Два типа альбитизации в продуктивных терригенных коллекторах чехла как отражение двух обстановок тектоно-гидротермальной активизации (Западная Сибирь)

Коробов А.Д.; Коробова Л.А.; Колотухин А.Т.; Мухин В.М.; Гордина Р.И.

УДК 553.98.061.4 (571.1)

ДВА ТИПА АЛЬБИТИЗАЦИИ В ПРОДУКТИВНЫХ ТЕРРИГЕННЫХ КОЛЛЕКТОРАХ ЧЕХЛА КАК ОТРАЖЕНИЕ ДВУХ ОБСТАНОВОК ТЕКТОНО-ГИДРОТЕРМАЛЬНОЙ АКТИВИЗАЦИИ

(ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ)

Саратовский госуниверситет

Установлены коррозионный и регенерационный типы алъбитизации плагиоклазов терригенного комплекса продуктивных коллекторов чехла, что является отражением двух обстановок тектоно-гидротермалъной активизации рифтогенного осадочного бассейна. В условиях пулъсирующего стресса (геодинамические аномалии) все плагиоклазы испытывают коррозию и, как следствие - деанортизацию с формированием дырчатых кристаллов аутигенного алъбита. В относителъно спокойной тектонической обстановке развивается регенерационный алъбит, как правило, по обломкам терригенного алъбита (алъбита-олигоклаза). Процесс деанортизации плагиоклазов происходит за счет внутренних ресурсов элементов минералов, а возникновение регенерационного (прожилкового) алъбита требует привноса Ыа, А1, 81 извне. Их поставщиками, вероятно, в значителъной степени являются рассолы, поступающие из палеозойского фундамента Западно-Сибирской плиты и активно участвующие в гидротермалъном минералообразовании.

Полученные на территории Западной Сибири оригиналъные материалы могут бытъ полезны для геологов, работающих в Волго-Уралъской нефтегазоносной провинции.

Введение

Несмотря на значительные достижения в развитии теоретических основ нефтегазовой геологии за последние десятилетия, причины резкой избирательности размещения месторождений углеводородного (УВ) сырья в литосфере все еще не находят своего однозначного объяснения. В 70-х и первой половине 80-х годов XX века появилась достаточно стройная теория стадийности неф-тегазообразования, основу которой составляет представление о нефтегазоносности как закономерном явлении, возникающем на определенных стадиях развития осадочных бассейнов. На первом месте в понимании механизма генерации УВ оказалась температура, как основной фактор катагенетичес-кого преобразования пород. Температурные границы и отвечающие им глубинные интервалы, как правило, определяют верти-

кальную зональность нефтегазообразования и размещения залежей. При этом важно подчеркнуть, что тепловые поля (кондуктивный теплоперенос), контролирующие границы главных фаз и главных зон нефте- и газообразования, в понимании Н.Б. Вассоевича, практически не изменяются во времени, т.е. остаются в статическом состоянии и характеризуют геостатический режим генерации УВ. Последний складывается из двух факторов: давления, которое в осадочной толще контролируется силами гравитации, и температуры, которая определяется установившимся тепловым (кондуктивным) полем. В условиях активного тектогенеза, который переживают большинство седи-ментационных бассейнов на пути их превращения в бассейны нефтегазоносные, распределение давлений и температур в осадочном чехле значительно усложняется.

Поэтому закономерности, установленные для геостатической обстановки, существенно нарушаются и приходят в противоречие с новым фактическим материалом, полученным, в частности, на нефтяных и газовых месторождениях рифтогенных осадочных бассейнов.

Начавшийся со второй половины 80-х годов прошлого столетия флюидодинами-ческий этап, призванный устранить выше-отмеченные противоречия, успешно развивается в настоящее время. Его особенность заключается в признании геологами эволю-ционно-динамических факторов генерации УВ и установлении генетических связей между динамикой трех процессов: а) мощного осадконакопления, б) интенсивного прогрева, протекающего в условиях как растяжения, так и сжатия, в) активного нефте-газообразования. Принципиально новым является понимание исследователями того, что прогрев осадочных пород связан не только с кондукционной передачей тепла, но и с конвективным тепломассопереносом. Если первый механизм создает общий тепловой фон, то конвективные процессы являются, в частности, серьезными ускорителями генерации углеводородов [27]. Свидетельством конвективного прогрева бассейнов мощного осадконакопления может служить широкое развитие гидротермальных (гид-ротермально-метасоматических) процессов, а также обогащенность залежей нефти и газа металлами и глубинными газами. Такой подход к проблеме чрезвычайно важен для молодой Западно-Сибирской плиты (риф-тогенного седиментационного бассейна), т.к. установлена [28] прямая генетическая связь между рифтогенезом и возникновением осадочных бассейнов, с одной стороны, и формированием в них крупных скоплений нефти и газа, - с другой.

О развитии вторичной альбитизации в продуктивных коллекторах рифтогенных осадочных бассейнов (в первую очередь За-

падной Сибири) в разное время писали Г.Н. Перозио [20, 21], В.А. Баженов и др. [2], Р.С. Сахибгареев, Б.С. Погорелов [24], Р.С. Сахибгареев, К.Х. Галикеев [25, 26], М.Ю. Зубков с коллегами [7], Ю.П. Казанский с соавторами [8], Е.А. Предтеченская и др. [22], О.В. Япаскурт [29], А.Д. Коробов, Л.А. Коробова [12] и другие. Однако геологами не проводился анализ зависимости характера аутигенной альбитизации пород от особенностей тектонического режима территорий, на которых они залегают. Кроме того, не учитывался состав подземных вод в этом процессе. Для решения данной проблемы рассмотрим особенности вторичной альбитизации плагиоклазов терриген-ного комплекса продуктивных коллекторов в контрастных условиях: в области крупной геодинамической аномалии (Красноленин-ский свод), где локализовано Талинское месторождение (Грамберг и др., 1995; Кри-ночкин и др., 2010), и в относительно спокойной тектонической обстановке Мегион-ского месторождения (Нижне-Вартовский свод). Это даст возможность, с одной стороны, решать обратную задачу с помощью выявленной специфики альбитизации плагиоклазов: осуществлять районирование территории по степени геодинамической напряженности в периоды тектонической перестройки. Это, в свою очередь, позволит прогнозировать различные типы коллекторов в породах фундамента, переходного комплекса и чехла, а также вероятность их насыщения УВ и сохранения залежей. С другой - даст возможность более объективно проводить палеогеографические реконструкции.

Талинское месторождение Особенности изменения пород Нефтенасыщенные пласты ЮК^.ц шеркалинской пачки (верхний лейас) Талин-ского месторождения (Красноленинский свод) залегают в основании осадочного чехла Западно-Сибирской плиты. Они пред-

ставлены, главным образом, мелко-, средне-и крупнообломочными песчаниками с прослоями гравелитов [7].

Специальные исследования [1, 7, 14] показали, что породы шеркалинской пачки заметно улучшают свои фильтрационно-ем-костные свойства (ФЕС) и становятся высококачественными коллекторами в результате глубокого гидротермального преобразования. Максимально переработанные терригенные (обычно разнозернистые и грубообломочные) породы представляют собой диккит-каолинит-кварцевые мета-соматиты со сложно построенным пустотным пространством и широким развитием крупных пор и каверн.

Работы М.Ю. Зубкова и его коллег [7] указывают, что изначально пласты ЮКю-ц были обогащены обломками кварца (78 %), полевых шпатов (9 %), глинистых минералов (9 %); в них также присутствовали постдиагенетические карбонаты - сидерит, анкерит, доломит, кальцит (в сумме 4 %). Полевые шпаты представлены микроклином, ортоклазом, средними и кислыми плагиоклазами; глинистые минералы - моноклинным структурно несовершенным каолинитом, гидрослюдой, хлоритом и смеша-нослойными образованиями. Ингредиенты этой ассоциации в процессе возникновения диккит-каолинит-кварцевых метасоматитов продемонстрировали неодинаковую устойчивость и характер изменений. Так, растворение калиевых полевых шпатов ограничивается формированием пустот, в которых помимо аутигенных каолинит-диккитовых агрегатов отмечаются карбонаты, хлориты, примазки битумов. В случае же выщелачивания плагиоклазов, которое нередко сопряжено с диккитизацией-каолинизацией, наблюдается их альбитизация. Подробнее остановимся на рассмотрении процесса аль-битизации.

При растворении плагиоклазов, которое начинается в центральных частях обломков,

возникают каверны неправильной и ячеистой формы размером от тысячных долей миллиметра до 0,1 мм в поперечнике. В коррозионных пустотах (пустотах растворения) часто фиксируются аутигенные минералы группы каолинита: диккит и собственно каолинит. Появление каверн сопровождается развитием кислого плагиоклаза (альбита). Альбитизация в таких случаях отмечается также по краям плагиоклазов. Возникновение и наращивание новообразованного альбита во внешних и внутренних частях обломочных зерен приводит в конечном итоге к почти полной альбитизации более основного по составу терригенного плагиоклаза. При этом он приобретает типичный дырчатый облик. В кавернах кроме каолинита и диккита нередко развиваются вторичные кварц, хлорит и карбонаты. Местами пустоты заполнены твердыми битумами [8].

Дырчатый характер псевдоморфоз альбита по плагиоклазу, в соответствии с теоретическими представлениями С.И. Набоко [16], является отражением деанортизации плагиоклазов, что чрезвычайно характерно для гидротермального минералообразо-вания.

Гидротермальный процесс и деанортизация плагиоклазов ßвления, идентичные описанным, обнаружены А.В. Копелиовичем [9] в песчаниках Приднестровья и объясняются агрессивностью нагретых поровых растворов под давлением. При этом подчеркивается, что альбитизация плагиоклазов может протекать при невысоких температурах. Однако это противоречит физико-химическим условиям деанортизации плагиоклазов [10,16].

А.В. Копелиович [9] отмечает отчетливо проявляющуюся взаимосвязь альби-тизации периферии зерен плагиоклазов с замещением каолинитом и диккитом центральных частей кристаллокластов. Такая избирательность в замещении плагиоклаза глинистыми минералами, вероятно, связа-

на с влиянием анизотропии состава плагиоклазов [5]. Установлено [9], что минералами группы каолинита легче замещается центральная (более основная по составу) часть кристаллов плагиоклаза и труднее их более кислые периферические зоны.

Особый интерес представляет тот факт, что наряду с каолинизацией в этом процессе широким распространением пользуется диккитизация. Нами доказано [12], что совместное развитие каолинита и диккита свидетельствует о минералообразовании, протекавшем в обстановке пульсирующего стресса. Этот вывод в чем-то перекликается с заключением A.B. Копелиовича [9] о ведущей роли постоянно действующего давления в развитии альбитизации плагиоклазов.

По мнению A.B. Копелиовича, описываемый процесс протекает путем замещения в кристаллической решетке плагиоклаза ионов Ca+2 и Al+3 соответственно ионами Na+ и Si+4, в результате чего компонента анортита в кристалле замещается альбитом. B условиях сжатия такой процесс должен являться энергетически выгодным, поскольку радиусы ионов Ca+2 и Al+3 (1,04 A и 0,57 A соответственно) больше радиуса ионов Na+ и Si+4 (0,95 A и 0,39 A), занимающих их место в решетке. Выделение альбита происходит без видимого привноса натрия, т.е. Na+ для новообразованного альбита заимствуется из исходного плагиоклаза. Отсюда можно придти к заключению, что в химических реакциях принимает участие главным образом анортитовая часть разлагающихся плагиоклазов. Высвобождающиеся в процессе альбитизации плагиоклаза ионы кальция и алюминия частично поступают в раствор, что ведет к изменению состава поровых вод и вызывает появление дырчатого облика аутигенного альбита. С другой стороны, кальций, переходящий при этом в гидротермы, может участвовать в образовании кальцита или других карбонатов, которые осаждаются в

пористом аутигенном альбите или мета-соматически замещают терригенные минералы.

B предлагаемой модели A.B. Копелио-вича отсутствует механизм мобилизации (удаления) Al, Ca и других продуктов разложения минералов за пределы пластовой системы. Как известно, обязательным условием развития минералов группы каолинита является растворение значительной части компонентов твердой фазы терри-генных пород. Эти компоненты должны выноситься на заметные расстояния, иначе реакция прекратится. B геостатических условиях (обстановке постоянно действующего сжатия), о чем пишет A.B. Копелиович [9], оттока вещества не происходит. В лучшем случае имеет место лишь его локальное перераспределение с ухудшением коллектор-ских свойств.

Наши исследования [12] показали, что в период тектоно-гидротермальной активизации в районе Красноленинского свода существовала геодинамическая аномалия с разноинтенсивным пульсирующим стрессом. Именно она создавала необходимую для каолинизации-диккитизации проточную систему с постоянно обновляемыми под действием SO2 и CO2 кислыми водами. При этом диккит является индикатором одностороннего бокового давления, а каолинит -антистресс-минералом. Остановимся кратко на выяснении вопроса: какое место деа-нортизация плагиоклазов занимает в общем ряду гидротермальных преобразований пород Талинского месторождения?

Под влиянием циркулировавших высоконагретых растворов в крупнозернистых песчаниках и гравелитах шеркалинской пачки произошла полная замена терригенной ассоциации минералов на гидротермальную. Она осуществлялась последовательно и носила зональный характер (в порядке нарастания кислотности): альбит + хлорит + карбонаты ^ альбит + каолинит + диккит +

кварц ^ каолинит + диккит + кварц ^ диккит + кварц + опал ^ кварц ± опал [12]. Причем переход от свежих полимик-товых песчаников и гравелитов до зон их максимальной гидротермальной переработки, по данным В.И. Белкина и А.К. Бачури-на [3], колеблется в интервале от десятков сантиметров до первых метров.

В этом ряду свое четкое место занимает деанортизация (альбитизация) плагиоклазов. Аутигенный альбит шеркалинской пачки представляет собой полый или пористый монокристалл, пустоты которого, как уже отмечалось, заполнены вторичными минералами. Среди них, с учетом новообразованного минерала-хозяина, необходимо различать две ассоциации, типичные, с точки зрения Д.С. Коржинского [10] и Н.И. Наковни-ка [17], для двух генетически взаимосвязанных гидротермально-метасоматических формаций: пропилитовой (альбит + хлорит + карбонаты) и сернокислотного выщелачивания или вторичных кварцитов (каолинит + диккит + кварц). Следовательно, отмеченные минеральные ассоциации определяют пограничные условия двух процессов - про-пилитизации и сернокислотного выщелачивания, которые существовали на Талинском месторождении в период тектоно-гидротер-мальной активизации. Это подтверждается тем, что альбитизация (деанортизация) происходит под действием слабокислых (pH 6) растворов [16], имеющих температуру 290 оС и выше [11]. При этом процессы пропилитизации в породах шеркалинской пачки носят эмбриональный характер, а сернокислотное выщелачивание проявлено чрезвычайно широко.

Из сказанного следует принципиальный вывод о том, что деанортизация и возникновение дырчатого альбита протекали в процессе частичного кислотного выщелачивания (коррозии) всех более основных плагиоклазов терригенного комплекса под влиянием агрессивных нагретых растворов

в обстановке пульсирующего стресса. Последний характеризует зоны высокой геодинамической напряженности рифтогенного осадочного бассейна в периоды тектонических перестроек.

Чтобы посмотреть, как развивается аль-битизация в тектонически более спокойной обстановке, обратимся к материалам Ме-гионского месторождения.

Мегионское месторождение Особенности изменения пород

Процесс, протекавший вне зоны активного растворения, характеризуется развитием регенерационного альбита. Этот процесс в разное время описывался Р.С. Са-хибгареевым с соавторами в продуктивных песчано-алевролитовых породах пласта БС8 (К1 у-§) Мегионского месторождения нефти (Нижне-Вартовский свод).

В составе песчано-алевритовых пород пласта БС8 преобладают полевые шпаты (51-63 %), подчиненное значение имеет кварц (21-29 %) и обломки пород (11-18 %). Среди последних наибольшее распространение имеют эффузивы (4-6 %), обломки кремнистых (4-8 %) и глинистых (2-3 %) пород. В переменных количествах отмечаются слюды, главным образом биотит (1-9 %).

Глинистый цемент в основном представлен железистым хлоритом. В качестве постоянной примеси присутствует диок-таэдрическая гидрослюда и иллит-смекти-товое смешанослойное образование с доминирующей (80-85 %) гидрослюдистой компонентой. Отмечается незначительная примесь каолинита, фиксируемая только на электронно-микроскопических снимках фракции < 0,005 мм [24].

Новообразованный альбит развит в виде прерывистой регенерационной каймы. В процессе возникновения каймы разрастания оси К§, Кш и Кр индикатрисы альбито-вой оторочки совпадают с соответствующими осями терригенного альбита или олигок-лаз-альбита. Вследствие сказанного в шли-

фах при скрещенных николях обломочный альбит и его регенерационная кайма погасают одновременно. В отличие от кристал-локластического альбита альбитовая оторочка бывает сдвойникована реже. Кроме того, оставаясь наиболее поздним образованием, она, как правило, не затронута гидрослюди-зацией и не пелитизирована. Поэтому новообразованные прерывистые каемки альбита остаются свежими по сравнению с их терригенными аналогами (ядрами). Толщина каемок составляет 0,008-0,070 мм [24].

Характернейшей особенностью является избирательность процесса. Регенерации подвергались только обломки кислых плагиоклазов: альбит и альбит-олигоклаз (№ № 9-16), хотя в терригенном комплексе присутствуют обломки и более основных плагиоклазов - от олигоклаза № 25 до лабродора № 53. При этом отмечается, что плагиоклаз регенерационной каймы всегда максимально обогащен натрием, т.е. является наиболее кислым (№ № 3-7, отвечающим по составу альбиту) по сравнению с обломочным ядром [24]. Это говорит о том, что состав растворов был почти идентичен составу альбита. Aльбит (Na [AlSi3O8]), как известно, относится к числу кальций-натровых плагиоклазов, в которых Na является доминантным элементом. Сказанное заставляет усомниться в правильности представлений A.B. Копелиовича (1965) об обычной генерации всех полевых шпатов в зоне глубинного катагенеза, которая осуществляется в тесной связи с их массовым растворением.

Петрографические наблюдения показывают, что содержание в различной степени регенерированных обломочных зерен альбита достигает 40 %. При этом количественное распределение их контролируется изначальной проницаемостью пород-коллекторов: оно значительно ниже в алевролитах по сравнению с песчаниками. Кроме того, установлен тектонический контроль в распределении регенерационного альбита. На от-

дельных участках, совпадающих с выявленными разрывными нарушениями, количество таких зерен сильно возрастает, а площадь каймы разрастания увеличивается, и она начинает выполнять функцию регенера-ционного цемента. Aналогичным образом ведет себя и кварц [25, 26].

По мнению A.B. Копелиовича (1965), Г.Н. Перозио [20,21] и ОБ ßпаскурта [29], такие явления характерны для эпигенеза (глубинного катагенеза), протекающего при кон-дуктивном теплопереносе. Катагенез - стадия преобразования осадочных горных пород под воздействием глубинных температур (20-25 о - 200 ± 25 оС) и давлений (10200 МПа) при участии флюидной фазы, генерируемой самими породами и лишь отчасти привнесенной из нижележащих геосфер. B соответствии с нашими исследованиями [12], приведенные данные говорят об особых условиях гидротермального ми-нералообразования, обусловленного конвективным тепломассопереносом. Регенерация альбита свидетельствует о весьма высокой активности натрия в гидротермальных растворах. Связано это, скорее всего, с появлением в периоды тектонических перестроек в породах осадочного чехла концентрированных и достаточно нагретых натрийсодержащих вод, т.к. главным условием регенерации является подток извне необходимого вещества к поверхности зерна. B этой связи возникает закономерный вопрос: каков источник подвижного натрия, необходимого для синтеза аутигенного альбита? Чтобы ответить на этот вопрос, необходимо сначала кратко остановиться на рассмотрении состава подземных вод Западной Сибири.

Состав подземных вод и синтез гидротермального альбита

B Западно-Сибирском артезианском бассейне, по данным B.A. Нуднера и A.Ä. Резника [19], выделено пять гидрогеологических комплексов, объединенных в два гид-

рогеологических этажа. Второй гидрогеологический этаж, включающий третий, четвертый и пятый (самый глубокий) комплексы, находится в условиях затрудненного, и весьма затрудненного, а местами почти застойного режима. Для вод этого этажа характерна относительно высокая (до слабых рассолов) минерализация. Пятый комплекс объединяет песчано-глинистые континентальные образования нижней и средней юры, а также песчаные морские верхнеюрские отложения.

На разрабатываемых нефтяных месторождениях Западной Сибири пятый гидрогеологический комплекс включает в себя не только осадочные толщи юры, но и разуплотненную зону пород фундамента. Мощность этого комплекса в среднем составляет 300-340 м. Подземные воды хлоридные натриевые. Минерализация их обычно не превышает 20-27 г/л, достигая в отдельных случаях (Колпашевское Приобье, район между Уватом и Сургутом и т.д.) 80 г/л. Воды доюрского комплекса в большей степени минерализованы. Так, в пределах Нюроль-ской впадины их минерализация может составлять 94 г/л [2, 6, 19].

При этом в артезианском бассейне наблюдается пестрая картина распределения вод слабоминерализованных и рассольных, а также довольно резкий переход между ними с образованием специфической гидрогеохимической зональности. Ярким примером такой современной гидрогеохимической зональности является район Красноленин-ского свода - крупной гидродинамической аномалии Западно-Сибирской плиты [15]. Здесь геодинамические знакопеременные напряжения, приуроченные к Восточно-Уральскому краевому шву, сформировали гидродинамические аномалии - чередование линейно-вытянутых участков сверхгидростатических давлений (+4,0-5,0 МПа) с участками давлений ниже гидростатических (дефицит давлений 6,0-9,0 МПа). При

этом отмечается четкая связь гидродинамической и гидрогеохимической зональностей. Зона вод гидрокарбонатно-натриевого типа (по В.А. Сулину) приурочена к восточной части Красноленинского свода, примыкающего к области распространения глин фро-ловской серии. На западе свода развита зона хлоркальциевых вод. В пределах же гидродинамических минимумов распространены воды разнообразного ионно-солевого состава с повышенным содержанием углекислоты [15].

По мнению В.В. Нелюбина и его коллег [18], а также А.А. Розина [23], сказанное служит прямым доказательством миграции рассольных флюидов из палеозойского фундамента Западно-Сибирской плиты в мезозойский осадочный чехол. Важно подчеркнуть, что в настоящее время наиболее масштабно вертикальные и горизонтальные флюи-доперетоки осуществляются в полосе тектонически активных зон. Характернейшей особенностью последних является наличие рассолов в юрско-неокомских породах неэвапоритового облика, а также проявления углекислых вод, высокие концентрации микроэлементов в растворах и напряженное термическое поле [15].

Следовательно, можно уверенно говорить, что в периоды тектонической перестройки, когда резко возрастала температура, содержание СО2 и других летучих компонентов, эти флюиды могли трансформироваться в агрессивные высоконагретые рассолы, обогащенные не только натрием, но и выщелоченными из вмещающих пород кремнием и алюминием. То есть теми элементами, которые необходимы для синтеза альбита. Это, в частности, подтверждается развитием альбита в прожилках, секущих гидротермальные аргиллиты по кислому кристалло-лито-витрокластическому алев-ро-псаммитовому туфу (Т1-2) Сыморьяхско-го месторождения (Шаимский район). Неглинистые минералы прожилка (скв. 10640,

глубина 2109,0 м) представлены, наряду с альбитом (13 %), также кварцем (13 %), тальком (2 %) и сидеритом (2 %). Слоистые силикаты сложены смектитами (60 %) и каолинитом (10 %). Минералы прожилка диагностировались с помощью рентгенографического фазового полуколичественного анализа.*

Альбит также нами встречен в многочисленных белых прожилках, секущих черные углисто-мусковит-кварцевые палеозойские сланцы на Толумском месторождении (Шаимский район) в зоне контакта с кислым интрузивом. По данным рентгенофазового анализа неглинистые компоненты прожилка (скв.10515, глубина 1739,0 м) сложены альбитом (18 %) и кварцем (40 %). Слоистые силикаты прожилков представлены крупнокристаллическим структурно совершенным триклинным каолинитом (22 %), иллитом (9 %), серицитом (6 %) и метагал-луазитом (5 %). Наличие в нагретых водах высоких концентраций натрия подтверждается большой засоленностью проанализированного нами керна: присутствием кристаллов галита в гидротермально измененных вулканитах туринской серии и палеозойских породах фундамента Шаимско-го района. В этой связи интересны наблюдения А.Г. Бетехтина [4], установившего, что в процессе регионального метаморфизма при образовании жил альпийского типа развивается преимущественно альбит, т.к. богатые кальцием плагиоклазы менее устойчивые. В жилах альпийского типа прекрасно ограненные кристаллы альбита, наросшие на стенках трещин, ассоциируют с кварцем, хлоритом и другими минералами.

Обнаружение альбита в прожилках, секущих черные палеозойские сланцы Толум-ского месторождения, перекликается с находкой В.А. Баженова и его коллег [2], сде-

ланной в скв.21 Северо-Калиновой площади среди палеозойских глинистых пород Нюрольского осадочного бассейна. Там установлены довольно крупные стяжения аутигенных полевых шпатов размером 3 х 8 мм с зернами удлиненной формы. Полевой шпат с полисинтетическими двойниками не несет следов вторичного изменения или замещения, что позволяет с уверенностью говорить о его постседиментацион-ном (постдиагенетическом) происхождении. Диагностика минерала, к сожалению, не проводилась. Однако по аналогии с Шаим-ским районом и Мегионским месторождением можно уверенно говорить, что это альбит. Наличие в растворах подвижного натрия, необходимого для его возникновения, доказывается скоплением галита в кремнистых палеозойских породах, а также высокой минерализацией (до 94 г/л) вод доюрского комплекса Нюрольского бассейна, имеющих хлоридно-натриево-кальцие-вый состав [2].

Таким образом, синтезированный из горячих растворов регенерационный альбит терригенных пород осадочного чехла имеет жильные аналоги в складчатом фундаменте и в вулканитах переходного комплекса зон разломов, секущих эти породы. Весьма любопытным в этой связи является присутствие новообразованного парагонита (натрового аналога мусковита), обнаруженного нами в гидротермально аргиллизи-рованных кислых витрокластических туфах и стекловатых эффузивах туринской серии (Т1-2) Северо-Даниловского нефтяного месторождения (Шаимский район). Так, в скв.6377 (глубина 1790,5 м) слоистые силикаты фракции < 0,001 мм сложены парагонитом (ё001 = 9,6; 4,8 А и др.), иллитом и иллит-смектитовым смешанослойным образованием (в сумме 23 %), серицитом

* Исследования проводились в лаборатории структурного и фазового анализа ФГУП ВИМС (г. Москва) под руководством Г.К. Кривоконевой

(6 %) и каолинитом (42 %). В скв.10160 (глубина 1819,0 м) в той же фракции установлен парагонит (5 %), который ассоциирует с серицитом (12 %), иллит-смектитовым смешанослойным образованием (16 %), иллитом (37 %), а также каолинитом (9 %) и метагаллуазитом (2 %).

В соответствии с теоретическими соображениями Е.Г. Куковского и его коллег [13], формирование парагонита свидетельствует об аномально высокой активности натрия в гидротермальных растворах. В частности, в условиях Славянского ртутного месторождения (Донбасс) такая аномальность, по мнению Куковского, обусловлена наличием штока поваренной соли в непосредственном контакте с гидротермальными аргиллизи-тами. Применительно к Западной Сибири, образование синтезированного из растворов альбита и метасоматического парагонита, по всей вероятности, является результатом гидротермального аутигенеза, протекавшего в выделенном В.И. Елизаровым, Г. А. Толс-тиковым [6], В. А. Нуднером и А. Д. Резником [19] пятом гидрогеологическом комплексе нефтяных месторождений Западной Сибири, пережившем тектоно-гидротермаль-ную активизацию. Этот комплекс, как уже отмечалось, характеризуется максимальной минерализацией подземных вод. В этой связи А. А. Мохнач (1989) полагает, что при классификации процессов катагенеза (в нашем случае гидротермального эпигенеза) необходимо рационально учитывать тип водоносных систем, в которых они протекают. Однако при этом надо постоянно помнить, что гидротермальный эпигенез, в первую очередь, сопряжен с эпохами тектонической перестройки региона. Поэтому физико-химические параметры подземных вод, контролировавших стадиально-эпигенетические изменения пород (региональный фоновый эпигенез погружения), в новых условиях активизации существенно меняются. При таком подходе можно адекватно описы-

вать только влияние ресургентных ("вновь возникающих") горячих растворов на вторичные преобразования отложений. Ресур-гентные растворы обязаны своим происхождением смешению глубинных гидротерм с нисходящими пластовыми водами осадочного чехла (Коробов и др., 2004).

Приведенные материалы позволяют уверенно предполагать, что в период тектонической перестройки возникали высоконагретые рассольные воды, которые создавали пересыщенную среду, соответствующую по химическому составу альбиту. Такая среда в пласте должна была сохраняться неизменной достаточно долгое время. Иными словами, необходима относительно спокойная тектоническая обстановка, исключающая характерные для Красноленинского свода чрезмерное разбавление, загрязнение, по-кисление, циркуляцию и т.д. рассольных растворов, в которой при достаточно медленной кристаллизации могли бы возникать каймы разрастания альбита. Из этого следует принципиальный вывод о том, что рассолы в ряде случаев принимали непосредственное участие в гидротермальном мине-рагенезе, сопряженном с тектоническим оживлением рифтогенных бассейнов. При этом регенерационный альбит является индикатором зон разрывных нарушений, по которым рассольные воды просачивались в осадочный чехол в условиях отсутствия заметной тектонической напряженности. Или появление такого альбита знаменует собой начало периода стабилизации очередного этапа тектонической перестройки ЗападноСибирской плиты.

В данном случае возникает полная аналогия с поведением кварца в пластах ЮКю-ц Талинского месторождения на позднем (завершающем) этапе тектоно-гид-ротермальной активизации. На этой стадии образуются многочисленные регенерацион-ные каемки, нарощенные на исходные раз-ноокатанные и выщелаченные обломки

кварца. Именно с данным этапом связано поступление УВ в пласты-коллекторы. Этому способствовал ослабевший стресс, который в таком состоянии выступал в роли "природного насоса", эвакуирующего наф-тиды из нефтегазоматеринских пород в ловушки [12].

Косвенным свидетельством сказанному служит сохранение в наше время эксфильт-рационного режима, унаследованного от эпохи последней тектонической перестройки. Так, Ю.Г. Зимин [15] отмечает движение вод, способных транспортировать нафтиды, от Фроловской впадины (район расположения "природного насоса" периода тектоно-гидротермальной активизации) на восток в сторону Сургутского и Нижне-Вартовско-го сводов. В пределах последнего локализовано рассматриваемое в данной статье Ме-гионское нефтяное месторождение.

Следовательно, можно утверждать, что площади развития регенерационного (жильного) альбита маркируют пути миграции УВ, а также участки их вероятного накопления.

Заключение

Подводя итог вышеизложенному, можно сделать следующие основные выводы.

1. В пределах Западной Сибири установлены коррозионный и регенерационный типы альбитизации плагиоклазов терриген-ного комплекса продуктивных коллекторов чехла. Аутигенный альбит является результатом минерагенеза, вызванного тектоно-гидротермальной активизацией рифтогенно-го осадочного бассейна.

2. В тектонически активных условиях (режим пульсирующего стресса) все без исключения плагиоклазы испытывают частичное кислотное выщелачивание (коррозию) и, как следствие, деанортизацию. В большей степени этому процессу подвержены основные, в меньшей - средние и особенно слабокислые плагиоклазы. Характерный облик коррозионного альбита - дырчатость кристаллов.

3. В относительно спокойной тектонической обстановке развивается регенера-ционный альбит, причем он формируется, как правило, по обломкам терригенного альбита или альбита-олигоклаза. Кроме того, в этих условиях из горячих растворов синтезируется прожилковый альбит.

4. Процесс деанортизации плагиоклазов происходит за счет собственных (внутренних) ресурсов химических элементов минералов и не требует привноса вещества извне. Возникновение же регенерационно-го и прожилкового альбита, напротив, предполагает поступление со стороны А1 и Б1. Их поставщиками, вероятно, в значительной мере являются рассольные флюиды, высачивавшиеся в зонах разломов из палеозойского фундамента Западно-Сибирской плиты и активно участвовавшие в гидротермальном минералообразовании периодов тектонической перестройки.

5. Проведенные исследования позволяют прогнозировать положение участков нефтегазонакопления по минералогическим показателям.

Л и т е р а т у р а

1. Aбдуллин P.A. Природа высокой проницаемости пород-коллекторов шеркалинского горизонта Красноленинского района Западной Сибири //Доклады AH СССС. - 1991. - Т.316. - № 2. -С.422-424.

2. Баженов B.A., Тищенко Г.И., Раев BX. Постседиментационные изменения выветрелых палеозойских пород Нюрольского осадочного бассейна (Томская область) //Геология и геофизика. -1983. - № 11. - С.61-66.

3. Белкин В.И., Бачурин А.К. Строение и происхождение высокопроницаемых коллекторов из базальных слоев юры Талинского месторождения //Доклады АН СССР. - 1990. - Т.310. - № 6. -С.1414-1416.

4. Бетехтин А.Г. Минералогия. - М.: Гос. изд-во геол. лит-ры, 1950. - 956 с.

5. Григорьев Д.П. Основы конституции минералов. - М.: Госгеолтехиздат, 1962. - 27 с.

6. Елизаров В.И., Толстиков Г.А. Гидрогеологическая характеристика разрабатываемых нефтяных месторождений Сургутского свода //Подземные воды Сибири и Дальнего Востока. -М.: Наука, 1971. - С.219-222.

7. Гидротермальные процессы в шеркалинской пачке Талинского месторождения (Западная Сибирь) /М.Ю. Зубков, С.В. Дворак, Е.А. Романов, В.Я. Чухланцева //Литология и полезные ископаемые. - 1991. - № 3. - С.122-132.

8. Литология коллекторов Талинского нефтяного месторождения (Западная Сибирь) /Ю.П. Казанский, В.В. Казарбин, Э.П. Солотчина и др. //Геология и геофизика. - 1993. - Т. 34. - № 5. -С.22-31.

9. Копелиович А.В. Явления эпигенетической альбитизации плагиоклазов в песчаниках древних толщ Приднестровья //Труды Вост.-Сиб. геол. ин-та. - 1962. - Вып.5. - Сер. геол. - С.109-122.

10. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов //Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: изд-во АН СССР, 1953. - С.332-452.

11. История гидротермального минералообразования Паужетского месторождения парогидро-терм и палеогидротермальных систем района /А.Д. Коробов, О.П. Гончаренко, С.Ф. Главатская и др. //Структура гидротермальной системы. - М.: Наука, 1993. - С.88-120.

12. Коробов А.Д., Коробова Л.А. Пульсирующий стресс как отражение тектоно-гидротермаль-ной активизации и его роль в формировании продуктивных коллекторов чехла (на примере Западной Сибири) //Геология, геофизика, разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2011. - № 6.

- С.4-12.

13. Роль натрия в процессе гидротермальной аргиллизации вмещающих пород Славянского ртутного месторождения в Донбассе /Е.Г. Куковский, Н.П. Мовчан, В.И. Шевченко, И.П. Щербань //Доклады АН УкрССР. - 1982.Б. - № 3. - С.18-21.

14. Лукин А.Е., Гарипов О.М. Литогенез и нефтеносность юрских терригенных отложений Сред-неширотного Приобья //Литология и полезные ископаемые. - 1994. - № 5. - С. 65-85.

15. Матусевич В.М., Рыльков А.В., Ушатинский И.Н. Геофлюидальные системы и проблемы нефтегазоносности Западно-Сибирского мегабассейна. - Тюмень: изд-во ТюмГНГУ, 2005.

- 225 с.

16. Набоко С.И. Физико-химические условия гидротермальной калишпатизации и альбитизации //Проблемы петрологии и генетической минералогии. - М.: Наука, 1970. - Т.2. - С.88-97.

17. Наковник Н.И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых. - М.: Недра, 1968. - 335 с.

18. Нижний гидрогеологический этаж /В.В. Нелюбин, Н.И. Обидин, А.А. Розин, Б.П. Ставиц-кий //Гидрогеология СССР. Западно-Сибирская равнина (Тюменская, Омская, Новосибирская и Томская области). - М.: Недра, 1970. - Т.26. - С. 130-182.

19. Нуднер В.А., Резник А.Д. Минеральные подземные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна //Подземные воды Сибири и Дальнего Востока. - М.: Наука, 1971. - С.118-124.

20. Перозио Г.Н. Эпигенетические преобразования в песчаниках и алевролитах юры и мела Западно-Сибирской низменности //Литология и полезные ископаемые. - 1966. - № 3. - С.58-71.

21. Перозио Г.Н. Эпигенез терригенных осадочных пород юры и мела центральных и юго-восточных частей Западно-Сибирской низменности. - М.: Наука, 1971. - 160 с.

22. Предтеченская E.A., Шиганова O.B., Фомичёв A.С. Катагенетические и гидрохимические аномалии в нижне-среднеюрских нефтегазоносных отложениях Западной Сибири как индикаторы флюидодинамических процессов в зонах дизъюнктивных нарушений //Литосфера. - 2009. - № 6.

- С.54-65.

23. Розин A.A. Роль вертикальной миграции глубинных флюидов в формировании солевого состава подземных вод Западно-Сибирского бассейна //Советская геология. - 1974. - № 2. -С.96-104.

iНе можете найти то, что вам нужно? Попробуйте сервис подбора литературы.

24. Сахибгареев Р.С., Погорелов Б.С. О времени образования аутигенных плагиоклазов в продуктивных отложениях центральной части Западно-Сибирской низменности //Доклады AH СССР.

- 1969. - Т.189. - № 3. - С.629-631.

25. Сахибгареев Р.С., Галикеев К.Х. Bлияние разрывных нарушений на эпигенез глинистых минералов в нефтеносных отложениях неокома Западно-Сибирской низменности //Литология и полезные ископаемые. - 19711. - № 5. - С.108-119.

26. Сахибгареев Р.С., Галикеев К.Х. О выделении тектонических нарушений по аутигенным минералам (на примере пласта БB8 Мегионского месторождения нефти в Западной Сибири) //Доклады AH СССР. - 19712. - Т.197. - № 2. - С.427-430.

27. Соколов БА., Гусева A.H. О возможной быстрой современной генерации нефти и газа /Бест-ник МГУ. Сер. геолог. - 1993. - № 3. - С.39-46.

28. Хаин B.E., Соколов БА. Рифтогенез и нефтегазоносность: основные проблемы //Рифтоге-нез и нефтегазоносность. - М.: Наука, 1993. - С.5-16.

29. Япаскурт ОБ. Генетическая минералогия и стадиальный анализ процессов осадочного по-родо- и рудообразования. - М.: SQHA^ 2008. - 356 с.

УДК 551.736.1 (470.4/.5)

НЕКОТОРЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ ОТНОСИТЕЛЬНО СТРАТИГРАФИЧЕСКОГО ОБЪЕМА АССЕЛЬСКОГО ЯРУСА В ПРИБОРТОВЫХ ЗОНАХ ПРИКАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ

1 - ООО "Газпром BHИИГAЗ"

2 - ФГУП "Hижне-Bолжский НИИ геологии и геофизики"

Вопрос о неполноте геологической летописи на границе карбона и перми в разрезах прибортовых зон Прикаспийской впадины освещен в многочисленных публикациях. Считается установленным почти повсеместный размыв на различную глубину каменноугольных отложений, а несогласно перекрывающая их нижняя пермь представлена не в полном объеме. Чаще всего речь идет об отсутствии в разрезах нижнеассель-ских отложений. Известна также настойчиво популяризируемая точка зрения о пред-

позднеартинском несогласии на границе систем (с выпадением из разреза всех более древних подразделений перми), которая не имеет реального палеонтологического обоснования.

Анализ фактического материала [2] позволил удостовериться в том, что на рассматриваемой территории: а) существуют отдельные разрезы, где хиатус на границе карбона и перми отсутствует, что подтверждено палеонтологически; б) имеются примеры ошибочного определения несогласия; в) обыч-