CC BY
23
6. Кононов Ю.С. Геоструктурно-формационные особенности Нижне-Волжской нефтегазоносной области //Отечественная геология. - 2000. - № 3. - С.14-20.
7. Кононов Ю.С. Особенности продуктивности додевонских отложений Нижне-Волжской нефтегазоносной области //Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. -1998. - № 10. - С.15-19.
8. Кононов Ю.С. Зональность нефтегазонакопления и поисковые работы в нефтегазодобывающих районах (на примере Степновского вала) //Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2003. - № 2. - С. 11-15.
9. Воробьёв В.Я. Информативность методов прогнозирования платформенных структур. - Л.: Недра, 1991.
10. Милановский Е.Е. Эволюция рифтогенеза в истории Земли //Доклады 27 Международ. геол. конгресса. Тектоника. - М., 1984. - С.109-126.
11. Рифтогенез и рифтогенный магматизм - особенности проявления в спрединговых зонах и в областях над "горячими" и "холодными" полями мантии /М.И. Кузьмин, А.И. Альмухамедов, В.В. Ярмолюк, В.А. Кравчинский //Проблемы глобальной тектоники. - М.: изд-во ОГГГГН РАН, 2003. - С.7-31.
12. Формации среднедевонско-артинского нефтегазоносного этажа юго-востока Русской плиты (Прикаспийская мегавпадина и ее обрамление) /С.В. Яцкевич, В.Я. Воробьёв, Ю.И. Никитин и др. //Недра Поволжья и Прикаспия. - 2010. - Вып.63. - C.3-16.
13. Ермакова Б.В. Шлезингер А.Е. Консолидированная кора: время и место ее образования //Известия ВУЗ. Геология и разведка. - 2009. - № 7. - С.27-38.
14. Консолидированная кора Каспийского региона /Ю.Г. Леонов, Ю.А. Волож, М.П. Антипов и др. - М.: ГЕОС, 2011 (Труды ГИН РАН. - Вып.593).
15. Бурштейн Л.М. К вопросу о нелинейности процессов нефтидогенеза //Геология и геофизика. - 2009. - Т.50. - № 7. - С. 809-821.
УДК 553.982.23
ВТОРИЧНЫЕ КВАРЦИТЫ И ПРОПИЛИТЬ!
РИФТОГЕННЫХ СЕДИМЕНТАЦИОННЫХ БАССЕЙНОВ -НОВЫЙ НЕФТЕГАЗОПЕРСПЕКТИВНЫЙ ПОИСКОВЫЙ ОБЪЕКТ
© 2012 г. А.Д. Коробов, Л.А. Коробова, А.Т. Колотухин, В.М. Мухин, Л.В. Елисеева
Саратовский госуниверситет
На основе детальных литологических исследований показано единство эпигенетических преобразовании пород переходного комплекса и чехла Западно-Сибирской плиты в процессе тектоногидротермальной активизации. В рифтах с базальтовым комплексом и надрифтовых желобах с терригенными породами возникали насыщенные газоконденсатом и газом низко- и среднетемпературные пропилиты, а в изолированных (локальных) впадинах с риолитовыми куполами и в перекрывающих породах чехла - нефтесодержа-щие кислотно-выщелоченные породы, слагающие фациии вторичных кварцитов. Это доказывает существование особого рифтогенно-осадочного формационного комплекса, который можно рассматривать с новых позиций как нефтегазоперспективный поисковый объект. Оригинальные материалы, полученные на территории Западной Сибири, могут представлять интерес для специалистов, работающих вВолго-Уральской нефтегазоносной провинции.
Введение
Несмотря на значительные достижения в развитии теоретических основ нефтегазовой геологии за последние десятиления, причины резкой избирательности размещения месторождений углеводородного (УВ) сырья в литосфере все еще не находят своего однозначного объяснения. В семидесятых и первой половине восьмидесятых годов XX века появилась достаточно стройная теория стадийности нефтегазообразования, основу которой составляет представление о нефте-газоносности 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 нефтега-зообразования 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 (кон-дуктивным) полем. В условиях активного тектогенеза, который переживают большинство седиментационных 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 восьмидесятых годов прошлого столетия флюи-додинамический этап, призванный устранить вышеотмеченные 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 нефтегазообразования. Принципиально новым является понимание исследователями того, что прогрев осадочных пород связан не только с кондукционной передачей тепла, но и с конвективным теп-ломассопереносом. Если первый механизм создает общий тепловой фон, то конвективные процессы являются, в частности, серьезными ускорителями генерации углеводородов [28]. Свидетельством конвективного прогрева бассейнов мощного осад-конакопления может служить широкое развитие гидротермальных (гидротермально-метасоматическсих) процессов, а также обо-гащенность залежей нефти и газа металлами и глубинными газами. Такой подход к проблеме чрезвычайно важен для молодой Западно-Сибирской плиты (рифтового седи-ментационного бассейна), т.к. установлена [32] прямая генетическая связь между риф-тогенезом 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. Абдуллин [1], В.И. Белкин и А.К. Бачу-рин [2], Г.М. Гигашвили [3], М.Ю. Зубков с коллегами [6], А.Е. Лукин и О.М. Гарипов [20], Е.А. Предтеченская с соавторами [23], Т.А. Фёдорова и Р.А. Бочко [31], В.В. Шапен-ко и Ю.В. Щепеткин [33], А.Д. Коробов с коллегами [13, 14] и другие. Однако исследова-
телями не проводилась систематизация продуктов гидротермального изменения, позволявшая выделить метасоматические фации и формации, объяснить условия их формирования и приуроченность к конкретным структурам тектонической активизации. Рассмотрению этой проблемы применительно не только к породам осадочного чехла, но и переходного комплекса посвящена данная статья.
Гидротермально-метасоматические
формации в породах переходного комплекса и чехла
Установлено [13, 15], что характер эпигенетических изменений пород переходного комплекса и осадочного чехла ЗападноСибирской 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 раннемезозойским континентальным рифтогенезом. Именно в толщах изверженных пород Т1-3, выполняющих наложенные на палеозойский фундамент структуры, зарождались и циркулировали горячие растворы, значительная часть которых проникала в осадочный чехол по разломам. Различия тектонических позиций рифтов и генетически с ними связанных изолированных (локальных) впадин (схема) определили специфику заполняющего их изверженного материала и постмагматических явлений, в этих структурах протекавших. Это касается гидротермальных процессов как доюрской (доплитной) стадии, так и тех, что сопровождали тектоническую активизацию уже сформировавшейся молодой платформы. В течение мезозоя активизация ЗападноСибирской плиты возобновлялась неоднократно. В частности, она имела место в средней юре (180-160 млн лет), раннем мелу (неокоме - 145-120 млн лет) и позднем мелу -раннем палеогене (100-60 млн лет) [30].
В районе Красноленинского свода (схема), где расположено Талинское месторождение, в изолированных впадинах триасовые риолиты рогожниковской свиты (В.Г. Криночкин (1998)) и перекрывающие пласты ЮКю-ц шеркалинской пачки (верхний лейас) испытали интенсивное кислотное выщелачивание с возникновением вторичных кварцитов. Пропилиты нами обнаружены в доюрском комплексе и нижнемеловых отложениях на территории развития ископаемых континентальных рифтов (Тюменская сверхглубокая скв.СГ-6, Северо-Хальмерпаютинское, Пякяхинское месторождения и др.). Опишем процесс формирования каждой из вышеупомянутых формаций.
Формация вторичных кварцитов
Нефтенасыщенные пласты ЮК^ц Та-линского месторождения залегают в основании осадочного чехла Западно-Сибирской плиты. Они представлены главным образом мелко-, средне- и крупнозернистыми песчаниками с прослоями гравелитов. Специальные исследования [1, 6, 20] показали, что породы шеркалинской пачки становятся высококачественными коллекторами в результате глубокого гидротермального преобразования. Максимально переработанные терри-генные (обычно разнозернистые и грубооб-ломочные) породы представляют собой дик-кит-каолинит-кварцевые метасоматиты со сложно построенным пустотным пространством и широким развитием крупных пор и каверн.
Наши наблюдения и анализ литературных данных свидетельствуют, что по условиям формирования в рамках аутигенной диккит-каолинит-кварцевой ассоциации можно выделить две основные фации вторичных кварцитов: кварц - (диккит-каоли-нитовую) и (диккит-каолинит) - кварцевую. В первом случае растворение сочеталось с преобладающей каолинизацией (образованием минералов группы каолинита), во втором - с доминирующим окварцева-нием. Кроме того, растворение в условиях повышенных температур сопровождалось
Схема фациального районирования триасовых отложений Западно-Сибирской плиты
[19] с дополнениями [29] и уточнениями авторов. Границы: 1 - Западно-Сибирской плиты; 2 - фациальных областей; 3 - фациальных зон; 4 - рифты: а - Ямальский, б - Колтогорско-Уренгойский, в - Худуттейский, г - Худосейский, д - Аганский, е - Усть-Тымский, ж - Чузикский, и - Пякипурский; 5 - изолированные (локальные) впадины и вулканические плато; 6 - фациалъ-ные области: I - Ямало-Тазовская, II - Обь-Иртышская, III - Приуральская; 7 - фациалъные
зоны: 1 - Уренгойская, 2 - Ярудейская, 3 - Шеркалинская, 4 - Тюменско-Тобольская, 5 - Мансийская, 6 - Вагай-Ишимская, 7 - Омская, 8 - Тарско-Муромцевская, 9 - Хохряковская. Районы работ: А - Красноленинский, Б - Шаимский, В - Северо-Хальмерпаютинская площадь (Больше-хетская впадина)
альбитизацией плагиоклазов, но явление это достаточно локальное. Для более объективного представления о характере формирования высококачественных коллекторов рассмотрим подробнее процесс альбитизации и фации вторичных кварцитов.
Растворение и алъбитизация Процесс сосредоточен во внешних и внутренних частях обломочных зерен более основного плагиоклаза. Новообразованный альбит внутренних частей имеет разнообразные по форме полости растворения размером от тысячных долей миллиметра до 0,1 мм в поперечнике. В пустотах кроме аути-генных каолинита и диккита развиваются кварц, хлорит и карбонаты [7]. Суть процесса сводится к тому, что освобождающиеся при выщелачивании Na+ в условиях повышенных температур постепенно замещает Ca+2 обломочного плагиоклаза. Выделение альбита происходит без видимого привноса натрия, т.е. Na+ для новообразованного альбита заимствуется из исходного плагиоклаза. Кальций при этом частично поступает в раствор, о чем свидетельствует дырчатый характер псевдоморфоз альбита по плагиоклазу. Таким образом, альбитизация является отражением деанортизации плагиоклазов, что чрезвычайно характерно для гидротермального минералообразования [21].
Кальций, поступающий при этом в раствор, может входить в состав новообразованного кальцита или других карбонатов, которые осаждаются в пористом аути-генном альбите или метасоматически замещают терригенные минералы.
ßвления, идентичные описанным, обнаружены А.В. Копелиовичем [17] 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 альбитизации [21].
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 дик-китом.
Кварц - (диккит-каолинитовая) фация
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) осуществлялось растворение и метасоматическое 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. Зубковым и соавторами [6], А.Е. Лукиным и О.М. Гариповым [20], свидетельствуют, что в слабопроницаемых алевролитах наблюдается начальная и последующие стадии замещения триклинным каолинитом и диккитом обломков изверженных пород, полевых шпатов, слюд, гидрослюд, хлорита, смешанослойных образований. В более проницаемых мелко- и сред-незернистых песчаниках, где процесс гидротермальной глинизации нарастал, перечисленные терригенные минералы и обломки пород встречаются в виде реликтов. Здесь
отмечаются сложные взаимоотношения тер-ригенного структурно несовершенного моноклинного каолинита с новообразованными диккитом и триклинным каолинитом. Наблюдения в электронном и сканирующем микроскопах, подтвержденные рентгено-структурными исследованиями, свидетельствуют, что в одних случаях происходит трансформация моноклинного каолинита в диккит, а в других - его преобразование (перекристаллизация) в триклинный каолинит [7]. 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 приразлом-ных зон новообразованной триклинный каолинит достаточно стремительно уступает свое место диккиту. В силу этого глинистые минералы цемента здесь практически нацело представлены диккитом. В качестве незначительной примеси фиксируются фрагменты реликтовых терригенных слюд, хлорита и смешанослойных минералов [10].
На участках интенсивного выщелачивания (зоны разломов) в возникших крупных порах и кавернах продолжает доминировать диккит. 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 [2]. Важно подчеркнуть необычность сонахож-дения 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 окварцевания ((диккит-као-линит) - кварцевая фация) диккит начинал активно растворяться и часто полностью исчезал. Разрушение минерала установлено не только в шлифах, но и благодаря исследованиям, проведенным с помощью сканирующего микроскопа [7].
Процесс, пришедший на смену активному растворению, характеризуется формированием диккит-каолинитового порового цемента и, в меньшей степени, возникновением регенерационной огранки у кластогенных 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 [6]. На это обстоятельство 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 (3040 мк) идиоморфные разности каолинита и диккита, попадающие при отмучивании в алевритовую фракцию. Причем совершенной морфологии в таких случаях 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 [6]. Из неглинистых пород единственным минералом является кварц. Наряду с его сохранившимися обломочными зернами здесь присутствуют и преобразованные разности с регенерационной каймой обрастания [6]. Описанные породы имеют хорошие фильтрационно-емкостные свойства (ФЕС) и представляют собой нефтенасы-
щенные вторичные коллекторы шеркалин-ской 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 шер-калинской пачки. Формирование продуктивных вторичных коллекторов происходило в два этапа. В первый (ранний) осуществлялось полное разрушение (кислотное выщелачивание) неустойчивых компонентов тер-ригенной ассоциации с некоторым накоплением минералов кремнезема. Во второй (завершающий) этап имело место гидротермальное окварцевание пород.
Детальное литолого-петрографическое 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, смешанослойные минералы, амфиболы и обломки эффузивов. Причем этот процесс сопровождался практически полным выносом продуктов разложения за пределы зоны, чему способствовал режим интенсивного пульсирующего стресса [16]. Сказанное 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 раскрытостью от 0,08 до 1,4-3,0 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, имеющий размеры зерен менее 0,01 мм и слагающий глинистую
фракцию. Количество такого кварца составляет до половины общего содержания этой фракции в породе [1, 2, 6].
Процесс, сменивший активное растворение, характеризуется регенерацией клас-тогенного кварца и развитием микродруз этого минерала в пустотах выщелачивания. В значительно меньшей степени отмечается формирование диккитового (каолинит-дик-китового) порового цемента.
Своим габитусом кристаллы кварца здесь обязаны многочисленным регенера-ционным каемкам, нарощенным на исходные разноокатанные и выщелоченные обломки 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 [20]. На заключительных этапах регенерации отмечается захват битумов растущей кристаллической фазой [7]. Поэтому поздний аутигенный кварц нередко содержит многочисленные включения пузырьков темноок-рашенной жидкости - нефти.
За счет регенерационных каемок происходит значительное (в 2-3 раза) увеличение размеров исходных зерен кварца, достигающих при этом 0,8-0,9мм [6]. Укрупнение кристаллокластов приводит к формированию гранобластовой структуры. Кроме того, регенерационные каемки не просто залечивают изъяны и структуры растворения на поверхности кварцевых зерен, а восстанавливают их правильную огранку (габитус).
Окварцевание, проявившееся в порах и кавернах выщелачивания, выразилось в образовании микродруз прекрасно ограненных водяно-прозрачных кристаллов кварца, достигающих, в зависимости от величины пустот, размера 0,5-1,0 мм. Любопытно отметить, что регенерационный и вырастающий в кавернах микродрузовый кварц отличаются не только идиоморфизмом, но имеют и более совершенную по сравнению с обломочным кварцем кристаллическую структу-
ру, что подтверждается рентгеноструктурны-ми исследованиями [6].
Вышеописанные процессы сопряжены с резким возрастанием прежней и без того высокой проницаемости осадочных образований. В итоге вторичные коллекторы шер-калинского горизонта, соответствующие по минеральному составу формации вторичных кварцитов, приобрели проницаемость от первых сотен миллидарси до 4,5 Д при пористости от 16 до 23 % [2]. Это обусловило сверхпроводимость пород, которые рассматриваются Р. А. Абдуллиным [1] как вторичные суперколлекторы.
Установленная для осадочных пород связь наложенных процессов с ФЕС и продуктивностью может быть полностью распространена и на гидротемально измененные кислые эффузивы туринской серии изолированных впадин. Так, в Шаимском районе (схема) высокими коллекторскими свойствами отличаются зоны интенсивного сернокислотного выщелачивания риолитовых куполов, в которых выявлен новый для данной территории тип жильной ловушки УВ [13]. Породы этих зон рассечены многочисленными прожилками, выполненными крупночешуйчатыми структурно совершенными триклинным каолинитом (10-94 %) и диккитом (3-45 %), а также перекристаллизованным крупнозернистым кварцем (1030 %). В небольшом количестве (10%) отмечаются карбонаты - сидерит, доломит и др. Заслуживающим внимания является то, что испещеренные кварц-диккит-каолинитовы-ми прожилками риолиты либо пропитаны нефтью (скв.10666, глубина 1774,0-1796,0 м, Тальниковое месторождение), либо дают нефтепритоки: Тальниковое месторождение, скв.10329, глубина 1735,5-1741,0 м, дебит 66 т/сут; Толумское месторождение, с кв.10515, глубина 1709,0-1724,0 м, дебит 14 т/сут; глубина 1732,0-1745,0 м, дебит 4,3 т/сут.
Таким образом, в изолированных (локальных) впадинах при тектоногидротер-мальной активизации породы доюрского
комплекса и чехла вдоль секущих их разломов были одинаковым образом 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 регенерационного (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 Шер-калинской, Тюмено-Тобольской и Вагай-Ишимской фациальных зонах (схема), где присутствует основная масса локальных впадин.
Формация пропилитов Формация пропилитов, генетически взаимосвязанная с вторичными кварцитами [11, 22], масштабно проявлена в пределах Большехетской впадины (вулканического плато), которая находится в непосредственной близости от окружающих ее с трех сторон погребенных континентальных рифтов: на западе и севере - Колтогорско-Уренгой-ского, а на востоке - Худосейского (схема). Там насыщенные газоконденсатом терриген-ные толщи известны на Пякяхинском месторождении (скв.2020Р, глубина 3185,303195,40 м, пласт БУо16) и на Северо-Халь-мерпаютинской площади (скв.2042, глубина 3192,00-3201,00 м; скв.2051, глубина 3343,00-3638,93 м). Породы представлены, главным образом, песчаниками, алевропес-чаниками и песчаными алевролитами валан-жинского яруса (К1). Специальные исследования [14,15] показали, что эти породы становятся продуктивными коллекторами в результате интенсивного гидротермального изменения - низкотемпературной (200290 °С) пропилитизации. Среди последней, в соответствии с теоретическими представлениями Д.С. Коржинского [11], М.А. Ратее-
ва с коллегами [24] и В.И. Гугушвили [4], авторы статьи различают цеолитовую и трансильванскую фации. Продукты средне-температурной (290-380 °С) пропилитиза-ции выражены слабо, но отмечаются во всех исследованных образцах. Рассмотрим подробнее каждую из упомянутых фаций.
Среднетемпературные пропилиты
Среднетемпературная пропилитизация в породах Большехетской впадины проявилась, прежде всего, в развитии эпидота. Его количество ограничено. Он обнаруживает сонахождение 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 лей-коксен. При этом нередко наблюдается концентрация мелких выделений гидротермального эпидота вокруг частично или полностью эпидотизированных плагиоклазов. Зерна биотита в незначительной степени замещены эпидотом. Что касается другого характерного минерала среднетемператур-ных пропилитов - альбита, то его сложно обнаружить. Связано это с тем, что в условиях слабого развития процесса формируется "аномальный", по В.Л. Русинову [25], альбит, диагностика которого затруднена. Поэтому минералом-индикатором среднетем-пературной пропилитизации терригенных пород Пякяхинского месторождения и Севе-ро-Хальмерпаютинской площади является легко диагностируемый в шлифах эпидот.
Низкотемпературные пропилиты Фация цеолитовых пропилитов
Цеолитовые пропилиты наиболее широко развиты на глубине 3189,40-3192,40 м; 3195,30 м в скв.2020Р Пякяхинского месторождения и на глубине 3343,0-3367,0 м в скв.2051 Северо-Хальмерпаютинской пло-
щади. Процесс выражается в ломонтитиза-ции различных ингредиентов песчаников и алевропесчаников и нередко накладывается на участки, испытавшие предварительную хлоритизацию, окварцевание, карбонатиза-цию, эпидотизацию, пиритизацию и лейкок-сенизацию, т.е. среднетемпературную про-пилитизацию.
Ломонтит - индикаторный минерал цео-литовых пропилитов - тесно ассоциирует с хлоритом и продуктами его более позднего изменения. Поэтому в базисе терригенных пород, как правило, присутствует, по данным рентгенофазовых исследований, хлорит-цеолитовый (хлорит + смешанослойный хлорит - монтмориллонит + ломонтит) микроагрегат. При этом практически невозможно отличить реликты предшествующей хло-ритизации от той, которая сопутствовала цеолитовой пропилитизации. Ломонтит образует пойкилобласты - крупные пластинчатые призматические кристаллы с совершенной спайностью в одном, редко двух направлениях, в которые погружен обломочный материал. Пойкилобластическая ломон-титизация - характерная черта зон интенсивной цеолитовой пропилитизации.
Обломки пород и минералов в различной степени изменены. Полевые шпаты ло-монтитизированы, пелитизированы, эпидо-тизированы, серицитизированы, хлоритизи-рованы, редко соссюритизированы. Биотит значительно преобразован, причем в несколько этапов. Сначала он был эпидотизи-рован, лейкоксенизирован, а в самую позднюю (низкотемпературную) стадию - гид-рослюдизирован, вермикулитизирован, гид-ратирован, смектитизирован. Новообразованный пирит встречается в виде редких гнезд и рассеянных глобул. Он развит по биотиту, хлориту, обломкам эффузивных пород. Еще одной характерной особенностью цео-литовых 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 0,08 мм и 0,08 х 0,16 мм до 0,25 х 0,50 мм. Это подтверждает ранее сделанный вывод [12] о том, что при низкотемпературной пропили-тизации ломонтит является минералом -индикатором коллекторов. Своим появлением он заметно улучшает проницаемость пород.
Фация трансильванских пропилитов
В отличие от цеолитовых пропилитов трансильванские пропилиты распространены ограничено и приурочены к слабопроницаемым породам: тонкообломочным алевролитам, алевроизвестнякам гидротермаль-но-метасоматической природы, реже - песчанистым алевролитам. Трансильванские пропилиты встречены на глубине 3193,90 м в скв.2020Р Пякяхинского месторождения и на глубине 3499,0-3501,0; 3580,0-3581,0; 3536,0 м в скв.2051 Северо-Хальмерпаютин-ской площади. Процесс проявился в кальци-тизации различных ингредиентов терриген-ных пород.
Кальцит ассоциирует с хлоритом, гидрослюдой и продуктами их низкотемпературного преобразования. Наиболее активно пропилитизация протекала в цементирующей массе пород, где формировался различно окристаллизованный кальцит и возникали пойкилобласты этого минерала. Редко межзерновые зоны заполнены ломонтитом. Наблюдается это в том случае, если карбо-натизация 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, хлорити-зированные, лейкоксенизированные, бывают значительно корродированны поздним карбонатом кальция или даже полностью замещены кальцитом. На участках шлифа, где процесс проявлен наиболее активно, видны обломки кварца, корродированные кальцитом. Еще одной особенностью трансильван-
ских пропилитов является слабая их 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 [12], что при низкотемпературной пропилитизации кальцит служит минералом-индикатором локальных флюидоупоров.
Важно отметить, что характер карбона-тизации терригенных пород удивительно напоминает особенности их цеолитизации. Протекая одновременно, эти два процесса, вызывающие разуплотнение и переуплотнение пород, вместе с тем пространственно не пересекаются. К такому же выводу мы 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 Т1-2 Колтогорско-Уренгойского грабена. Так, самыми высокими коллекторскими свойствами обладают зоны интенсивной гидротермальной проработки (цеолитизации) риф-товых базальтов, вскрытых Тюменской сверхглубокой скв.СГ-6 в интервале 6822,068860 м. Пористость пород в этих частях разреза достигает 19 %, а проницаемость -11 х 10-3 мкм2. Пустотное пространство коллектора образовано как порами, так и кавернами, и трещинами. Размер каверн может составлять 22 мм. В этом интервале сосредоточены максимально ломонтитизирован-ные, в меньшей степени эпидотизирован-ные, альбитизированные и хлоритизирован-ные базальты. Низкие коллекторские свойства вулканитов обусловлены заполнением пустот гидротермальным кварцем и карбонатами [5, 26].
По данным Т.В. Карасёвой (Белоконь) с соавторами [8, 9] и Ю.А. Ехлакова с коллегами [5], из метасоматически измененных (ломонтитизированных и эпидотизирован-ных) базальтов скв.СГ-6 в интервале 6622,06654,0 м получен приток низкоминерализо-
ванной воды с газом (метан до 98 %). Про-пилитизированные газоводонасыщенные базальты-коллекторы обладают пористостью до 15 % и проницаемостью до 7 х 10-3 мкм2. В качестве флюидоупора в этом случае могут быть хлоритизированные и карбонати-зированные базальты, залегающие на глубине 6579,0-6520,0 м [5], которые мы относим к трансильванским пропилитам. Второй случай, когда гидротермально измененные риф-товые базальты Т1-2 выступают в роли коллекторов, описывают Л.В. Сиротенко и В.И. Горбачёв [27] на примере Ен-Яхинской сверхглубокой параметрической скв.СГ-7, пробуренной на севере Западной Сибири. Там в результате испытаний в интервале 7124,0-7163,0 м было получено 48 м3/сут углеводородного газа с водой. Это свидетельствует о возможной локализации газа в пропилитизированных рифтовых базальтах.
Таким образом, в рифтах и примыкающих к ним территориях при тектоногидро-термальной активизации породы доюрско-го комплекса и чехла вдоль секущих их разломов были одинаково изменены (образованы цеолитовые и трансильванские про-пилиты) и насыщены УВ под влиянием циркулирующих высоконагретых растворов. Поэтому присутствие ломонтита является главным минералогическим показателем возможной насыщенности вторичных коллекторов переходного комплекса и чехла газоконденсатом и (или) газом.
Закономерности локализации нефтегазоносных вторичных кварцитов и пропилитов
Проведенные исследования показали, что в районе Красноленинского свода, где расположено Талинское месторождение, 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 ^ аль-
бит + каолинит + диккит + кварц каолинит + диккит + кварц ^ диккит + кварц + опал ^ кварц ± опал. Причем переход от свежих полимиктовых песчаников и гравелитов до зон их максимальной гидротермальной переработки, по данным В.И. Белкина и А.К. Бачурина [2], 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. Коржинско-го [11] и Н.И. Наковника [22], для двух генетически взаимосвязанных гидротермально -метасоматических формаций: пропилитовой (альбит + хлорит + карбонаты) и вторичных кварцитов (каолинит + диккит + кварц). Следовательно, отмеченные минеральные ассоциации определяют пограничные условия двух процессов - пропилитизации и сернокислотного выщелачивания, которые существовали на Талинском месторождении в период тектоногидротермальной активизации. Это подтверждается тем, что альбити-зация происходит под действием слабокислых (pH 6) растворов [21], имеющих температуру 290 °С и выше [12]. При этом процессы пропилитизации в породах шеркалинской пачки носят эмбриональный характер, а сернокислотное выщелачивание проявлено чрезвычайно широко. Такие обстановки минералообразования с температурой 150200 °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 надриф-товых желобах с терригенными породами под влиянием горячих растворов минера-лообразование протекало в более высокотем-
пературных (от 200-290 до 380 °С) щелочных условиях. Там возникали пропилитовые коллекторы и флюидоупоры, а также газообразные нафтиды.
Выявленный аутигенез является характерной особенностью седиментационных бассейнов с погребенным континентальным рифтом. Об этом свидетельствуют специальные исследования, проведенные Е.А. Пред-теченской с соавторами [23] в нижне-сред-неюрских 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 Д.С. Коржинского [11], пропилитизации. В районах же, где в составе фундамента имеется много "гранитных интрузий" (развит триасовый риолитовый комплекс (В.С. Бочкарёв и др., 2000)), в перекрывающих локальные впадины осадочных толщах преобладают гидротермальные минералы диккит, каолинит, кварц, опал, халцедон, в меньшей степени - хлорит и альбит. Первые, как только что было показано, 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 седи-ментационных 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 ме-тасоматической зональности. Последняя возникает в нефтегазоматеринских породах при тектоногидротермальной активизации [15]: изолированные впадины и перекрывающие их породы чехла: нефть (гидротермальные аргиллизиты 60-170 °С) ^ нефть + газоконденсат (гидротермальные аргилли-
зиты, вторичные кварциты 150-200 °С); рифты и надрифтовые желоба: газоконденсат (пропилиты низкотемпературные 200290 °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. Связано это с очень высокой миграционной способностью нафтидов, чутко реагирующих на меняющийся режим температур и давлений во время тектонической перестройки. Это сильно осложняет вертикальное и латеральное распределение жидких и газообразных УВ.
Чтобы ответить на первую часть вопроса, необходимо вспомнить, что рН растворов на месторождениях углеводородного сырья контролируется, прежде всего, окислением органического вещества (ОВ) и, 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 давал серную кислоту, повышающую активность гидротерм. Микронефть (нефть) также могла окисляться и создавать низкие значения рН нагретых вод. Все сказанное 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 системы, что наблюдалось на Талинском мес-
торождении [16]. Однако на фоне кислотного выщелачивания могли возникать кратковременные обстановки щелочного минералона-копления (адуляризация), связанные с вскипанием гидротерм и потерей СО2.
Иная картина складывалась в надриф-товых желобах, где температуры в периоды тектонической активизации были существенно выше (200-380 °С). В таких случаях происходила глубокая и более полная трансформация органического вещества в углеводороды (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" [18] 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 минералооб-разование происходило до прихода УВ в пласт в щелочной (до близнейтральной) обстановке.
Из этого следует, что в седиментацион-ных бассейнах с погребенным континентальным рифтом при тектонической активизации появлялись различные по своим параметрам потоки глубинных тепловых флюидов, т.е. имел место разноинтенсивный конвективный тепломассоперенос. Взаимодействуя с породами осадочного чехла, флюиды, с одной стороны, определяли кислотность-щелочность растворов и формационную принадлежность гидротемальных коллекторов, а с другой, - контролировали фазовую зональность образующихся УВ. Поэтому формирование вторичных коллекторов в таких случаях нельзя рассматривать в отрыве от процесса нефтегазогенерации.
Заключение
Приведенные данные позволяют сделать следующие основные выводы.
1. В рифтогенных осадочных бассейнах при тектонической перестройке в структу-
рах активизации существовали различные по физико-химическим параметрам гидротермы, которые определяли характер аутиген-ного 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-метасоматические 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 зональностью температурной, которая являлась, в свою очередь, отражением региональной метасома-тической зональности. Последняя формировалась при тектоногидротермальной 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.
6. В кислотно-выщелоченных породах переходного комплекса и чехла (вторичных кварцитах) сосредоточены преимущественно залежи нефти и газоконденсата, а в цео-литизированных аналогах (пропилитах) -газоконденсат и газ.
Л и т е р а т у р а
1 Абдуллин P.A. Природа высокой проницаемости пород-коллекторов шеркалинского горизонта Красноленинского района Западной Сибири //Докл. АН СССР. - 1991. - Т.316. - № 2. - С.422-424.
2. Белкин В.И., Бачурин А.К. Строение и происхождение высокопроницаемых коллекторов из базальных слоев юры Талинского месторождения //Докл. АН СССР. -1990. - Т.310. - № 6. -С.1414-1416.
3 Гигашвили Г.М. К вопросу о температурных условиях катагенетического минералообразова-ния в породах - коллекторах нефти и газа //Докл. АН УССР. Сер. Б. - 1979. - № 7. - С.509-512.
4. Гугушвили В.И. Поствулканический процесс и формирование месторождений полезных ископаемых в древних островных дугах и интрадуговых рифтах (на примере Аджаро- Триалетской зоны Кавказа). - Тбилиси: Мецниереба, 1980. - 184с.
5. Ехлаков Ю.А., Угрюмов А.Н., Бочкарёв В.С. Расчленение осадочно-вулканогенной толщи триаса (красноселькупская серия) в Тюменской сверхглубокой скважине //Триас Западной Сибири: материалы к стратиграфическому совещанию по мезозою Западно-Сибирской плиты. - Новосибирск: СНИИГГ и МС, 2001. - С.32-48.
6. Гидротермальные процессы в шеркалинской пачке Талинского месторождения (Западная Сибирь) /М.Ю. Зубков, С.В. Дворак, Е.А. Романов, B.ß. Чухланцева //Литология и полезные ископаемые. - 1991. - № 3. - С.122-132.
7. 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.
8. Основные научные результаты исследования Тюменской сверхглубокой скважины /Т.В. Ка-расёва, В.И. Горбачёва, М.Б. Келлер, В.А. Пономарёва //Тюменская сверхглубокая скважина (интервал 0-7502 м). Результаты бурения и исследования: сборник докладов: Научное бурение в России. - Пермь: Кам НИИКИГС, 1996. - Вып.4. - С.49-62.
9. Эффективность глубокого и сверхглубокого параметрического бурения для оценки ресурсов углеводородов ниже освоенных глубин /Т.В. Карасёва (Белоконь), Ю.А. Ехлаков, В.И. Горбачёв и др. //Приоритетные направления поисков крупных и уникальных месторождений нефти и газа. -М.: ООО "Геоинформмарк", 2004. - С.164-169.
10. Диккит в нижнеюрских отложениях Талинской зоны нефтегазонакопления (Западная Сибирь) /А.Э. Конторович, Э.П. Солотчина, Ю.П. Казанский, В.В. Казарбин //Докл. РАН. - 1995. -Т.342. - № 3. - С.350-353.
11. Коржинский Д.С. Очерк метасоматических процессов //Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. - М.: изд-во АН СССР, 1953. - С.332-452.
12. История гидротермального минералообразования Паужетского месторождения парогидро-терм и палеогидротермальных систем района /А.Д. Коробов, О.П. Гончаренко, С.Ф. Главатских и др. //Структура гидротермальной системы. - М.: Наука, 1993. - С.88-120.
13. Коробов А. Д., Коробова Л.А., Киняева С.И. Гидротермальные процессы в палеорифтах Западной Сибири и их роль в формировании жильных ловушек УВ доюрского комплекса Шаимско-го района //Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2004. - № 12. - С.63-72.
14. Коробов А.Д., Коробова Л.А. Разуплотнение пород и фазовая зональность нафтидов Западно-Сибирской плиты как отражения гидротермально-метасоматических процессов //Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2008. - № 9. - С.21-28.
15. Коробов А.Д., Коробова Л.А. Нефтегазоперспективный рифтогенно-осадочный формацион-ный комплекс как отражение гидротермальных процессов в породах фундамента и чехла //Геология нефти и газа. - 2011. - № 3. - С.14-23.
16. Коробов А.Д., Коробова Л.А. Пульсирующий стресс как отражение тектоногидротермаль-ной активизации и его роль в формировании продуктивных коллекторов чехла (на примере Западной Сибири) //Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2012. -№ 6. - С.4-12.
17. Копелиович A.B. Явления эпигенетической альбитизации плагиоклаза в песчаниках древних толщ Приднестровья //Труды Восточно-Сибирского геолог. института. Серия геол. - 1962. - Вып.5.
- С.109-122.
18. 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. Бур-лин, Б.А. Соколов //Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений. - 2000. - № 11. -С.2-10.
19. Липатова В.В., Казаков A.M. Проект стратиграфической схемы триасовых отложений Западно-Сибирской плиты (по решениям Межведомственного рабочего совещания в г. Ярославль, 2000 г.) //Триас Западной Сибири (материалы к стратиграфическому совещанию по мезозою Западно-Сибирской плиты). - Новосибирск: СНИИГГ и МС, 2001. - С.215-220.
20. Лукин А.Е., Гарипов О.М. Литогенез и нефтеносность юрских терригенных отложений Сред-неширотного Приобья //Литология и полезные ископаемые. - 1994. - № 5. - С.65-85.
21. Набоко С.И. Физико-химические условия гидротермальной калишпатизации и альбитизации //Проблемы петрологии и генетической минералогии. - М.: Наука, 1970. - Т.2. - С.88-97.
22. Наковкин Н.И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых. - М.: Недра, 1968. - 335с.
23. Предтеченская Е.А., Шиганова О.В., Фомичев А.С. Катагенетические и гидрохимические аномалии в нижне-среднеюрских нефтегазоносных отложениях Западной Сибири как индикаторы флюидодинамических процессов в зонах дизьюнктивных нарушений //Литосфера. - 2009. -№ 6. - С.54-65.
24. Ратеев М.А., Градусов Б.П., Ильинская М.Н. Глинообразование при постмагматических изменениях андезито-базальтов силура Южного Урала //Литология и полезные ископаемые. - 1972.
- № 4. - С.93-109.
25. Русинов В.Л. Альбитизация плагиоклазов в условиях приповерхностной пропилитизации (на примере Камчатки) //Метасоматизм и другие вопросы физико-химической петрологии. - М.: Наука, 1968. - С.218-237.
26. Сиротенко Л.В., Горбачёв В.И. Факторы развития коллекторов в нижней части разреза Тюменской сверхглубокой скважины //Геология и геофизика. - 2000. - Т.41. - № 4. - С.491-502.
27. Сиротенко Л.В., Горбачёв В.И. Коллекторский потенциал и трещиноватость вулканогенно-осадочных образований на глубинах до 8250 метров в Ен-Яхинской сверхглубокой параметрической скважине СГ-7 //Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли: материалы 5-го Всерос. литологич. совещания. Т.2. - Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. - С.268-270.
28. Соколов Б.А., Гусева А.Н. О возможной быстрой современной генерации нефти и газа //Вестник МГУ. Сер. "Геология". - 1993. - № 3. - С.39-46.
29. Сурков В.С., Смирнов Л.В. Строение и нефтегазоносность фундамента Западно-Сибирской плиты //Отечественная геология. - 2003. - № 1. - С. 10-16.
30. Этапы тектонической активизации Западно-Сибирской платформы (по данным К-Аг метода датирования) /Ю.Н. Фёдоров, В.Г. Криночкин, К.С. Иванов и др. //Докл. РАН. - 2004. - Т.397. -№ 2. - С.239-242.
31. Фёдорова Т.А., Бочко Р.А. Водно-растворимые соли баженовской свиты как критерий выделения зон коллекторов //Геология нефти и газа. - 1991. - № 2. - С.23-26.
32. Хаин В.Е., Соколов Б.А. Рифтогенез и нефтегазоносность: основные проблемы //Рифтоге-нез и нефтегазоносность. - М.: Наука, 1993. - С.5-16.
33.Шапенко В.В., Щепеткин Ю.В. Палеотемпературы нефтегазоносных толщ юго-востока Западно-Сибирской плиты //Докл. АН СССР. - 1978. - Т.242. - № 2. - С.402-404.
