Осадочные бассейны пассивных окраин

В том случае, когда дальнейшее растяжение приводит к полному разрыву континентальной и к началу формирования молодой океанической литосферы, развиваются осадочные бассейны молодой пассивной окраины (табл.1-1; рис. 1-1б). Среди современных бассейнов этого типа можно различить бассейны, приуроченные к активно развивающимся рифтовым зонам (Красное море, Аденский и Калифорнийский заливы), и осадочные бассейны, в которых активный рифтогенез закончился на ранней стадии разрастания океанического бассейна (Лабрадорское и Тасманово моря).

Высокая тектоническая мобильность, обусловленная положением в зоне сочленения континент-океан, большие скорости осадконакопления и мощности осадочного чехла (включая подстилающие рифтовые комплексы), развитие солянокупольной тектоники (за счет соленосных отложений рифтового этапа развития бассейна), обширных карбонатных «платформ» с рифовыми постройками и мощных дельтовых комплексов (конусов выноса) составляют основные характерные особенности современных осадочных бассейнов рифтогенных пассивных окраин и переходных зон, определяющие высокие перспективы их нефтегазоносности. С этими бассейнами, располагающимися на глубинах моря от 100 до 4000 м, связаны около 45% конечных мировых извлекаемых запасов нефти и газа и основные перспективы открытия крупных месторождений в ближайшем будущем (Алиева, Кучерук, 1983).

Табл. 3-1 Параметры формирования рифтогенных бассейнов (Huismans et al., 2001)

Бассейн	b	d	t1	t2	t3	t4	t5
		млн. лет
Панонский Бассейн	1.6-1.8	8-10	18-14	12-11	18-6	12-0	12-11
Байкальский рифт	1.4-1.6	3-4 (?)	24-6	4-0	?	20-14
грабен Осло	1.3-1.4	4-5	300-270	270-240	?	280-270	240-220
Северное Море	1.3-1.6	5-5.5	248-219	166-118	?	176-163	183-156
Верхне-Рейнский грабен	1.1-1.2	3-5 (?)	40-23	18-0 (?)	?	12-0	10-0
Окраина залива Лион	1.2-2.0	3 (?)	23-16	?	36-30	12-0	нет
Валенсий-ский трог	1.2-2.0	4-5	23-16	?	23-18	10-0	15-0 (?)
Альборан-ское море	1.5-2.5	4-8	23-16	9-5	?	10-0
Днепрово-Донецкий бассейн	1.1-1.5	1.1-10	379-362	345-340	?

b - утонение коры; d - утонение подкоровой литосферы; t₁ – время первой рифтовой фазы; t₂ – время второй рифтовой фазы; t₃ – время известково-щелочного вулканизма; t₄ – время щелочного вулканизма; t₁ – время пострифтового сводообразования.

 

В пределах территории России пассивные окраины, современные и древние, составляют значительную часть арктической окраины, простираясь от Земли Франца Иосифа на западе до меридиана Берингова пролива на востоке. Это самая широкая континентальная окраина в мире; содержащая значительный объем осадков, как на шельфе, так и в пределах континентального склона и подножия (Кleshev and Shein, 1996; Ziegler, 1998). Широким развитием на территории России пользуются древние континентальные окраины, палеозойские и мезозойско-кайнозойские. В пределах древней восточной пассивной окраины Восточно-Европейского континента находится обширный Волго-Уральский бассейн, включая Прикаспийскую впадину. Основные нефтегазоматеринские толщи в бассейнах данного типа с установленной промышленной нефтегазоносностью связаны, как правило, с отложениями ограниченных морских водоемов позднерифтовой-раннеспрединговой стадий. К этому же интервалу и вышележащим отложениям открытого моря приурочены основные залежи нефти и газа.

 

 

Рис. 4-1. Разнообразные типы и обстановки зарождения бассейнов пассивных окраин (Sheridan, 1981; Алиева, Кучерук, 1983).

А (бассейны, зарождающиеся при континентальном рифтогенезе с образованием сводового поднятия): 1 – сводовое поднятие, рифт и эрозия: (линия 2,3): 2 – вулканизм в узкой зоне, срединно-океанический хребет, 3 – погружение бассейна, формирование мощного осадочного чехла над краевым хребтом и предспрединговым несогласием, выраженная магнитная аномалия над краевым хребтом; (линия 4,5,6): 4 – серия силлов и даекв рифтовых отложениях, формирование «переходной» коры со спокойным магнитным полем, 5 – перескок зарождающейся оси спрединга, 6 – формирование окраинного плато, отделённого краевым хребтом.

Б (рифтинг в отсутствиии свода): 1 – рифт без воздымания поверхности с серией листрических нормальных сбросов, 2 – нет вулканизма и краевого хребта, формируется бассейн с осадочным чехлом малой мощности.

 

В случае развития рифтогенеза по трем сопряженным разломным зонам образование океанической коры может произойти либо во всех ветвях «тройного сочленения» (район острова Буве в Южной Атлантике на границе раннего и позднего мела), либо только по двум ветвям (современный Афар). В таком случае в оставшейся недоразвитой ветви тройного сочленения развиваются так называемые периконтинентально-рифтовые бассейны (Бенуэ, Реконкаво, возможно, Сирт и другие). Вдоль таких ветвей-авлакогенов часто развиваются речные потоки, что обусловливает формирование специфического дельтового осадочного бассейна, который выделяется среди бассейнов пассивных окраин исключительно мощным осадочным разрезом (дельты Нигера, Нила, Амазонки). В случае развития нескольких субпараллельных рифтовых грабенов по одному из них может произойти полный разрыв, здесь начнёт формироваться океаническая кора, а в других, когда разрывообразование прекратится, остается утоненная субконтинентальная или почти океаническая кора (рис. 4-1; Алиева, Ушаков, 1985).

Разрастание океанической впадины и удаление активного центра спрединга от рифтогенных континентальных окраин обусловливает переход связанных с рифтогенезом бассейнов на следующую «пассивную» стадию их эволюции. Для бассейнов пассивных окраин, или окраин атлантического типа, характерен термический режим, определяющийся переходом от термического режима рифтогенеза на начальной стадии к термическому режиму взаимодействия остывающей океанической литосферы и континентальной литосферы. Постепенное остывание океанической и прилегающей к ней континентальной литосферы имеет следствием понижение уровня дна океана в области, непосредственно примыкающей к окраине континента, и в краевой зоне материка. Образующееся понижение, заполняясь осадками, определяет продвижение осадконакопления в сторону океана. Эти бассейны, которые можно назвать осадочными бассейнами пассивных переходных зон, часто разделяются на два параллельных прогиба краевым поднятием фундамента. Из осадочных бассейнов, развивающихся в таких прогибах фундамента, один располагается преимущественно в области шельфа, другой — вдоль континентального подножья, частично или полностью на океанической коре (рис. 4-1 (3, 6); Алиева, Кучерук, 1983).

Раскол континентальной коры по серии субпараллельных рифтов может привести в процессе последующего остывания литосферы к погружению под воды океана отдельных блоков с континентальной и с субконтинентальной корой, «вмонтированных» в океаническую литосферу. Такие внутриокеанические осадочные бассейны, развитые на континентальной коре (Хаттон, Рокколл и другие), имеют достаточно мощный осадочный чехол, включающий отложения, накопившиеся до погружения, и потенциально нефтегазоносны. На остальной же, глубоководной площади океанической впадины вне континентальных окраин толщина осадочного чехла обычно невелика (менее 1 км; и лишь иногда достигает 3 км и более, как в Ирландской или Аргентинской котловинах) и практический интерес их для поисков нефти и газа весьма ограничен (Алиева, Ушаков, 1985).

При большой амплитуде горизонтальных смещений трансформные разломы могут служить границами пассивных континентальных окраин и их бассейнов (бассейны Агульяс и Мальвинский в южной Атлантике, северо-восточного побережья Гвинейского залива и северо-восточной Бразилии). При этом могут формироваться окраины с очень резким переходом от нормальной континентальной коры к океанической, как это имеет место в западной части бассейна Кот дэ Вуар (рис. 5-1) и в окраинах восточной Ганы.

 

Рис. 5-1. Строение коры по профилю, пересекающему западную часть бассейна Кот дэ Вуар – резкий переход от континентальной к океанической литосфере через трансформную границу (по сейсмическим данным) (Sage et al., 1997).

 

Приразломные вулканические хребты, формирующиеся вдоль таких разломов, «подпруживают» осадочные бассейны со стороны океана, формируя мощные толщи осадков с богатым содержанием органического вещества. В таких бассейнах «трансформного» типа возможно образование «оперяющих» разломов и связанных с

Рис.6-1. Упрощённая модель эволюции трансформной окраины, подобной окраине берега Слоновой Кости и Ганы (Blarez and Mascle, 1987).

А – рифтинг между двумя кратонными областями;

В – рифтинг между двумя постепенно растягиваемыми окраинами с толстой континентальной корой. Осадки, отложенные вдоль южной границы бассейна Берега Слоновой Кости постепенно деформируются при транскаррентном движении. (Blarez and Mascle, 1987).

 

ними складок, формирующих потенциальные ловушки для углеводородов (Алиева, Кучерук, 1983). Формирование бассейнов этого типа в северной части Гвинейского залива связано с локальными зонами раскрытия (локальные бассейны типа pull-apart), возникавшими при движениях вдоль трансформных разломов Сьерра, Сан Пауло, Романш, Чейн и Чаркотт (рис. 6-1). Они характеризуются вертикальными сбросами от 300 до 1000 м. Такие разломные зоны сильно влияли на распределение локальных зон осадконакопления и хорошо выражены в современном рельефе дна и кровли фундамента.

Рис. 7-1. Модель флрмирования бассейнов типа pull-apart в зонах регионального сдвига на примере бассейна Гуаймос в Калифорнийском заливе (Einsele, 1985; 1986).

Сокращения: ТСР – тройное соединение Ривера, ТСМ – тройное соединение Мендосино, ТИХ. плита – Тихоокеанская плита, Сев-Ам. плита – Северо-Американская плита, СФ – Сан Франциско, ЛА – Лос Анжелес, СО – Солёное озеро, п. Горда – поднятие Горда.

 

Классическими примерами бассейнов типа pull-apart, формирующимися в обстановке регионального сдвига и претерпевших растяжение до стадии формирования молодой океанической коры, являются цепочка бассейнов Калифорнийского залива (рис. 7-1), бассейны жёлоба Кайман, Мёртвого моря и др. Современные бассейны этого типа обладают характерными чертами молодых зон спрединга: малой шириной, контрастным рельефом, почти лавинными скоростями отложения осадков и высоким термическим режимом (Einsele, 1985$ 1986). Такие условия могут способствовать раннему созреванию ОВ осадков и генерации нефтей с возрастом менее миллиона лет (см. главу 7)..

 

 

Бассейны стадии субдукции

Следующий тип осадочных бассейнов приурочен к активным континентальным окраинам и островным дугами связан с этапом эволюции литосферы, отвечающим со­кращению площади океана и формированию зон субдукции океанической литосферы. Считают, что процесс субдукции связан с потерей плавучести литосферной плитой и начинается с пологого пододвигания, однако затем угол погружения плиты в мантию увеличивается. При этом жёлоб и дуга отступают в океан и формируется задуговой бассейн (Никишин и др., 1999). Формирование островных дуг и задуговых бассейнов зависит от геодинамического состояния зон субдукции: равновесного, сжатия или растяжения. Состоянию равновесия отвечает скорость схождения плит (конвергенции) около v=7.2 см/год. При такой скорости над зоной субдукции формируется вулканический пояс, а сама зона не подвержена ни сжатию, ни растяжению. При скорости v > 7.2 см/год зона субдукции становится более пологой, активно формируются аккреционная призма и преддуговой осадочный бассейн, а также задуговой молассовый (краевой) прогиб. И напротив, при более медленной скорости схождения плит (v < 7.2 см/год) для зоны субдукции в целом характерно состояние растяжения. При этом зона субдукции становится круче и пододвигающаяся плита откатывается назад (в сторону океана). Для пологого начального пододвигания плиты в мантии (a < 45-60°) увеличение угла её наклона сопровождается отступлением дуги, разрывом задуговой литосферы и формированием задугового бассейна японского типа (Otsuki, 1989; Никишин и др., 1999). Если же при уменьшении скорости v начальный угол пододвигания был крутым (a > 45-60°), то разрыв происходит по оси вулканической дуги, как наиболее пластичной части литосферы, и формируется междуговой бассейн марианского типа. Тем самым, по гипотезе (Otsuki, 1989) замедление скорости схождения плит резко увеличивает вероятность формирования задуговых бассейнов. Примерами таких процессов является раскрытие задуговых бассейнов Альпийского пояса (Алжиро-Прованский, Тирренский, Эгейский и отчасти Панонский) на фоне коллизии и медленного сближения Африканской и Евроазиатской плит. Отзуки предполагает также, что будет иметь место самооткат субдуцирующей плиты со скоростью около 7.2 см/год, если скорость схождения плит уменьшится до нуля. С растяжением в задуговой области может быть связано образование окраинных морей с утоненной континентальной или с океанической корой (например, глубоководных впадин Чёрного моря; Шрейдер и др., 1997).

Осадочные бассейны, развитые по периферии Тихоокеанского региона, свойственны стадии зрелой длительно сокращающейся по площади впадины океана. Однако, для начальной стадии такого сокращения характерным было погружение океанической плиты под осадочные бассейны пассивной окраины континента. Возможно, такой процесс развивается в настоящее время в районе Багамской плиты (Ушаков, Галушкин, 1983). Характерно, что большинство осадочных бассейнов островных дуг и активных континентальных окраин отличается относительной кратковременностью существования в связи с последующим их вовлечением в процессы орогенеза, частичным, а иногда весьма значительным разрушением. Геологические данные показывают, что задуговые бассейны проходят сначала стадию раскрытия (рифтинг, перерастающий в спрединг), а затем подвергаются сжатию, превращаясь в складчатые зоны. Многие из современных складчатых зон представляют собой сильно смятые бывшие задуговые бассейны. Известным примером такой зоны является горный хребет Большого Кавказа (Ershov et al., 1998).

Некоторыми российскими и американскими учёными в конце 70-х годов была высказана идея о существовании мощного механизма генерации углеводородов из органического вещества, затягиваемого вместе с океаническими осадками в зоны поддвига плит (см., например, Сорохтин, Ушаков, 2002). Считалось, что генерируемые УВ накапливаются в теле островных дуг и активных окраин континентов при пододвигании под них океанических плит и перекрывающих их пелагических осадков. Однако, даже если такое количество УВ и было генерировано в фанерозое, то всё ещё остаётся проблема его миграции, аккумуляции и сохранения. Из общих соображений ясно, что генерированное вещество будет в основном рассеяно по времени и, главное, по площади – ведь островные дуги, а вместе с ними и центры генерации мигрируют, а в моменты перестройки границ плит, меняют своё положение скачкообразно. Возможно, с этим обстоятельством и связан тот факт, что почти отсутствуют свидетельства о накоплениях УВ, приуроченных к современным зонам активного поддвига. Там же, где они казалось бы есть (Яванская зона поддвига), месторождения связаны с задуговым или внутридуговым рифтингом и хорошо объясняются в рамках механизма локального рифтогенеза. Однако, вполне вероятно, что механизм термической деструкции органического вещества пелагических осадков в зонах поддвига вносит вклад в генерацию метана и что часть этого метана выносится с вулканическими газами в атмосферу.