CC BY
95
gr
оригинальная статья
DOI: https://doi.Org/10.18599/grs.2019.2.63-79 " удк 551.763.(286.45)
Условия формирования и прогноз природных резервуаров в клиноформном комплексе нижнего мела Баренцево-Карского шельфа
А.В. Мордасова1*, А.B. Ступакова1, А.А. Суслова1, Д.К. Ершова1, С.А. Сидоренко2
'Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Москва, Россия 2Институт проблем нефти и газа РАН, Москва, Россия
В Карском море открыты уникальные Ленинградское и Русановское газоконденсатные месторождения в баррем-сеноманской толще. В нижнемеловых отложениях западной части Баренцевоморского шельфа открыты непромышленные скопления нефти и газа. Однако строение и перспективы нефтегазоносности нижнемеловых отложений Баренцево-Карского шельфа остаются неизученными. На основе сейсмостратиграфического и циклостратиграфического анализов создана региональная геологическая модель нижнемеловых отложений Баренцево-Карского шельфа, выявлена область распространения и основные этапы накопления клиноформ. По результатам детального анализа морфологии клиноформных тел восстановлены палеогеографические условия в раннемеловое время, и дан прогноз распределения песчаных коллекторов.
Ключевые слова: Баренцево-Карский шельф, меловые отложения, сейсмостратиграфический анализ, кли-ноформа, циклит, несогласие, поверхность затопления, палеогеография, природный резервуар
Для цитирования: Мордасова А.В., Ступакова А.В., Суслова А.А., Ершова Д.К., Сидоренко С.А. (2019). Условия формирования и прогноз природных резервуаров в клиноформном комплексе нижнего мела Баренцево-Карского шельфа. Георесурсы, 21(2), с. 63-79. DOI: https://doi.Org/10.18599/grs.2019.2.63-79
Введение
Верхнеюрско-нижнемеловые отложения являются наиболее доступными для бурения на нефть и газ на Баренцево-Карском шельфе и обладают доказанной продуктивностью. На основе интерпретации 2D-сейсмических профилей общей протяженностью более 49 тыс. пог. км, каротажных и керновых данных по 30 морским скважинам (рис. 1) и опубликованных данных по геологическому строению архипелагов реконструированы условия формирования, и дан прогноз развития природных резервуаров в нижнемеловом разрезе Баренцево-Карского шельфа.
В акватории Карского моря в 1992 г. открыты уникальные Русановское и Ленинградское газоконденсатные месторождения. Продуктивными являются песчаники танопчинской (баррем-альб) и марессалинской (альб-сеноман) свит, флюидоупором - глинистые породы яронгской свиты (альб).
Нижнемеловые отложения привлекли к себе внимание норвежских геологов в 1990-2000-х гг., когда в ряде скважин на склоне поднятия Лоппа и в прогибе Тромсё было обнаружено нефтегазонасыщение по керну из валанжин-готеривских слоев (7120/1-2, 7019/1-1, 7120/2-2, 7219/8-1S). После началось активное изучение конусов выноса раннемелового возраста, сформированных на склонах растущих поднятий («clastic wedge). Перспективность поисков подтвердилась в 2011-2013 гг. открытием газовых скоплений Скалле, Салина и Нунатак в прогибе Хаммерфест (Seldal, 2005; www.npd.no).
* Ответственный автор: Алина Владимировна Мордасова
E-mail: a.mordasova@oilmsu.ru
© 2019 Коллектив авторов
Исследование клиноформных толщ восточной части Баренцевоморского шельфа началось с проведения региональных сейсморазведочных работ ОАО «МАГЭ» и ФГУНП «СМНГ», в результате которых было отмечено косослоистое строение нижнемеловых отложений, и выделены несогласия, ограничивающие толщу. Сотрудниками ФГБУ «ВНИИОкеангеология» и ФГУП «ВНИГРИ» проведен детальный анализ руководящей фауны, и проведено биостратиграфическое подразделение верхнеюрско-ниж-немеловых отложений (Устинов и др., 2013; Куприянова, 2013; Басов и др., 1997). ОАО «МАГЭ» в 2013-2014 гг. проведены сейсмические исследования высокого разрешения над Штокмановским газоконденсатным месторождением (Захаренко и др., 2014). В результате над юрскими залежами выявлены вторичные газовые залежи в апт-альбских отложениях (flat and bright spots), отмечены следы выхода газа на морское дно (pockmarks) и газогидраты (BSR).
В тектоническом отношении на Баренцево-Карском шельфе можно выделить сверхглубокие депрессии, платформенные массивы, краевые прогибы и моноклинали. В пределах сверхглубоких депрессий выделяются элементы I порядка: прогибы, впадины и поднятия (Ступакова, 2011).
В позднеюрско-раннемеловое время Баренцево-Карский шельф представлял собой эпиконтиненталь-ный синеклизный осадочный бассейн (Faleide et al., 2008, Spenser et al., 2011; Конторович и др., 2014). Позднеюрское время характеризуется некомпенсированным осадконакоплением (Суслова, 2014; Кирюхина 2013; Маргулис, 2014). С началом тектонической активизации в неокомское время на большей части шельфа господствует лавинная седиментация, и формируются клиноформные толщи. В барремский - начале аптского
НАУЧНО-ТВШИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
www.geors.ru ГЕОРЕСУРСЫ
20W ЗО'О'О" 40W 50W бО'О'О" 70W вО'О'О" 90W
Рис. 1. Обзорная карта Баренцево-Карского шельфа и фактического материала (на основе тектонической карты А.В. Ступаковой, 2011)
века режим лавинной седиментации сохраняется лишь в юго-западной части шельфа. В альбское и сеноманское время на Баренцевоморском шельфе господствовали мелководно-морские и прибрежно-морские обстановки. Морская седиментация продолжилась и в позднемеловое время, однако верхнемеловые отложения значительно уничтожены кайнозойской эрозией (Dor'e et al., 2000; Henriksen et al., 2011).
Методика исследований
Для создания региональной модели строения верхнеюр-ско-нижнемеловых отложений на временных сейсмических разрезах (ВСР) были выделены границы сейсмических комплексов и подкомплексов и различные типы кососло-истых отражений - клиноформ. Термин «клиноформа» предложен в 1951 г. J.L. Rich для обозначения наклонной поверхности осадконакопления между дном бассейна осадконакопления до базиса волн. В дальнейшем термин приобрел более широкий морфологический смысл для обозначения толщ, заключенных между наклонными поверхностями. Клиноформы образуются по схеме бокового наращивания слоев в условиях лавинной седиментации (Шимкус, Шлезингер, 1984), поэтому их высота от бровки до подошвы связана с пространством аккомодации и глубиной водоема. Одним из методов сейсмической стратиграфии, успешно применяемым при детальном анализе косослоистых толщ, является анализ траектории
бровки клиноформ. В основе метода лежит представление о том, что береговая линия и граница мелководного шельфа геоморфологически выражаются в перегибе бровки клиноформ различного масштаба. Миграция бровок указывает на смещение палеогеографических зон во времени и закономерную смену литотипов (рис. 2; Helland-Hansen, Hampson, 2009; Schlager, Adams, 2001).
Морфология клиноформного тела и угол наклона клиноформы также зависят от изменения относительного уровня моря (ОУМ) и батиметрии. Сигмовидные клинофомы с выраженной ундаформой формируются при повышении ОУМ (нормальная регрессия), когда осадко-накопление происходит не только в склоновой части, но и в мелководной путем вертикального наращивания слоев (Helland-Hansen, Hampson, 2009). При этом наблюдается восходящая траектория смещения бровок клиноформ и хорошая сохранность прибрежно-морских фаций. Косые параллельные и тангенциальные клиноформы формируются при стабильном оУМ или его понижении (форсированная регрессия), при этом ундаформа не накапливается или размывается, а траектория смещения бровок клиноформ - нисходящая или плоская (HellandHansen, Hampson, 2009). При падении ОУМ за счет выноса грубозернистого материала вглубь бассейна происходит формирование конусов выноса в подошвенной, фондо-форменной, части клиноформного тела. В результате анализа геометрических характеристик можно выделить
Рис. 2. Клиноформы различного масштаба и палеогеографические области их развития (по Helland-Hansen, Hampson, 2009)
различные по высоте, форме и углу наклона сейсмические типы клиноформных тел.
Для оценки параметров клиноформ были использованы скоростные модели, выполненные компанией МАГЭ, а для поправки за уплотнение пород - кривые плотност-ного каротажа и коэффициент за уплотнение пород для различных литотипов. В работе Аллена П. и Аллена Л.П. приводится методика подсчета такого коэффициента (Allen et al., 1990).
Для корректной геологической интерпретации сейсмических типов клиноформ необходимо использовать скважинные данные и каменный материал.
Первичная возрастная привязка отражающих горизонтов проводилась согласно отбивкам в скважинах Арктическая-1 и Штокмановская-1 (рис. 3; Евсюков, Винниковский, 1998; Мордасова и др., 2017). В разрезе скважин были выделены границы циклов, соответствующие отражающим горизонтам. Циклиты прокореллирова-ны от Южно-Баренцевской впадины в прогиб Хаммерфест (Marin et al., 2017) и в Северо-Баренцевскую впадину (Мордасова, 2018; Kairanov et al., 2018). В пределах каждого циклита выделяются типовые разрезы, которые характеризуют ту или иную часть клиноформных тел и
позволяют оценить условия осадконакопления.
Анализируя смену типовых разрезов по площади можно восстановить палеогеографические условия накопления циклитов, проследить заполнение депоцентров осадконакопления во времени.
Следующий этап исследований - прогноз развития природных резервуаров. В нижней части каждого циклита развита толща преимущественно глинистого состава, которая формируется на этапе морской трансгрессии. Эти толщи, как правило, имеют региональное распространение и выдержанные мощности, и поэтому могут рассматриваться как флюидоупоры. Песчаные коллекторские горизонты могут формироваться на этапе регрессии: при нормальной регрессии они образуются в ундаформе, при форсированной регрессии происходит вынос грубообломочного материала вглубь бассейна и в фондоформе образуются конуса выноса. В качестве аналога песчаных пластов ундаформы можно привести «шельфовые» песчаные пласты группы баженовской свиты (БС) в неокомских клиноформах Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна (НГБ). Протяженные песчаные пласты мелководно-морского и прибрежно-морского генезиса сформировались за счет волновых процессов
Рис. 3. Подошвенное прилегание и проградация на юго-запад готерив-барремсктх сигмовидных клиноформ к кровле верхнеюрских отложений. Красными линиями и точками показана траектория бровок клиноформ. Фрагмент профиля КБ 907 607 (Мордасова, 2018)
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
www.geors.ru ГЕйРЕСУРСЫ
и вдольберегового разноса (Наумов, Хафизов, 1986; Нежданов и др., 2000; Бородкин, Курчиков, 2015).
результаты исследования
Баренцево море
Нижняя граница меловых отложений на сейсмогео-логическом профиле определяется подошвенным прилеганием нижнемеловых клиноформ к кровле верхнеюрских конденсированных глинистых отложений (рис. 3; Мордасова и др., 2017). Верхняя граница выражена в виде современного морского дна Баренцева моря, сформированного в результате нескольких этапов аплифта и эрозии в позднемеловое-кайнозойское время (Faleide et al., 2008; Henriksen et al., 2011).
В нижнемеловом разрезе можно выделить два сейс-мостратиграфических комплекса (ССК), разделенных региональными поверхностями несогласия: верхнеюр-ско-неокомский клиноформный комплекс и нижне-верх-немеловой комплекс (рис. 4). Нижне-верхнемеловой ссК обладает субпараллельным внутренним строением в восточной части шельфа, однако одновозрастные кли-ноформы отмечены в западной части (Marin et al., 2017; Мордасова, 2018).
Границей между комплексами служит региональное несогласие в барремском ярусе, которое фиксируется также на арх. Шпицберген (Grundvag, Olaussen, 2017) и в разрезе меловых отложений Западной Сибири (Карагодин, 1980). На сейсмическом профиле барремское несогласие выражено в виде кровельного прилегания (рис. 5).
В Восточно-Баренцевской зоне ступеней поверхность BCU (Base Cretaceous Unconformity) выражена в виде эрозионного срезания (рис. 6) и перекрыта отложениями баррем-раннеаптского возраста, что говорит о том, что здесь до второй половины баррема была область эрозии. К поверхности BCU прилегают в восточном направлении отложения верхнего валанжина-баррема.
Верхнеюрско-неокомский ССК характеризуется клиноформным строением и подразделяется на три подкомплекса: верхнеюрско-берриасский (J3), валанжин-нижнеготеривский (S0), готерив-барремский (S1, рис. 7). Подкомплексы J3 и S0 представляют собой крупные протяженные клиноформные тела, проградирующие на запад, и в случае с подкомплексом S0 - также к центру Северо-Баренцевской впадины (Kairanov et al., 2018; Мордасова, 2018).
Подкомплекс J3 вскрыт в дистальной части скважинами Арктическая-1 и Северо-Мурманская-1 (рис. 8).
Согласно описанию шлама и керна скважины Арктическая-1, отложения представлены кремнистыми битуминозными глинами и аргиллитами, в верхней части - аргиллитами и глинами (Киреев и др., 2009). В породах встречены раковины аммонитов, белемнитов, фораминифер, радиолярий и кости рыб (рис. 9).
Кривые гамма-каротажа (ГК) демонстрируют регрессивную направленность, что связано со снижением содержания Сорг вверх по разрезу от 16,7% в киммериджских отложениях до 2,17-6,3% в породах волжского возраста (Кирюхина, 2013).
Высокие содержания Сорг, глинисто-кремнистый состав и находки фауны указывают на то, что в подошве клиноформного тела J3 осадконакопление происходило
ü О
оч
'В в в
^ о
в
Рис. 5. Кровельное прилегание клиноформ верхнеготерив-барремского подкомплекса к поверхности барремского несогласия. Фрагмент профиля KS 1030 (Мордасова, 2018).
Рис. 6. Подошвенное прилегание валанжин - барремских отложений и эрозионный характер поверхности BCU в Северо-Баренцев-ской впадине. Композитный профиль P200703 - 200704 (Мордасова, 2018).
в условиях относительно глубоководных, благоприятных для концентрации органического вещества (ОВ). Постепенно за счет поступления обломочного материала содержание Сорг падало, а впадина заполнялась.
В подкомплексе выделяется несколько типов клиноформных тел, проградирующих к центру Южно-Баренцевской впадины. В западном и юго-западном направлении проградируют преимущественно сигмовидные готерив-барремские клиноформы (рис. 3). В центральной части Южно-Баренцевской впадины выделяются косые параллельные клиноформные тела высотой 50-90 м. Эти клиноформные тела охарактеризованы шламом из скв. Арктическая-1 и сложены аргиллитами темно-серыми с редкими прослоями серых алевролитов, известковистых аргиллитов и остатками фораминифер и радиолярий, что указывает на их образование в условиях мелководного шельфа, вероятно, продельты. Аналогичные клиноформные тела встречены на Южно-Баренцевской зоне ступеней, они проградируют на северо-восток (Мордасова и др., 2017).
Косые тангенциальные клиноформные тела высотой 110-140 м проградируют со стороны свода Федынского и в юго-западном направлении. В подножии отмечаются
тела с относительно плоской нижней и выпуклой верхней границей, которые могут быть связаны с отложениями конусов выноса, формирующихся в подножии клиноформ во время кратковременных падений уровня моря (рис. 10).
В Нижне-верхнемеловом ССК выделяются 4 подкомплекса: баррем-нижнеаптский (S2), апт-нижнеальбский (S3), средне-верхнеальбский (S4), альб-сеноманский (S5, рис. 7). На границе подкомплексов S3 и S4 отмечаются эрозионные врезы (рис. 11). Возраст несогласия на границе подкоплексов S3 и S4 оценивается как раннеальбский.
В подкомплексах S4 и S5 выделены клиноформные тела высотой до 50-70 м, с углами наклона 1-2°, что указывает на мелководные условия накопления (Мордасова и др., 2017).
Анализ особенностей сейсмических подкомплексов позволил выделить несколько типов клиноформных тел и провести их геологическую интерпретацию (табл. 1).
Бровки клиноформ ниже 100 м ассоциируются с береговой линией, в то время как бровки клиноформ выше 100 м - с границей мелкого шельфа и склона относительно глубоководной впадины.
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
Рис. 7. Карты распространения и временных толщин сейсмических подкомплексов в верхнеюрско-нижнемеловом разрезе Баренцево-морского шельфа
Рис. 8. Подошвенное налегание верхнеюрско-берриасских и прилегание валанжин-нижнеготеривских отложений к кровле верхнеюрских битуминозных глин. Фрагмент профиля ^ 907 607 (Мордасова, 2018).
Рис. 9. Верхнеюрские битуминозные глины с раковинами двустворок в скв. Арктическая-1. Составила А.В. Мордасова по данным Г.И. Киреева и др. (Киреев и др., 2009).
Рис. 10. Предполагаемый конус выноса в подножии готерив-барремских клиноформ. Фрагмент профиля ^ 103 (Мордасова, 2018).
Рис. 11. Эрозионные врезы в кровле апт-нижнеальбского подкомплекса. Фрагмент профиля ^ 907 607.
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
Масштаб
высота <100м
высота >100м
Сейсмический тип клиноформ
1. Косые тангенциальные клиноформы, высота 50-70м
угол наклона 3-6° полого нисхсщящая
траектория высокие амплитуды
2. Косые параллельные клиноформы, высота 50-90м
угол наклона около 1-2° плоская траектория низкие амплитуды
3. Косые клиноформы,
высота110-140м угол наклона 1-2° плоская и полого нисходящая траектория низкие и средние амплитуды
4. Сигмовидные клиноформы
высота100-150м угол наклона 0,9 -2.2° восходящая и плоская траектория низкие и средние амплитуды
5. Пологие клиноформенные
тепа высота 170-220м угол наклона 0,2-0,25° низкие амплитуды
Интерпретация
Песчаный фронт
дельты (береговая линия)
Глинистый фронт
дельты (подводная часть дельты)
Песчаные отложения конусов выноса в фондоформе (впадина на шельфе)
Песчаные в ундаформе (мелкий шельф) и фондоформе (впадина на шельфе), глинистые на склоне
Глинистые отложения
на склоне шельфовой впадины
Табл. 1. Типы клиноформных тел в верхнеюрско-нижнемеловых отложениях Баренцева моря (Мордасова, Суслова и др., 2017, с изменениями)
Картирование бровок клиноформ позволяет выделить основные палеогеографические границы и проследить их смещение во времени.
Из рисунка 12 видно, что клиноформные тела програ-дировали преимущественно с востока и северо-востока региона на запад и юго-запад. Таким образом, можно проследить последовательное заполнение относительно глубоководной впадины и ее смещение на юго-запад шельфа.
На основе каротажных данных проведен циклостра-тиграфический анализ (рис. 13). Циклиты ограничены поверхностями несогласия и соответствуют сейсмическим подкомплексам. Барремское, нижнеальбское и сеноман-ское несогласия наблюдаются как в Южно-Баренцевской впадине, так и на арх. Шпицберген и в Западно-Сибирской синеклизе (Мордасова, Суслова и др., 2017). Возраст циклитов и несогласий определялся по моллюскам, комплексам фораминифер и остракод - руководящей фауне для верхнеюрского и нижнемелового отделов (Павлов и др., 1988, Куприянова, 2013). Барремское несогласие выделяется на границе комплексов Conorbinopsis barremicus (K1br) и Verneuilinoides subliformis (K1br-a1), нижнеальбское - на границе Quadrimorphina ruckerae Tappan (K1al1) и Ammobaculites fragmentaris Cushman (K1al2-3).
Возраст сеноманского несогласия определяется в альб-сеноманской толще скв. Арктическая-1, содержащей комплекс Verneuilinoides borealis assanoviensis (K1al3-K2c) (Киреев и др., 2009). Границы циклитов совпадают с границами комплексов фауны и являются изохронными. Максимальные мощности циклитов наблюдаются в скважинах Арктическая-1, Северо-Мурманская-1 и Штокмановская-1. Циклиты J3, S0 и S1выклиниваются в скважинах Северо-Мурманская-1, Лунинская-1, Северо-Кильдинская-80 и Ферсмановская-1. Мощность циклита
53 сокращается в скважинах Мурманская-26 и Северо-Кильдинская-80 за счет эрозионного срезания. Циклиты
54 и S5 вскрыты только в центральной части Южно-Баренцевской впадины и уничтожены эрозией на бортах (Мордасова, 2018).
Согласно анализу цикличности в пределах клиноформ высотой более 100 м выделено 3 типовых разреза: разрез мелководной части, склоновой части и глубоководной части клиноформного тела (рис. 14). Полный набор типовых разрезов наблюдается в сигмовидных клиноформах 4 типа; в клиноформах 3 и 5 типа разрез ундаформы отсутствует.
Типовой разрез ундаформы характеризуется дифференцированными показаними ГК, регрессивным трендом вверх по разрезу. По составу породы представлены как глинистыми, так и песчанистыми разностями. В скв. Лунинская-1 в верхней части клиноформ (ундаформе) готерив-барремского возраста керном охарактеризованы песчаники со слойками алевролита и углистого аргиллита, с зернами глауконита и стяжениями сидерита (фото 1).
Для склоновой части характерно увеличение мощности, монотонный характер кривой ГК, преимущественно глинистый состав, остатки нормально-морской фауны и пониженные содержания Сорг. В образцах, отобранных из готерив-барремских отложений скважины Северо-Мурманская-1, Сорг меняется в пределах 0,4-1,2% (Мордасова, 2018).
Типовой разрез глубоководной части подробно описан выше (рис. 9).
Карское море
В Южно-Карской впадине (ЮКВ), подобно ЗападноСибирскому и Баренцевоморскому бассейнам, неокомские
Рис. 72. Карта проградации верхнеюрско-нижнемеловых клиноформных тел в Баренцевом море. Условные обозначения для типов клиноформ в таблице 1 (Мордасова, 2018).
отложения имеют клиноформное строение. Однако кли-ноформы в Западной Сибири имеют преимущественно западное и северо-западное падение. Лишь в узкой полосе фиксируются косослоистые седиментационные тела, падающие на восток и северо-восток, в связи с чем осевая зона, где «встречаются» клиноформы противоположных направлений, смещена к Уралу. В южной же части Карского шельфа клиноформы с юго-запада распространены на большие площади. Они встречаются с восточными в районе западного окончания Русановского мегавала (рис. 15). Мощность клиноформных отложений здесь достигает 400 м. Глубина залегания подошвы комплекса достигает 3000 м в наиболее погруженной части. Возраст клиноформного комплекса ЮКВ оценивается как берриасс-готеривский.
На сейсмическом профиле в центральной части Южно-Карской впадины, ориентированном с юго-запада на север-восток, выделено шесть клиноформных тел восточного - юго-восточного падения (рис. 16). Эти тела прослежены и закартированы по сети профилей в центре Южно-Карской впадины (рис. 17). Определены параметры каждого тела: высота, протяженность и угол падения.
В результате выявлено, что в неокомских отложениях Южно-Карской впадины клиноформы преимущественно восточного падения, сигмовидной формы. Высота клиноформ достигает 320-400 м, а современные углы наклона меняются в пределах 0°40'-1°25'. Эти клиноформные тела не вскрыты скважинами. С учетом коэффициента уплотнения ~2, который используется по аналогии с
Баренцевоморским шельфом, седиментационные углы клиноформ достигали 1°20'-2°50'. Полученные параметры позволяют сопоставить выше описанные клиноформы Южно-Карской впадины с сигмовидными клиноформа-ми 4 типа Южно-Баренцевской впадины и предложить единый подход к созданию палелеогеографических карт. Однако, судя по высоте клиноформ, бассейн осадконако-пления в Южно-Карской впадине был более глубоководным, нежели на Баренцевоморском шельфе.
Палеогеография Баренцево-Карского шельфа в неокомское время
Анализ области распространения и толщин верхнеюр-ско-нижнемеловых отложений проведен на основе карт временных толщин ССК, сделанных авторами для восточной части Баренцевоморского шельфа и Южно-Карской впадины, и опубликованных карт для западной части шельфа (Marin et al., 2017; Kairanov et al., 2018).
Для преобразования время-глубина были использованы скоростные модели, выполненные ОАО «МАГЭ», а также сведения о толщинах циклитов по скважинам и на архипелагах (Гаврилов и др., 2010; Репин, Полуботко и др., 2007; Solheim et al., 1998).
Верхнеюрско-неокомские отложения (циклиты J3-S1) имеют широкое распространение на Баренцевоморском шельфе (рис. 18А). В Южно-Баренцевской впадине мощность верхнеюрско-неокомских отложений достигает 800 м, в Северо-Баренцевской впадине и в западной части шельфа мощность достигает 400-600 м.
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
П!
а1
гп|
О !
Ч
П гп 00
3?
\ / Регрессивный этап
сокращение аккомодационного пространства Л Трансгрессивный этап
^^ УЯРПМЦРНИР ЯККПМППЯ11МПННПГП пппгтпянгтяя
Этап низкого стояния уровня моря заполнение аккомодационного пространства
Газопроявления
■■ Уголь Сидерит Фосфорит Глауконит Пирит Гастроподы Фораминиферы Аммониты Споры и пыльца Остатки высшей растительности о: Кости рыб
Двустворки О Остракоды (3 Радиолярии Белемниты
Условные обозначения
[••■:_;••■] Песчаники
Комплексы фораминифер:
Нар1орМгадто^ез гозасеоиэ К1а2-3
Рис. 13. Схема корреляции циклитов в разрезе скважин в Южно-Баренцевсксгй и Северо-Баренцевской впадинах. Выровнено на поверхность максимапъного затопления в верхней юре.
0 Мелководная часть (ундаформа) (2) Склоновая часть (клиноформа)
скважина Лунинская-1 _скважина Северо-Мурманская-1
Рис. 14. Типовые разрезы мелководной, склоновой и глубоководной частей сигмовидных клиноформных тел. Условные обозначения на рис. 13.
Рис. 15. Клиноформы встречного падения на сейсмическом профиле в центральной части Южно-Карской впадины
Фото 1. Песчаник кварц-граувакковый барремского возраста из скв. Лунинская-1, глубина 1164-1178 м
Максимальная мощность апт-сеноманских отложений - 1200-1400 м - отмечается в прогибе Хаммерфест и в Южно-Баренцевской впадине (рис. 18Б) (Мордасова, 2018).
Для палеогеографических реконструкций использовались седиментационные модели, разработанные для клиноформных толщ неокома Западной Сибири (Бородкин, Курчиков, 2015) и триаса Баренцева моря (Glorstad-Clark et al., 2011). В ундаформе предполагается развитие мелководно-морских и прибрежно-морских фаций, клиноформа формирует склон шельфа, а в подножии тела
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
Рис. 16. Проградация некомских клиноформных тел на Карском шельфе в северо-восточном направлении.
Рис. 17. Карты мощностей неокомских клиноформ Южно-Карской впадины. Стрелками показано направление проградации кли-ноформ.
сноса служило складчатое сооружение Урала. К концу готерива кроме материала с юго-запада (Урала), происходило поступление осадков и с западного направления.
В раннемеловую эпоху Новоземельская складчатая область испытала очередной импульс воздымания, и в окружающие впадины поступила новая порция терриген-ного материала. Не исключено, что в пределах современного арх. Новая Земля в раннемеловую эпоху существовал пролив, который связывал Южно-Баренцевскую и ЮжноКарскую впадины.
В готериве-барреме на Баренцевоморском шельфе происходило активное заполнение относительно глубоководной впадины на шельфе: депоцентр осадконакопления смещался на юго-запад региона, в восточной части формировалась дельтовая равнина (рис. 21).
(фондоформа) располагается относительно глубоководная шельфовая впадина.
Позднеюрское время характеризуется некомпенсированным осадконакоплением, в это время обширная часть шельфа покрыта морем и создаются условия для концентрации ОВ в осадке (Суслова, 2014; Кирюхина 2013; рис. 19).
С началом тектонической активизации обрамляющих поднятий в неокомское время на Баренцево-Карском шельфе господствует лавинная седиментация и формируются клиноформные толщи; на склонах растущих поднятий формируются масштабные конседиментаци-онные линзы (рис. 20). В начале неокомского времени клиноформы Южно-Карской впадины проградировали в северо-восточном направлении. Вероятно, источником
Рис. 18. Карты распространения и толщин верхнеюрско-неокомских (А) и апт-сеноманских (Б) отложений Баренцевоморского шельфа (Мордасова, 2018)
Рис. 19. Палеогеография Баренцево-Карского шельфа в поздней юре и берриасе
НЮЧНО-ТЕХНИЧЕСЩЙ ЖУРНАЛ
Рис. 20. Палеогеография Баренцево-Карского шельфа в валанжине
Рис. 21. Палеогеография Баренцево-Карского шельфа в готериве-барреме
8С1ЕОТ1НСА№ШСН141СА1..ЮитА1.
ВЕОРЕБаиРСЕБ
В барреме - начале аптского века режим лавинной седиментации сохраняется лишь в юго-западной части Баренцевоморского шельфа; в восточной части и на Карском шельфе формируется толща прибрежно-морского и континентального генезиса в условиях компенсированного осадконакопления. Общий аплифт на рубеже бар-рема-апта сопровождается вулканической активностью на арх. Шпицберген и Земля Франца-Иосифа (Репин и др., 2007; Solheim et al., 1998; Corfu et al., 2013). В это же время отмечается аплифт и рост инверсионных поднятий на севере Баренцевоморского шельфа (Kairanov et al, 2018, Мордасова, 2018). Снос осадочного материала происходил с востока и северо-востока региона в Южно-Баренцевскую, Северо-Баренцевскую впадины, а также прогибы Хаммерфест и Нордкапп. Дополнительными источниками сноса в разное время служили обрамляющие шельф поднятия.
Заключение
В верхнеюрско-нижнемеловом разрезе Баренцево-Карского шельфа выделяется два ССК - верхнеюрско-неокомский и нижне-верхнемеловой, и семь подкомплексов. Каждый подкомплекс ограничен поверхностями несогласий и коррелятивными согласными поверхностями и имеет региональное распространение на всем Баренцевоморском шельфе. Верхнеюрско-неокомский ССК имеет клиноформное строение, обусловленное заполнением относительно глубоководной впадины на шельфе. Нижне-верхнемеловой ССК в восточной части шельфа имеет субпараллельное строение, что указывает на смещение относительно глубоководной впадины на запад, где обнаружены одновозрастные клиноформы. Выделено пять типов клиноформных тел, которые сформировались в различных палеогеографических областях шельфа. В сигмовидных клиноформных телах предполагается развитие протяженных песчаных пластов в унда-форме, в тангенциальных клиноформах прогнозируются песчаные конуса выноса в подножии. С «шельфовыми» пластами ундаформы могут быть связаны пластово-сводо-вые залежи уВ в районе Штокмановской и Демидовско-Лудловской седловин и Обручевского мегавала. Песчаные пласты конусов выноса в подножии тангенциальных клиноформ рассматриваются в качестве литологически ограниченной ловушки уВ и прогнозируются в юго-западной части Южно-Баренцевской впадины.
литература
Басов В.А., Пчелина Т.М., Василенко Л.В., Корчинская М.В., Фефилова Л.А. (1997). Обоснование возраста границ осадочных секвенций мезозоя на шельфе Баренцева моря. Сб.: Стратиграфия и палеонтология Российской Арктики. СПб.: ВНИИОкеангеология.
Бородкин В.Н., Курчиков А.Р. (2015). К вопросу уточнения западной и восточной границ ачимовского клиноформного комплекса Западной Сибири. Геология и геофизика, 56(9), с. 1630-1642.
Гаврилов В.П., Гибшман Н.Б., Карнаухов СМ., Холодилов ВЛ., Цемкало М.Л., Шамалов Ю.В. (2010). Биостратиграфия и литофация нефтегазоносных отложений Баренцево-Карского региона. М: ООО «Издательский дом Недра», 255 с.
Евсюков В.Г., Винниковский В.С. (1998). Каталог и стратиграфические таблицы скважин пробуренных на нефть и газ ГП-К "Арктикморнефтегазразведка" и "АПГО" (на 01.01.1998 г.). Мурманск.
Карагодин Ю.Н. (1980). Седиментационная цикличность. М: Недра, 242 с.
Киреев Г.И., Руденко М.Н. и др. Отчёт по теме: «Комплексная обработка материалов бурения скважин Баренцевоморского региона
(скважины № 1-Адмиралтейская, № 1-Крестовая, № 1-Арктическая, № 1-Ферсмановская)» (Гос. контракт № 01/12/70-5 от 18 июня 2008 г.).
Конторович А.Э., Ершов С.В., Казаненков В.А. и др. (2014). Палеогеография Западно-Сибирского осадочного бассейна в меловом периоде. Геология и геофизика, 55(5-6), с. 745-776.
Кирюхина Н.М. (2013). Нефтегазогенерационный потенциал юрских отложений шельфа Баренцева моря. Дисс. канд. геол.-мин. наук. М: МГУ Куприянова Н.В. (2013). Баррем-аптские остракоды шельфа Баренцева моря и их биостратиграфическая и палеофациальная интерпретация. Материалы по биостратиграфии, фауне и флоре фанерозоя России, Атлантики и Антарктиды. Труды НИИГА — ВНИИОкеангеология, 226, с. 130-153.
Маргулис Е.А. (2014). История формирования осадочного чехла Баренцево-Карского региона. Нефтегазовая геология. Теория и практика, 9(4). https://doi.org/10.17353/2070-5379/52_2014
Мордасова А.В., Суслова А.А., Ступакова А.В. (2017). Сейсмостратиграфические комплексы нижнемеловых отложений Баренцева моря. Георесурсы, с. 36-42. DOI: 10.18599/grs.19.5
Мордасова А.В. (2018). Условия формирования и перспективы нефте-газоносности верхнеюрско-нижнемеловых отложений Баренцевоморского шельфа. Дисс. канд. геол.-мин. наук. М: МГУ
Наумов А.Л., Хафизов Ф.3. (1986). Новый вид литологических ловушек в неокомских отложениях Западной Сибири. Геология нефти и газа, 6, с. 31-35.
Нежданов А.А., Пономарев В.А., Туренков Н.А., Горбунов С.А. (2000). Геология и нефтегазоносность ачимовской толщи Западной Сибири. М: Изд-во Академии горных наук, 249 с.
Официальный сайт Норвежского Нефтяного директората (Norwegian Petroleum Directorate). http://www.npd.no
Павлов Л.А., Матигоров А.А., Егорова О.Л. (1988). Изучение литоло-го-фациального состава пород, корреляция разрезов и составление эталонных коллекций мезозойско-палеозойских отложений Баренцева и Карского морей по материалам бурения ПО «Арктикморнефтегазоразведка». Отчет по теме 4/86-88. Мурманск, 248 c.
Репин Ю.С., Полуботко И.В., Киричкова А.И., Куликова Н.К. (2007). Осадочный мезозой архипелага Земля Франца-Иосифа. Вопросы стратиграфии, палеонтологии и палеогеографии. Под ред. В.А. Прозоровского. СПб., с. 56-76.
Ступакова А.В. (2011). Структура и нефтегазоносность Баренцево-Карского шельфа и прилегающих территорий. Геология нефти и газа, 6, с. 99-115.
Ступакова А.В., Кирюхина Т. А., Суслова А.А., Норина Д.А., Майер
H.М., Пронина Н.В., Мордасова А.В. (2015). Перспективы нефтегазонос-ности мезозойского разреза Баренцевоморского бассейна. Георесурсы, 2(61), с. 13-26.
Суслова А.А. (2014). Сейсмостратиграфический анализ и перспективы нефтегазоносности юрских отложений Баренцевоморского шельфа. Нефтегазовая геология. Теория и практика, 9(2), с. 1-19.
Устинов Н.В., Басов В.А., Куприянова Н.В., Куликова Н.К., Шурекова О.В. (2013). Лито- и биостратиграфия юрских и нижнемеловых (рязанских) отложений Штокмановской площади в Баренцевом море. Материалы по биостратиграфии, фауне и флоре фанерозоя России, Атлантики и Антарктиды. Труды НИИГА — ВНИИОкеангеология, 226, с. 102-117.
Шимкус К.М., Шлезингер А.Е. (1984). Клиноформы осадочного чехла по данным сейсморазведки. Литология и полезные ископаемые,
I, с. 105-116.
Allen P., Allen L.R. (1990). Basin analysis. Principles and applications. Blackwell Scientific Publications, 451 p.
Corfu F., Polteau S., Planke S., Faleide J.I., Svensen H., Zayoncheck A. et al. (2013). U-Pb geochronology of Cretaceous magmatism on Svalbard and Franz Josef Land, Barents Sea Large Igneous Province. Geological Magazine, 150(6), pp. 1127-1135. https://doi.org/10.1017/S0016756813000162
Dor'e A.G., Scotchman I.C. and Corcoran D. (2000). Cenozoic exhumation and prediction of the hydrocarbon system on the NW European margin: Journal of Geochemical Exploration, 69-70, pp. 615-618, doi:10.1016/ S0375-6742(00)00137-0
Faleide, J.I., Tsikalas F., Breivik A.J., Mjelde R., Ritzmann O., Engen O., Wilson J., Eldholm O. (2008). Structure and evolution ofthe continental margin of Norway and the Barents Sea. Episodes, 31, p. 82.
Glorstad-Clark E., Birkeland E.P., Nystuen J.P., Faleide J.I., Midkandal I. (2011). Triassic platform-margin deltas in the western Barents Sea. Marine and Petroleum Geology, 28, pp. 1294-1314. https://doi.org/10.1016/). marpetgeo.2011.03.006
Grundvag S.A., Olaussen S. (2017). Sedimentology of the Lower Cretaceous at Kikutodden and Keilhaufjellet, Southern Spitsbergen: implications for an onshore-offshore link. Polar Research, 36:1, 1302124, DOI: 10.1080/17518369.2017.1302124.
НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКИЙ ЖУРНАЛ
www.geors.ru ГЕОРЕСУРСЫ
Helland-Hansen W., Hampson G.J. (2009). Trajectory analysis: Concepts and applications. Basin Research, 25(5), pp. 454-483. https://doi. org/10.1111/j.1365-2117.2009.00425.x
Henriksen E., Bj0rnseth H.M., Hals T.K., Heide T., Kiryukhina T., Kl0vjan O.S., Larssen G.B., Ryseth A.E., R0nning K., Sollid K., Stoupakova A. (2011). Chapter 17: Uplift and erosion of the greater Barents Sea: Impact on prospectivity and petroleum systems. Geological Society, London, Memoirs, v. 35, pp. 271-281, doi:10.1144/M35.17.
Kairanov B., Escalona A., Mordasova A., Sliwinska K.K., Suslova A. (2018). Early Cretaceous tectonostratigraphic evolution of the north central Barents Sea. Journal of Geodynamics, 119, pp. 183-198. DOI:10.1016/j. jog.2018.02.0092018.
Marin D., Escalona A., Sliwinska K.K., N0hr-Hansen H., Mordasova A. (2017). Sequence stratigraphy and lateral variability of Lower Cretaceous clinoforms in the southwestern Barents Sea. AAPG bulletin, American Association of Petroleum Geologists (UnitedStates), 101(9), pp. 1487-1517. DOI: 10.1306/10241616010
Schlager W., Adams E.W. (2001). Model for the sigmoidal curvature of submarine slopes. Geology, 29(10), pp. 883-886. https://doi. org/10.1130/0091-7613(2001)029<0883:MFTSCO>2.0.CO;2
Seldal J. (2005). Lower Cretaceous: the next target for oil exploration in the Barents Sea? Petroleum Geology Conference series, 6, pp. 231-240. https://doi.org/10.1144/0060231
Solheim A., Musatov E., Neintz N. (1998). Geological aspects of Franz Josef land and the northernmost Barents Sea. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 120 p.
сведения об авторах
Алина Владимировна Мордасова - кандидат геол.-мин. наук, научный сотрудник кафедры геологии и геохимии горючих ископаемых, Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова
Россия, 119234, Москва, Ленинские горы, д. 1 E-mail: a.mordasova@oilmsu.ru
Антонина Васильевна Ступакова - доктор геол.-мин. наук, профессор, директор Института перспективных исследований нефти и газа, заведующий кафедрой геологии и геохимии горючих ископаемых
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова
Россия, 119234, Москва, Ленинские горы, д. 1
Анна Анатольевна Суслова - кандидат геол.-мин. наук, ведущий научный сотрудник кафедры геологии и геохимии горючих ископаемых
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова
Россия, 119234, Москва, Ленинские горы, д. 1
Дарья Константиновна Ершова - аспирант кафедры геологии и геохимии горючих ископаемых
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова
Россия, 119234, Москва, Ленинские горы, д. 1
Светлана Александровна Сидоренко - доктор геол.-мин. наук, ведущий научный сотрудник лаборатории комплексного геолого-геофизического изучения и освоения нефтегазовых ресурсов континентального шельфа Институт проблем нефти и газа РАН Россия, 119333, Москва, ул. Губкина, д. 3
Статья поступила в редакцию 19.03.2019;
Принята к публикации 30.04.2019; Опубликована 20.05.2019
in English
Conditions of formation and forecast of natural reservoirs in clinoform complex of the Lower Cretaceous of the Barents-Kara shelf
A.V Mordasova1*, A.B. Stoupakova1, A.A. Suslova1, D.K. Ershova1, S.A. Sidorenko2
'Lomonosov Moscow State University, Moscow, Russian Federation
2Oil and Gas Research Institute of the Russian Academy of Sciences, Moscow, Russian Federation *Corresponding author: Alina V. Mordasova, e-mail: a.mordasova@oilmsu.ru
Abstract. Unique Leningradsky and Rusanovsky gas-condensate fields in the Barrem-Cenomanian layer are discovered in the Kara Sea. Non-industrial accumulations of oil and gas have been discovered in the Lower Cretaceous sediments of the western part of the Barents Sea shelf. However, the structure and oil and gas potential of the Lower Cretaceous sediments of the Barents-Kara shelf remain unexplored. Based on the seismic-stratigraphic and cyclostratigraphic analysis, a regional geological model of the Lower Cretaceous deposits of the Barents-Kara shelf was created, the distribution area and the main stages of the accumulation of clinoforms were identified. As a result of a detailed analysis of the morphology of clinoform bodies, paleogeographic conditions were restored in the Early Cretaceous and a forecast of the distribution of sandy reservoirs was given.
Keywords: Barents-Kara shelf, Cretaceous sediments, seismic stratigraphic analysis, clinoform, cyclite, disagreement, surface flooding, paleogeography, natural reservoir
Recommended citation: Mordasova A.V., Stoupakova A.B., Suslova A.A., Ershova D.K., Sidorenko S.A. (2019).
Conditions of formation and forecast of natural reservoirs in clinoform complex of the Lower Cretaceous of the Barents-Kara shelf. Georesursy = Georesources, 21(2), pp. 63-79. DOI: https://doi.org/10.18599/grs.2019.2.63-79
References
Allen P., Allen L.R. (1990). Basin analysis. Principles and applications. Blackwell Scientific Publications, 451 p.
Basov V.A., Pchelina T.M., Vasilenko L.V., Korchinskaya M.V., Fefilova L.A. (1997). Justification of age of the Mesozoic sedimentary sequences boundaries on the Barents Sea shelf. Sb.: Stratigrafiya i paleontologiya Rossiiskoi Arktiki [Coll. papers: Stratigraphy and Paleontology of the Russian Arctic]. St.Petersburg: VNIIOkeangeologiya. (In Russ.)
Borodkin V.N., Kurchikov A.R. (2015). On the question of clarification of the western and eastern borders of the Achimov clinoform complex of Western Siberia. Geologiya i geofizika = Russian Geology and Geophysics, 56(9), pp. 1630-1642. (In Russ.)
Corfu F., Polteau S., Planke S., Faleide J.I., Svensen H., Zayoncheck A. et al. (2013). U-Pb geochronology of Cretaceous magmatism on Svalbard and Franz Josef Land, Barents Sea Large Igneous Province. GeologicalMagazine, 150(6), pp. 1127-1135. https://doi.org/10.1017/S0016756813000162
Dor'e A.G., Scotchman I.C. and Corcoran D. (2000). Cenozoic exhumation and prediction of the hydrocarbon system on the NW European margin: Journal of Geochemical Exploration, 69-70, pp. 615-618, doi:10.1016/S0375-6742(00)00137-0
Evsyukov V.G., Vinnikovskii V.C. (1998). Katalog i strati-graficheskie tablitsy skvazhin proburennykh na neft' i gaz GP-K "Arktikmomeftegazrazvedka" i "APGO" (po sostoyaniyu na 01.01.1998 g.) [Catalog and stratigraphic tables of wells drilled for oil and gas GP-K "Arcticmorneftegazrazvedka" and "APGO"]. Murmansk. (In Russ.)
Faleide, J.I., Tsikalas F., Breivik A.J., Mjelde R., Ritzmann O., Engen O., Wilson J., Eldholm O. (2008). Structure and evolution of the continental margin of Norway and the Barents Sea. Episodes, 31, p. 82.
Gavrilov VP., Gibshman N.B., Karnaukhov SM., Kholodilov VL., Tsemkalo M.L., Shamalov Yu.V. (2010). Biostratigrafiya i litofatsiya neftegazonosnykh otlozhenii Barentsevo-Karskogo regiona [Biostratigraphy and lithofation of oil and gas deposits in the Barents-Kara region]. Moscow: Nedra, 255 p. (In Russ.)
Glorstad-Clark E., Birkeland E.P., Nystuen J.P., Faleide J.I., Midkandal I. (2011). Triassic platform-margin deltas in the western Barents Sea. Marine and Petroleum Geology, 28, pp. 1294-1314. https://doi.org/10.1016/). marpetgeo.2011.03.006
Grundvag S.A., Olaussen S. (2017). Sedimentology of the Lower Cretaceous at Kikutodden and Keilhaufjellet, Southern Spitsbergen: implications for an onshore-offshore link. Polar Research, 36:1, 1302124, DOI: 10.1080/17518369.2017.1302124.
Helland-Hansen W., Hampson G.J. (2009). Trajectory analysis: Concepts and applications. Basin Research, 25(5), pp. 454-483. https://doi. org/10.1111/j.1365-2117.2009.00425.x
Henriksen E., Bj0rnseth H.M., Hals T.K., Heide T., Kiryukhina T., Kl0vjan O.S., Larssen G.B., Ryseth A.E., R0nning K., Sollid K., Stoupakova A. (2011). Chapter 17: Uplift and erosion of the greater Barents Sea: Impact on prospectivity and petroleum systems. Geological Society, London, Memoirs, v. 35, pp. 271-281, doi:10.1144/M35.17.
Kairanov B., Escalona A., Mordasova A., Sliwinska K.K., Suslova A. (2018). Early Cretaceous tectonostratigraphic evolution of the north central Barents Sea. Journal of Geodynamics, 119, pp. 183-198. DOI:10.1016/j. jog.2018.02.0092018.
Karagodin Yu.N. (1980). Sedimentatsionnaya tsiklichnost' [Sedimentary cyclicity]. Moscow: Nedra, 242 p. (In Russ.)
Kireev G.I., Rudenko M.N. et al. (2008). Complex processing of drilling wells data in the Barents Sea region (wells 1-Admiralteyskaya, 1-Krestovaya, 1-Arctic, 1-Fersmanovskaya). Report. (In Russ.)
Kiryukhina N.M. (2013). Oil and gas generating potential of the Jurassic sediments of the Barents Sea shelf. Diss. kand. geol.-min. nauk [Diss. Cand. geol.-min. sciences]. Moscow: MSU. (In Russ.)
Kontorovich A.E., Ershov S.V., Kazanenkov V.A. et al. (2014). Paleogeography of the West Siberian sedimentary basin in the Cretaceous period. Geologiya i geofizika = Russian Geology and Geophysics, 55(5-6), pp. 745-776. (In Russ.)
Kupriyanova N.V. (2013). Barrem-Aptian Ostracods of the Barents Sea shelf and their biostratigraphic and paleofacial interpretation. Materials on biostratigraphy, fauna and flora of the Phanerozoic of Russia, the Atlantic and Antarctica. TrudyNIIGA - VNIIOkeangeologiya, 226, pp. 130-153. (In Russ.)
Margulis E.A. (2014). History of formation of sedimentary cover of the Barents-Kara region. Neftegazovaya geologiya. Teoriya i praktika, 9(4). https://doi.org/10.17353/2070-5379/52_2014 (In Russ.)
Marin D., Escalona A., Sliwinska K.K., N0hr-Hansen H., Mordasova A. (2017). Sequence stratigraphy and lateral variability of Lower Cretaceous clinoforms in the southwestern Barents Sea. AAPG bulletin, American Association of Petroleum Geologists (UnitedStates), 101(9), pp. 1487-1517. DOI: 10.1306/10241616010
Mordasova A.V. (2018). Formation conditions and oil and gas potential of the Upper Jurassic - Lower Cretaceous sediments of the Barents Sea shelf. Diss. kand. geol.-min. nauk [Diss. Cand. geol.-min. sciences]. Moscow: MSU. (In Russ.)
Mordasova A.V., Suslova A.A., Stoupakova A.V. (2017). Seismic stratigraphic complexes of the Lower Cretaceous in the Barents sea. Georesursy = Georesources, Special issue, pp. 36-42. (In Russ.) DOI: http:// doi.org/10.18599/grs.19.5
Naumov A.L., Khafizov F.3. (1986). A new type of lithological traps in the Neocomian sediments of Western Siberia. Geologiya nefti i gaza = Geology of oil and gas, 6, pp. 31-35. (In Russ.)
Nezhdanov A.A., Ponomarev V.A., Turenkov N.A., Gorbunov S.A. (2000). Geologiya i neftegazonosnost' achimovskoi tolshchi Zapadnoi Sibiri [Geology and petroleum potential of the Achimov strata of Western Siberia]. Moscow: Academy of Mining Sciences Publ., 249 p. (In Russ.)
Norwegian Petroleum Directorate. http://www.npd.no
Pavlov L.A., Matigorov A.A., Egorova O.L. (1988). The study of the lithofacies composition of rocks, the correlation of sections and the compilation of reference collections of the Mesozoic-Paleozoic deposits of the Barents and Kara Seas based on drilling data of the Arktikmorneftegaz prospecting. Report. Murmansk, 248 p. (In Russ.)
Repin Yu.S., Polubotko I.V., Kirichkova A.I., Kulikova N.K. (2007). Sedimentary Mesozoic Archipelago Franz Josef Land. Questions on stratigraphy, paleontology and paleogeography. Ed. V.A. Prozorovskii. St.Petersburg, pp. 56-76. (In Russ.)
Schlager W., Adams E.W. (2001). Model for the sigmoidal curvature of submarine slopes. Geology, 29(10), pp. 883-886. https://doi. org/10.1130/0091-7613(2001)029<0883:MFTSCO>2.0.CO;2
Seldal J. (2005). Lower Cretaceous: the next target for oil exploration in the Barents Sea? Petroleum Geology Conference series, 6, pp. 231-240. https://doi.org/10.1144/0060231
Shimkus K.M., Shlezinger A.E. (1984). Klinoform sedimentary cover according to seismic data. Litologiya i poleznye iskopaemye = Lithology and mineral resources, 1, pp. 105-116. (In Russ.)
Solheim A., Musatov E., Neintz N. (1998). Geological aspects of Franz Josef land and the northernmost Barents Sea. Oslo: Norsk Polarinstitutt, 120 p.
Stoupakova A.V., Kiryukhina T.A., Suslova A.A., Norina D.A., Mayer N.M., Pronina N.V., Mordasova A.V. (2015). Oil and gas prospects in the Mesozoic section of the Barents Sea basin. Georesursy = Georesources, 2(61), pp. 13-27. (In Russ.)
Stoupakova A.V. (2011). Structure and petroleum potential ofthe Barents-Kara shelf and adjacent territories. Geologiya i geofizika = Russian Geology and Geophysics, 6, pp. 99-115. (In Russ.)
Suslova A.A. (2014). Seismostratigraphic analysis and petroleum potential prospects of jurassic deposits, Barents sea shelf. Neftegazovaya geologiya. Teoriya i praktika, 9(2), pp. 1-19. (In Russ.)
Ustinov N.V., Basov V.A., Kupriyanova N.V., Kulikova N.K., Shurekova O.V. (2013). Lito and biostratigraphy of the Jurassic and Lower Cretaceous (Ryazan) deposits of the Shtokman area in the Barents Sea. Materials on biostratigraphy, fauna and flora of the Phanerozoic of Russia, the Atlantic and Antarctica. Trudy NIIGA - VNIIOkeangeologiya, 226, pp. 102-117. (In Russ.)
About the Authors
Alina V. Mordasova - PhD (Geology and Mineralogy), Researcher of the Petroleum Geology Department Lomonosov Moscow State University 1, Leninskie gory, Moscow, 119234, Russian Federation E-mail: a.mordasova@oilmsu.ru
Antonina V. Stoupakova - Director of the Advanced Petroleum Institute, DSc (Geology and Mineralogy), Professor, Head of the Petroleum Geology Department Lomonosov Moscow State University 1, Leninskie gory, Moscow, 119234, Russian Federation
Anna A. Suslova - PhD (Geology and Mineralogy), Senior Researcher of the Petroleum Geology Department Lomonosov Moscow State University 1, Leninskie gory, Moscow, 119234, Russian Federation
Daria K. Ershova - PhD student, Petroleum Geology Department, Lomonosov Moscow State University
1, Leninskie gory, Moscow, 119234, Russian Federation
Svetlana A. Sidorenko - DSc (Geology and Mineralogy), Senior Researcher, Laboratory of Complex Geological and Geophysical Studies and Development of Oil and Gas Resources of the Continental Shelf, Oil and Gas Research Institute of the Russian Academy of Sciences
3, Gubkin st., Moscow, 119333, Russian Federation
Manuscript received 19 March 2019;
Accepted 30 April 2019;
Published 20May 2019
HWHHO-TEXHHHECKHfl JIWPHAfl
www.geors.ru rEDPECYPChl
