CC BY
26
УДК 553.982.23
НЕФТЕГАЗОНОСНЫЕ ФАЦИИ ВТОРИЧНЫХ КВАРЦИТОВ И ПРОПИЛИТОВ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ
А.Д.Коробов, Л.А.Коробова (Саратовский государственный университет)
В статье показано, что в рифтогенных осадочных бассейнах при тектонической перестройке отмечались различные гидротермы, влияющие на характер аутигенного минерагенеза вторичных кварцитов и фазовую зональность УВ. Кислотность — щелочность гидротерм в период тектонической активизации контролировалась в основном объемом рассеянного ОВ. Под действием горячих растворов образовались две гидротермально-метасоматические формации. В кислотно-щелочных породах переходного комплекса и чехла накапливаются в основном газ и газоконденсаты, в цеолитизированных аналогах — газоконденсат и газ.
Ключевые слова: вторичные кварциты; пропилиты; гидротермы; рассеянное ОВ; конденсат; газ.
Несмотря на значительные достижения в развитии теоретических основ нефтегазовой геологии за последние 10-летия, причины резкой избирательности размещения месторождений УВ-сырья в литосфере все еще не находят своего однозначного объяснения. В 70-х и первой половины 80-х гг. XX в. появилась достаточно стройная теория стадийности нефтегазообразова-ния, основу которой составляет представление о нефтегазоносно-сти как закономерном явлении, возникающем на определенных стадиях развития осадочных бассейнов. На первом месте в понимании механизма генерации УВ оказалась температура как основной фактор катагенетического преобразования пород. Температурные границы и отвечающие им глубинные интервалы, как правило, определяют вертикальную зональность неф-тегазообразования и размещения залежей. При этом важно подчеркнуть, что тепловые поля (кондуктив-ный 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. Послед-
ний 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 проявляется на большинстве седиментационных бассейнах 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 рифтоген-ных осадочных бассейнов.
Начавшийся со второй половины 80-х гг. прошлого столетия флюидодинамический этап, призванный устранить отмеченные противоречия, успешно развивается в настоящее время. Его особенность заключается в признании геологами эволюционно-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 нефтегазообразова-ния. Принципиально новым является понимание исследователями того, что прогрев осадочных пород связан не только с кондукционной передачей тепла, но и конвективным тепломассопереносом. Если первый механизм создает общий тепловой фон, то конвективные процессы являются, в частности, серьезными ускорителями генерации УВ [8]. Свидетельствами конвективного прогрева бассейнов мощного осадконакопления могут служить широкое развитие гидротермальных (гидротермально-метасомати-ческих) процессов, а также обога-щенность залежей нефти и газа металлами и глубинными газами. Такой подход к проблеме очень важен для молодой Западно-Сибирской плиты (рифтового седимента-ционного бассейна), так как установлена [9] 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 гидротермального процесса и участии горячих растворов в формировании продуктивных коллекторов чехла Западной Сибири в разное время писали Р.А.Аб-дуллин (1991), В.И.Белкин и
СХЕМА ФАЦИАЛЬНОГО РАЙОНИРОВАНИЯ ТРИАСОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ [4] С ДОПОЛНЕНИЯМИ (Сурков В.С., Смирнов Л.В., 2003) И УТОЧНЕНИЯМИ АВТОРОВ
Границы: 1 - Западно-Сибирской плиты, 2 - фациальных областей, 3 - фациаль-ных зон; 4 - рифты: а - Ямальский, б - Колтогорско-Уренгойский, в - Худуттей-ский, г - Худосейский, д - Аганский, е - Усть-Тымский, ж - Чузикский, и - Пяки-пурский; 5 - изолированные (локальные) впадины и вулканические плато; 6 - фа-циальные области: I- Ямало-Тазовская, II- Обь-Иртышская, III- Приуральская; 7-фациальныезоны: 1 -Уренгойская, 2-Ярудейская, 3-Шеркалинская, 4-Тюмен-ско-Тобольская, 5-Мансийская, 6-Вагай-Ишимская, 7-Омская, 8-Тарско-Му-ромцевская, 9 - Хохряковская; районы работ: А - Красноленинский, Б - Шаим-ский, В - Северо-Хальмерпаютинская площадь (Большехетская впадина)
А.К.Бачурин (1990), Г.М.Гигашвили (1979), М.Ю.Зубков с соавторами (1991), А.Е.Лукин и О.М.Гарипов (1994), Е.А.Предтеченская с соавторами (2009), Т.А.Федорова и Р.А.Бочко (1991), В.В.Шапенко и
Ю.В.Щепеткин (1978), А.Д.Коробов с коллегами (2004, 2008), В.Н.Тру-фанов с соавторами (2011) и др. Однако исследователями не проводилась систематизация нефтегазо-насыщенных продуктов гидротер-
мального изменения, позволявшая выделить метасоматические фации и формации, объяснить условия их формирования и приуроченность к конкретным структурам тектонической активизации.
Гидротермально-метасоматические формации в породах переходного комплекса и чехла
Установлено (Коробов А.Д. и др., 2004; Коробов А.Д., Коробова Л.А., 2011), что характер эпигенетических изменений пород переходного комплекса и осадочного чехла Западно-Сибирской плиты контролируется разрывными нарушениями и определяется вспышками гидротермальной деятельности, которая сопровождала периоды тектонической перестройки региона. При тектонической активизации эпицентры гидротермальных процессов были сосредоточены в погребенных рифтах и изолированных впадинах, порожденных ранне-мезозойским континентальным риф-тогенезом. Именно в толщах изверженных пород раннего — позднего триаса, выполняющих наложенные на палеозойский фундамент структуры, зарождались и циркулировали горячие растворы, значительная часть которых проникала по разломам в осадочный чехол. Различия тектонических позиций рифтов и генетически связанных с ними изолированных (локальных) впадин (рисунок) определили специфику заполняющего их изверженного материала и постмагматических явлений, протекавших в этих структурах. Это касается гидротермальных процессов как доюрской (доплит-ной) стадии, так и сопровождающих тектоническую активизацию уже сформировавшейся молодой платформы. В течение мезозоя активизация Западно-Сибирской плиты возобновлялась неоднократно. В частности, она отмечалась в средней юре (180-160 млн лет), раннем
мелу (неокоме — 145-120 млн лет) и позднем мелу — раннем палеогене (100-60 млн лет) (Федоров Ю.Н. и др., 2004).
В районе Красноленинского свода (см. рисунок), где расположено Талинское месторождение, в изолированных впадинах триасовые риолиты рогожниковской свиты (Криночкин В.Г., 1998) и перекрывающие пласты ЮК10-11 шерка-линской пачки (верхний лейас) испытали интенсивное кислотное выщелачивание с возникновением вторичных кварцитов. Пропилиты авторы статьи обнаружили в доюрском комплексе и нижнемеловых отложениях на территории развития ископаемых континентальных рифтов (Тюменская сверхглубокая скв. СГ-6, Северо-Хальмерпаютинское, Пякя-хинское месторождения и др.). Опишем процесс формирования каждой из упомянутых формаций.
Формация вторичных кварцитов
Нефтенасыщенные пласты ЮК10-11 Талинского месторождения залегают в основании осадочного чехла Западно-Сибирской плиты. Они представлены главным образом мелко-, средне- и крупнозернистыми песчаниками с прослоями гравелитов. Специальные исследования (Абдуллин P.A., 1991; Зубков М.Ю. и др., 1991; Лукин А.Е., Гарипов О.М., 1994) показали, что породы шеркалинской пачки становятся высококачественными коллекторами в результате глубокого гидротермального преобразования. Максимально переработанные тер-ригенные (обычно разнозернистые и грубообломочные) породы представляют собой диккит-каолинит-кварцевые метасоматиты со сложно-построенным пустотным пространством и широким развитием крупных пор и каверн.
Наблюдения авторов статьи и анализ литературных данных сви-
детельствуют, что по условиям формирования в рамках аутиген-ной диккит-каолинит-кварцевой ассоциации можно выделить две основные фации вторичных кварцитов: кварц-(диккит-каолинитовую) и (диккит-каолинит)-кварцевую. В первом случае растворение сочеталось с преобладающей каолинизацией (образованием минералов группы каолинита), во втором — с доминирующим окварцеванием. Кроме того, растворение в условиях повышенных температур сопровождалось альбитизацией плагиоклазов, но явление это достаточно локальное. Для более объективного представления характера формирования высококачественных коллекторов рассмотрим подробнее процесс альбитизации и фации вторичных кварцитов.
Растворение и альбитизаиия
Процесс сосредоточен во внешних и внутренних частях обломочных зерен плагиоклаза более основного состава. Новообразованный альбит внутренних частей имеет разнообразные по форме полости растворения размером от тысячных долей миллиметра до 0,1 мм в поперечнике. В пустотах, кроме аутигенных каолинита и диккита, развиваются кварц, хлорит и карбонаты (Казанский Ю.П. и др., 1993). Суть процесса сводится к тому, что освобождающийся при выщелачивании №+ в условиях повышенных температур постепенно замещает Са2+ обломочного плагиоклаза. Выделение альбита происходит без видимого привноса натрия, т.е. №+ для новообразованного альбита заимствуется из исходного плагиоклаза. При этом кальций частично поступает в раствор, о чем свидетельствует дырчатый характер псевдоморфоз альбита по плагиоклазу. Таким образом, альбитизация является отражением деанортизации плагиоклазов, что очень характер-
но для гидротермального минера-лообразования (Набоко С.И., 1970). Кальций, поступающий при этом в раствор, может входить в состав новообразованного кальцита или других карбонатов, которые осаждаются в пористом аутигенном альбите или метасоматически замещают терригенные минералы.
Явления, идентичные описанным, обнаружены А.В.Копелиови-чем (1962) 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 гидротермальной альбити-зации (Набоко С.И., 1970).
Иногда в шлифах устанавливается сопряженность каолинизации (развитие минералов группы каолинита) и альбитизации плагиоклазов. Но чаще обнаруживается замещение новообразованного альбита, как и всех неустойчивых минералов терригенных пород, более поздними каолинитом и диккитом.
Квари-(диккит-каолинитовая) фаиия
Гидротермалиты рассматриваемой фации сосредоточены в породах шеркалинской пачки в зонах оперяющей трещиноватости крупных разломов, секущих фундамент и осадочный чехол. Их развитие контролировалось проницаемостью исходных пород и удаленностью от разрывных нарушений. Процесс формирования продуктивных вторичных коллекторов протекал в два этапа. В первый (ранний) осуществлялись растворение и метасомати-ческое замещение неустойчивых минералов терригенной ассоциации каолинитом и диккитом. Во второй (завершающий) этап происходило отложение этих минералов из гидротермальных растворов.
Литолого-петрографические работы, проведенные М.Ю.Зубко-вым и соавторами (1991), А.Е.Лукиным и О.М.Гариповым (1994), свидетельствуют, что в слабопроницаемых алевролитах наблюдаются начальная и последующие стадии замещения триклинным каолинитом и диккитом обломков изверженных пород, полевых шпатов, слюд, гидрослюд, хлорита, смешанослойных образований. В более проницаемых мелко- и среднезернистых песчаниках, где процесс гидротермальной глинизации нарастал, перечисленные терригенные минералы и обломки пород встречаются в виде реликтов. Здесь отмечаются сложные взаимоотношения терригенно-го структурно несовершенного моноклинного каолинита с новообразованными диккитом и триклинным каолинитом. Наблюдения в электронном и сканирующем микроскопах, подтвержденные рентгеност-руктурными исследованиями, свидетельствуют, что в одних случаях происходит трансформация моноклинного каолинита в диккит, а в других — его преобразование (перекристаллизация) в триклинный каолинит (Казанский Ю.П. и др., 1993). Что касается терригенного кварца (доминирующего компонента пород), то он в незначительной степени подвержен процессам растворения и регенерации.
В самых проницаемых крупнозернистых песчаниках и гравелитах из приразломных зон новообразованный триклинный каолинит достаточно стремительно замещается диккитом. В силу этого глинистые минералы цемента здесь практически нацело представлены диккитом. В качестве незначительной примеси фиксируются фрагменты реликтовых терригенных слюд, хлорита и смешанослойных минералов (Кон-торович А.Э. и др., 1995).
На участках интенсивного выщелачивания (зоны разломов) в возникших крупных порах и кавернах продолжает доминировать дик-
кит. Причем в одних случаях развиваются диккит и триклинный каолинит в виде белых тонкодисперсных агрегатов совместно с микрокристаллическим адуляром, в других — исключительно диккит. Последний образует на стенках каверн очень плотные тонкочешуйчатые скопления, которые с трудом диспергируются и отделяются от породы даже на ультразвуковом дезинтеграторе (Белкин В.И., Бачурин А.К., 1990). Важно подчеркнуть необычность ассоциации диккита, каолинита и адуляра, поскольку эти минералы формируются в диаметрально противоположных физико-химических обстановках гидротермального процесса: диккит и каолинит — в кислых, а адуляр — в щелочных. Другой характерной особенностью этого процесса является высокая дисперсность всех без исключения новообразованных минералов.
На границе с зоной интенсивного выщелачивания и окварцева-ния (диккит-каолинит)-кварцевая фация) диккит активно растворялся и часто полностью исчезал. Разрушение минерала установлено не только в шлифах, но и благодаря исследованиям, проведенным с помощью сканирующего микроскопа (Казанский Ю.П. и др., 1993).
Процесс, пришедший на смену активному растворению, характеризуется формированием диккит-каолинитового порового цемента и, в меньшей степени, возникновением регенерационной огранки у кла-стогенных кварцевых зерен. Для преобразованных пород характерно невысокое (1-2 %) абсолютное содержание каолинита и диккита. Причем количественное соотношение этих минералов в эпигенетическом цементе становится приблизительно одинаковым (Зубков М.Ю. и др., 1991). На это необходимо обратить особое внимание, ибо в период активного выщелачивания доминирующим минералом слоистых силикатов был высокодисперсный диккит.
Важно подчеркнуть, что в межзерновом пространстве гидротермально измененных пород развиты крупнокристаллические (30-40 мкм) идиоморфные разности каолинита и диккита, попадающие при отмучи-вании в алевритовую фракцию. Причем в таких случаях совершенной морфологии соответствует и совершенная кристаллическая структура минералов. В частности, каолинит обладает триклинной ячейкой и строгим периодом с. Характерно, что в направлении увеличения зернистости пород (смена мелкозернистого на средне- и крупнозернистый песчаник с прослоями гравелита) растет и степень упорядоченности решетки каолинита (Зубков М.Ю. и др., 1991). Единственным неглинистым минералом пород является кварц. Наряду с его сохранившимися обломочными зернами, здесь присутствуют и преобразованные разности с регенерационной каймой обрастания (Зубков М.Ю. и др., 1991). Описанные породы имеют хорошие фильтрационно-емкостные свойства и представляют собой нефтена-сыщенные вторичные коллекторы шеркалинской пачки.
(Диккит-каолинит)-кварцевая фация
Гидротермалиты рассматриваемой фации приурочены к крупным разрывным нарушениям и локализованы в изначально наиболее проницаемых разностях пород — крупнозернистых песчаниках и гравелитах шеркалинской пачки. Формирование продуктивных вторичных коллекторов происходило в два этапа. В первый (ранний) осуществлялось полное разрушение (кислотное выщелачивание) неустойчивых компонентов терриген-ной ассоциации с некоторым накоплением минералов кремнезема. Во второй (завершающий) этап происходило гидротермальное ок-варцевание пород.
Детальное литолого-петрогра-фическое изучение пород показало, что на раннем этапе доминирующим процессом является растворение минерального матрикса и карбонатного цемента пород по системам микро- и макротрещин, по которым циркулировали горячие водные растворы. Выщелачиванию подверглись карбонаты, полевые шпаты, слюды, хлориты, минералы группы каолинита, смешанослой-ные минералы, амфиболы и обломки эффузивов. Причем этот процесс сопровождался практически полным выносом продуктов разложения за пределы зоны, чему способствовал режим интенсивного пульсирующего стресса (Коробов А.Д., Коробова Л.А., 2011). Это привело к появлению большого количества вторичных пустот, укрупнению макро- и микротрещин.
Размеры пустот колеблются от долей миллиметра до 4-6 мм. Они, как правило, соединены между собой системой трещин раскрыто-стью от 0,08 до 1,40-3,00 мм, в различной степени залеченных натечными формами кремнезема (опалом) и диккитом. Однако нередко пустоты выщелачивания лишены каких бы то ни было гидротермальных новообразований. Кроме того, в основной массе пород присутствует аутигенный тонкодисперсный кварц с размером зерен < 0,01 мм, слагающий глинистую фракцию и составляющий до половины общего содержания этой фракции в породе (Белкин В.И., Бачурин А.К., 1990; Абдуллин P.A., 1991; Зубков М.Ю. и др., 1991).
Процесс, сменивший активное растворение, характеризуется регенерацией кластогенного кварца и развитием микродруз этого минерала в пустотах выщелачивания. В значительно меньшей степени отмечается формирование диккитового (каолинит-диккитового) порового цемента.
Габитус кристаллов кварца здесь обусловлен многочисленны-
ми регенерационными каемками вокруг исходных разноокатанных и выщелоченных обломков этого минерала. Регенерационные каемки обычно прерывистые, шириной от 0,015 до 0,100-0,200 мм. Процесс их образования происходил в несколько этапов, что подтверждается различными по температуре генерациями регенерирующего кварца (Лукин А.Е., Гарипов О.М., 1994). На заключительных этапах регенерации отмечается захват битумов растущей кристаллической фазой (Казанский Ю.П. и др., 1993). Поэтому поздний аутигенный кварц нередко содержит многочисленные включения пузырьков темно-окрашенной жидкости — нефти.
За счет регенерационных каемок происходит значительное (в 2-3 раза) увеличение размеров исходных зерен кварца, достигающих 0,8-0,9 мм (Зубков М.Ю. и др., 1991). Укрупнение кристаллокластов приводит к формированию гранобластовой структуры. Кроме того, регенераци-онные каемки не просто залечивают каверны и структуры растворения на поверхности кварцевых зерен, а восстанавливают их правильную огранку (габитус).
Окварцевание в порах и кавернах выщелачивания привело к образованию микродруз хорошо ограненных водяно-прозрачных кристаллов кварца, достигающих (в зависимости от величины пустот) 0,5-1,0 мм. Любопытно отметить, что регенерационный кварц и мик-родрузовый кварц, вырастающий в кавернах, отличаются не только идиоморфизмом, но имеют и более совершенную по сравнению с обломочным кварцем кристаллическую структуру, что подтверждается рент-геноструктурными исследованиями (Зубков М.Ю. и др., 1991).
Описанные процессы сопряжены с резким ростом и без того высокой проницаемости осадочных образований. В итоге вторичные коллекторы шеркалинского горизонта, соответствующие по минера-
льному составу формации вторичных кварцитов, приобрели проницаемость от n ■ 10-3 до n ■ 10-2 мкм2 при пористости от 16 до 23 % (Белкин В.И., Бачурин А.К., 1990). Это обусловило сверхпроводимость пород, которые рассматриваются Р.А.Абдуллиным (1991) как вторичные суперколлекторы.
Установленная для осадочных пород связь наложенных процессов с фильтрационно-емкостными свойствами и продуктивностью может быть полностью распространена и на гидротемально измененные эффу-зивы кислого состава серии изолированных впадин. Так, в Шаимском районе (см. рисунок) высокими коллекторскими свойствами отличаются зоны интенсивного сер-но-кислотного выщелачивания рио-литовых куполов, в которых выявлен новый для данной территории тип жильной ловушки УВ (Коробов А.Д. и др., 2004). Породы этих зон рассечены многочисленными прожилками, выполненными крупночешуйчатыми структурно совершенными триклинным каолинитом (10-94 %) и диккитом (3-45 %), а также перекристаллизованным крупнозернистым кварцем (10-30 %). В небольшом количестве (10 %) отмечаются карбонаты — сидерит, доломит и др. Заслуживает внимания, что испещеренные кварц-(диккит-каолинитовыми) прожилками рио-литы либо пропитаны нефтью (Тальниковое месторождение, скв. 10666, интервал глубин 1774,0-1796,0 м), либо дают нефтепритоки (Тальниковое месторождение, скв. 10329, интервал глубин 1735,5-1741,0 м, дебит 66 т/сут; Толумское месторождение, скв. 10515, интервал глубин 1709,0-1724,0 м, дебит 14 т/сут; интервал глубин 1732,0-1745,0 м, дебит 4,3 т/сут).
Таким образом, в изолированных (локальных) впадинах при тек-тоногидротермальной активизации породы доюрского комплекса и чехла вдоль секущих их разломов в равной степени были изменены
(сформированы кислотно-выщелоченные породы формации вторичных кварцитов) и насыщены УВ под действием циркулировавших горячих растворов. Из этого следует, что присутствие крупнокристаллического перекристаллизованного (изверженные породы) и регенера-ционного (терригенные породы) кварца, а также триклинного структурно совершенного крупночешуйчатого каолинита (в меньшей степени диккита) является главным минералогическим показателем возможной нефтенасыщенности коллекторов переходного комплекса и чехла. Такие коллекторы могут быть сосредоточены в Шеркалинской, Тюмено-Тобольской и Вагай-Ишим-ской фациальных зонах (см. рисунок), где присутствует основная масса локальных впадин.
Формация пропилитов
Формация пропилитов, генетически взаимосвязанная с вторичными кварцитами (Коржинский Д.С., 1953) [5], широко распространена в пределах Большехетской впадины (вулканического плато), которая находится в непосредственной близости от окружающих ее с трех сторон погребенных континентальных рифтов: на западе и севере — Кол-тогорско-Уренгойского, а на востоке — Худосейского (см. рисунок). Там насыщенные газоконденсатом терригенные толщи известны на Пя-кяхинском месторождении (скв. 2020Р, интервал глубин 3185,30-3195,40 м, пласт БУ106) и на Северо-Хальмерпа-ютинской площади (скв. 2042, интервал глубин 3192,00-3201,00 м; скв. 2051, интервал глубин 3343,00-3638,93 м). Породы представлены главным образом песчаниками, алевропесчаниками и песчаными алевролитами валанжин-ского яруса (К1). Специальные исследования (Коробов А.Д., Коробова Л. А., 2008, 2011) показали, что эти породы становятся продуктивными коллекторами в результа-
те интенсивного гидротермального изменения — низкотемпературной (200-290 °С) пропилитизации. Среди последней, в соответствии с теоретическими представлениями Д.С.Кор-жинского (1953), М.А.Ратеева с коллегами (1972) и В.И.Гугушвили (1980), авторы статьи различают це-олитовую и трансильванскую фации. Продукты среднетемпературной (290-380 °С) пропилитизации выражены слабо, но отмечаются во всех исследованных образцах. Рассмотрим подробнее каждую из этих фаций.
Среднетемпературные пропилиты
Среднетемпературная пропи-литизация в породах Большехет-ской впадины проявилась, прежде всего, в развитии эпидота. Его количество ограничено. Он ассоциирует с широким набором гидротермальных минералов: ломонтитом, хлоритом, кальцитом, кварцем, редко — пиритом и гидрослюдой и встречен во всех анализированных пробах. Эпидот тесно ассоциирует с хлоритом (и продуктами его позднего преобразования), иногда замещая его. Он часто развит в основной (цементирующей) массе терригенных пород, образуя достаточно крупные кристаллы. Обломки пород содержат новообразованные эпидот, хлорит и лейкок-сен. При этом нередко наблюдается концентрация мелких выделений гидротермального эпидота вокруг частично или полностью эпи-дотизированных плагиоклазов. Зерна биотита в незначительной степени замещены эпидотом. Что касается другого характерного минерала среднетемпературных про-пилитов — альбита, то его сложно обнаружить. Это связано с тем, что в условиях слабого развития процесса формируется "аномальный" (по Русинову В.Л., 1968) альбит, диагностика которого затруднена. Поэтому минералом-индикатором
среднетемпературной пропилитиза-ции терригенных пород Пякяхин-ского месторождения и Северо-Ха-льмерпаютинской площади является легко диагностируемый в шлифах эпидот.
Низкотемпературные пропилиты
Фация цеолитовых пропилитов
Цеолитовые пропилиты наиболее широко развиты в интервале глубин 3189,40-3192,40; 3195,30 м в скв. 2020Р Пякяхинского месторождения и в интервале глубин 3343,0-3367,0 м в скв. 2051 Севе-ро-Хальмерпаютинской площади. Процесс выражается в ломонтити-зации различных ингредиентов песчаников и алевропесчаников и нередко накладывается на участки, испытавшие предварительную хло-ритизацию, окварцевание, карбо-натизацию, эпидотизацию, пиритизацию и лейкоксенизацию, т.е. среднетемпературную пропилити-зацию.
Ломонтит — индикаторный минерал цеолитовых пропилитов — тесно ассоциирует с хлоритом и продуктами его более позднего изменения. Поэтому в базисе терри-генных пород, как правило, присутствует, по данным рентгенофазо-вых исследований, хлорит-цеолито-вый (хлорит + смешанослойный хлорит — монтмориллонит + ло-монтит) микроагрегат. При этом практически невозможно отличить реликты предшествующей хлорити-зации от той, которая сопутствовала цеолитовой пропилитизации. Ло-монтит образует пойкилобласты — крупные пластинчатые призматические кристаллы с совершенной спайностью в одном, редко двух направлениях, в которые погружен обломочный материал. Пойкило-бластическая ломонтитизация — характерная черта зон интенсивной цеолитовой пропилитизации.
Обломки пород и минералов в различной степени изменены. Полевые шпаты ломонтитизированы, пелитизированы, эпидотизированы, серицитизированы, хлоритизирова-ны, редко соссюритизированы. Биотит значительно преобразован, причем в несколько этапов. Сначала он был эпидотизирован, лейкоксени-зирован, а в самую позднюю (низкотемпературную) стадию — гидро-слюдизирован, вермикулитизирован, гидратирован, смектитизирован. Новообразованный пирит встречается в виде редких гнезд и рассеянных глобул. Он развит по биотиту, хлориту, обломкам эффузивных пород. Еще одной характерной особенностью цеолитовых пропилитов является проницаемость. Петрографические наблюдения свидетельствуют, что сообщающиеся между собой поры составляют в среднем 6-10 % площади шлифа. Форма их неправильная, часто удлиненная. Размеры варьируют от 0,08х0,16 до 0,25х0,50 мм. Это подтверждает ранее сделанный вывод (Коробов А.Д. и др., 1993) о том, что при низкотемпературной пропилитиза-ции ломонтит является минералом-индикатором коллекторов. Этот минерал заметно улучшает проницаемость пород.
Фаиия трансильванских пропилитов
В отличие от цеолитовых пропилитов, трансильванские пропилиты распространены ограничено и приурочены к слабопроницаемым породам: тонкообломочным алевролитам, алевроизвестнякам гидротермально-метасоматической природы, реже — песчанистым алевролитам. Трансильванские пропилиты встречены на глубине 3193,9 м в скв. 2020Р Пякяхин-ского месторождения и в интервалах глубин 3499-3501; 3580-3581; 3536 м в скв. 2051 Северо-Хальмерпаютин-ской площади. Процесс проявился в кальцитизации различных ингредиентов терригенных пород.
Кальцит ассоциирует с хлоритом, гидрослюдой и продуктами их низкотемпературного преобразования. Наиболее активно пропилити-зация протекала в цементирующей массе пород, где формировался различно окристаллизованный кальцит и возникали пойкилобласты этого минерала. Межзерновые зоны редко заполнены ломонтитом. Наблюдается это в том случае, если карбонатизация несколько ослабевает. На участках же активной кальцитизации ломонтит отсутствует.
В карбонатный цемент, часто представленный пойкилобластами кальцита, погружен обломочный материал. Обломки полевых шпатов и эффузивов, прежде в различной степени эпидотизированные, хлоритизированные, лейкоксенизи-рованные, значительно корродированы поздним карбонатом кальция или даже полностью замещены кальцитом. На участках шлифа, где процесс проявлен наиболее активно, видны обломки кварца, корродированные кальцитом. Еще к одной особенности трансильванских пропилитов относится их слабая проницаемость. В шлифе не обнаружены какие-либо поры или каверны. От этого песчаник выглядит достаточно прочным и массивным и может выполнять функцию экрана. Это соответствует заключению (Коробов А.Д. и др., 1993), что при низкотемпературной пропилитизации кальцит служит минералом-индикатором локальных флюидоупоров.
Важно отметить, что характер карбонатизации терригенных пород удивительно напоминает особенности их цеолитизации. Протекая одновременно, эти два процесса, вызывающие разуплотнение и переуплотнение пород, пространственно не пересекаются. К такому же выводу авторы статьи пришли, изучая современные гидротермальные процессы на Камчатке.
Выявленная для пород чехла связь вторичных процессов с фильтрационными характеристиками и
продуктивностью в полной мере справедлива и для базальтов раннего — среднего триаса Колтогор-ско-Уренгойского грабена. Так, самыми высокими коллекторскими свойствами обладают зоны интенсивной гидротермальной проработки (цеолитизации) рифтовых базальтов, вскрытых Тюменской сверхглубокой скв. СГ-6 в интервале глубин 6822-6886 м. Пористость пород в этих частях разреза достигает 19 %, а проницаемость — 11-10"3мкм2. Пустотное пространство коллектора образовано как порами, так кавернами и трещинами. Размер каверн может составлять 22 мм. В этом интервале глубин сосредоточены максимально ломонтитизиро-ванные, в меньшей степени эпидо-тизированные, альбитизированные и хлоритизированные базальты. Низкие коллекторские свойства вулканитов обусловлены заполнением пустот гидротермальным кварцем и карбонатами (Ехлаков Ю.А. и др., 2001) [6].
По данным Т.В.Карасевой с соавторами [1, 2] и Ю.А.Ехлакова с коллегами (2001), из метасоматиче-ски измененных (ломонтитизиро-ванных и эпидотизированных) базальтов скв. СГ-6 в интервале глубин 6622-6654 м получен приток низкоминерализованной воды с газом (до 98 %). Пропилитизированные газоводонасыщенные базальты-коллекторы обладают пористостью до 15 % и проницаемостью до 7-10-3 мкм2. В качестве флюидоупора в этом случае могут быть хлоритизирован-ные и карбонатизированные базальты, залегающие в интервале глубин 6579-6520 м (Ехлаков Ю.А. и др., 2001), которые авторы статьи относят к трансильванским пропилитам. Второй случай, когда гидротермально измененные рифтовые базальты раннего — среднего триаса выступают в роли коллекторов, описывают Л.В.Сиротенко и В.И.Горбачев [7] на примере Ен-Яхинской сверхглубокой параметрической скв. СГ-7, пробуренной на севере Западной
Сибири. В результате испытаний в интервале глубин 7124-7163 м было получено 48 м3/сут УВ-газа с водой. Это свидетельствует о возможной локализации газа в пропилити-зированных рифтовых базальтах.
Таким образом, в рифтах и примыкающих к ним территориях при тектоногидротермальной активизации породы доюрского комплекса и чехла вдоль секущих их разломов были одинаково изменены (образованы цеолитовые и трансильванские пропилиты) и насыщены УВ под влиянием циркулирующих высоконагретых растворов. Поэтому присутствие ломонти-та является главным минералогическим показателем возможной насыщенности вторичных коллекторов переходного комплекса и чехла газоконденсатом и (или) газом.
Закономерности локализации
нефтегазоносных вторичных квариитов и пропилитов
Проведенные исследования показали, что в районе Красноленин-ского свода, где расположено Та-линское месторождение, под влиянием циркулировавших высоконагретых растворов в крупнозернистых песчаниках и гравелитах шеркалин-ской 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. Причем переход от неизменных по-лимиктовых песчаников и гравелитов до зон их максимальной гидротермальной переработки, по данным В.И.Белкина и А.К.Бачурина (1990), колеблется в интервале от десятков сантиметров до первых метров.
В этом ряду свое четкое место занимает альбитизация плагиоклазов.
Аутигенный альбит шеркалинской пачки, как правило, представляет собой полый или пористый монокристалл, пустоты которого заполнены вторичными минералами. Среди них, с учетом новообразованного минерала-хозяина, необходимо различать две ассоциации, типичные, с точки зрения Д.С.Коржин-ского (1953) и Н.И.Наковника [5], для двух генетически взаимосвязанных гидротермально-метасома-тических формаций: пропилитовой (альбит + хлорит + карбонаты) и вторичных кварцитов (каолинит + дик-кит + кварц). Следовательно, отмеченные минеральные ассоциации определяют пограничные условия двух процессов — пропилитизации и сернокислотного выщелачивания, которые существовали на Талин-ском месторождении в период тек-тоногидротермальной активизации. Это подтверждается тем, что альби-тизация происходит под действием слабокислых (pH-6) растворов (На-боко С.И., 1970), имеющих температуру 290 °С и выше (Коробов А.Д. и др., 1993). При этом процессы пропилитизации в породах шерка-линской пачки носят эмбриональный характер, а сернокислотное выщелачивание проявлено очень широко. Такие обстановки минералообразо-вания с температурой 150-200 °С были типичны для изолированных впадин с риолитовыми куполами и перекрывающих их пород чехла. Там формировались кислотно-выщелоченные коллекторы формации вторичных кварцитов и осуществлялся синтез преимущественно жидких УВ. В рифтах с базальтовым комплексом и надрифтовых желобах с терригенными породами под влиянием горячих растворов минералообразование протекало в более высокотемпературных (от 200-290 до 380 оС) щелочных условиях, возникали пропилитовые коллекторы и флюидоупоры, а также газообразные нафтиды.
Выявленный аутигенез является характерной особенностью се-
диментационных бассейнов с погребенным континентальным рифтом. Об этом свидетельствуют специальные исследования, проведенные Е.А.Предтеченской с соавторами (2009) в нижне-среднеюрских нефтегазоносных отложениях Западной Сибири. Ими установлено, что в пределах надрифтовых желобов в цементе перекрывающих пород доминируют вторичные карбонаты кальция и магния (щелочной режим минералонакопления), которые надо рассматривать как следствие проявления трансильванской (по классификации Коржинского Д.С., 1953) пропилитизации. В районах же, где в составе фундамента имеется много "гранитных интрузий" (развит триасовый риолитовый комплекс (Бочкарев В.С. и др., 2000), в перекрывающих локальные впадины осадочных толщах преобладают гидротермальные минералы — дик-кит, каолинит, кварц, опал, халцедон, в меньшей степени — хлорит и альбит. Первые служат индикаторами продуктивных коллекторов формации вторичных кварцитов.
В этой связи напрашивается закономерный вопрос: чем обусловлены различия аутигенеза и фазовой зональности УВ в структурах активизации рифтогенных седимен-тационных бассейнов? Ответ на вторую часть вопроса заключается в том, что фазовая зональность генерируемых нафтидов Западной Сибири контролируется зональностью температурной, которая, в свою очередь, является отражением региональной метасоматической зональности. Последняя возникает в нефтегазоматеринских породах при тектоногидротермальной активизации (Коробов А.Д., Коробова Л.А., 2011): изолированные впадины и перекрывающие их породы чехла: нефть (гидротермальные аргилли-зиты, 60-170 °С) ^ нефть + газоконденсат (гидротермальные ар-гиллизиты, вторичные кварциты, 150-200 °С); рифты и надрифтовые желоба: газоконденсат (пропилиты
низкотемпературные, 200-290 °С) ^ ^ газ (пропилиты среднетемпера-турные, 290-380 °С). Однако при этом надо постоянно помнить, что современная фазовая зональность УВ на месторождениях Западной Сибири часто не укладывается в изложенную схему. Это связано с очень высокой миграционной способностью нафтидов, чутко реагирующих на меняющийся режим температур и давлений во время тектонической перестройки, что сильно осложняет вертикальное и латеральное распределение жидких и газообразных УВ.
Чтобы ответить на первую часть вопроса необходимо вспомнить, что рН растворов на месторождениях УВ-сырья контролируется прежде всего окислением ОВ, в меньшей степени — УВ. Поэтому различия кислотно-щелочных обстановок гидротермального минерагенеза в структурах активизации определялись, при прочих равных условиях, неодинаковым содержанием рассеянного ОВ в каждой из них.
В перекрывающих изолированные впадины породах чехла температуры в периоды тектонической перестройки, видимо, редко превышали 200 °С. Можно предположить, что при этом не все ОВ трансформировалось в УВ. Часть его оставалась в породах и могла окисляться, понижая рН растворов. Кроме того, при созревании рассеянного ОВ и образовании УВ выделялся сероводород, который впоследствии при окислении образовывал серную кислоту, повышающую активность гидротерм. Микронефть (нефть) также могла окисляться и создавать низкие значения рН нагретых вод. Все это в совокупности порождало кислые агрессивные растворы. Они вызывали глубокое выщелачивание, особенно если процесс протекал в режиме интенсивного пульсирующего стресса, способствующего быстрому удалению продуктов реакции из пластовой систе-
мы, что наблюдалось на Талинском месторождении (Коробов А.Д., Коробова Л.А., 2011). Однако на фоне кислотного выщелачивания могли возникать кратковременные обстановки щелочного минералонакоп-ления (адуляризация), связанные с вскипанием гидротерм и потерей СО2.
Иная картина складывалась в надрифтовых желобах, где температура в периоды тектонической активизации была существенно выше (200-380 °С). В таких случаях происходила глубокая и более полная трансформация ОВ в УВ (природный газ, газоконденсат). Рассеянного ОВ, способного окисляться, оставалось слишком мало в материнских и вмещающих породах. Кроме того, в составе генерируемого при этом "нижнего высокотемпературного газа" [3] доминировал устойчивый к окислению метан. Он быстро заполнял коллектор, вытеснял воду и консервировал пластовую систему, т.е. прекращал развитие в ней регрессивного аутигенеза. Все это препятствовало снижению рН нагретых растворов, и гидротермальное минералообразование происходило до прихода УВ в пласт в щелочной (до близнейтральной) обстановке.
Из этого следует, что в седи-ментационных бассейнах с погребенным континентальным рифтом при тектонической активизации появлялись различные по своим параметрам потоки глубинных тепловых флюидов, т.е. имел место разноин-тенсивный конвективный тепломас-соперенос. Взаимодействуя с породами осадочного чехла, флюиды, с одной стороны, определяли кислотность — щелочность растворов и формационную принадлежность гид-ротемальных коллекторов, а с другой — контролировали фазовую зональность образующихся УВ. Поэтому формирование вторичных коллекторов в таких случаях нельзя рассматривать в отрыве от процесса нефтегазогенерации.
Выводы
Приведенные данные позволяют сделать следующие основные выводы.
1. В рифтогенных осадочных бассейнах при тектонической перестройке в структурах активизации существовали различные по физико-химическим параметрам гидротермы, которые определяли характер аутигенного минерагенеза возникающих вторичных коллекторов и фазовую зональность генерируемых УВ.
2. Кислотность — щелочность гидротерм в период тектонической активизации контролировалась, видимо, главным образом количеством окисляющегося рассеянного ОВ осадочных толщ. Меньшую роль в данном процессе играли УВ. Это, наряду с температурой и тектонической напряженностью (режимом пульсирующего стресса), во многом определяло метасоматическую зональность в породах переходного комплекса и чехла конкретной структуры активизации.
3. Под действием горячих растворов образовались две продуктивные генетически взаимосвязанные гидротермально-метасоматиче-ские формации (вторичные кварциты и пропилиты), локализованные в двух генетически сопряженных структурах активизации: соответственно в изолированных впадинах и перекрывающих толщах чехла, в рифтах и породах надрифтовых желобов.
4. Фазовая зональность генерируемых УВ контролировалась температурной зональностью, которая являлась, в свою очередь, отражением региональной метасомати-ческой зональности. Последняя формировалась при тектоногидротер-мальной активизации, затрагивающей среди осадочных толщ чехла и нефтегазоматеринские породы.
5. Современная фазовая зональность УВ на месторождениях Западной Сибири часто не совпадает с региональной фазовой зональностью нафтидов периода их генерации.
OIL AND GAS BEARING FACIES OF SECONDARY QUARTZITES AND PROPYLITES OF WEST SIBERIAN PLATE
Korobov A.D., Korobova L.A. (Saratov state university)
It is shown in the article that different hydrotherms having effect on character of authigenic mineral genesis of secondary quartzites and HC phase zonality were recorded in riftogenous sedimentary basins under tectonic reconstruction. Acidity — alkalinity of hydrotherms in period of tectonic activation was principally controlled by dispersed OM. Two hydrothermally-metasomatic formations have been formed under hot solutions effect. In acid-alkal rocks of transition complex and cover are mainly accumulated gas and gas-condensates, and in zeolitic analogs — gas-condensate and gas.
Key words: secondary quartzites; propylites; hydrotherms; dispersed OM; condensate; gas.
6. В кислотно-выщелоченных породах переходного комплекса и чехла (вторичных кварцитах) сосредоточены преимущественно залежи нефти и газоконденсата, а в цеоли-тизированных аналогах (пропили-тах) — газоконденсата и газа.
Литература
1. Карасева Т.В. Основные научные результаты исследования Тюменской сверхглубокой скважины / Т.В.Карасе-ва, В.И.Горбачева, М.Б.Келлер, В.А.Пономарева // Тюменская сверхглубокая скважина (интервал 0-7502 м). Результаты бурения и исследования: сб. докл. Научное бурение в России. — Пермь: Изд-во КамНИИКИГСа, 1996. - Вып. 4.
2. Карасева (Белоконь) Т.В. Эффективность глубокого и сверхглубокого параметрического бурения для оценки ресурсов углеводородов ниже освоен-
ных глубин / Т.В.Карасева (Белоконь), Ю.А.Ехлаков, В.И.Горбачев и др. // Приоритетные направления поисков крупных и уникальных месторождений нефти и газа. — М.: Изд-во ООО "Геоин-форммарк", 2004.
3. Кравченко К.Н. Нафтидное районирование арктических акваторий России и Аляски в связи с размещением и поисками уникальных месторождений нефти и газа / К.Н.Кравченко, О.В.Иванова, Ю.К.Бурлин, Б.А.Соколов // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений. — 2000. — № 11.
4. Липатова В.В. Проект стратиграфической схемы триасовых отложений Западно-Сибирской плиты (по решениям Межведомственного рабочего совещания в г. Ярославль, 2000 г.) / В.В.Липатова, А.М.Казаков // Триас Западной Сибири (материалы к стратиграфическому совещанию по мезозою Западно-Сибирской плиты). — Новосибирск: Изд-во СНИИГГиМСа, 2001.
5. Наковкин Н.И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых. — М.: Недра, 1968.
6. Сиротенко Л.В. Факторы развития коллекторов в нижней части разреза Тюменской сверхглубокой скважины / Л.В.Сиротенко, В.И.Горбачев // Геология и геофизика. — 2000. — Т. 41. — № 4.
7. Сиротенко Л.В. Коллекторский потенциал и трещиноватость вулкано-генно-осадочных образований на глубинах до 8250 метров в Ен-Яхинской сверхглубокой параметрической скважине СГ-7 / Л.В.Сиротенко, В.И.Горбачев // Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли. Матер. 5-го Всерос. литологич. совещ. — Т.2. — Екатеринбург: Изд-во ИГГ УрО РАН, 2008.
8. Соколов Б.А. О возможной быстрой современной генерации нефти и газа / Б.А.Соколов, А.Н.Гусева // Вестник МГУ. Сер. геолог. — 1993. — № 3.
9. Хаин В.Е. Рифтогенез и нефте-газоносность: основные проблемы / В.Е.Хаин, Б.А.Соколов // Рифтогенез и нефтегазоносность. — М.: Наука, 1993.
© А.Д.Коробов, Л.А.Коробова, 2013
Александр Амитриевич Коробов, заведующий кафедрой, доктор геолого-минералогических наук, [email protected];
Людмила Александровна Коробова, доиент,
кандидат геолого-минералогических наук, [email protected].
Уважаемые ав/Оо/гм!
2)ил ш/&иисации статей <2 Mct/fuuue "Теология яефпш и газа " нео&сое/имо вьмолнмпь слес/цкчцие Щгебования Шекай аЯа&ей н(шсммг&Ися на (¡иске или но элеюн/гонной поч>Яе 6 /НекаЯовых /гее/аюно/гах Word 6.0, 7.0 или Word 7.0/97 t/лл Windows. CLuJocriîfianuu желаМельно nftuarUaMb в ива.Яе 6 cpoftMcuiiax любой Seficuu Corel 2)raur или ЛЗУ- с/игз[1еишшем яе менее 300 /Почек. Jïftocbâa иллюстрации, выполненные 6 эМих nftoifuuuuuc, не иалшца/Яь 6 Word. Список. JMt&efuufU/fm не ог/шничен, люжно ссыисиЯься на со<5ан£ешше fiaâoriibi.
ACTUAL PROBLEMS OF OIL AND GAS GEOLOGY
