Дипломная работа по геоэкологии на тему Оценка геоэкологических условий Ленинградского газоконденсатного месторождения.

Для описания климатических условий рассматриваемого района использованы материалы наблюдений на ближайших гидрометеорологических станциях (ГМС), расположенных в юго-западной части Карского моря (табл. 1, рис. 1) [1].
Таблица 1 - Список ближайших станций ГМС в районе работ
№ п/п Расположение Код ГМС Широта (сев.) Долгота (вост.) Расстояние до объекта работ
1 м. Болванский Нос 89017 70°27' 59°05' 320 км
2 Амдерма 89011 69°45' 61°42' 320 км
3 м. Харасавэй 89008 71°06' 66°45' 140 км
4 о. Белый 89007 73°20' 70°03' 180 км
5 о. Вилькицкого 89048 73° 30' 75° 48' 360 км

Рисунок 1 Положение прибрежных ГМС относительно участка изысканий
1.1.2 Почвы
Почвенный покров Ленинградского месторождения сформирован в условиях арктического климата и вечной мерзлоты. Здесь преобладают торфяно-глеевые и мерзлотно-глеевые почвы, отличающиеся высокой влажностью, низкой мощностью гумусового горизонта и слабой биологической активностью.
Почвы развиваются на тундровых и болотистых участках, их свойства зависят от глубины сезонного протаивания. Из-за мерзлоты и низких температур почвообразование происходит крайне медленно. Распространены процессы криогенного пучения, заболачивания, а также термокарстовые явления, что представляет трудности при строительстве инфраструктуры.

1.1.3 Растительный покров
Растительность представлена преимущественно арктическими тундровыми экосистемами. Господствуют мохово-лишайниковые и кустарничковые сообщества. Основные виды — сфагновые и зеленые мхи, лишайники рода Cladonia, карликовая берёза (Betula nana), ива полярная (Salix polaris), а также осоки и пушица.
Растительный покров характеризуется мозаичностью: на возвышенных участках встречаются сухие лишайниковые тундры, а в понижениях — болотистые участки с влаголюбивой растительностью. Вегетационный период короткий (около 50–60 дней в году), что обусловливает медленное восстановление экосистем после антропогенных нарушений.
1.1.4 Рельеф
Рельеф равнинный, с незначительными колебаниями абсолютных высот (от 10 до 40 метров над уровнем моря). Преобладают формы аккумулятивного происхождения — аллювиальные, озёрно-ледниковые и болотные образования. Поверхность сильно заболочена, распространены термокарстовые впадины, небольшие озёра и бугры пучения.
Поверхность характеризуется наличием полигонально-жильного рельефа, типичного для арктических тундр и вечной мерзлоты. Такие формы возникают из-за сезонного замерзания и оттаивания влаги в верхних слоях почвы и создают трудности для строительства дорог, трубопроводов и других объектов инфраструктуры.
1.1.5 Гидрография

Температура. Величины температуры воды в Карском море испытывают значительные сезонные колебания. После таяния льдов происходит быстрый прогрев поверхностных вод в среднем до 2.9°С - 4.4°С на акватории. При этом при сравнительно маловетреной погоде в приповерхностном слое начинает формироваться устойчивый термоклин.
В августе температура поверхностного слоя достигает максимальных величин: 10°С-12°С - на акватории. В этот период термоклин распространяется от поверхности до глубины 20-30 м, ниже которой температура не превышает -0.5°С.
В октябре, в связи с выхолаживанием, происходит перестройка поля температуры. Средняя месячная температура в поверхностном слое уменьшается до 1°С - 0°С на акватории. Термоклин исчезает полностью.
В конце второй декады октября севернее 75°с.ш. и восточнее 68°в.д. поверхностный слой воды на акваториях охлаждается до температуры замерзания [2].
Из года в год значения температуры воды и ее распределение по акватории Карского моря заметно меняются. Наибольшие отклонения температуры от средних ее значений в центральной части Карского моря могут достигать 9-10°С.
Во время экспедиционных исследований в июле- августе 2012 г. на акватории средняя температура воды на поверхности составляла 6.78°С, что было выше среднемноголетней величины. На горизонте 10 м температура составила 1.45°С, что было меньше по отношению к среднемноголетнему значению. В придонном слое температура воды составляла -0.61°С, что превысило среднемноголетнее значение.
Распределение температуры воды в поверхностном слое характеризовалось увеличением с северо-востока на юго-запад от 5°С до 9°С . В придонном слое диапазон изменения температуры воды составлял -0.5°С – -0.9°С [3].
На акватории в августе 2012 г. температура воды на всех горизонтах превышала среднемноголетние значения и составляла на поверхности 5.17º, на горизонте 10 м - 1.89º, в придонном слое - 0.09º. Наблюдалось увеличение температуры с северо-запада на юго- восток от 4º до 7.5º в поверхностном слое и от -1.0º до -3º в придонном [4].
Соленость. Летом на наблюдается распреснение поверхностного слоя до 22‰ на севере до 30‰ на юге участка. Соленость снижалась до 6-10‰ на Обь- Енисейском мелководье и до 17-22‰ у побережья Новой Земли. Наименьшие значения солености, в среднем в пределах 25.5-26.1‰, наблюдались в августе-сентябре; в пределах в среднем 9.7-11‰ - в июле-августе (рис. 2).
Начиная с июля, в поверхностном слое формируется устойчивый сезонный галоклин, нижняя граница которого в течение лета располагается на глубине около 20-30 м (на мелководных участках галоклин распространяется до дна). Ниже этого слоя соленость мало меняется и варьирует в диапазоне 34.2-34.5‰. В октябре галоклин исчезает.
Величины солености, как и величины температуры воды, в пределах лицензионных участков испытывают значительные межгодовые колебания, достигающие 20-30%.
Во время экспедиционных исследований на акватории в августе 2012 г. соленость воды на поверхности составила 33.11‰, на горизонте 10 м - 33.53‰, что было выше среднемноголетних значений. В придонном слое наблюдалась соленость 34.35‰, что было ниже среднемноголетней величины. Соленость поверхностных вод увеличивалась с северо-востока на юго-запад акватории на 0.9‰. В придонном слое аналогичное изменение солености составляло 0.45‰ [3].
На акватории в августе 2012 г. соленость воды на поверхности составила 29.6 ‰, на горизонте 10 м - 31.73‰, что было выше среднемноголетних значений. В придонном слое соленость была ниже среднемноголетней и составила 31.73‰. В поверхностном и придонном слоях соленость увеличивалась с юго-востока на северо-запад, на 19.0‰ и на 4.5‰, соответственно [4].


Рисунок 2 - Температура воды зимой (слева) и летом (справа)

Рисунок 3 - Солёность воды зимой (слева) и летом (справа)

Частые и сильные ветры порождают значительное волнение в Карском море. Однако размеры волн, кроме скорости и продолжительности ветра, зависят здесь и от ледовитости, обусловливающей длину разгона. В связи с этим наиболее сильное волнение наблюдается в малоледовитые годы в конце лета — начале осени. Летом (в июле и августе) средние высоты волн не превышают 0.5-1.0 м с преобладанием северных- северо-восточных направлений, а максимальная высота волны достигает 6 м. Осенью средняя высота волн возрастает до 1.5 м, а максимальная высота составляет около 8 м, направления ветрового волнения практически равновероятны.

Рисунок 4 Диаграммы повторяемости волнения (%) по направлениям и градациям высот на акватории Карского моря

Чаще всего сильное волнение развивается в юго-западной и северо- западной частях моря, обычно свободных ото льдов. Его центральные мелководные районы отличаются более слабым развитием волн. Во время штормов здесь образуются короткие и крутые волны. На севере моря волнение гасится льдом. Высоты и периоды волн 3% обеспеченности представлены на рисунке 4.
Основной причиной зарождения цунами являются землетрясения. На акватории Карского моря за столетний период инструментальных наблюдений мировой сейсмологической сетью не было зафиксировано землетрясений с магнитудой М> 5 по шкале Рихтера [5]. Здесь было зафиксировано всего 4 события слабых мелкофокусных землетрясений с магнитудами менее 5 и глубинами от 10 до 25 км. Ни в одном из случаев цунами не было зафиксировано, исторические сведения об этом явлении в рассматриваемых районах отсутствуют.
В целом район Карского моря относится к практически асейсмичным районам, расположенным в пределах пассивных окраин Атлантического и Северного Ледовитого океанов. Вследствие этого угроза возникновения волн цунами и связанных с этим значительных повышений уровня моря маловероятна.
Сезонные колебания уровня проявляются как результат сезонных изменений распределения атмосферного давления над морем соответствующих полей ветра и плотности морской воды. Их величина (размах) колеблется от 0.2 до 0.5:0.6 м (табл. 2) Минимальная высота среднего уровня наблюдается зимой, максимальная — летом.
Таблица 2 - Колебания уровня моря в отклонениях от среднего (м) на акватории Карского моря
Сезонные колебания уровня (м) средн /макс. Приливные колебания уровня (м) Непериодические (сгонно-нагонные) колебания уровня (м) Суммарные колебания уровня (м)
Макс. прилив Макс. отлив Макс. нагон Макс. сгон Макс. Мин.
акватория моря, исключая южную и юго-западную части
± 0.1/±0.25 +0.25 – +0.4 -0.25– -0.4 +0.3 -0.2 +0.9 -0.8
южная, юго-западная часть моря
± 0.1/±0.30 +0.7 – +1.1 -0.5 – -0.9 +0.6 – +1.2 -0.4 – -0.8 +1.2 – +1.8 -1.2 – -1.6

Приливные изменения уровня в среднем по морю составляют 50-80 см. Приливы имеют преимущественно правильный полусуточный характер. Лишь на крайнем северо- востоке отмечаются суточные приливы. Максимальные приливы наступают через 2-3 суток после новолуния или полнолуния [2].
Картина приливо-отливных явлений в Карском море формируется из приливных волн, поступающих в море с разных направлений: с запада - из Баренцева моря, с севера - из Арктического бассейна и с востока - из моря Лаптевых. В результате интерференции здесь возникает поступательно - стоячая волна. Движение приливной волны возбуждает приливные течения, которые во многих местах Карского моря достигают значительных величин (например, 150 см/с у о-ва Белого и в Карских Воротах).
Непериодические сгонно-нагонные колебания уровня близки к 0.5 м у берегов Новой Земли и Северной Земли, повышаются до 1 м в южной прибрежной части Карского моря и достигают 2 м в Енисейском заливе и в Обской губе. Наибольшие величины ветровых нагонов у берегов достигают 3 м. Как правило, нагоны бывают при ветрах от WSW до NNE, а сгоны – при ветрах от ENE до SSW.
Исследования, проведенные в течение 1996–2001 гг., дают основание утверждать, что говорить о схеме «постоянных» течений в данном регионе не совсем правомерно. Скорее, следует оперировать термином «квазипостоянные» течения, т.к. устойчивость данного типа течений зависит от ряда внешних факторов, обусловленных, в первую очередь, интенсивностью, продолжительностью и направленностью атмосферного, приливного и иных воздействий (изменение пространственной термохалинной структуры вод, стоковыми течениями, системой «остаточных» приливных течений, являющихся постоянно-действующим фактором, и пр.). Конечно, главную роль в короткопериодной динамике вод и льдов исследуемых акваторий играют приливы и локальный ветер, определяющие дрейф льдов и течений. Они, в основном, и формируют мгновенные суммарные течения и дрейф льда.

Рисунок 5 - Схема «постоянных» течений в поверхностном слое моря.

Система квазипостоянных течений Карского моря (рис. 5) формируется при взаимодействии холодного течения, направленного с севера на юг вдоль побережья Новой Земли, вод Баренцева моря, проникающих в акваторию через пролив Карские ворота и части распресненных вод Оби и Енисея. Под воздействием преобладающей в зимний период циклонической атмосферной циркуляции в поверхностном слое юго-западной части моря создается достаточно устойчивая циклоническая циркуляция со средними скоростями 3–10 см/с. Приливы не оказывают в Карском море существенного влияния на систему квазипостоянных течений, т.к. их величина в данном районе в несколько раз меньше, чем в Печорском море, а значительные глубины и морфометрические особенности не создают условий для развития значительных «остаточных» приливных течений. Приливы имеют преимущественно правильный полусуточный характер. Лишь на крайнем северо-востоке отмечаются суточные приливы.
Распределение сплоченных льдов в арктических морях определяется величиной площади ледяных массивов и их положением. Схема положения ледяных массивов в Карском море представлена на рисунке 6.
В юго-западной и центральной частях Карского моря, лед наблюдается в течение 7-8 месяцев, с ноября по июнь-июль. Льдообразование в Карском море обычно начинается в сентябре в северных районах и в октябре-ноябре на юге [6].

Рисунок 6 - Схема положения ледяных массивов в Карском море  
С декабря по май средняя сплоченность ледяного покрова в пределах Новоземельского ледяного массива составляет 95-100%. Самым свободным ото льда месяцем является сентябрь. В этот период фактически на всей акватории наблюдается чистая вода.
Кромка дрейфующих льдов при среднем типе ледовых условий смещается севернее лицензионного участка в августе, а при тяжелом типе — только в сентябре.
Одним из элементов ледового режима Карского моря является наличие айсбергов. Айсберги являются одним из наиболее опасных элементов природной среды, как для 
судоходства, так и для функционирования инженерных сооружений. Наиболее близкие к району работ основные источники образования айсбергов это арх. Новая Земля и арх. Северная Земля. Схема случаев появления айсбергов представлена на рисунке 7 [7].

Рисунок 7 - Схема случаев появления айсбергов

По спутниковым снимкам, полученным в 2012 году в Карском море, вблизи Новой земли и в северо-восточной части моря, в конце августа - начале сентября обнаружены айсберги размером до 250 метров в плане. Направление дрейфа айсбергов задается в основном течениями Карского моря. Основное направление дрейфа - вдоль архипелага Новая Земля с севера на юг.
Период проведения полевых работ ограничен периодом отсутствия льда. Льдообразование на акватории южной части Карского моря начинается обычно в ноябре, но сроки появления льда и образование сплошного ледяного покрова из года в год очень изменчивы. Зимой неподвижный лед бывает только вблизи берегов в виде припая. За припаем обычно располагаются плавучие льды. В большинстве своем это обширные ледяные поля.
За зиму лед достигает толщины 0.5 - 1.5 м. Таяние ледяного покрова в Карском море начинается в его юго-западной части, в основном, в конце мая. В июне вытаивают молодые и однолетние тонкие льды в полыньях и в разводьях и частично однолетние средние льды. В процессе таяния ледяного покрова происходит взлом и постепенное разрушение припая и распадение его на обширные дрейфующие поля. Припай начинает разрушаться раньше всего в Амдерминском районе, где он в 80 % случаев окончательно разрушается в течение июня. В конце августа - начале сентября этот район полностью освобождается ото льда (в 80 % случаев). В прибрежных районах таяние льда происходит более интенсивно, чем в мористых районах. Поэтому в июне-июле в юго-западной части моря лед, в основном, располагается в центральных районах.
Продолжительность навигационного периода в Карском море меняется от 92 до 117 дней.


1.2 Геологическое строение
1.2.1 Литологический состав пород

В геологическом строении региона участвуют отложения мезозойско- кайнозойского плитного комплекса, перекрытые толщей новейших отложений (рисунок 8). Плитный комплекс залегает на рифейско-палеозойских породах складчатого основания и параплатформенного промежуточного этажа. Комплекс представлен терригенными, угленосными и кремнисто-глинистыми морскими и континентальными формациями. Новейшие отложения образуют сплошной чехол мощностью 150-200 м. 

Рисунок 8 - Геологический разрез через площадку работ

Нерасчлененные верхнепротерозойские образования (PR2) предположительно выделены по сейсмическим данным на Карском шельфе в пределах Ямало-Тазовской СФО, где они подстилают палеозойские комплексы складчатого основания и залегают наиболее близко к поверхности домезозойского фундамента в горстообразных блоках (антиклиналях). По составу они, вероятно, представлены метаморфическими сланцами, возможно, с основными вулканитами (с выступами протерозойских комплексов ассоциируются положительные магнитные аномалии) [21].
Енганэпэйская свита (V2 - С1en). По составу и положению в разрезе сходна с верхней подсвитой сокольнинской свиты Амдерминского района. В Едунейском районе типовой разрез свиты по руч. Логим-Шор изучен В.В.Терешко [8]. Представлена флишоидным переслаиванием апоглинистых и апоалевролитовых сланцев. Отмечаются прослои полимиктовых песчаников, силицитов и известняков. В основании: песчаники, алевролиты глинистые и углеродисто-глинистые сланцы, туфопесчаники, туфы, туфолавы, эффузивы кислого состава. Перекрывающие отложения хенгурской свиты налегают на породы енганэпэйской свиты с размывом и угловым несогласием. Мощность 1200-1500 м [22].
Палеозойские образования, слагающие фундамент шельфовой области Западно-Сибирской плиты, показаны только на геологическом разрезе. По геофизическим данным, в составе складчатого основания присутствуют разнородные блоки, отличающиеся как полнотой разреза палеозоя, так и степенью дислоцированности, слагающих его литолого-стратиграфических комплексов.
Нерасчлененные образования нижнего - среднего палеозоя (PZ1-2) распространены предположительно (по сейсмическим данным) в СФЗ Внешнего пояса, прилегающей к орогенам Пай-Хоя и Новой Земли. Дислоцированные (по характеру волновой картины на сейсмических профилях) комплексы в горстовых выступах выходят на поверхность предъюрского денудационного среза и контролируются в кровле отражающим горизонтом «А». Нижняя граница этого комплекса по данным МОВ ОГТ достоверно не определяется. О составе образований нижне-среднепалеозойского комплекса можно судить по аналогии с разрезами обрамления. На северо-востоке СФЗ Внешнего пояса состав комплекса, возможно, аналогичен образованиям пассивной окраины, изученным на Ямале, где в складчатом основании преобладают доломиты, мергели, известняки, глинисто- карбонатные сланцы при подчиненной роли основных интрузий [9].
Каменноугольно-пермские (С-Р) нерасчлененные образования выделены и прослежены по геофизическим, в том числе сейсмическим данным в пределах СФЗ Внешнего пояса, где они выполняют, по-видимому, межгорные и краевые прогибы. При этом обнаруживаются явные структурные связи шельфовых прогибов с бассейнами Карского синклинория Пай-Хоя и Кармакульской седловины Новой Земли. В нижней части толщи заполнения могут присутствовать относительно глубоководные фации – аналоги каменноугольно-нижнепермских отложений пайхойской подзоны, сменяющиеся выше молассовыми образованиями.
Средне-верхнепалеозойские (PZ2-3) нерасчлененные образования показаны на геологическом разрезе в пределах СФЗ Центральной впадины, где по сейсмическим данным невозможно определить характер образований, подстилающих мезозойский чехол. Возможно, в глубоких впадинах Центральной зоны триасовые комплексы лежат также на пермских толщах. Однако, в отличие от СФЗ Внешнего пояса, по характеру сейсмозаписи каменноугольно - пермские комплексы здесь не выделяются, поэтому в подошве триаса и показаны нерасчлененные средне-верхнепалеозойские образования.
Триасовые отложения слагают нижний структурный ярус платформенного чехла Южно-Карской синеклизы, заключенный между отражающими горизонтами (ОГ) Ia и А. По аналогии с разрезами Западно-Сибирской плиты они могут быть представлены синрифтовыми (тафрогенными) и пострифтовыми образованиями, локализованными, в основном, в пределах СФЗ Центральной впадины и показаны только на геологическом разрезе.
Нижний отдел. Сейсмоподкомплекс А-Iб (ST1). Нижнетриасовые образования на акватории выделяются только по сейсмическим данным. Обоснованием стратиграфической привязки сейсмических данных служат материалы бурения Тюменской СГ-6. По сопоставлению с материковыми районами Западной Сибири, этому интервалу разреза соответствуют вулканогенно-осадочные образования туринской серии преимущественно континентального генезиса. Прослои осадочных пород среди базальтов охарактеризованы в верхней части спорово-пыльцевым комплексом и остатками наземных растений раннего триаса [10]. Палинокомплекс с глубины 6398.6-6488.4 м представлен видами-индикаторами, характерными для раннего триаса. Мощность до 3.5 км.
Средний-верхний отделы. СейсмоподкомплексI -Iа (ST2-3). По особенностям сейсмической записи, а также по относительно невысоким значениям интервальных скоростей (4.2-4.5 км/с) предполагается, что средне-верхнетриасовые отложения в Южно-Карской синеклизе представлены песчано-глинистыми образованиями – аналогами тампейской серии, выделяемой в пределах Ямало-Явайской СФЗ. Стратотип тампейской серии был установлен на Тундровой площади Енисей-Хатангского прогиба. По данным бурения Тюменской СГ-6, тампейская серия представлена аргиллитами, алевролитами, песчаниками, туффитами с остатками растений [10]. Она разделена на две толщи: нижнюю (инт. 6223-6430 м) песчано-глинистую и верхнюю (инт. 6012-6223 м) существенно глинистую. Мощность составляет 1.0-1.5 км, сокращаясь по восстанию до выклинивания за счет нижних горизонтов.
Юрские образования на Карском шельфе слагают сейсмокомплекс, заключенный между опорными сейсмическими горизонтами Iа и Б. Представлены они всеми подразделениями системы и характеризуются закономерным чередованием преимущественно песчано-алевритовых и глинистых толщ морского происхождения. Во всех зонах шельфа (Приновоземельской СФЗ и СФЗ Центральной впадины) отложения юры расчленены на: нижнеюрские, среднеюрские, средне - верхнеюрские с включением нижней части берриаса. Юрские отложения на шельфе не вскрыты скважинами. В связи с этим их характеристика выполняется по материалам скважин, пробуренных на п-ове Ямал [10]. Отложения юры показаны только на геологическом разрезе.
Нижний отдел. К нижнему отделу юры отнесен сейсмоподкомплекс Iа-Т2 (SJ1), вероятно, имеющий литологический состав, аналогичный свитам (зимней, левинской, джангодской и лайдинской) выделяемым в Ямало-Явайской СФЗ. Картина сейсмической записи данного интервала позволяет предполагать, что в разрезе преобладают субконтинентальные и мелководно-морские фации.
Зимняя свита сложена темно-серыми и буровато-серыми песчаниками с прослоями гравелитов и конгломератов, аргиллитами и алевролитами. Мощность до 300 м.
Левинская свита сложена мелководно-морскими темно-серыми, иногда буроватыми аргиллитами и глинистыми мелкозернистыми алевролитами. Встречаются редкие маломощные прослои песчаников и конгломератов. Мощность отложений до 150 м.
Джангодская свита подразделяется на 3 подсвиты. Нижняя подсвита сложена мелководно-морскими и прибрежно-морскими аргиллитами темно-серого и серого цвета, серыми глинистыми алевролитами и светло-серыми мелко- и крупнозернистыми песчаниками с редкими маломощными прослоями гравелитов и конгломератов. Мощность отложений до 50-100 м. Средняя подсвита (так называемый «глинистый горизонт») имеет достаточно широкое распространение, представлена темно-серыми, почти черными тонкоотмученными аргиллитами, иногда битуминозными. Мощность отложений до 50-100 м. Верхняя подсвита сложена преимущественно средне- и мелкозернистыми песчаниками, а также алевролитами и аргиллитами. Мощность отложений до 250 м. На п- ове Ямал в песчаниках нижней и верхней подсвит установлены залежи углеводородов.
Лайдинская свита представлена мелководно-морскими аргиллитами серого и темно-серого, буроватого цвета и алевролитами мелкозернистыми глинистыми, которые иногда чередуются между собой, либо образуют однородные пачки. В разрезе наблюдаются редкие и маломощные прослои крупнозернистых алевролитов и песчаников. Мощность отложений до 150 м.
Средний отдел. Отложения средней юры представлены сейсмоподкомплексом Т2-Т1 (SJ2), распространенным в пределах Припайхойско- Приновоземельской моноклизы и Южно-Карской синеклизы. Этот сейсмоподкомплекс может быть сопоставлен с нерасчлененными свитами: вымской, леонтьевской и малышевской, картируемыми в пределах Ямало-Явайской СФЗ.
Вымская свита представлена мелководно-морскими песчаниками с подчиненным количеством прослоев алевролитов, аргиллитов, углей. Мощность отложений 200-300м.
Леонтьевская свита сложена морскими темно-серыми тонкоотмученными аргиллитами и глинистыми мелкозернистыми алевролитами с редкими маломощными прослоями песчаников и крупнозернистых алевролитов. Мощность отложений до 250 м.
Малышевская свита представлена преимущественно мелководно-морскими песчаниками светло-серыми мелкозернистыми и алевролитами темно-серыми, серыми, с прослоями аргиллитов и углистых пород, маломощными пластами углей. Мощность отложений до 250 м.
Средняя юра – нижний мел. Сейсмоподкомплекс Т1-Б (SJ2-K1b1) отождествлен с нерасчлененными отложениями от средней юры (келловея) до нижнеберриасского подъяруса нижнего мела.
Абалакская свита сложена в нижней части глинами темно-серыми слюдистыми неслоистыми с кальцитовыми конкрециями, а в верхней – глинами темно-серыми тонкоотмученными. Почти по всему разрезу в глинах присутствует глауконит, выделяются прослои биотурбированных глин. Мощность отложений до 100 м.
Баженовская свита представлена темно-серыми до черных и черными, иногда буроватыми, битуминозными глинами с прослоями радиоляритов и глинистых известняков. Мощность отложений свиты 50-100 м. К кровле отложений баженовской свиты и ее аналогов приурочен опорный сейсмический отражающий горизонт «Б».
Меловые отложения на шельфе Карского моря представлены обоими отделами. Их неполный разрез установлен в четырех морских поисковых скважинах, одной островной параметрической (скв. Белоостровская-1) и вскрыт несколькими скважинами на севере п- ова Ямал. Мощность меловых отложений достигает 2000-3500 м. В их составе представлены как морские (прибрежно- и мелководно-морские), так и континентальные (аллювиальные, озерные и др.) образования.
Нижний отдел. На рассматриваемой площади предполагается распространение отложений ямальского типа, где в составе берриас - аптской толщи выделяются ахская и танопчинская свиты.
Сейсмотолща Б-В0 (К1b2-g1) по составу отвечает, по всей вероятности, ахской свите. Ахская свита сложена преимущественно глинистыми породами, которые согласно, иногда с размывом перекрывают отложения баженовской и одновозрастных с ней свит [11]. Мощность верхнеберриас-нижнеготеривских отложений на шельфе Карского моря достигает 1200 м.
Сейсмотолща В0 - М’ (SK1g2-a) вероятно, соответствует танопчинской свите. Эта свита на п-ове Ямал представляет чередование пачек тонкого переслаивания глин, алевролитов и песчаников с пластами алевролитов, мощность которых изменяется от 0,5 до 50 м. К этим пластам приурочены залежи углеводородов. Мощность сейсмотолщи В0 - М’ на площади листа до 900 м.
Нижний-верхний отделы. Сейсмоподкомплекс М'-Г (SKal-s) охватывает нерасчлененные альб - сеноманские отложения, соответствующие разрезу яронгской и марресалинской свит в Ямало-Явайской зоне.
Яронгская свита сложена глинами зеленовато-серыми, темно-серыми и светло-серыми в разной степени алевритистыми, слоистыми и комковатыми с редкими маломощными прослоями алевролитов кварцево-глауконитовых зеленовато-серых и характерных травяно-зеленых глауконитовых глин. Мощность отложений в скважинах меняется от 63 до 153 м.
Залегающая выше марресалинская свита сложена неравномерно чередующимися глинами, алевролитами и песчаниками, среди которых преобладают алевролиты. По преобладанию алевролитов и песчаников выделяются нижняя и верхняя толщи, разделенные более мощной средней, характеризующейся частым переслаиванием песчаников, алевролитов и глин. Завершает разрез свиты алевролито-песчаниковая пачка (20 м). Мощность изменяется от 200 до1100 м.
Верхний отдел. По фондовым сейсмическим данным, верхнемеловые отложения (включая самые низы палеоцена) широко распространены на шельфе Карского моря, слагая толщу преимущественно терригенных пород, заключенную между ОГ «Г» и «С1». Наибольшим распространением пользуются верхнемеловые толщи, разрез которых представлен полуйско-ямальским типом и которые изучены по материалам буровых скважин на п-овах Ямал и Гыдан.
Сейсмоподкомплекс Г - С3 (SK2t-st) вскрыт скважинами на площадях Ленинградская и Русановская и по составу близок к кузнецовской и низам березовской свиты.
Кузнецовская свита является региональным маркирующим горизонтом и сложена темно-серыми и серыми глинами в разной степени алевритистыми. Присутствуют редкие прослои алевролитов, глин с глауконитом, кремнистых и известковистых глин. Мощность отложений 60-160 м.
Березовская свита состоит из двух подсвит. Нижняя подсвита сложена серыми и светло-серыми глинами опоковидными и опоками с редкими прослоями алевролитов и песчаников, а верхняя – глинами серыми и зеленовато-серыми, иногда опоковидными. Каждая из подсвит состоит из 3 пачек. Мощность отложений меняется от 200 до 800 м. Причем, мощность отложений нижней подсвиты составляет 100-374 м, а верхней – 250-400 м. Мощность сейсмоподкомплекса до 320 м.