отложений кимериджа — титона мало вероятно, так как про тиворечило бы общему ходу развития Ферганской впадины в конце юрской эпохи.
Фациально-палеогеографическая характеристика и история осадконакопления
Литолого-фациальные и геохимические особенности, а также палеогеографические условия накопления юрских отложений Фер
ганской впадины наиболее детально освещены |
в работах |
Е. П. |
||||
Брунс (1948, 1952), Ю. В. Станкевича |
(1944, |
1948, |
1950, |
1957, |
||
1963), |
К. К. Карабалаева (1956, 1957), |
В. В. |
Кутузовой |
(1958), |
||
В. А. Копаева |
(1962, 1964), И. А. Симоненко |
(1963, |
1965, |
1966), |
||
О. Г. Лариной |
(1965), H. М. Розанова |
(1965), |
А. М. Ситниковой |
|||
(1969) |
и др. |
|
толща |
характеризуется |
||
Как |
показали исследования, юрская |
большим многообразием пород. Изучая распределение пород как по разрезу, так и по площади, можно установить определенные их сочетания, или комплексы, в которых породы связаны между собой общностью происхождения и взаимными переходами.
В юрских отложениях Ферганы ранее (Симоненко, 1965) нами были выделены следующие фациальные комплексы:
1)породы коры выветривания;
2)брекчии, конгломерато-брекчии и сопутствующие им породы, относящиеся к пролювиально-делювиальным осадкам;
3)конгломерато-гравелито-песчаные отложения с подчиненны
ми прослоями глин, представляющие русловые отложения аллюви альной равнины;
4)песчано-глинистые отложения с редкими прослоями граве литов и конгломератов, относящиеся преимущественно к поймен ным фациям аллювиальной равнины;
5)алеврито-глинистые отложения с железорудными горизонта ми озерно-болотного генезиса (в пределах аллювиальной равни ны) ;
6, 7) аргиллиты, аргиллитоподобные глины, глинистые алевро литы и мелкозернистые песчаники мелководно-озерного генезиса (зона спокойного мелководья);
8)отложения смешанного состава — глины с прослоями карбо натных пород, алевролиты, разноцветные песчаники (реже граве
литы) мелководно-озерного генезиса (зона подвижного мелкоеодья) ;
9, 10) песчано-алеврито-глинистые и песчано-глинистые с про слоями карбонатных пород мелководные и относительно глубоко
водно-озерные |
отложения; |
|
|
|
11) глинистые центрально-озерные осадки. |
|
|
||
Первые пять комплексов отложений формировались в условиях |
||||
наземных равнин, а остальные — в условиях подводных равнин |
в |
|||
субаквальной |
обстановке. |
указанных комплексов |
приводится |
|
Подробная |
характеристика |
|||
в диссертации И. А. Симоненко |
(1965) и в монографии |
А. М. Ак- |
||
рамходжаева |
и др. (1966), поэтому нет необходимости останавли |
|||
ваться здесь на этом вопросе. |
|
|
в |
|
Детальное |
рассмотрение фаций окраинных частей впадины |
настоящей работе не имеет смысла, так как эти районы не попада ют в зону юрского нефтегазонакопления. Поэтому при дальнейшем изложении материала основное внимание будет уделено фациаль но-палеогеографической характеристике более погруженных частей впадины, охватывающих территорию Южно-Ферганской и Нарынской зон складок и представляющих интерес с точки зрения обна ружения в них возможных скоплений нефти и газа.
Нижняя юра. Отложения нижнего отдела юрской системы раз виты в Белисынык-Кувасайской структурно-тектонической подзоне, где они вскрываются скважинами почти на всех структурах, а так же обнажаются на северном склоне Гузанского массива, Дашра- ватско-Караванской синклинальной подзоне, Алдыяре, ВосточноФерганском бассейне, Кок-Янгаке, Таш-Кумыре и Нанайской впа дине.
В литологическом отношении нижнеюрские отложения Белисы нык-Кувасайской подзоны представлены сероцветными песчано-
алеврито-глинистыми |
породами, реже встречаются прослои углей |
и грубообломочных пород. В возрастном отношении они выделены |
|
в ритмоподсвиту ві |
(тоарскую). |
Глины рассматриваемой толщи серые, темно-серые, иногда чер ные, алевритистые, с включением тонкозернистого пирита. Изредка в глинах встречаются прослои темно-серого плотного, частично перекристаллизованного песчано-глинистого известняка.
Верхняя часть нижнеюрских отложений, выделенная как гори зонт-коллектор XXIX, представлена разнозернистыми крепкими и рыхлыми сероцветными песчаниками.
По комплексу признаков — литологических, петрографических и геохимических нижнеюрские отложения Белисынык-Кувасайской подзоны относятся к мелководно-озерным фациям.
Рельеф области аккумуляции осадков представлял собой под водную равнину, осложненную конседиментно развивавшимися ан тиклинальными поднятиями, что нашло свое отражение в распре делении мощностей и песчанистости отложений (рис. 2, 3). В целом же стратиграфические горизонты хорошо выдержаны по простира нию (например, XXIX), хотя нередко характеризуются значитель ной литологической изменчивостью,
Рис. 2. Схематическая карта мощностей нижнеюрских отложений. Составили: И. А. Симоненко, А. М. Ситникова, Т. Ибрагимов, 1971, г.
1 — изолинии равных мощностей в м; 2 — скважины, вскрывшие юрские отложения; 3 — естественные обнажения; 4 — выходы палеозоя на поверхность.
Рис. 3. Схематическая карта песчанистости нижнеюрских отложений. Составили: И. А. Симоненко, А. М. Ситни кова, Т. Ибрагимов, 1971 г.
1 линии равного содержания песчано-алевритовых |
пород в |
%; 2 — скважины, вскрывшие юрские отложения; 3 — естествен- |
ные обнажения; |
4 — зона |
отсутствия отложений. |