Нафтогазоносна область Передкарпатського прогину Скибової зони Карпат

 

Передкарпатський прогин по загально прийнятій думці геологів, які проводили дослідження в цій області, поділяється на дві зо­ни: платформенного схилу (північно-східну), яка одержала назву Зов­нішньої, або Більче-Волицької і геосиклінального схилу (південно-західну), яка одержала назву Внутрішньої зони.

Зовнішня зона прогину розвинулась на південно-західній околиці Руської платформи. Для неї характерна відсутність палеогену і моласової товщі нижнього міоцену. Тортон-сарматські відклади (середнього і верхнього міоцену), зім’яті в пологі складки, заля­гають тут на розмитій поверхні, мезопалеозойських осадів опущено­го краю платформи.

Від Руської платформи Зовнішня зона Передкарпатського проги­ну відділяється по системі скидів і флексур, які прослідковуються геофізичними методами розвідки в південно-східному напрямку від с.Яворова Львівської області.

З Внутрішньою зоною прогину Зовнішня зона межує із серією крутих скидів, по яких платформенні осади занурюються на значну глибину під насувом моласових і флішевих утворень Карпат.

Поперечними розривами Зовнішня зона Передкарпатського прогину розбивається на ряд припіднятих і опущених блоків. Основні із них утворюють Угерсько-Крукеничську западину, Станіславське підняття і Косівську западину (див.рисунок 3,3.1).

Внутрішня зона прогину представляє собою область розвитку мо­ласових осадів нижньоміоценового і, частково, середньомісценового віку, які знаходяться на прогнутих складчатих підвалинах Карпат, складених флішевими осадами.

Поверхнева границя між Внутрішньою і Зовнішньою зонами проги­ну проводиться по лінії насуву стебницьких відкладів на тортон-сарматські осади.

Внутрішня зона Передкарпатського прогину з північного сходу на південний захід підрозділяється на Самбірську і Бориславсько-Покутську підзону (в деяких геологічних джерелах ці підзони виділяюються як зони і в цьому випадку назва Внутрішньої зони не вико­ристовується).

Самбірська підзона - це складнопобудований синклінарій, який являє собою западину, заповнену воротищенськими, стебницькими і балічськими осадами. Ширина розповсюдження осадів цієї підзони зменшується з північного заходу на південний схід. В пересіченні по р.Бистриці і р.Стрий Самбірська підзона по поверхні має ширину 24 км, але в Покутсько-Буковинській частині зони максимальна її ширина (між м.Вижницею і с.Берегометом) складає 3 км.

Бориславсько-Покутська підзона являє собою смугу, яка складе­на перекинутими в північно-східному напрямку антикліналями насу­нутими одна на іншу. Осадові товщі складені крейдовим і палеоге­новим флішем, а також моласами неогену. По складності своєї будо­ви і дислокування ця підзона дуже подібна до Скибової зони Карпат.

В розрізі підзони часто існує декілька тектонічних поверхів, на­сунених один на інший. Найбільшу ширину 18 км Бориславсько-Покутська підзона має у пересічені по р.Пастинкі. Найменша її ширина (800 м) є в районі м.Добромиль.

Скибова зона Карпат складається багаточисельними лінійно-ви­тягнутими і брахиантиклінальними складками, як правило, перекинутими в північно-східному напрямку і насунутими одна на одну, а та­кож на складчасті утворення Внутрішньої зони Передкарпатського про­гину.

 

 

3.1.1 Короткий нарис історії геологічного розвитку

 

В історії геологічного розвитку Передкарпатського прогину скибової зони Карпат можна намітити наступні чотири основні етапи: ранньопалеозойський, юрський, крейдяно-палеогеновий і міоценовий. Кожний із приведених етапів характеризується своєрідністю палеогеографічних умов і певними фазами тектогенезу. У вертикальному розрізі комплексу осадів, які відносяться до вказаних станів, розділяються між собою довгою перервою в осадконакопичен­ні.

В раньопалеозойському віці територія, яка розглядається, на­ходилась, напевно, в межах геосинклінальної області, на це в деякій мірі може вказувати велика потужність силурійських відкладів на Краснопільській площі. Так, по даним буріння свердловин №-1, №-5–Кр., розкрита товщина тільки борщівського і чортківського горизонтів верхнього силуру перевищує - 1300 м. Товщина всієї товщі силурі, безумовно, тут набагато більше вказаної цифри, так як борщівський і чортківський горизонти є дуже малими складовими одиницями тільки самої верхньої частини осадів цього віку. Крім того в розкритих відкладах силуру на Красноїльській площі мають місце круті кути падіння порід.

Кордон між геосинклінальною областю і руською платформою, південно-західний край якої в той час, ймовірно, був шельфовою зоною, проходив трохи на схід від міст Красноільська і Кут, і далі простягаючись в північно-західному напрямку.

Каледоніди, які утворились, склали зону відносно консолі­дованих порід, за рахунок яких докембрійська Руська платформа в південно-західному напрямку розширила свої границі.

Після герцинського ортогенезу, який створив складчату споруду простягання якого В.В.Глушко пов’язує із смугою відносних максиму­мів сили тяжіння, яка простягається через Ворохту, Зелену, Сколе, Самбір, Перемишль. В юрський час область розвитку складчатого нижнього палеозою зазнало занурення, формуються Переддобружинський і Передкелецько-Сандомирський юрські прогини (проявлення ранньокіммерійської фази тектогенезу). В батський час інтенсивність занурення області була дуже слабкою. Відкладались континентальні осади, які приносились поверхневими водами з навколишніх Підвищень Про це може свідчити їх різноманітний характер. Починаючи з ке-ловейського часу, занурення підсилюється, море трансгресує і відкладаються вапняки, доломіти, інколи ангідрити. Передкілецько-Сандомирський і Передббруженськй прогини в цей час з’єднуються вузьким заливом і утворюється єдиний юрський басейн, який прос­тягається від Добруджі до Всентокшишських гір. Кінець юрського часу знаменується регресією моря. Територія сучасного Передкарпаття була припіднята і частково розмита, що по’вязано, напевно, з проявами пізньокімерінської фази тектогенезу.

За доби ранньої крейди велика частина Східних Карпат була втягнута у занурення, яке позначило початок формування Карпатсь­кого геосинклінального сланцю спаської світи нижньої крейди.

Наприкінці доби ранньої крейди у Східних Карпатах виявилися давньоавстрійська і пізньоавстрійська фази складчастості що спри­чинило до виникнення піднять, на території Карпат. Територія Внутрішньої і Зовнішньої зон Передкарпатського прогину і південно-західного краю Волино-Подільської плити за час нижньої крейди не зазнавала істотних коливальних рухів і була сушею.

На початку часу пізньої крейди на всій території Карпатського нафтогазоносного регіону поновлюються опускання. Втягуються у прогин територія Передкарпатського прогину і південно-західний край Східно-Європейської (Руської) платформи, особливо, зона Волино-Подільської плити. Тоді у геосинклінальному прогині, який існу­вав на території сьогоднішньої Внутрішньої зони Передкарпатського про­гину і Скибової зони Карпат, сформувалися пісково-глинисті флішові оса­ди. На опущеному краї Руської платформи і платформеному схилі Передкарпатського прогину сформувалися переважно карбонатні відклади. Подеку­ди, однак, траплялися вільні сполучення між цими басейнами, за ра­хунок чого на деяких площах (Герсько, Журавна і тощо) осади верх­ньої крейди репризентовані в перехідній фації від геосинклінальної до платформеної.

Наприкінці доби пізньої крейди південно-західний край Руської платформи зазнав підняття. Ця територія була сушею аж до середньо­го міоцену. У геосинклінальному прогині (територія Скибової зони Карпат і Внутрішня зона Передкарпатського прогину) нагромадження осаду тривало протягом всієї палеоценової, еоценової і оліоценової доби. Ларамійська фаза складчастості, яка виявилася у Карпатах наприкінці верхньої крейди знову дещо змінила структурні форми заля­гання верств в осадових формуваннях.

За доби еоцену в цій зоні трапляються стресові тектонічні посунення (рухи) у земній корі, які спричиняють моретруси, що є виявом уже піренейської фази складчатості. Про це промовисто свідчать природні дайки, які часто трапляються в гірських породах манявської світи (еоцен). Тектонічна активність території посилюється в олігоцені, про що свідчать дрібні, мабуть, сингенетичні складки (мікроскладки), які часто трапляються у силіцилітових горизонтах менілітової світи, а також ті, що виникли відразу після відкладан­ня осадового матеріалу ще до його скам’яніння і консолідації. Про коливальні рухи, які відбувалися, свідчить також велика фаціальна мінливість осадів. Так, наприклад, у середньоменілітовій підсвіті олігоцену поряд з бітумінозними товщами є пачки мергелей, доломі­тів, алевролітів, пісковиків і конгломератів. Вулканогенні утво­рення у розрізі цієї товщі свідчать про вулканічну діяльність за доби олігоцену.

Тектонічна активність зони, яку розглядаємо за доби олігоце­ну відповідає, мабуть, останнім виявам піренейської фази тектогенезу.

На початку поляницької доби відбуваються висхідні рухи у крайовій частині Східно-Європейської платформи. Про це свідчить велика кількість у поляницькій стіті конгломератів, уламковий склад яких формується переважно сіро-зеленими метаморфічними сланцями і ясно-сірими вапняками платформного походження.

На початку воротищенської доби величезна територія Карпат зазнає загального підняття. Морем була вкрита тільки зона Внутріш­ньої зони Передкарпатського прогину. Вздовж краєвої частини Карпат постають регіональні розломи. Починається формування насунення Ски­бової зони Карпат на Передкарпаття. Основний розвиток надсувних дислокацій відбувається, проте пізніше, бо на багатьох площах на­сунення флішових утворень перекривають не тільки воротищенські відклади, але й пізніші утворення.

На початку слобідської доби виявляється давньоштирійська фаза тектогеневу. Карпати ще більше піднімаються. Зазнає, мабуть, різко­го піднімання і складчаста споруда, яка простягається вздовж південно-західного краю Східно-Європейської платформи, за рахунок руй­нування якої у південно-західній частині. Передкарпатського прогину відкладається товща слобідських конгломератів, потужність яких у районі Слободи Рангурської перевищує 3000 метрів.

На початку нижньотортонської доби, через виявлення новоштирійської фази складчастості відбувається підняття відкладів Внут­рішньої зони Передкарпатського прогину. Цей процес супроводжується початком зародження майже усіх антиклінальних структур, які є те­пер у крейдяному і палеогеновому фліші і у міоцені. На південно-за­хідному краю Східно-Європейської платформи тоді відкладаються тортонські і нижньосарматські осади.

Кінець доби пізнього сармату у Карпатах знову виявляється інтенсивними тектонічними рухами (прикінцева фаза альпійського тектогенезу, які відповідають, напевне, античній фазі складчастості по шкалі Г.Штіллє) У цій фазі відбуваються насунення відкладів Внут­рішньої зони Передкарпатського прогину на тортон-сарматські осади його платформного схилу, а також Бориславсько-Покутської підзони на стебниківські відклади Самбірської підзони. Відбувається форму­вання великої кількості нових та інтенсивний розвиток і ускладнен­ня уже існуючих складок, утворення розривів і локальних насунень у флішових відкладах Внутрішньої зони Передкарпатського прогину і Скибової зони Карпат.

За наступної геологічної доби в Карпатах в міру їх підіймання, яке тривало, відбувається розмивання склепінь складчастих структур і відслонення їх ядер. Розмиваються і моласові утворення у Передкарпатському прогині.

Процес формування сучасного складу і типів покладів вуглевод­нів, наприклад, у Бориславсько-Покутській підзоні (де зосереджена більшість нафтових покладів), згідно з дослідженнями І.Висоцького, розпочався з сармату і триває досі. Максимально процес формування нафтогазових покладів, згідно з І.Висоцьким, треба по­в’язувати з добою пізнього пліоцену, коли розпочалося формування структурних форм, з якими пов’язані родовища. Зазначені висновки І.Висоцького цілком відповідають виведеним залежностям, коефіцієн­тів аномальності шарових тисків від коефіцієнтів інтенсивностей антиклінальних структур для Передкарпатського прогину, бо в пере­бігу перетворення його структурного плану і формування локальних антиклінальних складок, які трапляються і тепер, відбувалося ут­ворення покладів вуглеводнів з певними значеннями шарових тиснень.

У межах геосинклінального схилу Передкарпатського прогину і на прилеглих площах Скибової зони Карпат, де відбувалось інтенсив­не утворення складок і стиснення природних ревервуарів, виникли; підведені шарові тиски, їх збереженню сприяють тектонічні рухи; які тривають у цій зоні. У Зовнішній зоні Передкарпатського прогину на сучасному етапі геологічної доби структури майже не збільшую­ться. Тут є менші значення коефіцієнтів, інтенсивностей локальних структур і відповідно менші величини коефіцієнтів аномальності по­чаткових шарових зтиснень у природних резервуарах.