CC BY
33
Рис.1. Палинспастические модели развития востока Восточно-Европейского континента и Уральского океана (2, с изменениями и дополнениями): А - рифей-венд; Б - поздний кембрий; В - ранний-средний ордовик; Г - средний девон. 1-континенты: а-суша, Ь-мелководные моря; 2-океаны; 3-рифейская рифтовая система; 4-ордовикская рифтовая система; 5-зоны спрединга; 6-вулканическая дуга; 7-зона субдукции; 8-складчатый пояс; 9-палеошироты; Ю-Оренбургская область
Рис.2. Палинспастические модели развития востока Восточно-Европейского континента и Уральского океана (2, с изменениями и дополнениями): А - средний-поздний фран; Б -поздний фран - ранний фамен. 1-глубоководные внутриконтинентальные моря; 2-зона спрединга; 3-поддвиг Мугоджарского микроконтинента под Магнитогорскую вулканическую дугу: а-складчатый пояс; остальные условные обозначения см. на рис.1
Рис.3. Палеогеографические карты западной части Оренбургской области: А - средний-поздний фран; Б - поздний фран - ранний фамен. 1-суша; 2-терригенные разнозернистые осадки периодически заливаемой морем прибрежной равнины; 3-мелководно-морские песчаники; 4-песчаники врезанных каналов низкого стояния уровня моря; 5-глинистый шельф; 6-мелководный карбонатный шельф; 7-мелководный глинисто-карбонатный шельф; глубоководные бассейны: 8-глубина 200-400 м; 9-глубина более 400 м; 10-внутрибассейновые одиночные рифы
Ю}кно-Татардкий
Бугуруслан
Бузулук
^ Сорвчинск^
1кташ
Ая Гадина
ш о о
2 3
5
6
часть Предуральского прогиба осложнила система надвигов, которые создали структуры и зоны трещиноватости, контролирующие промышленные скопления нефти и газа в башкирских карбонатах (Саратовское, Бер-кутовское и другие месторождения), а также в верхнекаменноугольных и нижнепермских глубоководных породах (залежи Кинзебула-товского типа).
В кунгурский век Уральский складчатый пояс полностью отделил восток Восточно-Европейской платформы от Мирового океана. Ее восточная часть превратилась в ареал эвапоритовой седиментации, где сформировалась мощная соленосная региональная покрышка. В процессе альпийского (поздне-палеогенового) тектогенеза (сжатия) произошло возрождение Урала, возобновились движения по многим верхнедевонским разломам, в том числе продолжилась инверсия древних рифтов. Это привело к усилению амплитуды валов и других тектонических дислокаций, заложившихся в раннегерцин-ское время (Большекинельский, Оренбургский, Мухановский, Жигулёвский валы и др.), и их проявлению практически во всем разрезе осадочного чехла. Последним обусловлен широкий стратиграфический диапазон нефтегазоносности подобных дислокаций.
Таким образом, для более полного понимания движущих сил и условий, приводящих к образованию и развитию на континентальной окраине нефтеносных бассейнов целесообразно изучение геолого-геофизических данных по этим бассейнам совместно с результатами палеогеодинамических реконструкций в прилегающем океане. Тектонические события в Уральском палеоокеа-
не повлияли на особенности тектоники и седиментации на восточной окраине Восточно-Европейского континента.
Нефтегазоносные комплексы осадочного чехла Волго-Уральской провинции сформировались главным образом на стадии закрытия океана, что, очевидно, обусловило подъем уровня моря, его трансгрессию на континент и накопление осадков, благоприятных для формирования резервуаров и неф-тематеринских толщ. Нефтепроизводящие доманиковые осадки обеспечили основные объемы нефти. Богатые залежи ее сосредоточены в песчаных резервуарах нижнефран-ских аллювиально-дельтовых систем, верх-нефранских врезаных каналов, нижневизей-ских флювиальных русел и озер (Ромашкин-ское, Мухановское, Ново-Запрудненское, Вахитовское, Радаевское и другие месторождения). В карбонатных и терригенных коллекторах нижнего и среднего карбона Кам-ско-Кинельской системы прогибов сосредоточены крупнейшие зоны нефтенакопления (Арлано-Дюртюлинская, Бобровско-Пок-ровская и др.)
Большинство месторождений УВ Волго-Уральской провинции контролируется тектоническими и атектоническими структурами, заложившимися или сформировавшимися в процессе раннегерцинского тектогенеза. Последний тесно связан с коллизионными явлениями внутри Уральского океана. К тектоническим валам раннегерцинского времени заложения приурочены крупнейшие зоны нефтенакопления (Муха-новская, Болыпекинельская и др.), а также гигантское Оренбургское нефтегазоконден-сатное месторождение.
Литература
1. Алиев М.М., Батанова Г.П., Хачатрян P.O. и др. Девонские отложения Волго-Уральской нефтегазоносной провинции. - М.: Недра, 1978.
2. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных шит территории СССР: в 2 кн. - М.: Недра, 1990.
3. Масагутов Р.Х. Литолого-стратиграфическая характеристика и палеогеография позднего докембрия Башкирского Приуралья. - М.:Недра, 2002.
4. Нажметдинов А.Ш. Структура ордовика северо-восточной части Прикаспийской впадины //Геология нефти и газа. - 1990. - № 5. - С.5-10.
5. Никитин Ю.И. К обоснованию развития геологоразведочных работ в старых нефтегазодобывающих районах Нижнего Поволжья //Недра Поволжья и Прикаспия. - 2006. - Вып.58. -С. 10-16.
6. Никитин Ю.И., Яцкевич C.B. Раннегерцинский тектогенез северного борта Прикаспийской впадины //Материалы всероссийской научной конференции: "Геология Русской плиты и сопредельных территорий на рубеже веков", посвященной памяти профессора В.В.Тикшаева.27-30 марта 2000 г. - Саратов, 2000. - С.69.
7. Зайдельсон М.И., Суровиков Е.Я., Казьмин Л.Л. и др. Особенности генерации, миграции и аккумуляции УВ доманикоидных формаций //Геология нефти и газа. - 1990. - № 5. - С.2-5.
8. Мирчинк М.Ф., Мкртчян О.М., Хатьянов Ф.И. и др. Рифы Урало-Поволжья, их роль в размещении залежей нефти и газа и методика поисков. - М.: Недра, 1974.
9. Сорохтин О.Г. Тектоника литосферных плит и природа глобальных трансгрессий //Проблемы палеогидрологии. -М.: Наука, 1976. - С.54-68.
10. Фёдоров Д.Л. Структура поверхности фундамента Прикаспийской впадины //Разведка и охрана недр. - 2003. - № 2. - С. 11-12.
11. Шеин B.C. Геология и нефтегазоносность России. - М.: ВНИГНИ, 2006.
УДК 553.982.23
ОБЩНОСТЬ ПРОЦЕССА ФОРМИРОВАНИЯ ПРОДУКТИВНЫХ КОЛЛЕКТОРОВ В АЛЕВРО-ПЕСЧАНЫХ И ГЛИНИСТЫХ ПОРОДАХ ЧЕХЛА
РИФТОГЕННЫХ СЕДИМЕНТАЦИОННЫХ БАССЕЙНОВ
© 2010 г. А.Д. Коробов, JI.A. Коробова
Саратовский госуниверситет
Глинистые минералы и их парагенезисы являются чуткими индикаторами многообразия процессов изменения терригенных пород осадочного чехла горячими растворами. Последние появлялись при тектоно-гидротермалъной активизации седиментационных бассейнов с погребенным рифтом, осуществляли транспортировку углеводородов (УВ) и формировали продуктивные коллекторы. Образование вторичных коллекторов в алевро-пес-чаных и глинистых изначально богатых органическим веществом породах и их заполнение УВ происходили почти одновременно с той лишь разницей, что в глинистых толщах УВ возникали in situ, а в алевро-песчаные породы они поступали извне. Полученные на территории Западной Сибири оригинальные материалы могут быть полезны для геологов, работающих в Волго-Уральской нефтегазоносной провинции.
Введение
Несмотря на определенные успехи, достигнутые в последние десятилетия в оценке масштабов нефтегазообразования, при выяснении соотношения между количеством органического вещества (ОВ), непосредственно способствующего генерации УВ, и количеством органических соединений углерода и водорода, скопившихся в залежах,
возникают трудности. При рассмотрении конкретных геолого-минералогических или геолого-геохимических данных по многим нефтегазоносным бассейнам обнаруживаются существенные отклонения от общепринятых закономерностей и даже противоречия. Так, одни исследователи считают, что главная зона нефтеобразования начинается на глубинах с температурой 50-60 °С, тогда
как другие - с температурой 120-140 °С. Кроме того, как отмечают некоторые геологи [19], (Предтеченская и др., 2008; Boles, 2002), в зонах глубинных разломов нефтегазоносных бассейнов наблюдается резкое несоответствие границ между градациями катагенеза ОВ и стадиями изменения пород. Там установлены аномальные концентрации аутигенных минералов по сравнению с их общим региональным фоном. В Западной Сибири это проявляется в широком развитии термодинамически неустойчивых глинистых минералов (смектитов, гидрослюд модификации 1М, септехлоритов и др.), обнаруженных в породах, испытавших глубокий катагенез по данным отражательной способности витринита (Матусевич и др., 2008).
Еще более выразительные примеры такого несоответствия в осадочных бассейнах с ископаемыми рифтами связаны с вторичным разуплотнением песчаников под действием горячих циркулирующих на глубине растворов. Породы, характеризующиеся высокими стадиями изменения ОВ, в таких случаях становятся рыхлыми, легко проницаемыми (Колокольцев и др., 2008; Матусевич и др., 2008). В прогретых (в том числе и растворами) породах ОВ легче преобразуется, чем минеральное. В этой связи, по мнению В.М. Матусевича и его коллег (2008), недоучет характера наложенных (эпигенетических) изменений самих пород, насыщенных рассеянным ОВ, приводит к ошибкам при оценке регионального уровня литогенеза осадочных толщ и прогнозе нефтегазонос-ности территорий. В чем же причины таких несоответствий и каковы пути решения этой проблемы?
Геологи часто допускают большие погрешности при определении интервалов температур, характерных для различных зон регионального эпигенеза, когда проводят прямые замеры пластовых температур в скважинах и сопоставляют их с данными по маркам метаморфизации углей в керне этих же пластов. Они не учитывают при этом
двух принципиальных особенностей, типичных для осадочных бассейнов с погребенным континентальном рифтом.
Во-первых, температура в недрах таких бассейнов за всю историю их существования контролировалась не только и не столько характером одного лишь погружения с учетом регионального геотермического градиента; она испытывала значительный подъем в периоды тектонической перестройки региона (так называемая тектоно-гидро-термальная активизация [6]), а затем, во время относительного тектонического покоя -существенно снижалась. Всплески термальной активности происходили на фоне погружения осадочных бассейнов, при этом сочетались два фактора - кондуктивный и конвективный тепломассоперенос, без которых не могло происходить эффективное продуцирование УВ [1], (Гречишников, 1978, 1991). Эти же факторы в рифтовых осадочных бассейнах являлись причиной возникновения так называемых флюидодинами-ческих систем нефтегазообразования [19].
Во-вторых, отражательная способность витринита фиксирует лишь ту максимальную температуру прогрева пород, которая была однажды достигнута на исследуемом участке [1] и по которой невозможно проследить динамику температурного режима всего эпигенетического процесса. Поэтому в осадочных бассейнах, испытавших неоднократную тектоно-гидротермальную активизацию, температура, полученная по маркам метаморфизации углей, как правило, не соответствует современной, но является древней, т. е. палеотемпературой. Для того, чтобы повысить точность определения температур и проследить изменение палеотер-мического поля на различных стадиях эпигенетического (катагенетического) минерало-образования, необходимо проводить термические исследования флюидных включений в новообразованных минералах методом гомогенизации и (или) декрепитации.
В последние годы предпринимались неоднократные попытки совместного ис-
пользования в нефтегазовой геологии палео-термометрии как по газово-жидким включениям (ГЖВ) в аутигенных минералах (кальцит, анкерит, доломит, кварц, галит и др.), так и по отражательной способности вит-ринита [2, 15, 23]. При этом, в частности, было предложено различать показатели кон-дуктивного и конвективного палеогеотерми-ческого режимов [5] и сравнивать наибольшие значения каждого из них для разработки критериев дифференциации тектонических особенностей седиментационных бассейнов. В итоге выделены структуры с устойчивым прогибанием, тектоно-магмати-ческой активизацией и т. д. [15]. Однако в расчетах были задействованы только максимальные палеотемпературы, полученные по ГЖВ, и не учитывались остальные, характеризующие многие промежуточные стадии развития гидротермальных систем. Работа, которая в известной степени восполняет эти пробелы, проведена нами на действующих геотермальных месторождениях Камчатки и Курильских островов, а ее результаты распространены на древние и молодые гидротермальные системы областей наземного вулканизма [6, 7]. На основании этого авторами разработана минералого-катагенети-ческая шкала фазовой зональности УВ для осадочных бассейнов с ископаемым континентальным рифтом. Она отражает принципиальную схему сопоставления шкал катагенеза и углефикации ОВ и вертикальной зональности нафтидогенеза с вертикальной температурной и метасоматической зональностью гидротермальных систем рифтовых осадочных бассейнов (схема).
При таком подходе появляются минера-лы-индикаторы и, в первую очередь, слоистые силикаты, по которым, с одной стороны, возможно более точно оценить температуру преобразования вмещающих пород на различных этапах развития нефтегазоносных территорий, а с другой, - выяснить саму природу региональной или локальной ми-нерагении: седиментационную, седимента-ционно-диагенетическую, катагенетическую
или гидротермальную (гидротермально-ме-тасоматическую). Это тем более актуально, что в последние годы появляется все больше данных о растворах различной природы, способствующих формированию коллекторов нефти и газа. Циркулирующие по ослабленным направлениям горячие воды являются составной частью процессов эпигенетического минералообразования и, в частности, приводят к возникновению цеолитов и сопутствующих глинистых минералов. С цеолитизированными (ломонтитизирован-ными) породами интрузивного, эффузивного и осадочно-вулканогенного происхождения связаны нефтяные месторождения Белый Тигр и Дракон (Южный Вьетнам) (Аре-шев, и др., 1996; Дмитриевский и др., 1992; Поспелов, Шнип, 1995), Самгори-Патард-зеульское и Телетское нефтяные месторождения Притбилисского района Грузии (Ас-ланикашвили, 1980; Верник и др., 1985), нефтепроявления в Анадырском нефтегазоносном бассейне Чукотки (Боркун, 2008).
В настоящее время при изучении продуктивных толщ основное внимание уделяется типу существующих или закономерно сменяющих друг друга цеолитов, если таковые имеются в нефтегазоносных коллекторах. Цеолиты терригенных пород осадочного чехла при этом рассматриваются как ин-декс-минералы зон регионального эпигенеза. Слоистые же силикаты, генетически и пространственно ассоциирующие с новообразованными цеолитами, в таких случаях остаются почти не исследованными. Поэтому выяснение парагенезисов и истории формирования глинистых минералов ломонти-тизированных терригенных толщ скв.2051 Северо-Хальмерпаютинской площади (Болыпехетская синеклиза), где локализованы газоконденсатные месторождения, а также особенности преобразования пород ба-женовской свиты представляют несомненный практический и теоретический интерес. При решении этих вопросов станет возможным совершенно по-новому взглянуть на природу вторичных коллекторов чехла и ус-
Стадии литогенеза Подстадии Градации Углемарочиая шкала (марки углей) < )гражательная способность витршшта в соответствующих палеотемпературнмх интервалах [ кию >температ\ ры Г С) по минералам-индикаторам (Гугу-швшш. Коробов и др., 1493) Фации Формации Градации Интенсивность генерации углеводородов рассеянным органическим веществом пород
°С
Диагенез ДГ Торф ДГ ПК, Биомеган / 1 у- ""* 1
КАТАГЕНЕЗ Мезокатагенез Протокатагенез ПК1 Б, Мягкий Бурый 0.25-0.30 5.5-6 25-50
ПК2 Бг Матовый 0.30-0,40 6-6,5 50-75 ПК
60-150 Гидротермальные глины (каолннитовая и смектитовая) Гидротермальные аргиллизиты
ПКз Б3 Блестящий 0.40-0.50 6,5-7 75-90 ПК.
МК1 Д Длиннопламеннын 0.50-0.65 7-7.5 95-120 мк.
МК2 Г Газовый 0.65-0,85 7,5-8.2 120-160 170-160 Цеолитовая Главная'¡она нефтеобра ювання / ) -I/ у
МКз Ж Жирный 0.85-1,15 8.2-9 160-190 150-200 Аргиллизиро ванные пропилиты мк / ^^ / / Жирные газы ^ ^ Главная зона газообразования ^ х- / /
МК4 К Коксовый 1.15-1.55 9-9.8 190-215 мк.
мк5 ОС Отощенно-спекающинея 1.55-2 9.8-10.7 215-235 200-290 Низкотемпературные пропилиты (трансильванская и цеолитовая) Пропилиты мк АК,
Апокатагенез АК1 Т Тощий 2-2,50 10.7-11.5 Колее 240
ак2 ПА Полуантрацит 2.50-3.50 11.5-13 АК.
АК3 А Антрацит 3.50-4,70 13-14,5
ак4 4.70 и бол. 14.5 и бол. АК,
290-380 Среднетемпературные пропилиты
Принципиальная схема сопоставления шкал катагенеза и углефикации ОВ [1], (Вассоевич,1990) и вертикальной зональности нафтидогенеза (Вассоевич,1986) с вертикальной температурной и метасоматической зональностью гидротермальных систем осадочных бассейнов с погребенным континентальным рифтом [6]
ю
