Тектоническая эволюция и строение осадочных бассейнов северной части Охотского моря

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ И СТРОЕНИЕ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ ОХОТСКОГО МОРЯ

О.А.Кровушкина, А.Э.Жаров

Вдоль тихоокеанской окраины Азиатского континента на 3000 км от Сиамского залива на юге до Берингова моря на севере протягиваются системы мезо-кайнозойских впадин, выполненные субконтинен-тальными и прибрежно-морскими отложениями и часто занимающие значительную часть внутреннего шельфа окраинных морей (рис. 1). По совокупности структурно-морфологических и геолого-геофизи-ческих характеристик они соответствуют континентальным рифтогенным системам и объединяются в Восточно-Азиатский грабеновый [1], или рифтовый, пояс. В юго-западной части пояса, на территории Китая, эти впадины являются высокоперспективными нефтегазоносными бассейнами, где выявлено несколько десятков месторождений нефти и газа. В северо-восточной части пояса, в Анадырском бассейне, также выявлены мелкие месторождения УВ. В Дальневосточном регионе и северной части Охотского моря, в пределах Восточно-Азиатского рифтового пояса, пока не открыто ни одного месторождения, что связано, очевидно, не столько с перспективами территории, сколько с уровнем изученности. За последние 20 лет на северном шельфе Охотского моря проведен большой объем региональных геолого-гео-физических исследований, что позволило охарактеризовать строение кайнозойских осадочных бассейнов, спрогнозировать и оценить

в каждом из них ряд перспективных нефтегазоносных систем.

Тектоническое

районирование

Изученные бассейны прослеживаются от Шантарских островов на западе до Пенжинской губы на востоке и образуют Охотоморское, или Северо-Охотское [1], звено Восточно-Азиатского рифтового пояса (см. рис. 1).

В структуре Охотоморского звена выделены две рифтогенные зоны: Шантаро-Гижигинская и Се-веро-Охотская, расположенные кулисообразно по простиранию пояса и прослеживающиеся на 1300-1500 км при ширине 100-300 км. Первая зона занимает более приконтинен-тальную позицию и включает Шан-тарский, Кашеваровский, Лисянско-го, Яма-Тауйский и Гижигинский бассейны. Вторая — объединяет Магаданский, Шелиховский и Пенжин-ский бассейны. Обе рифтогенные зоны конформны структурам меловой Азиатской окраины, маркируемой Охотско-Чукотским вулканоплутоническим поясом. Шантаро-Ги-жигинская зона осложняет структуры фронтальной части вулканического пояса, а на юго-западе и восточный фланг Амуро-Охотской па-леозой-мезозойской складчатой системы. Северо-Охотская зона наложена на структуры Кони-Тайго-носской мезозойской аккреционной системы и Западно-Камчатского мелового преддугового бассейна.

Эти зоны разделены линейными горстовыми поднятиями, сформированными вдоль системы лито-сферных разломов, разграничивающих структуры вулканоплутонического пояса и аккреционной системы [4]. Южный фланг Охотоморского звена рифтового пояса наложен на различные по строению, возрасту и природе структуры: на западе — на сенон-палеоценовый Сихотэ-Алиньский вулканоплутонический пояс, в центральной части — на мел-раннепалеогеновую Охотскую аккреционно-коллизионную систему (Охотский свод), а на востоке — на Западно-Камчатский преддуговой прогиб и Корякско-Западно-Камчатский вулканический пояс. Участок Охотского моря между Охотским сводом и шельфом Северо-Западной Камчатки занимает кайнозойская деструкционная спрединго-вая система Тинро, которая развивается диахронно с рифтовым поясом, ориентирована ортогонально к нему и раскрывается в северном направлении, захватывая смежные фланги Магаданского и Шелиховского бассейнов. Западная часть Шантаро-Г ижи-гинской зоны осложнена позднекайнозойскими меридиональными структурами Хоккайдо-Саха-линской складчато-сдвиговой зоны, определившими конфигурацию Кашеваровского бассейна и отделившими его от прогибов Шан-тарского бассейна.

Строение осадочных бассейнов

Осадочные бассейны в пределах рифтогенных зон расположены кулисообразно и имеют генерали-зованно-ромбовидную или Б-об-разную форму. Протяженность бас-

сейнов по длинной оси варьирует от 200 до 400 км при ширине 100-250 км. Мощность осадочного чехла изменяется от 2,5-3,0 км на суше (Яма-Тауйский, Гижигинский бассейны) до 6-8 км на шельфе, достигая в депоцентрах прогибов 10-13 км. Она закономерно увеличивается в восточном и северо-восточном направлениях, что отражает со-направленное раскрытие рифтогенных структур. Исключение составляет Шелиховский бассейн, где максимальные мощности осадков накоплены в юго-западной части, сопряженной с глубоководной впадиной Тинро.

Вдоль границ рифто-вого пояса дискретно проявлен маастрихт-эоцено-вый основной и бимодальный субщелочной вулканизм [3]. В осадочных бассейнах вулканические образования слагают верхнюю часть фундамента, обнаруживаются их фациаль-ные переходы с нижними, нижнепалеогеновыми, комплексами чехла.

Осадочный чехол бассейнов региональными структурно-седимен-тационными несогласиями расчленен на пять осадочных комплексов (снизу вверх): палеоцен-эоце-новый, нижне(средне)-олигоценовый, верхнеоли-гоцен-среднемиоценовый, средне-верхнемиоценовый и верхнемиоцен-четвертич-ный. Литолого-фациаль-ная и возрастная характеристики комплексов обоснованы результатами параметрического и поискового бурения, сейсмо-фациального анализа и

межрегиональной стратиграфической корреляции кайнозойских отложений Северного и Западного Приохотья, п-ова Тайгонос, Северо-Западной Камчатки, Северного Сахалина (рис. 2) [2].

Два нижних комплекса являются синрифтовыми и выполняют линейные грабенообразные прогибы. Палеоцен-эоценовый комплекс распространен в основании всех рифтогенных прогибов, выклиниваясь на смежных конседиментационных поднятиях (рис. 3). Он сложен преимущественно субконтинентальными толщами озерного, реже лагунного и прибрежно-морского происхождения с преобладанием песча-но-конгломератовых, нередко угленосных толщ с подчиненными ар-гиллит-алевролитовыми пачками. Прибрежно-морские отложения тяготеют к основанию и верхней части синрифтового комплекса и развиты главным образом в Магаданском и Шелиховском бассейнах (см. рис. 3, А, Б ). Строение комплекса определяется латеральными рядами литофаций, изменяющихся от протяженных склоновых и дельтовых конусов, турбидитовых и вул-канокластических шлейфов в бортах трогов до более монотонных ритмично-слоистых и тонкозернистых осадков осевых частей прогибов.

Нижнеолигоценовый комплекс распространен шире и трансгрессивно, участками с угловым несогласием перекрывает раннерифто-вый комплекс и древние конседи-ментационные поднятия. В СевероОхотской зоне его формирование происходило в мелководных морских и лагунных обстановках. Здесь развиты ритмично-слоистые толщи диффренцированного состава: от конгломератов и гравелитов до песчано-алевролитовых и аргилли-товых угленосных пачек. В Шантаро--Гижигинской зоне продолжала развиваться система обширных изолированных озер и межгорных впадин.

120

1 — границы Восточно-Азиатского рифтогенного пояса на кайнозойском (а), мезозойском (б) этапах; осадочные бассейны: 2 — мезозойские, 3 — кайнозойские Охотоморского звена (1 — Шантарский, 2 — Кашеваровский и Аисянского. 3 — Яма-Тауйский, 4 — Гижигинский, 5 — Магаданский, 6 -Шелиховский, 7 — Пенжинский); 4 — новообразованные котловины окраинных морей (зоны диффузионного спре-динга); 5 — зоны субдукции; 6 — складчато-сдвиговые мегазоны; 7 — основные месторождения: а — нефти, б — газа

OIL AND GAS GEOLOGY, 1‘2003

Главные литотипы: 1 — пески и песчаники, 2 — галечники и конгломераты, 3 — алевролиты, 4 — глины и аргиллиты, 5 — хлидолит, б — кремнистые алевролиты и аргиллиты, 7 — диатомиты и диатомовые породы, 8 — опоки и опоковидные породы, 9 — туфы и туфогенные породы, 10 — бурые и каменные угли, 11 — глинисто-известковистые конкреиии, 12 — андезиты и андезидаииты, 13 — базальты и андезибазальты; 14 — стратиграфические перерывы (эрозия или ненакопление); стратиграфические несогласия: 15 — с размывом, 16 — угловые с размывом; 17 — привязка и номер стратиграфической колонки; 18 — бассейны (1 — Северо-Сахалинский, 2 — Дерюгинский, 3 — Шантарский, 4 — Кашеваровский, 5 — Лисянско-го, 6 — Яма-Тауйский, 7 — Гижигинский, 8 — Магаданский, 9 — Тинро, 10 — Шелихова, 11 — Западно-Камчатский, 12 — Пенжинский); 19 — обобщенные разрезы приведены на рис. 3

OIL AND GAS FIELDS STRUCTURE

Рис. 3, А. ОБОБЩЕННЫЙ РАЗРЕЗ I - I КАЙНОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ ОХОТОМОРСКОГО РЕГИОНА

т, Квартер

лет і1 |8 В Н ца

10- X <и В О

|_ о 0) X Миоцен С Ф

20- Н

30- Олигоцен В н ©

0) В

40 о 0) /

со с Эоцен С / 1 1

50- н р 1 1 1 1

60- Палеоцен В н

I Шантарский Кашеваровский Бассейн I

бассейн бассейн Лисянского

0 40 80 км

1_______і_________і_________і_________і

1 — гравелиты, конгломераты и грубозернистые породы; 2 — отложения конусов выноса; 3 — песчаники и алевролиты; 4 — глины и аргиллиты; 5 — диатомиты и опоки; 6 — кремнистые алевролиты и аргиллиты; 7 — туфы и туфогенные породы; 8 — угли; 9 — главные разломы; 10 — главные несогласия (Г — поверхность гетерогенного акустического фундамента). Положение разреза см. на рис. 2, Б

Поступление терригенного материала осуществлялось латеральным переносом вдоль оси бассейнов, а также по системам подводных конусов и веерных дельт. Суммарная мощность синрифтового мегакомплекса достигает 4-6 км в прогибах Шантаро-Гижигинской зоны и увеличивается до 7-8 км в депоцентрах Магаданского и Шелиховского бассейнов.

Таким образом, тракты син-рифтовых седиментационных систем в рассматриваемых бассейнах включали в направлении от источника сноса широкий спектр обстановок осадконакопления, что вместе с высокой скоростью седиментации (100-300 см/год) и динамичностью развития рифтогенных структур определило литологическое раз-

нообразие осадков и благоприятные условия для формирования коллекторов и нефтематеринских толщ.

Вышележащие осадочные комплексы отвечают пострифтовому этапу развития, но имеют существенные отличия в разных частях региона. ВВерхнеолигоцен-среднемио-ценовый комплекс повсеместно запечатывает грабенообразные прогибы, наследуя основные зоны прогибания и выполняя пологие мульдообразные депрессии. Для восточной части региона этот комплекс фиксирует переход к умеренно глубоководному режиму морского осадконакопления с дефицитом поступающего терригенного материала. В Северо-Охотской зоне он сложен биогенными кремнистыми и

терригенно-кремнистыми толщами. В Шантаро-Гижигинской зоне в это время существовали обстановки, переходные от аллювиально-озерных и лагунных субконтиненталь-ных к сублиторальной внутреннего шельфа. Здесь распространены ар-гиллит-алевролитовые толщи с подчиненным количеством кремнистых пород, переходящие на флангах шельфовых бассейнов и на суше в субконтинентальные песчаниково-аргиллитовые и грубообломочные отложения (см. рис 2, 3) [2]. Выработка источников сноса и слабая активность хемобиогенных процессов в этой части региона привели к резкому снижению скорости седиментации (до 70-90 см/год) и накоплению осадков, едва достигаю-

Рис. 3, Б. ОБОБЩЕННЫЙ РАЗРЕЗ II - II КАЙНОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ ОХОТОМОРСКОГО РЕГИОНА

С ^06 <c 2  (s a ©

СО I CQ О I CQ I CQ О I CQ I

H9tl H0tlOM^ H0tlOJML/Q H9tlO£ H0tlO9L/e|J

H9J09H H9J091/6[|

щих 1,0-1,5-км мощности. В Севе-ро-Охотской зоне сохранялась высокая скорость седиментации (250300 см/год), способствовавшая накоплению 2,0-2,5-км разреза, что объясняется синхронным раскрытием новообразованной глубоководной впадины Тинро (см. рис. 3, Б).

Средне-верхнемиоценовый комплекс сформирован в обстановке открытого мелководного бассейна в условиях резкого повышения эвста-тического уровня моря. Осадкона-копление протекало при возрастающей активности раскрытия новообразованных деструкционных систем Тинро и Дерюгинская и сопровождалось увеличением продуктивности водорослевого кремниевого планктона, напрямую связанным с апвел-лингом. В Северо-Охотской зоне накопились толщи опок и опоковидных глин мощностью до 2,5 км. В Шан-таро-Гижигинской зоне трансгрессивное осадконакопление проявилось только в юго-западной части, где образовалась покровно-клиновидная толща глинистых, возможно, слабокремнистых осадков мощностью до 2,2 км.

Верхнемиоцен-четвертичный комплекс повсеместно сформирован в условиях открытого мелководного шельфа с преимущественно биогенным осадконакоплением в нижней и кремнисто-терригенным в верхней частях разреза. В западной и восточной частях региона существенное влияние на распределение его мощностей и режим осадконакопления оказали сдвиговые движения в Хоккайдо-Сахалин-ской и Западно-Камчатской складчато-сдвиговых мегазонах.

Осадочные бассейны северной части Охотского моря имеют ярко выраженное двухъярусное строение и контролируются системами разломов, различными по времени заложения и кинематике. Все они являются рифтогенными, присдвиговыми, поли-генетическими бассейнами [5], развивающимися на пострифтовом этапе развития по различным сценариям.

OIL AND GAS GEOLOGY, 1*2003

-<2a-

Рис. 3, В. ОБОБЩЕННЫЙ РАЗРЕЗ III - III КАЙНОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ ОХОТОМОРСКОГО РЕГИОНА

СП

I

СП

О

О

0 < и > Щ сч и а я

1

2

1 © в а. 2 0 (е 3 —о

СО X со и х СО X со и х СО X

НЭГ| -ОИ1/у НЭ*10И|^ НЭ1ПО-1И1/0 НЭ^10£ НЭ^10Э1/Ву

н э -1 о э |-| нэ.10э1/еи

Нижний структурный ярус формируют эшелонированные асимметричные, реже двусторонние симметричные грабены субширотной и северо-восточной ориентировок и сопряженные с ними системы внут-рибассейновых горстовых поднятий, сформированные вдоль протяженных (200-400 км) листрических левых сбрососдвигов раннепалеогенового заложения. Глубина проникновения разломов определяется по синхронному внутриплитному вулканизму и неоднородностям гравитационного поля как нижнекоро-вая, возможно подкоровая [4]. Плоскости сбрососдвигов с амплитудой вертикальных перемещений 3-6 км образуют крутые южные и юго-восточные борта рифтогенных прогибов. По простиранию сдвиги сопровождаются системами анти- и синтетических сбросов, контролирующих распределение депоцент-ров в пределах прогибов. Рифтогенные прогибы и грабенообразные де-поцентры имеют левую кулисность и разделены по простиранию при-сдвиговыми конседиментационны-ми поднятиями. Прогибы прослеживаются на 150-350 км при ширине 20-90 км, а грабенообразные троги и депоцентры в их пределах достигают 40-100 км при ширине 5-25 км.

Верхний структурный ярус образуют пологие мульдообразные структуры пострифтовых впадин и сопряженные с ними конседимента-ционные поднятия над синрифто-выми горстами, а также различные по стилю деформаций, кинематике и ориентировке зоны складчато-разрывных дислокаций. Внутренняя структура пострифтовых впадин упрощается вверх по разрезу от слабо асимметричной, частично унаследованной по отношению к рифтогенным прогибам и контролируемой наиболее долгоживущими сдвигами, до блюдцеобразной, полностью дискордантной раннему структурному плану. Депоцентры

этих впадин смещены по направлению к деструкционным системам Тинро и Дерюгинская.

Наиболее древние зоны складчато-разрывных деформаций связаны с этапом позднепалеогеновой — ранненеогеновой структурной перестройки Охотоморской плиты. Они представлены реактивированными ранними субширотными сдвигами, с изменением их кинематики на противоположную, и вновь образованными правыми сдвигами северо-западного простирания на фоне структурного парагенезиса сопряженных взбросов, сбросов, обширных конседиментационных поднятий и структурных носов. Эти структуры распространены в бассейнах, обрамляющих Охотскую микроплиту с севера и запада, и отсутствуют на ее северо-восточной периферии. Более поздние, но наиболее значи-

тельные зоны складчато-разрывных деформаций связаны с Хоккай-до-Сахалинской и Западно-Камчатской сдвиговыми мегазонами, дис-кордантными рифтогенным прогибам Восточно-Азиатского пояса. Структуры Хоккайдо-Сахалинской мегазоны наложены на шельфовые бассейны Шантаро-Гижигинской зоны, трассируются продольными правыми сдвигами и сегментируются поперечными левыми. Для Западно-Камчатской мегазоны, осложняющей восточный фланг СевероОхотской рифтогенной зоны, установлена противоположная кинематика продольных и поперечных сдвигов. В зонах деформаций рифтогенные бассейны инверсированы с образованием эшелонированных транспрессионных антиклинальных структур, сдвиговых дуплексов и присдвиговых трогов.

Литература

1. Варнавский В.Г., Малышев Ю.Ф.

Восточно-Азиатский грабеновый пояс // Тихоокеанская геология. — 1986. - № 3. -С. 3-12.

2. Иванов В.В. Осадочные бассейны Северо-Восточной Азии (сравнительный нефтегеологический анализ). — М.: Наука, 1985.

3. Объяснительная записка к тектонической карте Охотоморского региона масштаба 1 : 2 500 000 / Ред. Н.А.Богданов, В.Е.Хаин. — М.: ИЛОВМ РАН. — 2000.

4. Харахинов В.В. Тектоника Охотоморской нефтегазоносной провинции: Автореф. дис... д-ра геол.-ми-нер. наук. — Оха-на-Сахалине, 1998.

5. Nilsen T.H., Sylvester A.G. Strike-slip basins: Part 1 // The Leading Edge. — 1999. — Vol. 18,№ 10. — P. 1146-1152.

© О.В.Кровушкина, А.Э.Жаров, 2003

The article deals with geological structure of Cenozoic sedimentary basins of the Okhotsk Sea part of the East Asian rift belt. Five sedimentary complexes are distinguished in sedimentary cover. Formation of Paleogene-Eocene and Lower Oligocene complexes occurred during synrift phase of the basin development, under subcontinental and rarely coastal-marine conditions. Upper sedimentary complexes correspond to the post-rift stage of development and are characterized by significant differences in various parts of the region. The Okhotsk Sea basins are riftoge-ne, nearthrust sedimentary basins, have a distinct two-staged structure and are controlled by fault systems formed in different time and various kinematics.

OIL AND GAS GEOLOGY, 1*2003