Содержание к диссертации
Введение
1 Основные черты геологического строения и нефтегазоносности Иркинеево-Чадобецкого прогиба 8
1.1 Тектоническая характеристика 8
1.2 Стратиграфическая характеристика 11
1.3 Характеристика нефтегазоносности 28
2 Литологическая характеристика позднедокембрийских отложений тасеевской серии Иркинеево-Чадобецкого прогиба... 33
3 Закономерности строения и реконструкция условий осадконакопления отложений тасеевской серии Иркинеево-Чадобецкого прогиба 73
4 Характеристика пород-коллекторов позднедокембрийских отложений тасеевской серии Иркинеево-Чадобецкого прогиба 100
5 Анализ трещиноватости позднедокембрийских отложений тасеевской серии Иркинеево-Чадобецкого прогиба 136
6 Прогноз зон развития коллекторов позднедокембрийских отложений тасеевской серии в пределах Иркинеево-Чадобецкого прогиба 158
Заключение 195
Список литературы
- Стратиграфическая характеристика
- Характеристика нефтегазоносности
- Характеристика пород-коллекторов позднедокембрийских отложений тасеевской серии Иркинеево-Чадобецкого прогиба
- Прогноз зон развития коллекторов позднедокембрийских отложений тасеевской серии в пределах Иркинеево-Чадобецкого прогиба
Стратиграфическая характеристика
Вопросам, касающимся структурно-тектонического районирования южной части Сибирской платформы, были посвящены многочисленные труды А.А. Архангельского, А.А. Бакирова, Э.А. Базанова, В.Е. Бакина, А.К. Башарина, Н.А. Берзина, С.Ю. Беляева, А.К. Битнера, В.Г. Васильева, В.А. Егорова, В.В. Забалуева, А.Н. Золотова, С.М. Замараева, Н.С. Зайцева, А.А. Зиновьева, Л.Н. Илюхина, Ю.А. Косыгина, И.П. Карасева, К.А. Клещева, А.Э. Конторовича, А.А. Конторовича, В.С. Кринина, А.И. Ларичева, Н.В. Мельникова, М.М. Мандельбаума, А.В. Мигурского, К.В. Мокшанцева, В.А. Обручева, М.М. Одинцова, Л.Е. Оффмана, Ю.А. Притулы, Л.И. Ровнина, О.М. Розена, К.А. Савинского, В.В. Самсонова, В.В. Семеновича, В.С. Ситникова, В.С. Старосельцева, В.С. Суркова, А.А. Трофимука, В.Е. Хаина, Н.П. Хераскова, В.С. Шеина, А.Л. Яншина и др.[10, 15, 18, 19, 21, 26-28, 30, 33, 64, 72, 73, 77, 118, 144, 146, 150].
В работе в качестве тектонической основы для исследований была использована дежурная структурно-тектоническая карта Красноярского края М 1: 2 000 000. Карта составлена коллективом авторов под редакцией Кринина В.А. по материалам ОАО "Енисейгеофизика", ДАО Богучанская ГЭ, ГП Катангская ГЭ, ОАО "Таймыргеофизика", ООО "Енисейнефть", СНИИГГиМС в 2001 г. В работе также были использованы опубликованные материалы к новой версии тектонической карты венд-нижнепалеозойского структурного яруса Лено-Тунгусской нефтегазоносной провинции М 1: 1 000 000 [67].
Иркинеево-Чадобецкий прогиб (рисунок 1) представляет собой мобильную зону, разделяющую жесткие стабильные блоки - Камовский свод на севере, Богучано-Манзинский на юге и Ангаро-Ленский с Непско-Ботуобинским на востоке [138]. Впервые эта зона была выделена Ю.А.Косыгиным в 1964 г. как глубокий прогиб рифейского заложения [69]. Наличие глубокого рифейского рифтогенного прогиба подтверждено опорным региональным профилем Алтай-Северная Земля и рассечкой к нему через Чадобецкое поднятие (Старосельцев В.С., 2009).
В пределах исследуемого региона выделяется два главных надпорядковых структурных элемента: положительный - Байкитская антеклиза и отрицательный – Присаяно-Енисейская синеклиза [56]. Рисунок 1 - Схема тектонического и нефтегазогеологического районирования исследуемого региона (по В.С. Старосельцеву и др., ФГУП "СНИИГГиМС, 2009; с дополнениями автора)
Байкитская антеклиза, наиболее изученная структура, занимает Приенисейскую часть западной окраинной части Сибирской платформы, имеет площадь порядка 120 тыс. км2, амплитуду более 3500 м (рисунок 2) [80]. Центральную часть антеклизы осложняет Камовский свод, площадью около 50 тыс. км2, и осложненный большим количеством локальных поднятий, а в южной части двумя положительными структурами - Чадобецким куполовидным поднятием и Ильбокичским структурным мысом. Чадобецкое куполовидное поднятие расположено в юго-восточной части свода, площадь поднятия около 3 тыс. км2, амплитуда порядка 1900 м [63]. Ильбокичский структурный мыс выделяется в южной части Камовского свода, площадь структуры около 1,8 тыс. км2, амплитуда превышает 500 м. К югу от Камовского свода выделяются Яркинский и Среднеиркинеевский структурные заливы, разделенные Ильбокичским структурным мысом, площади структур порядка 3,3 тыс. км2, амплитуды 900 м и 1300 м соответственно. В западной части Камовского свода выделяются две отрицательные структуры: Верхнетэринская котловина площадью 7200 км2, амплитудой 1000 м и Вельминская котловина площадью 900 км2, амплитудой менее 100 м [65]. Ангарская зона складок расположена в нижнем течении Ангары, южная часть зоны погребена, в тектоническом плане она пересекает Присаяно-Енисейскую синеклизу, а в палеоплане зона соответствует рифейскому внутриконтинентальному рифту. Амплитуда складок может достигать 1 км. Размер этой зоны складок 200х30 км, здесь широко развиты разрывные нарушения [85].
Присаяно-Енисейская синеклиза занимает площадь порядка 175 тыс. км2 в юго-западной периферийной части Сибирской платформы. Амплитуда прогибания в среднем составялет около 4000 м. В пределах синеклизы выделяются одна положительная и три отрицательные структуры I порядка: Богучано-Манзинский выступ, Долгомостовская, Мурско-Чуньская и Катская впадины [65]. Богучано-Манзинский выступ занимает северо-западную часть территории синеклизы, площадь выступа свыше 13.5 тыс. км2, его амплитуда по кровле вендских отложений составляет 1400 м. Долгомостовская впадина, наиболее погруженная область синеклизы, расположена в ее юго-западной части, охватывает площадь более 17.5 тыс. км2. Мурско-Чуньская впадина расположена в северной части синеклизы, вытянута в субширотном направлении вдоль резкого изгиба Ангарской зоны складок. Структура занимает площадь более 14.5 тыс. км2, амплитуда превышает 1200 м. Катская впадина расположена к востоку от Мурско-Чуньской впадины и отделена от нее двумя куполовидными поднятиями (Берямбинским и Араканским), площадь структуры составляет около 28 тыс. км2, амплитуда по кровле вендских отложений достигает 1300 м [65].
Характеристика строения осадочного чехла в пределах ИЧРП основывается на изучении скважин глубокого бурения, геолого-геофизических материалов, обнажений на Енисейском кряже, а также анализе и обобщении многочисленных опубликованных работ Н.В. Мельникова, Е.С. Постельникова, Ю.К. Советова, В.Ю. Шенфиля, Е.М. Хабарова, Б.Г. Краевского, Л.И. Салопа, М.А. Семихатова, А.Э. Конторовича, О.А. Вотаха, Н.М. Чумакова, О.В. Гутиной, Б.С. Соколова, В.В. Хоментовского, Ю.Н. Карагодина, Е.П. Кощука, Г.Г. Шемина и многих других [4, 25, 32, 34, 35, 45, 47, 71, 79, 92, 114, 115, 117, 119-121, 134, 139, 153-160, 169].
В пределах северо-западной части Енисейского кряжа породы архейско нижнепротерозойского возраста представлены сильно метаморфизованными и дислоцированными толщами архея, прорванными гранитоидами возрастом 1,9 - 1,8 млн. лет [30,87].
Нижне-средне-рифейские отложения имеют широкое распространение и представлены мощным (до 10-12 км) комплексом карбонатных, обломочных и вулканогенно-осадочных образований (рисунок 3) [31, 36].
В составе отложений верхнего рифея выделяются более древние отложения маяния и более молодые отложения байкалия [153].
Стратификация отложений добайкальского рифея, как правило, понимается всеми исследователями достаточно однозначно.
Отложения байкалия с резким угловым несогласием залегают на нижележащих толщах маяния. В Прибайкалье в составе байкалия выделяются голоустенская, улунтуйская и качергатская свиты, которые были описаны М.М. Тетяевым еще в 1916 г. (Тетяев М.М., 1916). Впоследствии совокупность этих свит стала основой стратиграфического расчленения позднего докембрия не только Прибайкалья, но и всего Байкало-Патомского нагорья. В 1956 г. этот трехчленный комплекс был унифицирован как байкальская серия (Решения…, 1959). Впоследствии было установлено, что байкальская серия является эталоном межрегионального позднедокембрийского стратиграфического подразделения для всего юга Сибирской платформы.
Характеристика нефтегазоносности
Основание ковригинской свиты представлено переслаиванием пестроцветных грубообломочных отложений, песчаников и алевролитов. В юго-западной чаcти прогиба в основании ковригинской свиты залегает пачка, представленная пеpеcлаиванием зеленыx алевpоcланцев и метапеcчаников c метаpиолитоидами и метабазальтами. Выше киcлые и оcновные эффузивы пеpеcлаиваютcя c pаccланцованными пеcчаниками, гpавелитами, конгломеpатами. Вулканогенные поpоды - метаpиолитоиды - обpазуют pяд cтpатифициpованныx тел мощноcтью от 2 до 10 м. В веpxовьяx p. Оленья в pазpезе нижней пачки ковригинской свиты pезко пpеобладают метаpиолитоиды, пpедcтавленные pаccланцованными кваpцевыми pиолит-поpфиpами и фельзит-поpфиpами, чеpедующимиcя c пеcтpоцветными туфами киcлого cоcтава и туфопеcчаниками; мощноcть пачки cоcтавляет 250 - 300 м. Cpавнительно cвежие туфы киcлого cоcтава, чеpедующиеcя c лавами pиолитов, pазвиты в нижней чаcти ковpигинcкой cвиты в пределах cевеpо-воcточной части прогиба (Ножкин А.Д. и др., 2007).
Оленьинская свита. Нижняя часть оленьинcкой cвиты (50 - 100 м) пpедcтавлена в оcновном cеpоцветными олигомиктовыми пеcчаниками и гpавелитами cо знаками pяби и коcой cлоиcтоcтью. Литологичеcкий cоcтав иx фациально не выдеpжан. В одниx cлучаяx они замещаютcя cветло-зелеными кваpц-cеpицитовыми cланцами c обильными зеpнами - „глазкми“ обломочного кваpца pиолит-поpфиpов, в дpугиx - cиpенево-cеpыми мелкогалечниковыми конгломеpатами, cодеpжащими в обломкаx, кpоме кваpца и кваpцитов, до 10-15 % киcлыx эффузивов, а в кваpц-cеpицитовом цементе пpимеcь гетит-гематитового железиcтого вещеcтва. Вышезалегающая пеcтpоцветная, гpубоpитмично-cлоиcтая пачка (150-200 м) пpедcтавлена чеpедованием cветло- и cиpенево-cеpыx олигомиктовыx и вулканомиктовыx коcоcлоиcтыx пеcчаников и pеже гpавелитов c алевpолитами и филлитовидными cланцами, cодеpжащими пpимеcь туфогенного матеpиала киcлого cоcтава (Ножкин А.Д. и др., 2007).
Водоpаздельнинcкая cвита залегает cоглаcно на отложенияx ковpигинcкой. Cвита подpазделяетcя на две пачки. Нижняя - cложена зеленовато-cеpыми пеcчаниками и темно-cеpыми, а в низаx пачки лиловыми алевpолитами и филлитовидными глиниcтыми cланцами, а также вулканогенными поpодами оcновного cоcтава. Выдеpжанные по пpоcтиpанию потоки металейко-и андезибазальтов имеют мощноcть от 1 до 35 м. В pазpезе пачки уcтановлено около 30 плаcтовыx тел, обpазующиx cеpии cближенныx потоков, чеpедующиxcя c маломощными (0.5 - 5 м) пpоcлоями оcадочныx поpод и pеже туфов оcновного cоcтава. Наpяду c телами эффузивного пpоиcxождения наблюдаютcя cиллы и дайки поpод оcновного cоcтава. Веpxняя пачка пpедcтавлена пpеимущеcтвенно чеpными углеpодиcтыми cланцами и подчиненными им пpоcлоями темно-cеpыx алевpоcланцев и кваpцевыx метапеcчаников. В веpxаx пачки pазвиты xлоpитоидные cланцы, cpеди котоpыx залегает мощное (около 200 м) плаcтообpазное тело металейкобазальтов. Мощноcть теppигенныx поpод cоcтавляет 250-300 м (Ножкин А.Д. и др., 2007).
Вендские отложения несогласно залегают на нижележащих отложениях байкалия, имеют довольно выдержанный состав и представлены породами преимущественно терригенно-карбонатного состава. Мощность вендских отложений составляет 350-400 м.
В пределах юго-восточной части Енисейского кряжа отложения байкалия (тасеевская серия), описанные Ю.К. Советовым, В.В. Хоментовским, А.И. Анатольевой и многими другими, представлены комплексом пестроцветных терригенных отложений мощностью до 1300-1500 м [2].
Отложения тасеевской серии в виде узкой полосы окаймляют Иркинеевский и Канский выступы Енисейского кряжа [2]. Отложения тасеевской серии с несогласием залегают на породах самого различного возраста от архея до верхнего рифея. Названия свит неоднократно менялись, в настоящее время принято выделять в разрезе тасеевской серии (снизу вверх) алешинскую, чистяковскую и мошаковскую свиты (рисунок 9).
Алешинская свита (до 1450 м) представлена красноцветными терригенными породами. На подстилающих толщах она залегает с размывом, наиболее глубоким в пределах Канского выступа, где по р. Курыш она ложится на таракские граниты (Семихатов, 1962) архейского возраста. В Приангарье величина размыва сокращается: у пос. Маньзя (левый берег р. Ангары) ее подстилает джурская свита сухопитской серии, а северо-западнее в Магдыгайской синклинали нижнеангарская и дашкинская свиты ослянской серии.
В нижней части алешинская свита представлена мелкогалечными кварцевыми конгломератами, косослойчатыми гравелитами и грубо- крупнозернистыми полимиктовыми песчаниками, выше переходящими в песчаники крупно-мелкозернистые, наклоннослоистые, косослоистые и алевролиты с горизонтально-слойчатой текстурой [2, 90]. Завершает разрез пачка мелкого чередования крупно-, мелкозернистых косослойчатых песчаников, массивных, несортированных, неслойчатых и плитчатых, со слойчатостью слабых течений, песчаников и алевролитов; в основании содержится несколько пластов гравийных грубозернистых песчаников. Выше по разрезу эта толща сменяется массивными, наклонно-слоистыми и косослоистыми крупнозернистыми песчаниками с интракластами алевролитов, сменяющихся выше по разрезу мелкочередующимися мелкозернистыми песчаниками и алевролитами, также переходящими выше в тонкочередующиеся мелкослойчатые и со слойчатостью слабых течений мелкозернистые песчаники и алевролиты [90].
Чистяковская свита (310 м) согласно залегает на алешинской [128]. Граница между ними обычно проводится по смене красноцветных пород сероцветными. Представлена ритмичным чередованием зеленовато-серых полимиктовых песчаников и темно-серых аргиллитов, вверх по разрезу сменяющимся аргиллитами темно-серыми с зеленоватым оттенком, с прослоями и линзами песчаников, а также редкими прослоями доломитов.
Мошаковская свита (600 м) согласно залегает на подстилающей чистяковской свите и связана с ней постепенными переходами [157]. Представлена песчаниками существенно кварцевыми, кирпично красными, мелкозернистыми, с прослоями крупнозернистых в основании; вверх по разрезу сменяющихся алевролитами темно-вишнево-красными, с прослоями мелкозернистых песчаников. Выше залегают песчаники кирпично-красные, кварцево-полевошпатовые; с более крупными зернами калиевого полевого шпата и кварца.
В пределах ИЧРП отложения байкалия обнажаются на Чадобецком поднятии. Они выделяются под названием брусской, медведковской и тогонской свит и с явным стратиграфическим перерывом и угловым несогласием залегают на нижележащих отложениях рифея.
Брусская свита (230-300 м), которая сложена массивными кварцитами и светло-серыми мелкозернистыми песчаниками, которые вверх по разрезу сменяются зеленовато-серыми песчанистыми сланцами и тонкоплитчатыми песчаниками [157].
Медведковская свита (100-150 м) несогласно перекрывает брусскую свиту и начинается с пласта конгломерата мощностью 0,3 м, состоящего из галек кварцита и мелкозернистого песчаника, сцементированных песчано-глинистым материалом. Медведковская свита в целом представлена серыми и зеленовато-серыми песчаниками, среди которых в средней части разреза имеются прослои буроватых пятнистых песчаников, а в верхней – редкие прослои маломощных пятнистых доломитов бурого и зеленого цвета [46].
Безымянскаясвита (265 м). Отложения свиты согласно залегают над медведковскими отложениями и представлены переслаиванием доломитов, известняков, глинистых и алевритистых сланцев, песчаников, алевролитов. Среди карбонатных пород преобладают известняки.
По мнению О.В. Гутиной (Гутина О.В., 2007) по данным радиологического возраста глауконита, а также, учитывая геохимические и литологические особенности пород, весь дотогоньский разрез Чадобецкого поднятия относится к среднему и верхнему рифею.
Выше по разрезу залегают отложения Ангария, которые уже относятся к венду (Хоментовский, 2014).
На Чадобецком поднятии они представлены тогонской свитой. В современном понимании В.В. Хоментовского тогонская свита является аналогом тасеевской серии.
Тогонская свита (150 м) согласно залегает на нижележащих толщах, представлена кирпично-красными и бурыми грубозернистыми песчаниками, вверх по разрезу переходящими в светло-серые среднезернистые песчаники [46].
Характеристика пород-коллекторов позднедокембрийских отложений тасеевской серии Иркинеево-Чадобецкого прогиба
Разделяющие гравийно-песчаные толщи глинистые отложения представлены преимущественно ассоциацией дистальной зоны аллювиальной равнины. Данная ассоциация сложена однородной толщей несортированных алевролитов и песчаников с очень неотчетливыми межслоевыми границами. Массивные несортированные песчанистые алевролиты по структуре соответствуют продуктам периодической разгрузки суспензионных потоков, связанных с наводнениями. Тонкость гранулометрического состава свидетельствует об отсутствии постоянно действующего водотока и накоплении материала в дистальной зоне аллювиальной равнины.
Верхние глинистые и глинисто-алевритистые части седиментационных циклитов могли формироваться в лимнических зонах со спокойным гидродинамическим режимом. Они могли представлять собой озера, иногда с повышенной соленостью, о чем свидетельствуют раннедиагенетические выделения сультфатов и доломитов.
Строение седиментационных циклитов отчетливо отражается на диаграммах ГИС. Нижние части, сложенные относительно более грубозернистыми литотипами, характеризуются пониженными значениями естественной гамма активности, а верхние, как правило, глинистые, высокими значениями ГК.
Седиментационные циклиты второго порядка (7-10 метров) образуют более крупные последовательности (40-50 м) – циклиты третьего порядка. Эти последовательности соответствуют крупным тектоно-седиментационным циклам (рисунок 80). Последовательности имеют трансгрессивное строение, с постепенным уменьшением зернистости вверх по разрезу.
Результаты анализа литологических характеристик и закономерностей строения отложений тасеевской серии был положены в основу выделения типов разрезов в пределах ИЧРП.
Разрезы отложений тасеевской серии, вскрытые скважинами глубокого бурения в пределах ИЧРП, представлены комплексом красноцветных, в отдельных участках пестроцветных песчано-гравийных и алевро-глинистых отложений. Область развития отложений тасеевской серии определяется границами ИЧРП. Для выделения основных типов разреза тасеевской серии в пределах Иркинеево-Чадобецкого прогиба была построена карта общей мощности отложений тасеевской серии. При построении карты учитывались как мощности тасеевской серии разрезов глубоких скважин, так и мощности тасеевской серии в обнажениях Приангарья, Енисейского кряжа и Чадобецкого выступа (согласно фондовым материалам и литературным источникам). При выделении основных типов отложений тасеевской серии разреза учитывались общая мощность отложений, стратиграфический объем, литологический состав. Следует отметить, что отложения тасеевской серии характеризуются различной полнотой стратиграфического объема. По направлению к наиболее приподнятым зонам и локальным участкам из разреза выпадают нижние элементы. Верхняя часть разреза была частично размыта в результате предвендского перерыва осадконакопления. рельефа поверхности седиментации и оказывала влияние на формирование особенностей литофациального состава исследуемых отложений. В соответствии с этим, в пределах исследуемого района выделяются литологические типы разрезов, характеризующие геодинамические зоны: южный склон Камовского свода Байкитского платформенного блока, склоны Богучано-Манзинского блоков, центральные части Касско-Канской окраинно-континентальной и Иркинеево-Чадобецкой внутриконтинентальной рифтовых систем. Сводовая часть Байкитского платформенного блока характеризуется отсутствием отложений тасеевской серии.
I тип разреза. Верхняя часть южного склона Камовского свода Байкитского платформенного блока характеризуется первым типом разреза (Скважина Камовская 2). Данный тип разреза отложений тасеевской серии представлен маломощной глинистой пачкой алешинской свиты (50 м) с многочисленными ангидрито-доломитовыми включениями (до 20-30%) в виде раннедиагенетических образований. Данные отложения с размывом перекрываются отложениями ванаварской свиты. По направлению к сводовой части платформенного прогнозируется уменьшение глинистой пачки вплоть до полного выклинивания .
II тип разреза. По направлению к осевой части рифта со стороны южного склона Камовского свода отложения тасеевской серии наращиваются за счет появления в алешинской свите песчаных и алевритистых пачек. Нижняя часть южного склона характеризуется развитием второго типа разреза отложений тасеевской серии (Платоновская 1, Платоновская 2). Разрез представлен мощной глинистой пачкой, над которой залегают гравийно-песчаные отложения с глинисто-алевритистыми прослоями (Мощность разреза 100-150 м). В западном направлении доля и мощность песчаных прослоев увеличивается (от 1-2 до 3-5 метров). В этой области выделяется отдельный подтип за счет увеличенной мощности и доли песчаных прослоев.
III тип разреза. В осевой части рифтовой зоны прогнозируется выделение третьего типа разреза. Как уже отмечалось в предыдущих главах, в исследуемой области отложения тасеевской серии не вскрыты. В восточной части предполагаемые аналоги тасеевской серии обнажены на Чадобецком выступе. Предполагается, что в осевой части получили развитие отложения алешинской, чистяковской и мошаковской свит. В пределах осевой зоны максимальная мощность отложений тасеевской серии прогнозируется в западной части (в зоне сочленения с Енисейским кряжем). В восточном направлении мощность отложений, вероятно, будет уменьшаться, с увеличением доли глинистых прослоев. В целом осевая часть рифтовой зоны, вероятно, более глинистая по отношению к бортовым зонам рифта. Здесь прогнозируется развитие преимущественно отложений дистальных частей конусов выноса в алешинское и мошаковское время.
Прогноз зон развития коллекторов позднедокембрийских отложений тасеевской серии в пределах Иркинеево-Чадобецкого прогиба
Вопросам, свзязанным с изученим трещиноватости продуктивных толщ, были посвящены многочисленные работы К.И. Багринцевой, А.И. Петрова, Л.Г. Белоновской, Л.П. Гмид, В.Г. Кузнецова, Е.Р. Голф-Рахта, В.А. Кошляка, С.А. Козлова, В.Б. Левянта, С.О. Денка, А.В. Черницкого, И.В. Вараксиной, Б.П. Дегтярева, А.С. Ефимова, Д.В. Кляжникова, Ю.И. коробова, И.Е. Постниковой, А.В. Постникова, А.А. Конторовича, Н.Б. Красильниковой, Е.М. Хабарова, В.В. Харахинова и многих других [5, 9, 24, 26, 50, 85, 101].
Под трещиноватостью понимаются разрывы сплошности пород, которые развиваются в результате динамических воздействий и разгрузки давлений. В результате динамических воздействий формируются разрывы сплошности пород сколь угодно крупного вплоть до планетарного масштаба. В случае попадания пород в зоны разгрузки давлений возникает микротрещиноватость. К категории динамических воздействий могут быть отнесены тектонические процессы.
История развития тектонических движений в пределах Иркинеево-Чадобецкого прогиба определила интенсивность и области развития тектонической трещиноватости.
Периоды тектонической активизации с которыми связано формирование трещиноватости приурочены к периодам байкальской, каледонской и последующих активизаций. Основные продуктивные интервалы Иркинеево-Чадобецкого прогиба приурочены к древним рифей-вендским отложениям, которые претерпевали неоднократное активное динамическое воздействие, что нашло свое отражение в сложном соотношении систем разрывных нарушений и зон трещиноватости различного ранга.
Основные черты разломной тектоники определялись тангенциальным и вертикальным геодинамическим воздействием на жесткий каркас древней Сибирской платформы. В качестве главного фактора тангенциального воздействия представляется обоснованным выделить динамические напряжения, возникающие при коллизионных процессах в окружающих платформу складчатых сооружениях, а также в периоды активизации рифтогенеза. Вертикальные разрывные нарушения могут формироваться в качестве производных, как от тангенциальных напряжений, так и в результате собственно внутриплитных геодинамических процессов.
В результате проведенного анализа проявлений трещиноватости в рифей-вендских отложениях осадочного чехла Иркинеево-Чадобецкого прогиба можно сделать вывод, что в целом разрез характеризуется интенсивной трещиноватостью (рисунки 119-141).
Во многом этому способствует, с одной стороны преобладание в разрезе плотных пород, интенсивно преобразованных в результате наложенных процессов, с другой стороны, отсутствие толщ пластичных глин и рыхлых обломочных пород. Особенности физических свойств пород, слагающих разрез, определяют тот факт, что крайней редкостью является наличие в разрезах скважин монолитных блоков пород, размеры которых превышали бы несколько метров. Чаще всего породы разбиты макротрещинами на фрагменты размером в несколько десятков сантиметров. В зонах же повышенной трещиноватости их размеры не превышают нескольких сантиметров.
В разрезе рифей-вендских отложений Иркинеево-Чадобецкого прогиба широко развиты системы разнонаправленных тектонических трещин. В различных стратиграфических интервалах разреза интенсивность трещиноватости различна. Так, в отложениях шунтарской свиты, залегающих в нижней части разреза, широко развиты тектонические трещины, имеющие ортогональную по направлению к слоистости ориентировку, по которым наблюдаются многочисленные сдвиги амплитудой до 1 см. В отдельных участках разреза шунтарской свиты наблюдаются зоны дробления толщиной до 3-4 м. Размер обломков в зоне дробления в среднем колеблется от нескольких сантиметров до 10-15 см. По трещинам местами наблюдается минерализация кристаллами доломита, практически полностью заполняющими трещины. В отдельных участках разреза трещины практически не минерализованы и их раскрытость достигает 0,25-0,5 мм, местами до 1 мм. Видимая протяженность трещин составляет от нескольких до десятков сантиметров. В разрезе также наблюдаются трещины как по напластованию, а также под углом 45 градусов к напластованию, в которых минерализация практически отсутствует. Трещины часто носят извилистый характер. В разрезе также отмечаются многочисленные зеркала скольжения. Часть трещин видимо носит техногенный характер, обусловленный физическими свойствами глинистых пород, слагающих разрез шунтарской свиты.
Разрез отложений тасеевской серии с разной степенью интенсивности нарушен трещиноватостью. В глинистых интервалах разреза часто наблюдаются зоны дробления в, где размер обломков колеблется от нескольких миллиметров до нескольких сантиметров. Толщина зон дробления составляет от 5-10 см до 40-45 см.
По всему разрезу тасеевской серии следится система субвертикальных трещин с разной степенью раскрытости. По стенкам трещины в отдельных участках отмечается интенсивная минерализация. Раскрытость трещины составляет от одного до нескольких мм. Трещина пересекает различные литологические разности: как песчаные, так и глинистые.
Субвертикальные тектонические трещины сопровождаются ортогональными к ним горизонтальными с раскрытостью до нескольких миллиметров. Часть субвертикальных трещин имеет относительно малую протяженность –10 -20 см. Они имеют переменную раскрытость и затухают вверх по разрезу.
Кроме того в разрезе наблюдаются наклонные трещины, расположенные под углом к оси керна. По трещинам наблюдаются активные процессы вторичной минерализации и оглеения в, которое проявляется в виде вытянутых вдоль трещины пятен, что возможно может свидетельствовать о миграции по этим трещинам углеводородных флюидов. Эти флюиды способствовали процессу восстановлению трехвалентных форм железа, содержащегося в породе, в двухвалентную форму.
В разрезе тасеевской серии зафиксированы зеркала скольжения под углом 45 градусов к вертикальной оси керна. На плоскости зеркала скольжения отмечаются деформированные процессами сдвига кристаллы сидерита, что свидетельствует о более поздних, чем трещинообразование активных тектонических процессах.
Тектонические трещины часто взаимопересекаются, что указывает на разновременность их образования. Часть из них имеет извилистый характер.
В породах тасеевской серии отмечается значительное количество хаотически расположенных извилистых трещин с раскрытостью до 1-2 мм, густота которых может достигать до нескольких десятков на один метр.
Интенсивность трещиноватости в отложениях венда резко падает. Практически через весь разрез вендских отложений прослеживается субвертикальная трещина с различной степенью раскрытости и минерализации. В отдельных участках стенки трещины минерализованы кристаллами сидерита и ангидрита. Раскрытость трещины достигает нескольких миллиметров. Местами эту трещину сопровождают субпараллельные системы трещин, которые как правило имеют значительно меньшую степень раскрытости и часто полностью минерализованы.
В отложениях катангской свиты наблюдаются горизонтальные сдвиги слойков толщиной 1-2 см. Эти сдвиговые деформации разрывают тело трещины, заполненные вторичными кристаллами сидерита на отдельные сегменты. Такого рода деформации являются следствием напряжений сжатия.
Основная субвертикальная тектоническая трещина пронизывает различные литологические разности, а распространение более мелких трещин часто контролируется напластованием литотипов.
В отдельных участках разреза наблюдаются литогенетические трещины извилистого характера, окаймляющие участки разреза, сложенные породами с различными физическими свойствами.
Изучение минерального выполнения стенок трещин проводилось с помощью методов растровой электронной микроскопии и микрорентгеноспектрального анализа (рисунки 142-150). В результате проведенных исследований было установлено, что трещины минерализованы кристаллами железистого сидерита, доломита и ангидрита. При этом в нижней части разреза стенки трещин минерализованы преимущественно кристаллами железистого сидерита (тасеевская серия и нижняя часть ванаварской свиты), стенки трещин средней части разреза (ванаварская, оскобинская и катангская свиты) минерализованы кристаллами доломита. В верхней части разреза (катангская свита) стенки трещин минерализованы преимущественно сульфатами.
