Территория Гыданского полуострова, прилегающей суши и акватории (Гыданская газонефтеносная область - ГНО) в границах вдоль осевой линии Обской губы, северных склонов Нижнемессояхского и Усть-Портовского мегавалов, западного борта Усть-Енисейской впадины, западной периклинали Притаймырской гемиантеклизы и прилегающей акватории Карского моря в тектоническом отношении является восточной частью Ямало-Гыданской синеклизы по подошве мезозойского осадочного чехла. Вдоль восточной границы она раскрывается в глубокую (более 7 км) Усть-Енисейскую впадину.
Район Гыдана, как и вся Западно-Сибирская плита (ЗСП), имеет гетерогенный фундамент, разновозрастный доплитный комплекс и мощный мезозойско-кайнозойский платформенный (ортоплатформенный) чехол.
О тектоническом строении доюрского разновозрастного фундамента до настоящего времени можно было судить только по результатам анализа геофизических материалов (электро-, грави-, магниторазведки, профилей ГСЗ, МОГТ, КМПВ). Скважин, вскрывших породы переходного комплекса и фундамента в пределах Гыдана, пока не имеется. В соседних областях Гыдана они вскрыты на отдельных площадях в Новопортовском, Приуральском и Приенисейском районах.
В северной части Западно-Сибирской плиты в пределах Гыданской области по геофизическим данным выделяются рифей-раннепалеозойский фундамент, переходная триасовая толща и типичный осадочный чехол юрско-кайнозойского возраста.
Выявленные по данным геофизических исследований и бурения глубоких скважин особенности структуры осадочного разреза позволяют выделить три крупных тектоно-седиментационных комплекса:
- 1) протерозойско-нижнепалеозойский;
- 2) средне-верхнепалеозойский;
- 3) мезозойско-кайнозойский.
На рис. 2.9 представлена принципиальная структура сейсмостратификации осадочного разреза - стратиграфической привязки отражающих горизонтов мезокайнозойских отложений северных районов Западной Сибири, в том числе Гыданского субрегиона. Как видно, макроструктура отложений меняется от плащеобразной до косослоистой.
Средне- и верхнепалеозойский комплекс распознается только по сейсмическим данным исследований ГСЗ и региональных работ МОГТ. Область его распространения охватывает большую часть территории Гыданского полуострова. Кровля комплекса маркируется преломляющей границей со скоростными параметрами 5,0-5,2 км/с, совпадающей с отражающим горизонтом 1В.
По мнению B.C. Соседкова, Л.Ш. Гиршгорна и других (1986 г.) этот горизонт связан со слабо выраженным региональным несогласием между индским и оленекским ярусами нижнего триаса.
Рельеф, структура, вещественный состав и тектоническое районирование фундамента заполярного сектора Западно-Сибирского бассейна распознаются в основном на базе материалов сейсмических исследований ГСЗ, КМПВ, МОВЗ и ОГТ и количественной и качественной интерпретации наблюдаемого гравитационного и магнитного полей.
По общему уровню залегания, степени расчленения, ориентировке и преобладающим размерам морфоструктур в рельефе фундамента в региональном плане выделяются краевые области внешнего моноклинального погружения (моноклизы, по В.Н. Соболевской, 1973) и глубокий Пур-Гыданский прогиб, в северо-восточном направлении переходящий в линейную депрессию Енисей-Хатангского прогиба.
Закартированная в пределах Гыдана поверхность Мохоровичича имеет наиболее высокие значения глубин залегания - 37-35 км по построениям Н.Я. Кунина и Л.А. Самойлюка (1982 г.) На схеме рельефа поверхности Мохоровичича Западно-Сибирской плиты B.C. Суркова и других (1986 г.) в районе Гыдана и в восточном направлении глубины ее залегания еще меньше - 33 км.
Намного большие значения глубины залегания поверхности Мохоровичича - до 40-42 км в районе Гыдана приведены B.C. Бочкаревым (1989 г.). Однако и в этом случае в осевой зоне они выше на 4-6 км, чем на ближайших окраинах Западно-Сибирского мегабассейна. Мощность консолидированной земной коры (ниже доюрской поверхности) в районе Гыдана B.C. Сурковым и другими (1986 г.) оценивается в интервале 24-30 км. Отмеченные особенности гипсометрии поверхностей М, Ф и подошвы мезозойско-кайнозойского осадочного чехла типичны для осевых и центральных районов любого ныне формирующегося или сформировавшегося осадочного бассейна (Д.А. Астафьев, 2002 г.), за исключением осадочных бассейнов (ОБ), находящихся или находившихся на стадиях сильной повсеместной аккреции или коллизии, когда толщина консолидированной коры в результате инверсии, сгруживания и выжимания инверсионных блоков восстанавливается.
Поверхность фундамента докембрийского возраста консолидации, согласно карте Л.Л. Подсосовой и др. (1989 г.), отличается еще большими значениями гипсометрии глубин - от 9-16 км с погружением до 18 км в Усть-Енисейскую впадину - и заметно большей дифференциацией структурного плана. Наиболее приподнятой по поверхности фундамента является северная часть Гыданской области - 9-12 км, в сводовой части Утреннего выступа - 10 км. Гыданский свод, Геофизический и Адерпаютинекий валы по этой поверхности приурочены к структурным носам, резким флексурам на глубинах 10-12 км и частично к бортам впадин глубиной до 16 км. Такие соотношения структурных форм фундамента рифейско-палеозойского комплекса и мезозойско-кайнозойского осадочного чехла отражают весьма сложное строение переходного комплекса и фундамента Гыдана, обусловленное несколькими, вероятно - пятью-шестью, этапами окраинноконтинентального рифтогенеза, аккреции и даже коллизии.
На начальных этапах изучения глубинного и регионального строения Западно-Сибиского МБ в качестве главных элементов тектонического строения и районирования фундамента выделяли разновозрастные и разновещественные, разного времени завершающей складчатости и консолидации пород структурно-тектонические области (Н.Н. Ростовцев, 1964 г.) или пояса, прошедшие геосинклинальный этап развития.
На одной из первых схем тектонического районирования фундамента Гыданская область отнесена к протяженной и обширной области салаирид (ранний, средний кембрий). На юго-востоке Гыдана внутри салаирид выделен блок допротерозойской или докембрийской складчатости (Н.Н. Ростовцев, 1964). Позже на схеме палеотекгонических реконструкций северной части Северо-Азиатского кратона Д.Б. Тальвирским (1976 г.) область Гыдана, а также обширные районы к северу и югу, отнесены к области архейской консолидации.
После отработки сети региональных сейсмопрофилей МОГТ, ГСЗ, интерпретации полученных данных сейсмо-, грави-, магнито- и электроразведки в комплексе с материалами глубокого бурения под мезозойскими осадочными комплексами была выделена целая система грабенов (грабен-рифтов), основные из которых - наиболее крупные - Колтогорско-Уренгойский, Ямальский, Худуттейский, Худосейский имеют субмеридио-нальное простирание. В совокупности с мелкими ответвляющимися диагональными и поперечными грабен-рифтами они расчленили фундамент Западно-Сибирского МБ на систему крупных, средних и мелких по размеру блоков разной степени гипсометрической выраженности. В соответствии с картой триасовой рифтовой системы (B.C. Сурков и др., 1981, 1983 гг.) один из самых крупных грабен-рифтов - Колтогорско-Уренгойский с восточным ответвлением в Енисей-Хатангский прогиб выделен в восточной половине Гыданской НГО. Ширина этого грабен-рифта здесь весьма значительная - достигает 50 км. Края грабен-рифтов обрамлены системами разломов, по которым сформировались сборы. Предполагается, что на глубине рифтовые провалы как структуры растяжения выполнены интрузивными базальтовыми породами рифтового комплекса, выше - эффузивными базальтами и осадочными (вулканогенно-осадочными породами) грабенового комплекса, на котором залегают терригенные, часто грубо обмолоченные породы нижнеплитного комплекса с увеличенными мощностями в осевых зонах и уменьшенными мощностями вплоть до выклинивания в окрестностях рифтов.
Колтогорско-Уренгойский грабен-рифт триасового (возможно поздне-пермского-триасового) возраста, согласно тектонической карте фундамента Западно-Сибирской плиты (1981, редактор B.C. Сурков), разделил фундамент Гыдана на две части: западную, являющуюся частью крупного меж-рифтового поднятия, названного Североямальско-Гыданским, и восточную, являющуюся большей частью Нядояхинского срединного массива с наложенной Усть-Енисейской впадиной в центре, а также Мессояхским горстом на юге и Предтаймырским прогибом на севере.
Западная часть Гыдана в тектоническом плане интерпретирована как антиклинорий позднегерцинской складчатости, названный Северо-Ямальским.
Восточная часть определена как область докарельской и карельской складчатости, переработанной байкальским тектогенезом.
Согласно точке зрения B.C. Бочкарева и В.Г. Криночкина (1988), возраст консолидации фундамента в Приуральской и Ямальской областях, в северной Гыдан-Усть-Енисейской континентальной части и на большей территории Надым-Тазовского междуречья — герцинский. К югу от Тазовской губы и в междуречье рек Таз и Мессояха распространены салаириды, а вдоль р. Енисей протягивается зона байкальской складчатости.
По результатам более поздних исследований в доюрском гетерогенном складчато-блоковом фундаменте Гыдана на основе анализа геофизических материалов и структурно-формационных комплексов в обрамлении Западно-Сибирской плиты были выделены следующие структурно-вещественные и возрастные мегакомплексы (B.C. Сурков и др., 1986): дорифейский, рифейский, венд-силур и йс кий и девонско-среднетриасовый. По мнению авторов этих исследований, в дорифейском мегакомплексе, в частности в Ня-дояхском массиве, преобладают карелиды.
Рифейский мегакомплекс непосредственно в пределах Гыдана, по результатам исследований указанных авторов, практически отсутствует, за исключением юго-восточной окраины - района Средне-Мессояхского вала, где он представлен в качестве протоорогенной, терригенной формации на глубинах от 6 до 9 км.
Венд-силурийский мегакомплекс на рассматриваемой территории имеет повсеместное распространение и представлен карбонатно-терригенной формацией, относящейся к плитному комплексу. Породы этого мегакомплекса залегают на глубинах 6-8 км в восточной части Гыданской области и 12-16 км в западной.
Девонско-среднетриасовый мегакомплекс также, по-видимому, повсеместно распространен в пределах Гыдана. Он отличается разнообразием формаций для восточной части, где, вероятно, развиты терригенная, карбонатно-терригенная, базальтовая формации плитных тектонических комплексов.
Непосредственно Колтогорско-Уренгойский грабен-рифт выполняет базальтовая формация рифтового комплекса, поверхность которого в виде желоба залегает на глубинах 6-7 км. На рифтовом комплексе залегает грабеновый вулканогенно-осадочный комплекс триаса мощностью до 3 км, перекрываемый нижнеплитным комплексом.
В раннепермское время аккреция коры и коллизия палеоконтинентов продолжались, большая часть северной половины Западной Сибири превращается в сушу. По существу сформировалась горная страна на всей территории современного ЗСМБ. Седиментация в морских условиях сохранялась только в Карском море, в пределах современных Гыдана, Усть-Енисейской и Болынехетской впадин.
Таким образом, палеозойский комплекс Гыдана, с учетом установленной геодинамической эволюции Западно-Сибирского МБ, представляется как сохранившиеся фрагменты ранее существовавших осадочных бассейнов рифейско-венд-раннепалеозойского возраста пассивной окраины Сибирского палеоконтинента и, возможно, надвинутых на эти бассейны фрагментов задуговых бассейнов позднего палеозоя, а также фрагментов островных вулканических дуг и магматических тел. В позднепалеозойское время (карбон-пермь) в этой зоне, возможно, шло формирование единого бассейна типа внутри- или окраинно-континентального рифта (обычно системы рифтов, по Д.А. Астафьеву, 2001, 2002) с надрифтовой депрессией, что более вероятно, судя по палеотектоническим реконструкциям и материалам региональных сейсмопрофилей, а также профилей ГСЗ, например, профиля Воркута - Тикси (рис. 2.10), или более детального временного разреза через Утреннее нефтегазоконденсатное месторождение (рис. 2.11).
По аналогии со строением Енисей-Хатангского мегапрогиба, в котором палеозойский и даже докембрийский комплексы достоверно прослеживаются, эти же комплексы продолжаются и под мезозойский чехол Усть-Енисейской впадины и Гыданской области (рис. 2.12).
Благодаря данным бурения и наличию многочисленных тектонических схем Западно-Сибирской плиты (Н.Н. Ростовцев, 1964; М.Я. Рудкевич, B.C. Бочкарев, 1984; Н.Я. Кунин, Л.А Самойлюк, 1982; B.C. Сурков и др., 1971, 1981, 1986, 1998; В.И. Ермаков, В.А. Скоробогатов, Н.Н. Соловьев, 1997; С.В. Аплонов, 1989 и др.) и приведенному выше описанию геодинами-ческой эволюции ЗСМБ к настоящему времени стало очевидным, что в строении консолидированной коры Гыдана и всего севера мегабассейна принимают участие разновозрастные гетерогенные блоки и террейны, являющиеся фрагментами континентальной коры древних палеоконтинентов, а также островодужные системы и офиолиты палеоокеанов, аккретированные вместе с осадочными чехлами седиментационных палеобассейнов в тектонические эпохи складчатости, начиная с докарельской, карельской, а затем байкальской, салаирской, каледонской и герцинской. Такая эволюция земной коры является результатом глобальной геодинамики литосферы и мантии Земли, приводящей к «наработке» коры и литосферы континентального (сиалического) типа в результате аккреционных процессов в межапвеллинговых зонах, центральные области которых заняты (представлены) ныне существующими континентами.
В постаккреционные периоды денудации в результате развития рифто-генно-деструктивных процессов в коромантийной оболочке Земли формировались, зачастую унаследованно, осадочные бассейны. Сохранившиеся от полной консолидации фрагменты в разной степени метаморфизованных чехлов палеобассейнов представляют собой так называемые переходные комплексы (Н.А. Крылов и др., 1974), которые широко распространены, в том числе и под мезозойско-кайнозойским чехлом ЗСП (Н.В. Шаблинская, 1982). В частности, в пределах рассматриваемой территории Гыдана и акватории распространен мощный, до 4-6 км и более, частично и в разной степени метаморфизованный, редуцированный протерозойский и палеозойский, бывший платформенный, в том числе, и окраинно-континентальный чехол, залегающий на фундаменте карельской консолидации, переработанном байкальским, каледонским, герцинским и раннемезозойским (триас-ранняя юра) тектогенезом, а в западной части Енисей-Хатангского мегапрогиба (на стыке с восточной частью Гыданской области) - на фундаменте байкальской консолидации, переработанном раннепалеозойским и раннемезозойским рифтогенно-деструктивным процессом.
Переломным моментом для формирования Западно-Сибирского МБ стало триасовое, особенно позднетриасовое время. В этот период по всей территории Западной Сибири, включая Карское море, формируется система рифтов (грабен-рифтов, по B.C. Суркову и др., 1986), положившая начало формированию современного Западно-Сибирского мегабассейна (МБ).
Палеотектонические реконструкции Гыданского геоблока приведены на рис. 2.13.
Пур-Гыданский блок, или террейн, резко обособляется от всей остальной территории Западно-Сибирской плиты. В его пределах фундамент залегает на глубинах до 12-14 км. По этому параметру он сопоставим с такими известными глубокими платформенными структурами, как Прикаспийская, Вилюйская, Енисей-Хатангская, Курейская и Канско-Тасеевская впадины.
Региональный гипсометрический тренд подошвы юрско-кайнозойского чехла имеет наклон в восточном направлении от 5,5 до 6,2 км. На сводах и мегавалах глубины залегания подошвы доюрских пород уменьшаются до 4,8-5,0 км.
Гипсометрия подошвы мезозойско-кайнозойского осадочного чехла (согласно построениям B.C. Бочкарева и др., 1986 г.) характеризуется значительными абсолютными глубинами (около 6 км в своде Утренней структуры) и резким погружением - до 8 км - в восточном направлении, далее пологое погружение до 9 и воздымание до 8 км в районе Гыданского свода.
Комплексный анализ материалов региональной сейсморазведки ГСЗ, МОГТ, результатов поисковой сейсморазведки на уже открытых месторождениях, газонефтеперспективных структурах, данных глубокого бурения, а также учет современных моделей бассейногенеза, разработанных как обобщенные образы сотен других ОБ Земли (Д.А. Астафьев, 2003, 2004; В.А. Скоробогатов, Д.А. Астафьев, 2004) позволил установить, что накопление юрско-кайнозойского осадочного чехла происходило после триас-раннеюрского рифтогенно-деструктивного этапа эволюции в условиях режима формирования надрифтовой депрессии. Гипоцентрами прогибания являлись Ямало-Гыданская и Усть-Енисейская синеклизы. Именно под указанными синеклизами зафиксированы зоны с максимально приподнятым положением поверхности «Мохо» (33-35 км) и наибольшие глубины залегания поверхности фундамента (16-12 км), согласно карте Л.Л. Подсосовой и В.В. Устюжанина, 1989 г., а также максимальные глубины поверхности подошвы мезозойско-кайнозойского чехла (8,5-10,0 и даже до 12 км) согласно картам B.C. Бочкарева и др., 1986 г. и B.C. Суркова и др., 1998 г. Важно отметить, что и по основным отражающим горизонтам мезозойского комплекса пород (подошве и кровле юры, апта, сеномана) северо-восточные районы ЗСМБ отличаются наибольшими абсолютными глубинами залегания с явно выраженной дифференциацией гипсометрии на поднятия, впадины и прогибы. При этом перечисленные выше тектонические элементы второго порядка, синхронно с элементами первого порядка, обозначились еще на стадии рифтогенно-деструктивного режима к концу триаса.
Дополнительные исследования материалов региональных работ МОГТ и ГСЗ севера Западно-Сибирского НГБ, включая Карское море, позволили существенно детализировать тектонику этих районов и подтвердить вывод о проявлении в районе Гыдана действительно мощного внутриконтинентального рифтогенеза, приведшего к сильной рифтогенной деструкции континентальной коры с образованием не только Колтогорско-Уренгойского рифта, как ранее считалось, а существенно более разветвленной системы грабен-рифтов, которые в совокупности с Ямальским и Худуттейским рифтами, а также другими дополнительно идентифицированными рифтами под всеми без исключения мегапрогибами и впадинами, образовали обширную область рифтогенеза для всего севера Западной Сибири. В результате такого рифтогенеза обособились многочисленные межрифтовые гипсометрически приподнятые блоки типа Уренгойского, Медвежьего, Юбилейного, Ямбургского и других в более изученной Надым-Пур-Тазовской мегасинеклизе и аналогичные блоки на Гыдане.
Палеоструктурный, формационный и литолого-фациальный анализы позволили уточнить время завершения активного рифтогенеза - это начало ранней юры, что фиксируется накоплением пород зимней и береговой свит. Другими причинами наличие таких глубоких мегапрогибов (сотни метров - до 2 км) в подошве юрского комплекса трудно объяснить. В процессе дальнейшей геодинамической эволюции меж- и внутририфтовые блоки претерпели неравномерное и прерывистое, но, по существу, однонаправленное погружение, что и обусловило устойчивую седиментацию. Погружение сопровождалось заложением разломов листрического, сдвигового и изостатического типов, закономерно ориентированных относительно рифтов.
Таким образом, в геодинамической истории формирования Гыданской области можно выделить три важнейших периода: рифейско-палеозойский, когда происходила дивергенция, а затем конвергенция и коллизия палеоконтинентов, формировался фундамент, а в многократных циклах рифто-генеза, депрессий и аккреций - переходный комплекс пород; позднепермско-среднетриасовый-рифтогенно-деструктивный, когда заложилась новая система грабен-рифтов, меж- и внутририфтовых гипсометрических приподнятых блоков, определивших масштабы, контуры и макроструктуру осадочного чехла, практически современную тектонику Гыдана и всего ЗСМБ, и позднетриасово-кайнозойский, когда сформировался типичный осадочный чехол плитного типа и в его объеме основные литологостратиграфические - они же - нефтегазоносные комплексы. В процессе погружения блоков за счет конседиментационного роста и глобальной аккреции увеличилась контрастность (амплитуда) структур и, соответственно, емкость ловушек, среди которых преобладают ловушки антиклинального и комбинированного типов, осложненные литологическими замещениями, выклиниваниями и дизъюнктивными нарушениями, а также возможными стратиграфическими несогласиями.
Для Гыдана и прилегающих территорий установлено, что грабен-рифты, межрифтовые и внутририфтовые блоки фундамента, проявившиеся в кровле триасовых отложений, в совокупности с формами палеорельефа к началу седиментации отложений нижней юры, являлись доминирующими структурообразующими и структуроконтролирующими тектоническими элементами. Именно они определили макроструктуру осадочного чехла и каждого газонефтепродухтивного комплекса отложений, а следовательно, и закономерности пространственного размещения месторождений УВ, естественно, в совокупности с другими факторами, важными для их формирования: сочетанием в разрезе коллекторов и флюидоупоров, размещением газо- и нефтематеринских толщ, очагами генерации УВ, направлениями их миграции и др.
На основе интерпретации региональных геофизических профилей МОГТ № 34-42 и 108 в осадочном чехле северо-восточных районов ЗСМБ были выделены следующие крупные тектонические элементы: главный -восточная часть Ямало-Тазовской мегасинеклизы, в состав которой, согласно схеме М.Я. Рудкевича и B.C. Бочкарева, 1984 г., входят восточная часть Ямало-Гыданской синеклизы, сочленяющаяся с западной частью Усть-Енисейской синеклизы. На северо-востоке эти синеклизы сочленяются с Притаймырской гемиантеклизой (моноклиналью), а на юге - с Мессоях-ской грядой, южный склон которой переходит в Надым-Тазовскую синек-лизу. Эти элементы осложнены крупными гипсометрически замкнутыми поднятиями, разделенными глубокими депрессиями. В восточной части Ямало-Гыданской синеклизы выделены своды: на севере Явайский (Преображенский мегавал), в центральной части Гыданский, разделенные Сеяхинской впадиной. Между Явайским сводом и Притаймырской моноклиналью выделен Северо-Явайский мегапрогиб. К востоку от Гыданского свода фиксируется Усть-Енисейская впадина, где подошва юрского комплекса имеет максимальные глубины залегания (ниже 7,0 км). К югу от Гыданского свода выделен Антипаютинский мегапрогиб, отделяющий его от Мессояхской (Мессовской) гряды.
Крупными элементами Мессояхской гряды являются Нижнемессоях-ский, Усть-Портовский и Танамский мегавалы, южные склоны которых граничат с Парусовым мегапрогибом и Болыпехетской впадиной, входящими в состав Надым-Тазовской синеклизы.
Ладертойский межрифтовый блок расположен в центре восточной части Гыдана, имеющей фундамент древних эпох консолидации. К северу от него выделены Предтаймырский и Западно-Таймырский межрифтовые блоки, разделенные северо-восточной ветвью Яруяхинского прогиба и сочленяющиеся с Таймырской моноклиналью. К югу от Ладертойского блока прослежено западное продолжение Западно-Танамского крупного блока. Южную окраину восточной части Гыдана занимают восточная ветвь Анти-паютинского прогиба и Нижнемессояхский приподнятый блок, граничащий с Болыпехетской впадиной.
На фундаменте и триасовой толще залегает мощный (до 1500-2000 м) юрский комплекс осадков, кровля которого отбивается по отражающему горизонту «Б» (рис. 2.14).
Поверхность домеловых отложений «маскирует» тектоно-структурный стиль более глубоких горизонтов. Данная поверхность испытывает возды-мание в северо-восточном направлении от 4,0-4,5 до 1,0 км и менее.
Поверхность горизонта Г, связанная с кровлей сеномана, характеризуется воздыманием от 1200-900 м в пределах Обско-Тазовского побережья до 900-500 м в районе границы с Таймырским автономным округом (рис. 2.15). На фоне этого моноклинального подъема отмечается система трендов сгущения изогипс (с градиентом 20-70 м/км) преимущественно диагонального простирания; система ортогональных трендов имеет подчиненное значение.
В северо-восточном направлении происходит упрощение (сглаживание) морфологии, отчасти обусловленное уменьшением плотности геофизических исследований.
На фоне моноклинали и выделенных флексурных зон выделяется ряд сейсмоструктурных аномалий амплитудой до 200 м.
Особенностью пликативной тектоники Гыдана является быстрое выполаживание структурно-стратиграфических поверхностей от верхнеюрской к аптской и, особенно, к сеноманской. Среди локальных поднятий развиты конседиментационные, в том числе прослеживаемые до сеномана, и затухающие, а также бескорневые, выраженные по сеноману и не картируемые по более глубоким горизонтам. Судить о развитии разломной тектоники в объеме триас-юрской толщи пока преждевременно, в силу крайне слабой изученности низов осадочного чехла.
В аспекте разрывных тектонодислокаций выделяются два клана постюрских разрывных нарушений:
- проникающие в меловые отложения (время формирования/оживления - берриас-баррем);
- проникающие в кайнозойские отложения (время формирования/оживления - кайнозой).
Первые характеризуются разнонаправленностью и незначительной протяженностью (до 50-60 км); вторые - преимущественно север-северо-восточным простиранием и большей (до 100 км) протяженностью.
На отдельных локальных поднятиях также выделяется ряд дизъюнктивных нарушений преимущественно субмеридионального простирания (Геофизическое, Антипаютинское, Гыданское и др.).
По всем горизонтам осадочного чехла выделенным межрифтовым гипсометрически приподнятым блокам соответствуют одноименные мегавалы или своды, а грабен-рифтовым структурам - прогибы и мегапрогибы. Размеры в поперечнике выделенных межрифтовых блоков 70-80 км, а по продольной оси — 100-120 км, амплитуды по подошве юрского комплекса от 100 до 300 м и более. Вверх по разрезу амплитуды выделенных мегавалов и сводов уменьшаются до 100 м и менее.
В границах мегавалов и сводов выявлены многочисленные локальные структуры, обычно средних (20x40 км), реже крупных (30x60 км) размеров, а также малые по площади. Всего насчитывается более 300 локальных структур, наибольшее количество их приурочено к северному склону Нижнемессояхского блока, продолжению Западно-Танамского мегавала, Гыданскому и Ладертойскому сводам, а также восточным продолжениям Центрально-Ямальского и Тамбейского мегавалов. Данные морфологии отдельных локальных структур (в связи с газонефтеносностью) приведены в главе 3.
На ряде разбуренных структур в разные годы открыты и частично разведаны в меловой части осадочного чехла месторождения УВ. На схеме неотектонического районирования в неоген-четвертичное время (П.П. Генералов, 1987) Гыданская область выделяется как крупная ступень надпорядкового ранга, расположенная в пределах субширотного прогиба между крупной Ямальской седловиной на западе и Енисей-Хатангским субрегиональным мегапрогибам на востоке. В ее пределах выделены неотектониче-ские структуры: Юрибейская, Северо-Гыданская, Антипаютинская террасы, Нижнемессояхский и Мессояхский мегавалы, характеризующиеся достаточно высокими амплитудами восходящих неотектонических движений - 200-300 м, а также Парусовый прогиб с несколько меньшей амплитудой (150-200 м) подъема в послемиоценовое время.
Суммируя все выше изложенное, можно говорить о сложной (дифференцированной) структуре Гыданского субрегиона, обусловленной его положением в зоне сочленения гетерогенных геоблоков. Для этих различных тектонических террейнов характерны четыре крупные стадии формирования субрегиона:
- конвергентно-аккреционная (позднепалеозойская);
- рифтовая (триас - ранняя юра);
- платформенная (средняя юра - палеоцен);
- неотектоническая (постпалеоценовая).
Первая и вторая стадии характеризуются повышенной тектонической активностью, рифтогенезом, аккрецией, денудацией, а затем очередной рифтогенной деструкцией коры. Третья стадия отличается длительным прогибанием земной коры, формированием надрифтовой депрессии и преобладанием морской седиментации. Последняя отличается активизацией тектонического режима и воздыманием северной части Западно-Сибирской плиты.
Развитие ЗСП и формирование осадочного чехла сопровождалось в послетриасовое время возникновением, развитием и периодической активизацией движений по дизъюнктивным нарушениям (разломам) различного строения, генезиса и интенсивности (40, 73, 82, 97, 99, 107, 127).
Наибольшая плотность дизъюнктивных нарушений отмечается в субмеридиональной зоне Колтогорско-Уренгойского мегапрогиба, в том числе и в пределах Гыдана. Здесь преимущественно средне-, а также высокоамплитудные (до многих десятков метров) разломы установлены на Антипаютинском, Геофизическом, Гыданском и других месторождениях [97, 107).
К результатам последних исследований в области тектонического строения СВЗСП следует отнести линеаментный анализ структуры осадочного чехла, проведенный А.Г. Репиным (2005 г.).