Гиперпикнальные турбидиты как основной тип песчаных отложений ачимовской толщи Западной Сибири

Ачимовская пачка впервые была выделена Ф.Г. Гурари в 1959 г. в Обь-Иртышском междуречье Западной Сибири и переведена в ранг толщи в 1964 г. И.И. Нестеровым и Ю.В. Брадучаном [1]. Ачимовская толща рязанско-ранневаланжинского возраста залегает в основании нижнемелового клиноформного комплекса [2] и традиционно является перспективным объектом для поиска ловушек неструктурного типа и наращивания ресурсного потенциала УВ.

Строению и условиям формирования клиноформного нижнемелового комплекса Западной Сибири посвящены многочисленные работы Ф.В. Гу-рари [1], В.В. Шиманского и др. [3], А.Э. Конторовича и др. [4], В.П. Алексеева [5]. Большинство исследователей считает, что ачимовские отложения формировались в глубоководно-морском бассейне за счет турбидитовых течений, связанных с обрушениями верхней части подводного склона и бровки шельфа или прямого дельтового питания. Тем не менее комплексирование результатов детальных седиментологических исследований керна и данных 3D-сейсморазведки свидетельствует о гиперпик-нальном генезисе турбидитовых отложений ачи-мовской толщи. Гиперпикнальные потоки возникают, когда плотность втекающих в приемный бассейн речных вод выше плотности вод самого приемного бассейна. Гиперпикниты (гиперпик-нальные турбидиты) — продукты гиперпикнальных потоков, особый тип турбидитов с характерным набором признаков (таблица), которые отличают их от классических (интрабассейновых) турбидитов.

Фактический материал и методы исследований

Изучение осадочных процессов, механизмов транспортировки и перераспределения осадков в бассейне седиментации при формировании ачи-мовской толщи Западной Сибири проводилось на керновом материале (более 3 тыс. пог. м) с привязкой к геофизическим исследованиям скважин (ГИС) и результатам сейсморазведки 3D (карты атрибута Variance, среднеквадратичных амплитуд (RMS), спектральной декомпозиции, временных толщин).

При седиментологическом описании отложений ачимовской толщи литотипы выделялись по структурному и текстурному признакам без привязки к какой-либо из существующих идеализированных текстурных последовательностей (Лови, Боума и Стоу [6]). Это связано с тем, что изученные ачимовские отложения не относятся по генезису к классическим турбидитам, строение которых отражает изменение гидродинамических свойств в условиях постепенно замедляющегося турбулентного гравитационного осадочного потока. Гипер-пикнальные турбидитовые потоки существуют более продолжительное время и характеризуются неоднократными изменениями скорости течения, что приводит к формированию осадков, строение которых не соответствует в полной мере идеали- зированным текстурным последовательностям, выделенным для классических турбидитов. Кроме того, при изучении турбидитовых отложений ачимовской толщи были выявлены слои гибридных потоков [7], а также признаки переработки турбидитовых осадков контурными течениями и внутренними приливами [8, 9], строение которых также не укладывается в текстурные схемы классических турбидитов.

Основные результаты седиментологического анализа керна

В результате детального седиментологического анализа керна, отобранного из отложений ачимов-ской толщи, были выявлены признаки, указывающие на их формирование гиперпикнальными турбидитовыми потоками:

• –    наличие большого количества углефициро-ванного растительного детрита и крупных обломков углефицированной древесины в песчаниках и алевролитах, что не характерно (не может транспортироваться на значительные расстояния и накапливаться в пределах подводных конусов выноса) для классических турбидитов;

• –    присутствие трещин синерезиса, свидетельствующих о периодическом распреснении глубоководных осадков, вызванное привносом пресной воды гиперпикнальными турбидитовыми потоками;

• –    наличие в песчаниках и алевритоглинистых породах аутигенного сидерита (развитие слабовосстановительных условий в осадке за счет истощения кислорода, вследствие окисления растительной органики, привнесенной вместе с осадками гипер-пикнальным потоком);

• –    отсутствие в песчаниках классической текстурной последовательности Боума, выделенной для классических турбидитов.

На ведущую роль гиперпикнальных течений в транспортировке терригенных осадков с суши на глубоководный склон и его подножие при формировании отложений ачимовской толщи указывает повсеместное присутствие в отложениях углефици-рованных растительных остатков (рис. 1, 2): растительного детрита, крупных обломков древесины, а также стеблей наземных растений.

В отложениях ачимовской толщи растительный детрит и обломки углефицированной древесины отмечаются повсеместно во всех изученных керновых интервалах (см. рис. 1).

Углефицированный растительный материал обычно представлен в песчаниках и алевритоглинистых породах тонкими (от 1 до 50 мм толщиной) углистыми слойками и линзочками (см. рис. 2) либо рассеян в массе породы, подчеркивая ее градационное строение (см. рис. 2 D).

Сохранение в гиперпикнальном турбидитовом потоке основной массы транспортируемого им растительного детрита и растительных остатков (листьев и обломков древесины) на всем пути его

ПРОБЛЕМЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ И СТРАТИГРАФИИ

Таблица. Диагностические признаки классических и гиперпикнальных турбидитов ачимовской толщи Западной Сибири Table. Diagnostic criteries for the recognition of Intrabasinal and Extrabasinal turbidites of the West Siberian Achimov Formation

Породы Классические турбидиты мелко-среднезернистые и тонкозернистые Гиперпикниты (гиперпикнальные турбидиты) Структура Песчаники от средне-мелкозернистых до алевролитов Песчаники от средне-мелкозернистых до алевролитов Текстура Массивная, конволютная, флюидальная, градационная (Ta), горизонтальная (Tb), восходящая рябь течений (Tc) Массивная, мелкая косая, восходящая рябь течений, горизонтальная Включения Глинистые интракласты Глинистые интракласты Ихнофоссилии и интенсивность биотурбации Сhondrites (Сh), Phycosiphon (Ph), редко Ophiomorpha rudis (Оr). ВI = 0–3 Сhondrites (Сh), Phycosiphon (Ph). ВI = 0–2 Фауна и флора Редко аммониты, двустворки Buchia и иноцерамы Обломки древесины, углистые линзочки и слойки, углистый детрит, углефицированные остатки стеблей и листьев наземных растений Контакты и переходы Градационный и эрозионный, градация прямая Эрозионный до резкого, градация прямая до обратной Реология и режим течения Tурбулентный поток, верхний и нижний режимы течения Tурбулентный поток, верхний и нижний режимы течения Поведение потока Кратковременный однонаправленный убывающий (снижение скорости потока во времени) Долговременный однонаправленный с неустойчивым скоростным режимом (колебания скорости во времени) Время существования Часы Дни до нескольких недель Источник питания Обрушение подводного склона и бровки шельфа Паводковые речные воды Ссылка на некоторые литературные источники Bouma, 1962; Stow, 1980, 1992; Dykstra, 2012 Zavala, 2011, 2012, 2016, 2020; Dykstra, 2012; Mulder et al., 2002 движения осуществляется за счет процесса даун-веллинга (downwelling), т. е. погружения вытекающего из устья реки пресного речного потока, обогащенного алевритоглинистым и тонкопесчаным материалом, под менее плотную массу морской воды и последующего его движения по морскому дну в сторону бассейна [10]. Процесс даунвеллинга не развивается в классическом турбидитовом потока из-за отсутствия разницы плотности воды в потоке и окружающей его морской среде (рис. 3).

В результате процесса даунвеллинга окружающая морская вода в пристеночном слое гипер-пикнального потока («пристеночный слой» — гидродинамический термин, обозначающий границу потока с дном или окружающей его массой вещества другой плотности) увлекается с ним вниз по склону, не приводя к смешиванию пресной воды самого потока с вмещающей его морской водой (за счет небольшой разницы скоростей гиперпик-нального потока и увлекаемой им морской воды в пристеночном слое). Этому способствует также и низкая скорость головной части гиперпикнального турбидитового потока.

Таким образом, отсутствие или очень слабое перемешивание опресненного гиперпикнального потока с вмещающей морской водой препятствует выносу из него растительных остатков в процессе движения.

Имеющиеся в настоящее время теоретические представления о процессах транспортировки осадков гиперпикнальными (экстрабассейновыми) турбидитовыми потоками и классическими (интра-бассейновыми) турбидитовыми течениями указывают на невозможность переноса углистого детрита классическими турбидитовыми течениями на большие расстояния [11]. Это свидетельствует в пользу гиперпикнального генезиса ачимовских песчаников, обогащенных углистым материалом.

Кроме того, в последние десятилетия накопился обширный научный материал, подтверждающий связь образования турбидитов с прямой разгрузкой осадка в бассейн речными паводковыми водами в виде гиперпикнальных потоков [12–19].

Хорошим примером существования отложений гиперпикнальных турбидитовых потоков на значительном удалении от береговой линии является подводный конус выноса р. Конго (Заирский конус выноса). В современных отложениях этого подводного конуса выноса на глубине 3862 м и удалении 441 км от береговой линии были обнаружены турбидитовые осадки, обогащенные листьями и обломками древесины [20]. Нахождение раститель-

ISSUES OF REGIONAL GEOLOGY AND STRATIGRAPHY

Рис. 1. Седиментологическая колонка ачимовской толщи севера Западной Сибири

Fig. 1. Sedimentological log of the Achimov series, the West Siberian north

ПРОБЛЕМЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ И СТРАТИГРАФИИ

Усл. обозначения к рис. 1

Legend for Fig. 1

Литология ( 1 – 5 ): 1 — песчаники, 2 — песчаники алевритовые, 3 — алевролиты крупнозернистые, 4 — алевролиты мелкозернистые глинистые, аргиллиты, 5 — керн не отобран; текстуры ( 6 – 18 ): 6 — массивная, 7 — рябь течений, 8 — сдвоенные слойки в мелкокосослоистых сериях, 9 — сдвоенные слойки в субгоризонтальной слоистости, 10 — субгоризонтальная слоистость, 11 — косая слоистость, 12 — конволютная, 13 — блюдцеобразная, 14 — трубки обезвоживания, 15 — биотурбационная, 16 — пламенная, 17 — знаки нагрузки на контакте слоев, 18 — инъекционная; включения ( 19 – 24 ): 19 — пирит, 20 — глинистые интракласты, 21 — трещины синерезиса, 22 — обломки древесины, 23 — растительный детрит, 24 — раковинный детрит; ихнофоссилии ( 25 – 27 ): 25 — Ophiomorpha rudis , 26 — Chondrites , 27 — Helminthopsis ; состав цемента ( 28 – 30 ): 28 — глинистый, 29 — карбонатно-глинистый, 30 — карбонатный; фации ( 31 – 34 ): 31 — дно бассейна, 32 — проксимальной части лопасти, 33 — отложений, переработанных донными течениями, 34 — турбидитового канала

Lithology (1–5): 1 — sandstone, 2 — silty sandstone, 3 — coarse–grained siltstone, 4 — fine–grained clayey siltstone, claystone, 5 — no recovery; textures (6–18): 6 — massive, 7 — current ripples, 8 – ripple with mud drapes, 9 — mud–draped in subhorizontal bedding, 10 — parallel lamination, 11 — cross–bedding, 12 — convolute lamination, 13 — dish structures, 14 — water–escape pipes, 15 — bioturbation, 16 — flame structure, 17 — load casts, 18 — injection; inclusions (19–24): 19 — pyrite, 20 — clay clasts, 21 — syneresis cracks, 22 — wood fragments, 23 — plant detritus, 24 — shell detritus; trace fossils (25–27): 25 — Ophiomorpha rudis, 26 — Chondrites, 27 — Helminthopsis; cement composition (28–30): 28 — clay, 29 — clayey–carbonate, 30 — carbonate; facies (31–34): 31 — basin floor, 32 — proximal lobes, 33 — deposits reworked by bottom currents, 34 — turbidite channel ных остатков отмечается также на дне Японского моря на глубине 3382 м в современных осадках, которые были сформированы гиперпикнальными потоками, перемещавшимися от береговой линии вглубь бассейна на расстояние 700 км [21].

Следует также отметить, что углистые слойки могут быть локальным источником УВ для турбидитовых отложений. Одним из примеров с доказанным локальным нефтегенерационным потенциалом углистого материала турбидитовых песчаников служат миоценовые отложений бассейна Кутей в Индонезии [22]. Таким образом, наличие значительного количества углистого материала в песчаниках и алевролитах ачимовской толщи, сформированных гиперпикнальными турбидитовыми течениями, позволяет рассматривать их как участки, возможно обладающие собственным генерационным потенциалом.

Источники питания и механизмы движения классических и гиперпикнальных турбидитов

Классические (интрабассейновые) и гипер-пикнальные (экстрабассейновые) турбидитовые потоки полностью или частично отличаются друг от друга источником материала (см. таблицу, рис. 3 A), механизмом движения, особенностями транспортировки потоком осадочного материала, структурой турбидитового потока в процессе движения, составом транспортируемого материала, а также процессами седиментации, наличием угле-фицированных остатков, морфологией конусов выноса.

Источником материала для классических (ин-трабассейновых) турбидитов являются осадки, расположенные на подводном склоне, внутри самого морского бассейна (см. рис. 3 A). Питание гиперпик-нальных турбидитовых потоков осуществляется за счет разгрузки осадка речным потоком в периоды паводков. В такие периоды речной поток максимально нагружен осадком, что позволяет речному потоку, вытекающему из устья реки в бассейн, до-

стичь необходимой плотности (> 1036–1043 кг/м3) для образования придонного гиперпикнального потока, текущего по поверхности морского дна в сторону бассейна [23].

В классическом турбидитовом потоке, в отличие от гиперпикнального турбидитового потока, движение происходит исключительно на подводном склоне и осуществляется только за счет воздействия силы гравитации на взвешенные осадочные частицы (см. рис. 3 B). Действующая на взвешенные осадочные частицы гравитационная составляющая, параллельная склону, придает им импульс движения вниз по склону, трансформируя потенциальную энергию осадочных частиц в кинетическую. Вызванное гравитацией движение взвешенных осадочных частиц вниз по склону, в свою очередь, увлекает за собой и окружающую их водную массу (в гиперпикнальных потоках наоборот — вытекающая из устья реки вода приводит в движение транспортируемые ею осадки), происходит так называемое зажигание турбидитового потока и его дальнейшее движение по склону за счет автосуспензирования.

В быстро двигающейся голове потока формируется высокоплотный придонный инерционный (зерновой) слой. Верхняя низкоплотная часть потока, обогащенная тонкозернистой взвесью, движется медленнее головы потока.

В процессе гравитационного перемещения осадочной массы вниз по склону происходит ее постепенное обводнение окружающей морской водой, сопровождающееся неоднократными трансформациями потока, связанными с изменениями его реологических свойств, концентрации и плотности (вниз по склону связный дебрисный поток переходит в гиперконцентрированный осадочный поток, далее в сверхкритический концентрированный ламинарный осадочный поток, субкритический высокоплотный турбидитовый поток и низкоплотный турбидитовый поток). Движение классического турбидитового потока вниз по склону происходит

ISSUES OF REGIONAL GEOLOGY AND STRATIGRAPHY

Рис. 2. Углефицированные растительные остатки в керне глубоководных конусов выноса ачимовской толщи Западной Сибири Fig. 2. Plant remains in the core of the Achimov submarine fans

A — конседиментационные деформации (текстуры внедрения) в песчанике мелкозернистом мелкокосослойчатом и алевролите глинистом, содержащие крупный углефицированный растительный детрит (черные стрелки), B — рассеянный углефицированный растительный детрит в массивном мелкозернистом песчанике, проявляющего слабо выраженное полосчатое строение (гибридный поток), C — крупные обломки углефицированной древесины в песчанике мелкозернистом, характеризующемся неоднократными изменениями строения от горизонтально-слоистого к массивному, отражающими флуктуации в скорости гиперпикнального турбидитового потока, D — песчаник мелкозернистый с градационной слоистостью, подчеркиваемой рассеянным мелким углистым детритом (в нижней части образца), перекрывается выше тонко-горизонтально-слойчатым алевролитом, на который в свою очередь ложится массивный песчаник с крупным обломком углефицированной древесины (черная стрелка) в подошве, E — песчаник мелко-тонкозернистый с мелкой косой слоистостью со сдвоенными слойками (низ образца) и горизонтальной слоистостью (лофтинг ритмиты), подчеркнутой углистым растительным детритом, F, G — крупные обломки древесины (больше диаметра керна) в песчанике на сколах керна

A — plastic deformations in fine–grained sandstone with fine cross–bedding and clayey siltstone containing plant detritus (black arrows), B — scattered carbonaceous detritus in massive fine–grained sandstone exhibiting weakly banded structure (hybrid flow), C — large fragments of coal in very fine–grained sandstone, characterized by repeated changes in structure from horizontally–layered to massive, reflecting fluctuations in the hyperpycnal turbidite flow rate, D — the fine–grained sandstone with carbonaceous detritus (in the lower part of the sample), overlain by horizontally laminated siltstone, which in turn is overlain by massive sandstone with a large fragment of wood (black arrow) at the base, E — large wooden fragments at the base of the sample) in the fine–grained sandstone, F, G — large wooden fragments (larger than core of diameter) in sandstone

ПРОБЛЕМЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ И СТРАТИГРАФИИ

Рис. 3. Блок-диаграмма формирования классических (интрабассейновых — I) и гиперпикнальных (экстрабассейновых — E) турбидитов

Fig. 3. Scheme of turbidite formation: classical (intrabasin — I) and hyperpycnal (extrabasin — E)

A — в морском бассейне, B — профили движения для интрабассейновых, C — экстрабассейновых.

1 — скорость потока.

Длина горизонтальных стрелок показывает изменения скорости потока (по [10] с изменениями) t — время, d — сток

Интрабассейновые турбидиты

A — deep sea; movement profile, B — comparison of the flow behavior of I turbidites, C — sustained E turbidites. 1 — decreasing velocity (according to [10], modified)

t — time, d — discharge до тех пор, пока энергия потока достаточна для того, чтобы объем осадка, поступающего в поток за счет эрозии дна в головной части потока, превышал количество осадка, уходящего из потока за счет его осаждения из более медленно двигающейся остальной части потока — тела потока и его хвостовой части.

В процессе движения классического турбидитового потока вниз по склону происходят обтекание окружающей морской водой головы турбидитового потока, а также ее смешивание с турбидитовым потоком во фронтальной зоне головы потока (см. рис. 3 B). В тыловой части головы потока из взвеси осаждаются (возврат в поток) наиболее крупные осадочные частицы, что приводит к постепенному обогащению головы потока наиболее крупнозерни- стым осадочным материалом и, как следствие, постепенному развитию в голове потока высокоплотного придонного инерционного (зернового) слоя. Остающиеся значительно дольше во взвеси мелкие осадочные частицы вымываются из головы турбидитового потока, осаждаясь в более медленно двигающихся частях турбидитового потока (его теле и хвостовой части).

Таким образом, наиболее легкий и плавучий растительный материал полностью вымывается из классического турбидитового потока в процессе его движения вниз по склону. В результате присутствие растительных остатков оказывается нехарактерным для отложений классических турбидитовых потоков.

ISSUES OF REGIONAL GEOLOGY AND STRATIGRAPHY

Скорость классического турбидитового потока сначала резко увеличивается вниз по подводному склону (см. рис. 3 B) и затем по мере торможения постепенно снижается в подножии склона .

В отличие от классических турбидитов, непрерывное движение гиперпикнального турбидитового потока вдоль выровненной поверхности морского дна осуществляется за счет постоянного притока (подпора) речной воды из устья реки в период речного паводка, поступающая вода как поршень давит на уже излившуюся на шельф (и прилегающий склон) речную водную массу, обогащенную осадочным материалом (гиперпикнальный поток), придавая ей импульс для дальнейшего поступательного движения в сторону бассейна. Таким образом, придонный гиперпикнальный поток может двигаться на значительные расстояния вдоль выровненной поверхности дна шельфа вплоть до его бровки. На шельфе р. Ориноко по сейсмическим данным выявлены современные подводные гиперпикнальные каналы, протягивающиеся на 150 км по дну от дельты реки до бровки шельфа (рис. 4 A).

Скорость движения гиперпикнального турбидитового потока на склоне (см. рис. 3 C) может несколько повышаться за счет дополнительного действия на поток гравитационной составляющей (одновременно с уменьшением высоты потока) и затем снижаться у подножия склона, но существенно более медленно за счет непрерывной высокой разгрузки в бассейн речной воды в течение всего паводкового периода, приводя к движению потока в бассейн на значительно большее расстояние по сравнению с классическим турбидитовым потоком.

На стадии затухания речного паводка сокращение объема разгрузки речной воды в бассейн приводит к замедлению скорости гиперпикнального турбидитового потока и, в конце концов, его остановке. Это замедление наиболее резко происходит на выровненных участках дна шельфа, где гипер-пикнальный поток двигался только за счет давления поступающих на шельф из устья реки новых порций паводковых вод, и более быстро на склоне и его подножии, где движение потока помимо поступления паводковых вод осуществлялось еще и за счет гравитационной составляющей на склоне. После начала замедления гиперпикнального турбидитового потока происходит процесс осаждения взвешенного песчаного материала на всех участках его движения (быстрее на шельфе, медленнее на склоне и у его подножия). По мере осаждения из потока песчаной взвеси постепенно снижается его плотность.

По мере снижения плотности потока, при достижении определенных критических значений плотности (более 1036 кг/м3), начинается развитие лофтинга (lofting), который заключается в подъ-еме/отрыве от дна верхней наименее плотной части опресненного потока, обогащенной тонкозернистым алеврито-глинисто-детритовым материалом (см. рис. 3 C), с образованием низкоплотно- го межпотока (interflow), медленно растекающегося не только в направлении движения потока, но и в стороны от него.

По мере дальнейшего замедления латеральное растекание межпотока приводит к отложению транспортируемого им взвешенного алеврито-глинисто-детритового материала в боковой части турбидитового канала с образованием тонкозернистых наносов (лофтинг ритмитов) подводных прирусловых валов, ограничивающих канал по бокам. Таким образом, образование подводных прирусловых валов могло происходить не только на подводном склоне у его подножия и на прилегающей к слону части подводной равнины, но и в подводных каналах на дне мелководной части шельфа (вплоть до бровки шельфа). Развитие прирусловых валов благоприятно для формирования подводных шельфовых каналов, что способствует устойчивости гипер-пикнальных потоков, препятствуя их растеканию.

Морфология глубоководных конусов выноса, сформированных гиперпикнальными потоками

На основании анализа результатов 3D-сейсмо-разведки установлено, что практически все каньо-ны/склоновые каналы, в устье которых у подножия склона присутствуют крупные подводные конусы выноса, имеют шельфовое русловое питание. Фиксируемое на седиментационных сейсмических срезах и картах спектральной декомпозиции впадение русловых систем на краю шельфа в головную часть подводных склоновых каньонов, прорезающую бровку шельфа, также свидетельствует о речном питании подводных конусов выноса (см. рис. 4 B, C). Если эрозия в голове каньона получает дополнительную энергию за счет перехвата на шельфе речного стока или осадков шельфового дрейфа (шельфовыми течениями), тогда голова каньона может проникать далеко на шельф — на 12 км и более от бровки шельфа.

Форма и размеры подводных конусов выноса ачимовской толщи, сформированных гиперпик-нальными турбидитовыми течениями, определялись длительностью речных паводков, а также осадочной нагрузкой реки на суше и объемом водной разгрузки. Более длительные периоды речных паводков и б о льшая величина рек приводили к образованию более крупных подводных конусов выноса, и наоборот. Ранее было установлено, что морфология глубоководных конусов выноса зависит от объема и гранулометрического состава обломочного материала, поставляемого на подводный склон, типа питающей дельты, количества источников питания, угла наклона склона, влияния силы Кориолиса [24], изменения относительного уровня моря и других факторов [25, 26]. Глубоководные конусы выноса, питающиеся дельтой речного типа, как правило, имеют удлиненную форму и преимущественно смешанный или глинистый тип турбидитовой системы.

Турбидитовые распределительные каналы на многих площадях Западной Сибири протягиваются

ПРОБЛЕМЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОЛОГИИ И СТРАТИГРАФИИ

Рис. 4. Питание глубоководных конусов выноса шельфовыми каналами

Fig. 4. Deepwater fan feeding by shelf channels

A — современные подводные каналы гиперпикнальных потоков дельты р. Ориноко (красные стрелки), переходящие в склоновые каналы, питающие подводный конус выноса. Поздний миоцен – плиоцен [12], B — непосредственный переход шельфового канала на бровке шельфа в склоновый канал, питающий крупный подводный конус выноса, проявляющего левостороннюю асимметрию (срез по амплитудному кубу. Ачимовская толща, Западная Сибирь), C — переход шельфовых каналов в склоновые каналы, питающие подводные конуса выноса у подножия склона (карта спектральной декомпозиции. Ачимовская толща, Западная Сибирь)

• 1    — бровка шельфа; 2 — подножие глубоководного склона

A — modern submarine channels of hyperpycnal flows of the Orinoco delta (red arrows), turning into slope channels feeding a submarine Orinoco fan. Mayaro Formation, Pliocene [12], B — direct transition of the shelf channel at the shelf edge into a slope channel feeding a large submarine fan exhibiting left–sided asymmetry (slice from amplitude cube. Achimov Formation, Western Siberia), C — transition of shelf channels into slope channels feeding submarine fans at the foot of the slope (Spectral decomposition map. Achimov Formation, Western Siberia)

• 1 — shelf edge; 2 — foot of deepwater slope

  вглубь бассейна на расстояние более 20–27 км (до 40 км) от подножия склона (см. рис. 4 B, C). Выраженность относительно маломощных терминальных каналов на сейсмических срезах может быть обусловлена их песчаным заполнением и тонкозернистым составом ограничивающих прирусловых валов. Быстрое накопление прирусловых валов, ограничивающих терминальные каналы, возможно при их питании гиперпикнальными турбидитовыми потоками. Большинство глубоководных конусов выноса Западной Сибири имеет левостороннюю асимметрию [27] за счет авульсионного смещения

  
  

  распределительных каналов влево от основного питающего канала (см. рис. 4 B).

  Рассмотренные выше особенности процессов осадконакопления в гиперпикнальных турбидитовых течениях должны приводить:

  – к отложению хорошо сортированных песчаных наносов с хорошими первичными фильтрационно-емкостными свойствами в высокодинамичных зонах турбидитового осадконакопления — осевой зоне каналов и проксимальных частях лопастей, с постепенным ухудшением свойств в сторону пери-

  
  
  
  
  

  ISSUES OF REGIONAL GEOLOGY AND STRATIGRAPHY

  ферии (дистальных частей). При этом хорошие первичные фильтрационно-емкостные свойства могут быть существенно ухудшены вторичными преобразованиями (карбонатизация, хлоритизация, регенерация кварца и полевых шпатов, сидеритизация по биотиту и др.);

  – к формированию вытянутых в сторону бассейна седиментационных турбидитовых лопастей подводных конусов выноса, а сами турбидитовые каналы должны сохранять свою устойчивость на значительном расстоянии и прослеживаться вглубь бассейна даже в пределах дистальной зоны подводного конуса выноса. Это мнение согласуется с данными, полученными по результатам седиментологической интерпретации сейсмических срезов и карт спектральной декомпозиции, на которых в пределах дистальной части подводных конусов выноса видны многочисленные мелкие терминальные турбидитовые каналы, которые могут пересекаться, накладываясь на сформированные в их устьях мелкие терминальные турбидитовые лопасти.

  Выводы

  • 1.    Детальный седиментологический анализ ачимовских отложений, изученных по керну сква-

  • 2.    Классические (интрабассейновые) и гипер-пикнальные (экстрабассейновые) турбидитовые потоки отличаются друг от друга источниками материала, механизмом движения потоков, особенностями транспортировки осадочного материала потоком, структурой турбидитового потока в процессе движения, составом транспортируемого материала, а также процессами седиментации.

  • 3.    Важными отличиями гиперпикнальных турбидитов от классических являются обильное содержание в породах растительных остатков, а также наличие русловых систем, впадающих в головную часть склоновых каналов.

  • 4.    Глубоководные конусы выноса, образованные гиперпикнальными потоками, имеют преимущественно вытянутую форму. Более длительные периоды речных паводков и б о льшая величина рек приводили к образованию более крупных подводных конусов выноса, и наоборот.

  
  

  жин, и результаты 3D-сейсморазведки указывают на их образование гиперпикнальными (экстрабас-сейновыми) турбидитовыми потоками, возникновение которых было связано непосредственно с разгрузкой речных паводковых вод в глубоководный морской бассейн.