Кинематические индикаторы в карбонатных породах рифея западного обрамления Сибирской платформы (на примере Аладьинской свиты)

Нефтегазоносность карбонатных толщ рифея запада Сибирской платформы подтверждена открытием месторождений нефти и газа, в том числе — крупнейших по запасам углеводородов. Сложное строение древних многократно дислоцированных толщ, слабая обнаженность в пределах платформы требуют комплексного подхода, включающего изучение обрамления платформы.

Рифейским отложениям Енисейского кряжа, одного из опорных районов развития древних свит, посвящены многие работы ([1–9] и др.) Авторами статьи в пределах западного обрамления платформы изучены представительные выходы аладьинской свиты среднего рифея протяженностью более 200 м, выявлены особенности распределения зон с повышенной кавернозностью и их связь с локальными дислокациями (рис. 1). Рассмотрены литологические типы пород аладьинской свиты. Выявлены и систематизированы кинематические индикаторы геодинамических условий преобразования пород, широкоразвитые в строматолитовых доломитах и в доломитовых брекчиях, которые часто связаны между собой постепенными переходами [11]. Особое внимание уделено изучению зон развития кавернозности, показан их тектонический контроль.

Геологическое строение

Енисейский кряж представляет собой складчато-надвиговое сооружение на западной окраине Сибирской платформы, в пределах которого на дневную поверхность выходят мощные, порядка 10—12 км, преимущественно карбонатные толщи рифея, объединенные в сухопитскую, тунгусикскую и ослянскую серии.

Аладьинская свита завершает разрез сухопитской серии среднего рифея. По существующим представлениям ([3][7][9] и др.) карбонатные породы аладьинской свиты сопоставляются с юрубченской свитой рифея внутренних районов Сибирской платформы, с которой связаны значительные перспективы нефтегазоносности региона. Породы свиты развиты в пределах Иркинеевского выступа (т. 1—3 на рис. 1 и 2), Ангаро-Питского синклинория (т. 4—10), в юго-восточной части Татарского антиклинория, в бассейне верхнего и среднего течения р. Большой Пит (т. 11—14), р. Большой Черной [5]. В самых восточных разрезах аладьинская свита (т. 1—3) представлена доломитами серыми, светло-серыми мелкокристаллическими, нередко брекчированными, в нижней части обладающими тонкой полосчатостью, часто с неравномерно распределенными жилками белого доломита. Верхняя часть свиты сложена доломитами светло-серыми, иногда розоватыми и блекло-сиреневыми мелкокристаллическими, сахаровидными не яснополосчатыми, толсто слоистыми и массивными. Западнее, в нижнем течении р. Ангары (т. 5—8, рис. 2), среди доломитов появляются пачки черных глинистых сланцев (до 100—130 м), линзы и прослои черных кремней (до 15 см). Мощность свиты увеличивается до 700—800 м. К северу, в бассейне р. Талой и Киргитея (т. 9, рис. 2) и в верховьях р. Каменки (т. 10, рис. 2) в составе свиты кроме доломитов появляются известняки с пластовыми и секущими прожилками, со штокверками кристаллического доломита и магнезита, местами с тальком. Еще севернее, вдоль западного крыла Ангаро-Питского синклинория, в верховьях рч. Шарыповского, в составе свиты существенную роль приобретают доломиты темно-серые и черные, среди которых появляются черные известняки, мощность свиты уменьшается до 200—250 м [5].

В бассейне р. Удерея и Большого Пита (т. 11, 13, рис. 2) выделяется толща темных известняков мощностью около 200 м. У устья р. Оявол залегают типичные для аладьинской свиты доломиты серые, темно-серые и черные мелкокристаллические, массивные. Породы обычно полосчатые и в нижней части разреза содержат мелкие пластовые и секущие линзочки, а также жилки доломита белого мелкокристаллического. В западных районах, в нижнем течении р. Большой Пит, породы свиты замещаются сланцами, не отличимыми от лежащих выше, и аладьинская свита здесь не выделяется (т. 12, рис. 2). В северном и северо-западном направлениях доломиты свиты переходят в доломитизированные, местами чистые известняки.

Породы свиты залегают согласно, без следов размыва, на тонкоплитчатых известняках свиты карточки. Граница проводится по смене известняков пестро окрашенных глинистых доломитами серыми, темно-серыми. Сверху доломиты аладьинской свиты перекрываются с несогласием глинистыми и алевритисто-глинистыми толщами красногорской свиты тунгусикской серии. Мощность аладьинской свиты изменяется от 500 м в бассейне р. Иркинеева до 800 м в районе скалы Потоскуйский Бык (рис. 2). Северные разрезы сокращаются до 150—200 м.

В статье рассматриваются разрезы аладьинской свиты восточного типа, представленные доломитами от темно-серых часто полосчатых до светло-серых сахаровидных с прослоями и линзами брекчированных доломитов мощностью до 25 м. Породы нарушены многочисленными минерализованными трещинами, согласными слоистости и секущими ее. Ранее исследователями отмечалось широкое развитие осадочных доломитовых брекчий двух разновидностей: сингенетичных брекчий взламывания и брекчий обрушения [10]. Текстурные особенности свиты традиционно рассматривались как седиментационные, сформированные в процессе осадконакопления, что использовалось для фациального анализа региона.

Результаты исследований

Район исследований на обзорной схеме обозначен желтым контуром и т. 1 (рис. 1, 2). Обнажения аладьинской свиты (обн. 14 и 16, рис. 1В) на левом берегу р. Иркинеева при анализе космоснимков увязываются в единую зону дислокаций, приуроченную к региональному разлому.

Обнажение 14 на левом берегу р. Иркинеева имеет протяженность около 60 м, сложено преимущественно доломитовыми брекчиями, с участками полосчатых доломитов (рис. 3).

Полосчатые разности представлены чередованием тонких прослоев доломитов серых мелкокристаллических и жилами доломитовыми, часто крупно-грубокристаллическими, залегающими согласно слоистости, протягивающимися на десятки метров при толщине менее сантиметра, иногда до 2—3 см (рис. 3, фото 3, 4, 7). Брекчии и полосчатые разности чередуются в разрезе обнажения 14, составляют смежные сегменты различного размера — от сантиметров до десятков метров, иногда связаны постепенными переходами с пластичным изгибанием прослоев доломита микрокристаллического, часто границы резкие (рис. 3, фото 2, 5, 6). Отмечены слепые надвиги в результате обратного разрушения жилы во время изгибания складки (рис. 3, фото 7). Широко развиты участки кавернозности и единичные каверны — часто правильной треугольной и прямоугольной формы (рис. 3, фото 4, 5, 8, 9).

Полосчатые разности в обнажении 14 наблюдаются, как правило, около участков изгибания пластов, классифицированы как синтаксиальные жилы (рис. 3, фото 3, 4). Гораздо шире они представлены в обнажении 16 (рис. 5, 6). В некоторых работах подобные образования обозначаются как «bedding-parallel veins» [13].

Возникновение таких жил связывается с контрастными механическими свойствами пород в случае малых сил сцепления между слоями и геодинамическими обстановками продольного сжатия (рис. 4). В слоистых объемах — в нашем случае первичная порода пластовые строматолитовые доломиты — при воздействии вдоль слоистости сначала происходит укорочение объема, затем потеря устойчивости при активно развитом межслоевом проскальзывании. Наряду с трансляционным скольжением синтектоническая рекристаллизация является важным механизмом пластического деформирования. Эти механизмы дополняют, активизируют друг друга и обычно протекают совместно. Результат — развитые вдоль плоскостей напластования жилы. При последующем изгибе слоев образуются полости, происходит формирование антитаксиальных жил с элементами вращения (рис. 4). К этим участкам приурочены зоны развития повышенной кавернозности.

Обнажение 16 на левом берегу реки протягивается более чем на 400 м (рис. 5). Представлено доломитами, преимущественно полосчатыми разностями с прослоями и линзами доломитовых брекчий, неравномерно кавернозными. В нижней части разреза (северо-восточная часть обнажения) встречена зона брекчированных пород (А—Г на рис. 5, 6), ограниченная снизу согласным слоистости надвигом (ЗН на рис. 5). Ранее этот уровень обозначался как граница аладьинской и свиты карточки. Выполненные работы показали, что зона надвига (ЗН) находится внутри аладьинской свиты. Выше надвига свита сложена брекчиями различного типа и перекрывающими их полосчатыми доломитами (Д на рис. 5, 6) общей мощностью более 200 м. С удалением от разлома в строении брекчий отмечается зональность в изменении пород, показанная на рисунках 5 и 6.

Ниже надвига залегают доломиты серые микрозернистые, среднеплитчатые, неотчетливо тонко волнисто слоистые, слабо измененные тектоническими процессами, в шлифах наблюдается микросланцеватость (4 на рис. 6), с прослоями и линзами кремней до 2—3 см в верхней части и жилами кальцита мощностью первые сантиметры (пачка 1 на рис. 5, тип 1 на рис. 6). Мощность пачки более 50 м.

Выше надвига наблюдается толща, представленная карбонатным тектоническим меланжем мощностью 60—80 м. В основании располагаются прослои карбонатных брекчий различного типа снизу вверх (А—Г на рисунке 5, типы 2—5 на рисунке 6):

А — доломитовая брекчия серая, местами красноватая, рассыпчатая, с обломками размером первые сантиметры, не испытавшими смещения. Беспорядочные притертые трещины расположены хаотично; поверхность трещин извилистая (5 на рисунке 6), плотность около 50 на 1 метр; трещины более высокого ранга разделяют линзовидные микроблоки мощностью 0,2—0,4 м (3 на рисунке 6). Ортогональные слоистости стилолитовые швы (4 на рисунке 6). Мощность 0,4 м;

Б — доломитовая брекчия серая, местами красноватая, связная, среднеплитчатая, крепкая, с обломками доломитов серых микрозернистых не окатанных (6 на рисунке 6). Выделены три системы трещин: согласные поверхности надвигания и две ортогональные системы трещин с ровной, слабо волнистой поверхностью. Мощность 25—30 см;

В — доломитовая брекчия серая связная, плотная, крепкая, с обломками первичной породы и жильных включений (размер первые сантиметры, средняя степень окатанности), количество обломков около 30%, матрикс представлен доломитом серым, иногда красноватым микрокристаллическим. Отдельные пласты и линзы, разделенные слабоволнистыми трещинами, характеризуются толщинами 3—5 см. Трещины притертые, отмечаются сопряженные трещины — сколы Риделя, повсеместно развиты стилолитовые швы. Встречаются отдельные каверны размером от первых миллиметров до первых сантиметров, приуроченные к обломкам жильного доломита; отмечаются: пластическое изгибание вытянутых обломков, будинирование, указывающие на скольжение отдельных фрагментов относительно друг друга. Мощность прослоя 40—50 см;

Г — доломитовая брекчия серая связная, плотная, крепкая, комковатая, не яснослоистая, с обломками полосчатых разностей доломита и жильных включений (размер до первых десятков сантиметров, форма различная, преимущественно не окатанные и слабо окатанные). Количество обломков меняется от 80 до 50%, матрикс представлен доломитом серым микрокристаллическим. Трещины извилистые притертые, повсеместно изогнутые, отмечаются стилолитовые швы изогнутые, с амплитудой зубцов 1—2 см. Прослой составлен вытянутыми изогнутыми микроблоками «чечевицеобразной» формы, расположенные под углом 10—12 градусов к надвигу, толщиной 1,5—2,0 м. Мощность прослоя около 6 м.

Верхняя часть тектонического меланжа представлена доломитами полосчатыми с прослоями и линзами доломитов брекчированных (пачка Д, тип 6 на рисунках 5, 6). Брекчии в полосчатых доломитах представлены обломками первичного доломита серого микрокристаллического, часто пластично изогнутого в яснокристаллическом белом доломите, аналогичном перекристаллизованным жилам полосчатых разностей. Встречены участки, где наблюдается плавный переход от прослоя доломита полосчатого через изогнутые деформированные разности к прослоям брекчий. Залегание полосчатых доломитов согласно с залеганием ненарушенных пород ниже надвига, отделяются от приразломных брекчий четко выраженным уступом, протягиваются вдоль западной части обнажения более чем на двести метров.

Зоны максимального развития кавернозности связаны с формированием антитаксиальных жил на участках изгибания пластов. Они приурочены к границе брекчированных разностей доломитов (Г) и полосчатых (Д), находятся на удалении от поверхности надвига около 30 м, а также встречаются в толще полосчатых доломитов в местах изгиба пластов.

Приуроченность брекчий к разлому, постепенный переход от рыхлых катаклазитов (тип 2, рис. 6) около поверхности перемещения к протомилонитам (тип 5, рис. 6) около участка развития полосчатых разностей через различные типы связных катаклазитов, а также вышеуказанные особенности строения полосчатых доломитов указывают на их тектоническую природу. На макроуровне и на микроуровне выявлен ряд кинематических показателей процессов деформации, которые позволяют реконструировать условия их формирования.

Ключевым элементом являются карбонатные жилы: синтаксиальные и антитаксиальные с характерными макро- и микроструктурами, указывающими на многократно прогрессирующую в них деформацию, образование в результате синтектонического расплавления материала и перекристаллизации под давлением в условиях продольного сжатия (рис. 3—6).

Основные микроструктуры: повернутые блоки — структуры, вращающиеся в стиле «домино» (рис. 3 № 4, д; рис. 6 № 21); асимметричные ступени с двугранной морфологией на границах жил (рис. 6№ 20); переход от неизмененного доломита через растянутые и изогнутые литокласты доломита до скоплений волокнистой разности (рис. 3 № 2, 3, 5), неравномерные структуры с кристаллами вытянутыми, лопастными (рис. 6 № 9, 17), ламинированными зонами с волокнистым доломитом (рис. 6 № 11, 12, 16); кристаллы доломита с волнистым погасанием (рис. 6 № 9); цепочки будин, часто ромбовидные и сигмоидальные будины; кулисообразно расположенные структуры в форме «рыб» (рис. 6 № 18). Структуры большего порядка: несвязные и связные брекчии различного масштаба (рис. 3 фото 5, 6; рис. 6 тип 1—5), слепые надвиги в результате обратного разрушения жилы во время изгибания складки (рис. 3 фото 7), участки кавернозности и единичные каверны часто правильной треугольной ипрямоугольной формы (рис. 3 фото 4, 5, 8, 9, рис. 6 № 15).

Кинематические индикаторы сгруппированы по этапам и стадиям процесса продольного сжатия (рис. 7).

Заключение

Авторами показана тектоническая природа брекчий аладьинской свиты обнажений 14 и 16. Это явление имеет широкое
распространение, схожие текстуры встречены в обнажениях вдоль реки Ангары — в районе скал Мешки, Выдумский Бык, напротив п. Маньзи и в керне скважин западного склона Байкитской антеклизы. Что позволяет предполагать широкое развитие описанных процессов, связанных с глобальной тектонической перестройкой в регионе. Предполагается среднерифейское время тектонической перестройки, поскольку в перекрывающих верхнерифейских карбонатах
тунгусикской серии подобные образования не встречены.

Полученные результаты необходимо использовать при построении геологических моделей, прогнозе зон развития кавернозности при проведении нефтегазопоисковых работ. Кроме того, для немых толщ рифея эта особенность может быть использована как признак при проведении корреляции.