Бассейновый анализ

Ю.К.Бурлин, Г.Е.Яковлев

Бассейновый анализ Учебное пособие

Оглавление Предисловие 1. Основные категории осадочных бассейнов 2. Вещественный состав выполнения осадочных бассейнов 2.1. Осадочные комплексы наплитных бассейнов 2.1.1. Внутриплитные (интракратонные) бассейны 2.1.2. Перикратонные бассейны 2.1.3. Перикратонно-океанические бассейны 2.1.4. Бассейны молодых платформ 2.2. Осадочные комплексы бассейнов подвижных поясов 2.2.1. Бассейны передовых прогибов 2.2.2. Бассейны внутренних частей подвижных поясов 2.2.3. Бассейны активных окраин 3. Внутреннее строение осадочных толщ 4. Геотермия осадочно-породных бассейнов 4.1. Источники тепловой энергии 4.2. Основные теплофизические параметры 4.3. Методы геотермических ииследований 4.4. Геотермический режим недр различных тектонических зон 4.5. Современные геотермические и палеогетермические режимы и их эволюция во времени 6. Использование геотермических исследований в нефтяной геологии 7. Реконструирование истории погружения осадочных бассейнов 7.1. Уплотнение осадков и пористость пород 7.2. Методы определения пористости пород 7.3. Проницаемость пород и ее связь с пористостью 7.4. Тектоническое сжатие и течение метеорных вод 7.5. Повышение порового давления за счет процессов диагенеза 7.6. Генерация углеводородов как причина возникновения АВПД 8. Тепловой режим бассейнов и условия созревания органического Вещества на разных стадиях развития. 8.1 Рифтовый этап развития бассейнов 8.2 Пострифтовый этап развития бассейнов 8.3. Тепловая активизация, гидротермально-интрузивная активность и роль растяжения литосферы в истории погружения осадочных бассейнов Заключение Литература

Предисловие В

осадочных

бассейнах

формируется

основная

масса

полезных

ископаемых: нефть, газ, уголь, соли, железные руды и др. На первом месте стоят углеводороды. Представления об основных этапах развития бассейнов и о строении слагающих их толщ помогают целенаправленному поиску этих ценных природных богатств. Генерация углеводородов происходит в большинстве осадочных бассейнов, и в процессе их развития в них формируются их скопления (залежи, месторождения нефти и газа) - они становятся нефтегазоносными. Представление о нефтегазоносных осадочных бассейнах сложилось в начале 50-х годов XX века, оно нашло отражение в работах крупных ученых нашей страны, прежде всего И.О. Брода, В.Е.Хаина, Н.Б.Вассоевича, других крупных учёных у нас в стране и за рубежом. В своих работах они увязали распространение месторождений нефти и газа с областями прогибания в земной коре, выполненными мощными толщами осадочных пород. В большинстве

региональных

и

общих

нефтегеологических

работ

нефтегазоносный бассейн определяется как область длительного устойчивого прогибания выполненная

земной

коры,

осадочными

выраженная породами

в

современной

преимущественно

структуре

и

субаквального

происхождения, в которых существуют условия генерации углеводородов, формирования нефтегазовых скоплений и их сохранности. Строение осадочных бассейнов, их развитие зависят от их тектонической позиции того участка земной коры, где они расположены, состава осадочных толщ, геотермического режима. В крупных бассейнах выделяются отдельные части со своими особенностями строения, а в разрезе – нефтегазоносные комплексы (нефтяные системы), нередко с разными типами природных резервуаров. Нефте- и газоматеринские толщи могут рассматриваться как самостоятельные комплексы или являться частями более крупных. И.О.Брод выделял три основные категории осадочных нефтегазоносных бассейнов: платформенные, предгорные, междугорные. Он понимал их также как артезианские, что может быть справедливо только для верхних горизонтов. Общая характеристика большинства бассейнах была дана в

монографии «Нефтегазоносные бассейны земного шара», вышедшей в свет в 1965 г. под его редакцией. В настоящее время типизация бассейнов расширилась. Общие принципы и приложениям бассейнового анализа были изложены в 1990 г. П. и Дж. Алленами (P.Allen, J.Allen). В 1999 г. было издано методическое руководство «Геоисторический и геодинамический анализ осадочных бассейнов», составленное группой авторов (А.М.Никишин и др., отв. редактор Г.С.Гусев, научный редактор В.Е.Хаин). В 2001 году вышла монография М..Махуса (M. Makhous), посвященная условиям формирования нефгазоносных толщ в бассейнах Северной Африки. В 2004 г. была опубликована

капитальная

монография

«Осадочные

бассейны»

под

редакцией Ю.Г.Леонова и Ю.А.Воложа, в которой отражены все современные проблемы бассейнового анализа, и большое внимание уделено тем бассейнам, которые являются нефтегазоносными. Таким образом, к настоящему времени сложилось уже важное научное направление

по изучению развития и

нефтеносности осадочных бассейнов. Некоторые основные положения существующего подхода к бассейновому анализу кратко отражены в предлагаемом учебном пособии. В нём рассматриваются основные группы осадочных бассейнов, являющихся нефтегазоносными, состав и особенности строения слагающих их отложений. Во второй части рассматриваются те основные

факторы,

которые

необходимо

учитывать

при

проведении

бассейнового моделирования. Пособие рассчитано

на студентов, изучающих

курс

«Бассейновый

анализ» в рамках специальности геология и геохимия горючих ископаемых. Авторы рассчитывают на то, что учащиеся будут использовать материал, собранный во время практик, привлекать литературные источники и на этой основе имеющийся у них материал и на основе его анализировать развитие осадочных бассейнов и разрабатывать модели, позволяющие более достоверно и объективно оценивать перспективы бассейна или региона.

нефтегазоносности того или иного

1. Основные категории осадочных бассейнов Основные типы осадочных бассейнов соотносятся с определенными этапами развития крупных структур земной коры. С позиции тектоники литосферных плит

В.Е.Хаин разделяет нефтегазоносные бассейны на

континентах на две основные группы – наплитные бассейны, принадлежащие к платформам (кратонам) и межплитные бассейны (или бассейны подвижных поясов). На кратонах выделяются две эволюционно-генетических подгруппы бассейнов: интракратонные (внутриплатформенные) и перикратонные. Интракратонные бассейны

в структуре платформ представляют крупные

впадины – синеклизы, их развитие, как правило, связано с предыдущим этапом

рифтогенеза.

Примерами таких бассейнов являются синеклизные

бассейны Иллинойский, Мичиганский на древней платформе в Северной Америке, к этой же категории относится осадочный бассейн Московской синеклизы. Бассейны в краевых частях платформ выделяются под названием перикратонных, т.е. окраинно-кратонных ( окраинно-континентальных). В их образовании принимают участие процессы рифтогенеза. Примерами таких бассейнов являются Прикаспийский бассейн и бассейн Мексиканского залива. К бассейнам этой категории тяготеют

подводные плато, оторванные в

процессе рифтогенеза от континента. Для них характерна большая толщина осадочных пород, и они являтся нефтеперспективными. К числу таких структур относятся плато Вёринг в Норвежском море, плато Роколл у берегов Ирландии, плато Эксмут у западного побережья Австралии и др. Нефтегазоносные бассейны, связанные с развитием океанов, выделяются в соответствии со стадийностью, предложенной Дж. Вилсоном – циклы Вилсона, охватывающие крупные периоды от распада суперконтинента и образования океана до замыкания этого океана с образованием нового суперконтинента. Цикл включает несколько стадий. Начальной является стадия,

связанная

с

распадом

суперконтинента

и

континентальным

рифтогенезом. Подъем разогретого мантийного выступа (плюма) и утонение

коры приводит к её разрыву. На ранних этапах образуются такие впадины как Красноморская, осложнённые грабеновыми структурами, с формированием в них осадочных бассейнов. Если рифтинг дальше не развивается, то

при

охлаждении подкорового вещества и начавшемся сжатии накопившиеся в грабенах вулканогенно-осадочные толщи деформируются, и в прежней зоне растяжения возникают сложноскладчатые структуры

(авлакогены). При

дальнейшем погружении над авлакогеном может образоваться наложенная впадина. Авлакогены находятся в основании Тимано-Печорского, ДнепровоДонецкого и др. бассейнов. В условиях сжатия и инверсии авлакогены могут быть выражены в виде приподнятых зон (Донбасс или система ВичитаАмарилло в США). При ином развитии событий и продолжении растяжения в результате спрединга на зрелой стадии возникает океан со срединным хребтом, глубоководными котловинами и другими типичными чертами. Некоторые

океанические

структуры

характеризуются

повышенной

мощностью осадочных толщ (поднятие Шатского в Тихом океане и др.), их можно рассматривать в качестве особой категории внутриокеанических бассейнов, представление о них ещё не совсем ясно. выделяются отдельные Расходящиеся края расколотых континентов превращаются в пассивные континентальные окраины. При дальнейшем расширении океана краевые его части

втягиваются

в

погружении,

которое

затрагивает

и

смежные

протяженные краевые зоны континентов. На них образуются перикратонные бассейны современных пассивных окраин. Такие бассейны протягиваются вдоль западной окраины Африки (Кванза-Камерунский м др.) и восточной окраины

Южной

Осадконакопление

Америки в

одних

(Сантос, частях

Кампос этих

в

Бразилии

бассейнов

и

др.).

происходит

преимущественно а шельфовых условиях, а в другой – на континентальном склоне или в его подножье.и зонами, к ним могут быть приурочены долины и дельты крупных рек. В этих случаях можно говорить о периконтинентальнорифтовых бассейнах. для них характерно развивие крупных дельт таких рек как Нигер. Дельтовое тело может

перекрывать не только шельф,

континентальный склон, но частично и ложе океана.

Внутренние процессы в недрах Земли постепенно приводят к угасанию процессов рифтогенеза и спрединга, обстановка расширения сменяется в конце цикла условиями сжатия и поднятия. Океан постепенно уменьшается в разменах. Коллизионные процессы вблизи края континента отражается в образовании островных дуг, отгораживающих от океан окраинные (краевые) моря. Перед дугами, за дугами и между ними формируются задуговые (дуготыловые), междуговы и преддуговые (дуофронтальные) осадочные бассейны.

Такие бассейны широко

развиты вблизи окраин Азии и Австралии в Тихом и Индийском океанах. В конце концов возникает покровно-складчатое горное сооружение с мощной корой континентального типа.

При закрытии океанических бассейнов и сближении

континентов между отдельными блоками могут оставаться реликтовые участки с океаническим типом коры, примерами таких участков могут служить котловины Средиземного

моря.

Возникшие

отделяются от платформ

горные

сооружения

складчатых

областей

предгорными прогибами, они рассматриваются как

перикратонно-орогенные бассейны. При полном смыкании жёстких блоков внутри межплитных орогенов располагаются межгорные впадины подвижных поясов. Осадочные бассейны развиты и во внутренних частях бассейнов подвижных поясов.

Орогены под влиянием гравитационного коллапса и денудации постепенно разрушаются,

сглаживаются и в условиях погружения представляют

деформированное основание молодых платформ, на которых формируются крупные осадочные бассейны.

2. Вещественный состав выполнения осадочных бассейнов Осадочные бассейны слагаются седиментационными телами различной формы

и

генезиса,

стратиграфические

которые

комплексы

объединяются (в

том

числе

в

крупные

литолого-

нефтегазоносные).

Они

отличаются по составу пород, степени их преобразованности и, как следствие, могут

отличаться

по

характеру

нефтегазоносности.

Нефтегазоносный

комплекс является понятием нефтяной геологии, т.е. имеет прикладное практическое значение. В общей теоретической геологии существует понятие формация (геоформация). В.Е.Хаин определяет формацию как закономерное сочетание (парагенезис) определенных генетических типов горных пород, возникающих на определенной стадии развития основных структурных

элементов земной коры. Состав и мощности

формаций отражают этапы

развития (тектонический режим и климат) осадочных бассейнов, находящихся в определенной тектонической зоне. Применение формационного анализа позволяет получить более полную общегеологическую характеристику развития того или иного крупного тектонического элемента. Анализируя нефтегазоносные комплексы, важно соотносить их с характером формаций. Нефтегазоносный комплекс может включать в себя породы разных формаций, материнские и нефтегазосодеожащие толщи могут относиться к разным формациям, но входить в состав одного нефтегазоносного комплекса. При рассмотрении осадочных комплексов, участвующих в строении бассейнов различных типов учтены основные этапы их развития. Еще в конце XIX века для наиболее изученных тогда альпийских («геосинклинальных») бассейнов М.Бертран выделил такие формации как флиш, образование которого происходит на подводных склонах, и молассу, связанную с разрушением возникших орогенов и накоплением обломочных толщ в предгорных и межгорных прогибах. При рассмотрении отложений сформированных в других обстановках, были выделены многие другие формации.

В.Е.Хаин,

составивший

наиболее

общую

классификацию

формаций, рассматривает образование их облика как следствие влияния двух основных факторов – тектонического и климатического. В соответствии с его трактовкой формация – это естественное сочетание горных пород, связанных общностью условий образования и характеризующих определённые стадии развития основных структурных зон земной коры. По этапам развития различаются формации, соответствующие ранним, зрелым и завершающим стадиям развития той или иной крупной структуры. Климат влияет на характер самих толщ, одни из них характерны только для аридного климата, другие образуются только в гумидных условиях. Рассмотрение основных осадочных толщ, слагающих нефтегазоносные комплексы,

производится применительно к двум основным категориям

бассейнов – наплитным бассейнам и бассейнам подвижных поясов.

Комплексы наплитных бассейнов Внутриплитные интракратонные бассейны

На континентах развитие бассейнов в большинстве случаев начинается с раскола коры в результате рифтогенеза. В возникших грабенообразных прогибах начинает формироваться рифтовый комплекс.

На грабеновой

стадии накапливаются преимущественно обломочные породы красно-, сероили пестроцветные, иногда с лимническими углями (в гумидных условиях) или гипсоносные, образовавшиеся в аридном климате. Среди отложений отмечаются пролювиально-аллювиальные и озерно-болотные отложения, а также продукты коры выветривания фундамента. Среди осадочных пород могут быть заключены тела базальтов, излившихся по разломам. После снижения напряжённости теплового режима начинаются процессы опускания. В.Е.Хаин следующим образом выстраивает ряд формационных комплексов в бассейнах древних платформ. С началом погружения на смену континентальным толщам приходят паралические угленосные (в гумидном климате) или лагунные эвапоритовые (в аридном климате). Эти отложения развиты по площади шире, чем образования собственно рифтового комплекса, и могут перекрываить плечи рифта. Их можно рассматривать как поздне- или пострифтовый комплекс. В краевых участках пострифтового комплекса присутствуют

высокоперспективные

в

отношении

нефтегазоносности

отложения древних дельт и склонов осадочного бассейна. По мере дальнейшего втягивания в погружение и расширения трансгресси

эти

толщи

перекрываются

терригенными

формациями.

Постепенно отложения захватывают всё большую площадь, формируется плитный комплекс. На этапе максимального развития трансгрессии, когда все внутренние источники сноса материала перекрыты морем, преобладающее развитие получают карбонатные, а в некоторых зонах кремнистые толщи, накопившиеся в условиях эпиконтинентальных шельфовых морей. На широких шельфах тепловодных морей отлагаются осадки карбонатных платформ, в составе которых развиваются различного рода биогермы.

В

отдельных относительно глубоких впадинах при некомпенсированном прогибании

в

условиях

дефицита

осадочного

материала,

отлагаются

обогащённые органическим веществом осадки, которые превращаются в кремнисто-глинисто-карбонатные битуминозные толщи, выделяющиеся в

разрезах под названием доманиковых (доманикоидных). Своё название они получили по имени доманикового горизонта верхнего девона. Типичная доманиковая формация выделяется в верхнем девоне-турне в ВолгоУральской области и в Тимано-Печорском нефтегазоносном бассейне. В строении

осадочных

толщ

в

краевых

участках

многих

обширных

платформенных бассейнов значительную роль в создании условий для формирования нефтегазовых месторождений играют аллювиальные, в том числе дельтовые, отложения. Многие крупные месторождения нефти приурочены к погребенным дельтам. На завершающих регрессивных этапах развития преимущественную роль в разрезе играют континентальные пестроцветные, а в нивальном климате покровно-ледниковыые отложения. Весь плитный этаж, который формируется на протяжении сотен миллионов лет в соответствии с чередованием опусканий и воздыманий, трансгрессий и регрессий можно подразделить на циклы, состоящие из чередований пород, примерно соответствующих вышеописанному. При этом, конечно, в связи с общей направленностью эволюции, характер отложений, слагающих ряды, изменяется. типичным. Перикратонные бассейны Сценарии

развития

перикратонных

бассейнов

в

краевых

частях

континентов могут различаться, что отражается и в осадочных толщах. На древних платформах перикратонные бассейны образуются в краевых частях, втянутых в погружение. В качестве главных этапов развития выделяются следующие: -расколы в краевой части платформы и накопление рифтового и промежуточного

пострифтового

-

преимущественно

терригенных

комплексов, -начало формирования платформенного чехла, сложенного пресноводноконтинентальными и прибрежными мелководно-морскими отложениями, -образование глубоководной впадины и карбонатных платформ на обрамляющих ее шельфовых зонах, -осаждение соленосных толщ в благоприятных условиях -стабилизация режима и образование чехла молодой плиты.

Характерным примером бассейнов такого типа является Прикаспийский бассейн, являющийся одним из крупнейших в мире. Он представляет собой глубокое погружение края

континентального блока, мощность

осадочной толщи в нём

превышает 20 км. Его бортовые зоны вляются фрагментами древней материковой пассивной окраины. В рифей-вендское время в рифтовых прогибах, раздробивших эту

окраину,

накапливались

молассоидные

образования,

по-видимому,

преимущественно континентального облика. Породы этого возраста известны в основании

разреза

Пачелмского авлакогена, рассекающего с северо-запада

бортовую часть впадины. С континентальными образованиями рифтогенной стадии здесь ассоциируют вулканогенно-осадочные толщи, силлы и дайки диабазов. Сходный комплекс вскрыт и на прилегающей части Пугачёвского свода, примыкающего к Пачелмскому авлакогену. Последний сочленяется с ЦентральноПрикаспийским прогибом. От места сочленения к юго-западу уходит Сарпинский прогиб, оба последних также имеют рифтогенную природу. Возможно имелись и другие прогибы такой же природы. Выше залегают в основном терригенные по составу отложения ордовика, силура и раннего девона. Среднефранское временя связано с развитием трансгрессии Переход от континентальных и прибрежноморских к морским условиям являлся благоприятным для роста рифогенных построек на формирующемся бортовом уступе и в шельфовой зоне бассейна. Центральная

часть

Прикаспийской

впадины,

по-видимому,

являлась

более

погруженной .

После предполагаемого рифтогенеза и раскола края платформенной плиты

в

рифее

происходит

заполнение

грабенообразных

впадин

терригенными сильно измененными, метаморфизованными осадочными породами верхов рифея и

венда. Вышележащие в основном также

терригенные по составу отложения ордовика и силура мощностью более 2 км по условиям залегания и степени преобразований рассматриваются как промежуточный комплекс. После перерыва накапливались терригенные и карбонатные породы нижнего и среднего девона, лежащие в основании платформенного чехла. С рубежом раннего и среднего девона связывается начало формирования глубоководной впадины в центральной части бассейна и обрамляющего её континентального склона. По-видимому, на большей части впадины со среднего девона до артинского века ранней перми

происходило постепенное разрастание глубоководной впадины, в которой происходило накопление маломощных, в том числе глинистых и глинистокарбонатных битуминозных отложений. В мелководных периферических частях бассейна происходило накопление карбонатных толщ, на крупных блоках,

таких

как

Астраханский

платформы. Заметная

свод,

формировались

карбонатные

дифференциация осадконакопления отмечается в

начале визейского века, когда в юго-восточной части впадины накапливался терригенный материал. В

конце

Прикаспийской

верейского впадины,

века

началось

глубоководная

значительное

часть

бассейна

погружение расширилась.

Шельфовые зоны характеризовались относительно стабильными условиями образования карбонатных толщ. В конце башкирского и в раннемосковское время

в

западной части бассейна

усилилось накопление терригенного

материала, которым сложена крупная клиноформная структура. Терригенные толщи формировались в условиях прибрежной аллювиальной материал

переносился

на

равнины,

шельф и далее на склон, где за уступом

развивались лавинные процессы седиментации, и мощности отложений существенно возрастают. Раннепермские отложения с несогласием залегают на каменноугольных, что связано с начальными этапами подъёма в Уральской области. К северу от кряжа Карпинского на юго-западе и севернее Южно-Эмбенских поднятий в юго-восточной части впадины выявлены крупные конусы выноса, залегающие на породах карбона и сложенные грубообломочными породами сакмарского яруса нижней перми. На Астраханском своде и в Каратон-Тенгизской зоне пермские отложения залегают на нижележащих породах по эрозионной поверхности. Особый этап развития Прикаспийского бассейна начинается в конце ранней перми, когда северная часть глубоководного бассейна была отделена поднятием, протягивавшимся по линии от Азовского выступа через южную часть современного Старопольского свода и далее к Карабогазскому своду. В отшнурованной части бассейна сложились условия благоприятные для соленакопления. В кунгурский век началось заполнение глубоководного

бассейна мощной (до 3 и более км в центральной части) толщей эвапоритов. В периферических

частях

бассейна

также

происходило

соленакопление.

Эвапориты оьразованы пластами камнной соли, гипсами и ангидритами. Соленосная толща сыграла большую роль в развитии и геологическом строении

всего

бассейна

и,

в

том

числе,

в

особенностях

его

нефтегазоносеости. Соли оказывают влияние на характер залегания пород и их преобразование, они образуют

солянные купола и штоки, оказывающие

сильное воздействие на формирование локальных структур в надсолевых отложениях.

Над

куполами

и

вблизи

них

формируются

ловушки

углеводородов разных типов. Соли оказывают влияние и на нижележащие породы, так как под ними создаются аномальные условия

повышенных

пластовых давлений и пониженных температур. В конце перми и начале триаса в Прикаспийском регионе отмечается дифференцированное погружение. На юге Прикаспийской впадины поздняя пермь представлена красноцветами. Образования этого комплекса накопились за счёт поступления материала из соседних зон с размывавшихся поднятий, возникших

в

результате

активной

фазы

герцинского

тектогенеза.

Нерасчленённые пермско-триасовые отложения, сложенные преимущественно обломочными, часто красноцветными толщами, относятся к промежуточному комплексу Скифско-Туранской платформы. Разрез триасовых отложений очень пестрый. В нижней части это песчано-карбонатно-глинистые и карбонатные породы, средний триас представлен песчано-глинистыми морскими отложениями.

В сложении верхнего триаса по периферии

Прикаспийской впадины большую роль играют вулканогенно-осадочные породы. Последующий цикл осадконакопления начинается в юрское время континентальные условия в среднеюрскую эпоху сменились морской трансгрессией. Многие авторы именно со среднеюрским временем увязывают начало образования молодого плитного комплекса. В составе верхней юры существенную

роль

играют

карбонатные

и

терригенно-карбонатные

комплексы. В конце поздней юры в краевых участках бассейнов в условиях сухого климата создавались благоприятные условия для соленакопления. В

раннемеловую эпоху усилилось погружение и сменился климат, в морском бассейне преобладает накопление обломочных пород.

Максимального

развития трансгрессия достигает в позднемеловую эпоху, когда в условиях теплого

климата

широкое

развитие

получили

карбонатные

толщи,

карбонатонакопление продолжелось и в раннем палеогене. В олигоцене и раннем

миоцене

тектонческие

условия

и

режим

осадконакопления

существенно изменились. Сужение связи с Мировым океаном отразилось в возникновении аноксидных условий в относительно глубоководных зонах бассейнов. В среднем и позднем миоцене усилились процессы воздымания, и только в плиоцене сложились условия близкие к современным. Чередование колебательных движений разного знака сказалось в плейстоцене и в четвертичное время в существовании нескольких ингрессий

Хазарского,

Хвалынского и Бакинского морских бассейнов. Для развития бассейнов современных пассивных окраин на западной окраине Африки и восточной окраине Южной Америки определяющим фактором начальных этапов развития также явился рифтогенез. На начальном этапе образования рифтовых расколов на древнем основании возникли грабенообразные континентальными

впадины, толщами

заполненные

грубообломочными

с лавовыми телами внутри них.

При

заполнении опущенных участков в образовавшихся мелководных водоемах озёрного типа отлагались тонкозернистые осадки, обогащенные органическим веществом, они превратились в битуминозные нефтематеринские толщи. При последующим погружении и образовании морских бассейнов в их краевых изолированных частях в аридных условиях

происходило накопление

эвапоритовых отложений. Обогащённые органическими остатками

осадки этих водоёмов

превратились в богатые нефтематеринские свиты. В лагунах, отгороженных от океана, в условиях аридного климата образовывались эвапоритовые толщи. Процессы спрединга, развитие центральноокеанской рифтовой зоны привело к

возникновению молодой океанической впадины. По мере расширения

океана и втягивание в погружение краев континента возросла контрастность в характере и распределении осадочных толщ. Более тонкозернистые осадки

накапливались в наиболее погруженных депрессионых участках, На широких участках шельфа накапливались терригенно-карбонатные осадки. На уступах подводных склонов

возникли барьерные рифы, банки. На последующих

этапах формирования окраины

формируется континентальный склон. При

размыве возвышенных частей окраины на суше и выносе обломочного материала реками и другими агентами, материал накапливался на верхнем уровне седиментации, а также переносится по шельфу и перемещался вниз по склону. Сносимые по склону осадки перекрыли континентальное подножье. Втягивание в погружение отдалённых от спрединга)

участков

океана

при

его

срединного хребта (осей

расширении

и

одновременное

компенсационное поднятие края континента является причиной усиления сноса с него обломочного материала в связи с чем происходит выдвижение (проградация) осадочных тел в сторону океана. Терригенный материал перекрывает не только прибрежную зону, шельф, но и континентальный склон, подножье, и, частично, океаническое ложе (поэтому эта разновидность бассейнов нвзывается периконтинентально-океанической). Возникшая мощная линза осадочных пород выклинивается вниз по склону. В ее строении на континентальном салоне участие принимают участие турбидитные потоки. На подводных склонах образовались врезанные долины, заполненные песчаным материалом. Особенно интенсивный вынос материала происходит в речных системах, что сопровождается образованием дельтовых тел, нередко приуроченных к крупным грабенам, поперечным по отношению к береговой линии края континента. Гигантские дельтовые конусы сформированы рек. Миссисипи и Маккензи на Североамериканском континенте, на западной окраине Африки (рр.Нигер и Конго). Отложения этих дельт имеют большую мощность. Наличие в погруженной части дельтового тела мощных толщ глин способствует в условиях высокого давления росту диапиров с ядрами, сложенными этими глинами. Такие структуры широко распространены в дельте рр. Нигер и Маккензи. Дельтовые формации характеризуются высокой продуктивностью. Особенно большие перспективы связаны с бассейном Нижнего Конго в Анголе, где в дельтовых отложениях, в том числе в

песчаных

телах

слабо

литифицированных

отложений

турбидитов,

сосредоточены большие запасы углеводородов. На восточной окраине Южной Америки в позднем мелу и кайнозое разрушение поднятий края континента дало большое количество терригенных осадков, в составе которых находятся песчаники турбидитных потоков с высокими коллекторскими свойствами. С ними связаны многие нефтяные месторождения, в том числе очень крупные (Марлин, Ронкадор и др.).

Неотектонический этап развития в середине и

конце палеогена связан с подъёмом краевых зон континентальных блоков и компенсационным опусканием в смежных частях океана. В этих условиях шельф и склон прорезались глубокими каньоннообразными

долинами,

которые заполнялись отложениями большой мощности, которые

также

являются нефтегазоносными. Осадочные бассейны в Северной Атлантике (Баренцево, Норвежское, Северное моря) также можно рассматривать как перикратонные. Есть основания полагать, что фундамент их подвергся расколу в рифее. В палеозое происходило накопление осадков в платформенных условиях, сначала терригенных, в том числе континентальных, а затем, начиная с позднего девона, карбонатных (в некоторых районах континентальные условия существовали до начала каменноугольного периода.

В западной части

Баренцева и в Норвежском море рифтогенез прерывал платформенное развитие, здесь обломочные отложения

раннего карбона выполняют

рифтогенные прогибы, они перекрыты более молодыми каменноугольными и пермскими

отложениями, среди которых преобладают карбонаты и

присутствуют эвапориты. Восточнее

платформенный этап развития был

прерван рифтогенезом в конце перми и в триасе. В рифтогенных зонах накопилась большая по толщине масса осадков, в разрезе предполагается присутствие вулканитов.

Интенсивное осадконакопление происходило

длительное время, включая и юрский период. Юрские толщ являются одними из основных нефтегазоносных

в этом регионе. В Норвежском море в

рифтогенных прогибах также накопились мощные терригенные толщи триасово-юркого возраста. Мощности же более молодых отложений невелики.

В Северном море юрские продуктивные толщи перекрываются карбонатными осадками мела-палеогена, которые также нефтегазоносны. Молодые платформы На молодых платформах в связи с их повышенной подвижностью по сравнению с древними проявляется своя специфика в характере отложений. Они

характеризуются

повышенной

подвижностью,

дифференциацией

движений. Это сказывается в большей неравномерности распределения мощностей, в наличии глубоких размывов, зон несогласий на растущих поднятиях.

Мощность

отложений

может

изменяться

от

нескольких

километров до полного выклинивания. В крупных и богатых бассейнах, Западносибирском

и

Центральноевропейском,

начало

формирования

рифтового комплекса связано с расколом ранее существовавших структур, стабилизированных как на каледонском, так и герцинском этапах. Развитие рифтогенных

грабенов,

заполненных

в

основном

пресноводно-

континентальными пестроцветными толщами с вулканитами в Западной Сибири пришлось на позднепермское и триасовое время. Пестроцветные и красноцветные

толщи

Центральноевропейского

(ротлигенд бассейна

или

можно

красный

рассматривать

лежень) в

составе

переходного комплекса. Для них характерны разнообразные фации, в том числе аллювиальные и эоловые, играющие важную роль в нефтегазоносности. Один из самых известных примеров это газоносность нижнепермской формации красный лежень на каледонской Западноевропейской платформе. В породах которой заключено крупнейшее месторождение Гронинген и др. Прекрасной покрвшкой являются вышележащие эвапориты цехштейна. Красноцветы известны и на Скифской платформе, в пермских отложениях Предкавказья. В ранне- и среднеюрское время в Западносибирском бассейне большую роль играло осадкообразование в континентальных условиях. Глинистопесчано-алевритовые

субугленосные

толщи

полимиктового

состава,

залегающие в нижней части чехла молодых платформ и содержащие огромное количество углистого вещества, по мнению А.К.Мальцевой и Н.А.Крылова относятся к числу характерных комплексов (формаций) молодых платформ

Предкавказья, Западной Сибири и Туранской плиты. Преимущественно гумусовый состав органики определяет широкие масштабы газогенерации в этих комплексах. Мощности субугленосных комплексов достигают 2-3 и более км. Интенсивное газообразование в них оказывает влияние на динамику флюидов в вышележащих толщах. Фациальная пестрота и литологическая изменчивость этих отложений особенно в краевых частях, где они образовались

в

мелководных

прибрежно-морских

и

континентальных

условиях, в том числе в долинах рек сказывается в сложных формах природных резервуаров, фильтрационно-емкостные свойства пород которых сильно изменчивы. Повышенные мощности песчаных тел связаны с захоронёнными руслами древних рек. В Западной Сибири, например, крупная речная артерия юрского возраста заключена в недрах Ханты-Мансийской впадины. В поздней юре на территории Западной Сибири преобладали морские обстановки. В волжский и берриасовый века здесь существовал бассейн, в котором прогибание не компенсировалось седиментацией. В нём происходило накопление кремнисто-глинистого материала баженовской свиты, которая является

важной

собственной

нефтегенерирующей частью разреза, обладающей

сингенетичной,

а

точнее

аутигенной

нефтеносностью.

Коллекторские свойства пород этих толщ возникают в связи с генерацией углеводородов. В более позднее время происходит накопление отложений, постепенно компенсирующих дефицит осадочного материала предыдущего этапа. После осадочного «голодания» материал начинает активно поступать из обрамления. Образуются комплекс, сложенный клиноформами бокового наращивания.

Каждая

клиноформа

отражает

импульсное

усиление

поступления материала в бассейн. Это своеобразная формация, которая лучше всего выражена в ачимовской толще нижнего мела Западной Сибири. Клиноформы развиты и в юрских толщах, например, они характерны для разреза Приобского месторождения нефти (рис. ). Проблемы формирования клиноформ, их роль в строении бассейна, соотношение с другими частями разреза имеет очень большое значение.

На характер, прежде всего на состав осадочных толщ, сильно влияют климатические условия. На Скифской и Туранской молодых платформах на определенных этапах они были иные, чем в Западной Сибири, более теплые, а временами аридные, поэтому в составе отложений плитного чехла присутствуют карбонатные и красноцветные толщи, например, в верхней юре. В отгороженных лагунах и заливах происходило осаждение эвапоритов. В краевых частях платформ выделяются блоки, выделяющимиеся Е.Е. Милановским под наименованием метаплатформ. По его представлениям это области промежуточные между типичными платформами (особенно древними) и подвижными поясами. В основании их могут лежать древние авлакогены и изолированные платформенные блоки с несколько более молодым возрастом фундамента, чем у смежной платформы. (например, предположительно байкальского возраста как у Печорской метаплатформы), с утонённой корой и мощным осадочным чехлом. Эти области подвергались тектоно-термальной активизации. В пределах их выделяются линейные валы и прогибы со значительной разницей в мощностях и составе пород. Они могут вовлекаться в процессы дейтерогенеза и рифтообразования. Смежные районы древних платформ испытывают влияние этих процессов, что сказывается и на характере толщ.

Осадочные комплексы бассейнов подвижных поясов В подвижных поясах и в переходных к ним зонах находится очень много нефтегазоносных

осадочных

бассейнов.

Большую

и

важную

в

нефтегазоносном отношении категорию составляют перикратонно-орогенные бассейны (бассейны передовых предгорных прогибов. К этой же группе можно отнести комплексы других разновидностей бассейнов подвижных поясов. Большую группу составляют бассейны активных континентальных окраин. Для начальных этапов развития характерен довольно широкий набор толщ. Это связано с активным проявлением тектонических процессов при сближении структур подвижного пояса и края континента или двух плит. Комплексы бассейнов передовых прогибов

На первых этапах край платформы, примыкающий к подвижному поясу, подвергается рифтогенезу. Отдельные блоки края платформы погружаются. При опускании по крупным расколам возникает система окраинных бассейнов,

находящихся

частично

на

океанической,

а

частично

на

континентальной коре. В этих бассейнах на шельфе и континентальном склоне накапливались преимущественно терригенные (в том числе дельтовые, а на склоне флишоидные толщи) и кремнисто-вулканогенные отложения. На приподнятых

участках

в

более

карбонатное

осадконакопление,

мелководных развивались

условиях

преобладало

барьерные

рифы.

В

приразломных зонах развивались процессы вулканизма известково-щелочного и субщелочного типа и внедрение интрузий гранитоидов.

В дальнейшем

процессы сжатия могли вызвать скучивание структурно-вещественных комплексов разного состава; пластины, сложенные разными толщами, могут перекрывать друг друга. Весь этот комплекс пород образует складчатое основание (фундамент) более молодых осадочных бассейнов. Иногда комплекс этих отложений называют тафрогенным. вулканизма, как это отмечается на Скифской платформе в позднем триасе. После некоторого этапа воздымания, во время которого возникают валообразные поднятия, в условиях последующего погружения (обычно в середине

мезозоя)

охарактеризованного

начинается на

примере

формирование молодых

плитного

платформ.

чехла,

Например,

на

платформенном борту современного Терско-Каспийского передового прогиба в шельфовых условиях в юрское, меловое и палеоцен-эоценовое время накопился мощный терригенно-карбонатный комплекс. На границе с геосинклинальной областью краевые зон могут быть осложнены узкими протяженными трогами, в которых происходит накопление флишевых толщ. В тех краевых частях бассейна, которые примыкают к кратонам, отложения открытого моря сменяются мелководными прибрежными и пресноводноконтинентальными

угленосными

и

субугленосными

литофациями.

Вследствие начала постепенного воздымания в условиях соответствующего климата в отгороженных участках бассейна возможно соленакопление.

Области эвапоритизации могут быть ограничены рифовыми барьерами, по разломам они могут быть ограничены рифовыми комплексами. Переломным моментом является начало роста орогена. Передовые прогибы начинают формироваться одновременно с началом поднятия складчатого сооружения. Рядом с оргеном возникают

компенсационные

структуры в виде относительно глубоких прогибов с дефицитом осадков, В них отлагаются кремнисто-глинистые толщи. В придонных частях этих бассейнов могут возникнуть застойные условия с накоплением глинистых осадков обогащенных органическим веществом (будущие нефтематеринские толщи). Заключительные этапы развития, связанные с интенсивным ростом орогена. С усилением роста складчатых сооружений прогибы заполняются молассой. Молассовые толщи

в нижних частях разреза имеют более тонкий

по размерности компонентов состав (нижняя моласса – шлир), а затем более грубый. Смена состава отложений может быть связана с двумя причинами. Погрубение молассы связано с общим воздыманием, охватывающим регион. В то же время

увеличение объёма молассы приводит к постепенному

заполнению

(перекомпенсации)

происходит

смена

типичных

областей морских

прогибания, отложений

и

постепенно

на прибрежные

и

континентальные. Материал может приноситься не только с горного сооружения, но и с платформы, по составу пород это хорошо видно, среди полимиктовых по составу обломочных пород, образовавшихся за счёт разрушения

горно-складчатого

сооружения

иногда

залегают

пачки

песчаников, сложенных преимущественно материалом, принесённым с платформы. По мере развития передового прогиба в него втягивается краевая часть платформы, молассовые отложения перекрывают её. Погружение передовых прогибов резко усиливается с началом непосредственного надвигания складок со стороны горно-складчатого сооружения. Во фронте надвигов часто участвуют оторванные блоки (олистолиты), образующие олисостромы. Характерные для средних и заключительных этапов развития уже названные

характерные осадочные формации (флиш, моласса) были выделены, как уже упоминалось выше, М. Бертраном на примере приальпийских бассейнов. В

бассейнах

предгорных

прогибов

смена

характера

отложений

(формационного состава) отражается и в преобладающих типах природных резервуаров. В карбонатных толщах плитного чехла развиты массивные резервуары. В нижних частях моласс больше развиты пластовые резервуары, а в верхних, где преобладают переходные и континентальные фации, нередко приходится встречаться с аллювиальными русловыми, дельтовыми и другими телами, которые образуют резервуары литологически ограниченного типа. Комплексы отложений в бассейнах внутренних частей подвижных поясов В условиях дальнейшего коллизионного сжатия, роста орогенов и перемещения тектонических пластин по крупным надвигам в подвижных поясах возникают разнообразные осадочные бассейны. Строение осадочных бассейнов

подвижных

поясов

отражает

интенсивность

и

дифференцированность тектонических движений. Набор осадочных толщ в бассейнах разных частей подвижных поясов чрезвычайно разнообразен. Осадочные бассейны внешних коллизионных зон, как уже было выше упомянуто, могут включать

седиментационные комплексы бассейнов

перекрытых частей пассивных окраин. Выше могут накапливаться более молодые молассы. Подобную картину можно видеть, например, перед горной цепью Загрос в Иране. Во

внутренних

зонах

эпиплатформенных орогенов,

подвижных

поясов

выделяются

бассейны

внутрискладчатые бассейны в областях

молодой стабилизации и бассейны внутри

складчатых зон межплитных

подвижных поясов. Бассейны эпиплатформенных орогенов заложены по разломам и окружены приподнятыми блоками в виде горных хребтов, сложенных палеозойскими и более древними породами. Хребты возникли в результате активизации уже стабилизированных участков континентальной коры. Типичными бассейнаим эпиплатформенных орогенов являются Ферганский, Джунгарский и др. В разрезе этих бассейнов выделяется промежуточный

комплекс, пожднепалеозойский или мезозойский, соответствующий этапу начала формирования бассейна и его часто надвинутого складчатого обрамления. Выполняющие бассейн отложения представляют собой молассу, в которой присутствуют мелководные морские и терригенные, в том чиле континентальные,

отложения,

представляющие

собой

молассу,

образовавшуюся за счёт разрушения окружающих поднятий. Внутрискладчатые бассейны в областях молодой стабилизации могут наследовать ранее существовавшие отрицательные структуры или могут быть наложены несогласно по разломам. Большей частью они имеют разнородное основание. Таких бассейнов много в области развития мезозоид на северовостоке Азии и в других регионах. Среди осадочных, преимущественно терригенных толщ, характерно присутствие угленосных отложений. В межгорных бассейнах орогенно-складчатых зон межплитных подвижных поясов относятся многие из тех, которые выделяются в пределах альпийского пояса (Рионский, Южно-Каспийский, включающий НижнеКуринскую межгорную впадину

и погруженные структуры Западного

Копетдага., и др.). Южно-Каспийский уникальный бассейн выполнен толщей отложений мощностью около 25 км. Наиболее древним комплексом из числа предполагаемых нефтегазоносных и реально достижимых является триасовоюрско-неокомский, который вероятно сложен карбонатно-терригенными, частично вулканогенными отложениями мощностью 4 - 5 км. Выше залегает в основном карбонатная позднемеловая-эоценовая часть разреза мощностью от 2 до 4 км. Вышезалегающая толща олигоцен-нижнемиоценового возраста, включающая майкопскую глинистую серию, оценивается величинами от 3 до 6 км. Комплекс среднемиоцено-нижнеплиоценовых молассовых отложений имеет

мощность

5

км,

а

средневерхнеплиоценовый,

связанный

с

формированием глубоководной котловины - до 7 км. Завершают разрез четвертичные осадки мощностью до 2 км. Особенность этого бассейна состоит в интенсивнейшем прогибании, начиная с конца среднемиоценового времени. Быстро погрузившиеся на большие глубины молодые отложения сохранили высокую пористость. Из интерпретации сейсмических материалов можно сделать вывод о наличии в разрезе бассейна ряда горизонтов разуплотнения на

разных глубинах. Влияние процессов разуплотнения в бассейне выразилось в необычайно ярком проявлении диапиризма и грязевого вулканизма. Корни диапировых структур связаны, в основном, с майкопской глинистой толщей. Комплексы бассейнов активных окраин Среди активных окраин выделяются два типа: островодужный (западнотихоокеанский)

и

приконтинентальный

(восточно-тихоокеанский).

Соответственно, к первому типу относятся приостроводужные бассейны. Бассейны на окраинах второго типа расположены на приподнятом крае континента и примыкающем узком шельфе, которые осложнены разломами, узкими прогибами типа грабенов и сдвиговыми зонами. Формирование

осадочных

бассейнв

активных

окраин

западно-

тихоокеанского типа связано с образованием островных дуг и впадин окраинных морей. При этом ведущими является процессы коллизии континентальных и океанических плит

и сопряжённый рифтогенез. Дуги

обычно образуют парные системы: невулканическая (аккреционная) дуга и вулканическая. Невулканическая дуга сложена свитами осадочных пород, которые наслаиваются друг на друга в процессе субдукции, образуя аккреционный клин. Между аккреционной и вулканической дугой по разломам может закладываться грабенообразный междуговой бассейн, в котором отлагаются осадки за счёт сноса материала с обеих дуг. Задуговые (дуго-тыловые) бассейны образуются на фоне рифтогенеза, связанный с подъёмом диапиров мантийного вещества, утонения коры (рис. ). Возникающий спрединг носит «рассеянный», не сфокусированный характер. Вдоль

осей

спрединга

развиваются

глубоководные

котловины

с

субоканической корой. В осадочных бассейнах окраинных морей обычно в каждом море существуют свои спрединговые центры,

положение и

ориентировка которых может изменяться со временем. Это установлено на примере многих бассейнов, и особенно ярко видно на примере Японского и Южно–Китайского морей, где спрединг происходил неоднократно. В строении

участвуют краевые

участки примыкающих блоков

континентального строения (участки ранее консолидированных платформ,

вблизи которых возникли эти бассейны).

Крупные задуговые бассейны

островов Суматра и Ява в Индонезии охватывают краевую часть платформы. Нижние части разрезов третичных отложений в них характеризуются развитием

карбонатно-терригенных

шельфовых

фаций

с

участием

прибрежно-морских и аллювиально-дельтовых отложений сравнительно небольших мощностей. Бассейны, расположенные Вьетнама (Кыулонгский и др.), закладывались

на шельфе Южного на Зондской плите с

каледонским основанием. Впоследствии субдукционные процессы привели здесь к скучиванию

пластин коры и литосферы и к внедрени гранитных

интрузий. Осадки в глубоководных котловинах задуговых бассейнах накапливаются как за счёт размыва вулканической дуги, так и за счёт выноса с противоположной стороны с шельфа континентального строения. На

внешней

океанической

стороне

аккреционной

дуги

вдоль

тектонических нарушений в грабенообразных впадинах образуются так называемые дуго-фронтальные бассейны, в строении которых принимают участие турбидиты. Отложения бассейнов островодужных областей чрезвычайно пестры по составу. При анализе строения осадочных толщ вкрест простирания основных структур особенно заметны дифференциация, что сказывается в фациальной пестроте их состава, и резкое изменение мощностей. В большинстве островодужных бассейнов развиты характерные группы осадочных формаций, отвечающих определённым этапам развития. В задуговых бассейнов на начальных этапах развития в рифтогенных грабенах накапливаются субконтинентальные озерно-лагунные и прибрежно-морские толщи с преобладанием грубообломочных и песчаных отложений, нередко угленосных. Латеральные ряды отложений представлены склоновыми и дельтовыми фациями, турбидитовыми и вулканокластическими шлейфами в бортах трогов и тонкозернистыми осадками в осевых частях прогибов. Вышележащий комплекс распространён шире, он с несогласием перекрывает более древние отложения, но отсутствует на приподнятых блоках. По составу это различные отложения от конгломератов и гравелитов

до

ритмичнослоистых

терригенных

угленосных

пачек.

седиментации может быть очень высокой, до 300 м

Скорость

в миллион

лет.

Перекрывающие осадочные комплексы имеют более широкое развитие и отличаются по условиям образования. Продукты процессов

вулканизма

оказывают

определяют

большое

влияние

на

состав

отложений

и

возникновение ряда характерных, в т.ч. глинисто-кремнистых и туффитовокремнистых формаций. Они чаще всего формируются на средних этапах развития во многих островодужных бассейнах, характеризуются широким распространением и играют важную роль в нефтеобразовании. Материал этих толщ накапливался в морских обстановках при ограниченном поступлении обломочного материала, но при повышенном содержании биогенных элементов в бассейне (отдаленное влияние вулканизма). Такие условия обуславливали преимущественно хемобиогенный характер осадконакопления. Иногда

можно

говорить

о

популяционном

«взрыве»

в

развитии

кремниестроящих организмов. Такие породы, обогащенные рассеянным органическим составляющая, Резервуары

веществом, обладают

часто

в

составе

высоким

относятся

которого

преобладает

нефтематеринским

к массивному

алиновая

потенциалом.

типу, породы-коллекторы

трещинно-норового типа имеют агрегатно-глобулярную микроструктуру с малым размером пор, но высокой открытой пористостью. В бассейнах Тихоокеанского пояса кремнистые формации развиты, начиная с конца мелового времени. Вместе с вулканогенными породами они составляют основу разрезов многих свит в бассейнах Дальнего Востока, Японии, Индонезии, Калифорнии, Новой Зеландии и других стран. Отложение осадков этого

типа

происходит

на

внешнем

шельфе

и

в

верхней

части

континентального склона. Они могут перекрываться мощными песчано-глинистыми аллювиальнодельтовыми телами в районах действия мощных речных артерий, как, например, на Сахалине (дагинская продуктивная толща миоцена). На заключительных этапах развития обломочные молассы.

накапливаются мощные вулканогенно-

В островодужных

бассейнах внешних участков пояса преобладают

флишеподобные и грубообломочные осадочно-вулканогенные формации. В их составе заметную роль играют эффузивы и их туфы среднего и кислого состава. Некоторые из них представляют интерес для нефтеносности и с ними связаны месторождения. Бассейны окраин на приконтинентальных активных окраинах

очень

характерны для обеих Америк. Края континентов здесь приподняты, к ним причленены вследствие сжатия островодужные структуры. Осадочные бассейны, возникшие в таких условиях,

протягиваются полосой вдоль

тихоокеанского побережья Северной Америки и в Южной Америке как на западном побережье вдоль Кордильер, так и внутри них. Можно выделть бассейны кордильерского типа, характерные для Анд Южной Америки, и калифорнийские бассейны, характеризующиеся богатой нефтеносностью. Калифорнийские располагаются

у

бассейны

являются

соответствующей

трансформными

границы

поскольку

Североамериканской

континентальной и Тихоокеанской океанической плит. В этой зоне располагается протяженный бассейн Большой Долины (Грейт Вэлли). Он образовался как глубокий преддуговой прогиб и выполнен мощной (до 15 км) толщей, в составе которой большую роль играют турбидиты, накопление которых происходило от позднемелового до неогенового времени. В пределах западного борта, в Береговых хребтах отложения бассейна надвинуты на францисканский осадочными,

комплекс,

сложенный

вулканогенными

и

интенсивно

дислоцированными

метаморфическими

породами

и

представляющий собой аккреционную призму, которая образовалась во время сжатия на протяжении от юрского до начала миоценового времени. Этот комплекс представляет собой основание всех калифорнийских бассейнов. Коллизия Тихоокеанской и Североамериканской плит привела к коренной тектонической

перестройке.

Северная

часть

Восточно-Тихоокеанской

спрединговой зоны была затянута под континент, и окраина, начиная примерно с начала олигоцена из активной превратилась в трансформную. Край одной плиты скользил по краю другой (и скользит до сих пор). Этих условиях на фоне системы сдвиговых разломов (самый крупный Сан-Андреас)

формировались узкие и очень глубокие осадочные бассейны, открывающиеся в сторону океана. Прибрежная полоса , заключающая эти бассейны и носящей название Области Бассейнов и Хребтов, приподнятые блоки-перемычки,

в

которых выходят на поверхность докайнозойские складчато-надвиговые структуры, разделяют

осадочные бассейны. Самым крупным является

бассейн Санта-Барбара-Вентура, имеющий продолжение на шельфе. Кроме того, здесь расположены еще около десятка сходных по строению бассейнов – Лос-Анжелес, Санта-Мария и др. В строении этих бассейнов участвуют отложения,

позднемелового,

неогенового

и

антропогенового

возраста

мощностью до 14 км. Почти половина этой мощности приходится на неогеновые отложения. Самые молодые отложения накапливались благодаря потоками, двигавшимися с большой скоростью на склонах и в осевых зонах трогообразных прогибов. Основные залежи нефти находятся в отложениях миоцена и плиоцена. Для верхов миоцена характерно развитие кремнистых пород, диатомовых сланцев и кремнистых аргиллитов (формация Монтерей), сильно обогащенных рассеянным сапропелевым органическим веществом и характеризующихся высокими нефтематеринскими свойствами. Высоко перспективны также обломочные отложения плиоцена и плейстоцена. На склонах, в каньонах характерно накопление турбидитовых толщ. Подводя

итоги

рассмотрения

вещественного

состава

осадочных

бассейнов, следует подчеркнуть, что в наплитных бассейнах основными являются рифтовые и пострифтовые формации начальных стадий, прибрежнолагунные и собственно плитные терригенно-карбонатные. В бассейнах краевых

частей

плит,

в

периконтинентальных

периконтинентально-океанических бассейнах на типа

бассейнах

и

окраинах атлантического

помимо начально-рифтовых и мелководно-лагунных большую роль

играют склоновые отложения, в том числе и подводные продолжения крупных дельт. В их составе развиты турбидиты. Среди карбонатных толщ кабонатные рифовые массивы играют большую роль как нефтегазоносные резервуары. В подвижных поясах наряду с заметной ролью в составе осадочных отложений флишевых

и

молассовых

толщ

характерной

особенностью

является

присутствие туффито-кремнистой группы формаций, особенно на средних

этапах развития до формирования верхней грубой молассы.

В бассейнах

передовых прогибов повсеместно нефтеносными являются молассовые орогенные комплексы. Заканчивая этот раздел, необходимо подчеркнуть, что при всём разнообразии типов осадочных толщ, выполняющих бассейны (а перечислены и кратко охарактеризованы далеко не все), выделяются некоторые из них, играющие

решающую

роль

в

нефтегазоносности.

Для

генерации

углеводородов существенную роль играют толщи доманикового типа, а также такие богатые органическим веществом глинистые породы, которые слагают, например, майкопскую серию в бассейнах Карпат и Предкавказья и баженовскую свиту в Западной Сибири. Угленосные и субугленосные толщи отличаются повышенным газообразованием. Кремнисто-глинистые толщи являются нефтегенерирующими в осадочных бассейнах подвижных поясов. Из нефте- и газосодержащих наиболее интересны дельтовые, прибрежноморские и склоновые терригенные толщи, рифовые массивы и толщи, имеющие клиноформное строение. Некоторые глинистые и глинистокремнистые свиты являются сингенетично нефтегазоносными. В бассейнах различного типа породы различаются по уровням преобразования в зависимости от состава, возраста, скорости накопления и термического режима недр. Существенным является и характер органического вещества. Все эти факторы определяют масштабы генерации углеводородов. Подводя итоги краткого рассмотрения

состава пород осадочных

бассейнов, целесообразно перечислить основные комплексы среди слагающих их толщ. Внутриплитные (интракратонные) бассейны В рифтовом комплексе отложения грабеновой стадии, представлены продуктами коры выветривания фундамента, континентальными пролювиально-аллювиальными, озерными иногда прибрежно-мелководными отложениями. В разрезе залегают тела эффузивов, преимущественно базальтов. В пострифтовом комплексе,

перекрывающим плечи рифта, преобладают

обломочные осадки, в краевых участках могут быть развиты склоновые и дельтовые отложения.

Плитный комплекс представлен терригенно-карбонатными толщами. При некомпенсированном

прогибании

накопление

кремнисто-глинисто-

карбонатных битуминозных толщ типа доманиковых (доманикоидных) формациий девона на Русской плите. Выше накапливается разрез терригенных и карбонатных толщ.

В краевых зонах бассейна могут быть развиты

дельтовые и лагунные отложения, в т.ч. в гумидном климате могут образоваться паралическая угленосные свиты, а в аридном - эвапоритовые. Перикратонные бассейны. Рифтовый

комплекс в нижних частях в нижних частях разреза сложен

терригенными, в том числе грубобломочными толщами. На

пострифтовом

отложения,

этапе

накапливаются

терригенно-карбонатные

глубоководных участках - глинистые

битуминозные,

по

периферии на шельфе карбонатные и терригенные, в том числе аллювиальные образования, и карбонатные толщи (на уступах – рифовые массивы). Эвапоритовый комплекс в отшнурованных частях бассейна обуславливает развитие соляной тектоники Комплекс стабилизации представлен пестроцветными преимущественно терригенными и вулканогенно-осадочными образования. Плитный комплекс.Терригенно-карбонатные толщи. Бассейны на молодых пассивных окраинах Атлантики Рифтовый комплекс, сложенный грубообломочными континентальными толщами с лавовыми телами. Пострифтовый

комплекс,

представленный

тонкозернистыми

битуминозными осадки озерно-лугунного происхождения. Комплексы океанической стадии развития. Терригенно-карбонатные шельфовые отложения. В соответствующих условиях развиваются биогермы в т. ч. барьерные рифы, а также эвапоритовые толщи. Комплекс развития континентального склона представлен дельтовыми, склоновыми отложениями, проградирующими в сторону океана. Обломочные отложения врезанных долин на склонах и дельты в периоды усиления процессов воздымания неотектоническом этапе.

в краевых зонах континентов на

Бассейны молодых платформ Рифтогенный

комплекс.

Пресноводно-континентальные

пестроцветные

толщи с вулканитами в грабенах. Пострифтовый комплекс. Разные типы терригенных континентальных отложений, формировавшихся в условиях резко расчленённого рельефа, в том числе субугленосные толщи. При возникновении переуглубленных депрессий на шельфе накопление в них кремнисто-глинистых битуминозных толщ типа баженовской свиты в Западной Сибири. Комплекс

компенсации–склоновые

отложения

компенсационного

заполнения - клиноформы. Плитный комплекс. Мелководно-морские шельфовые и прибрежно-морские отложения. Дельты. Бассейны передовых прогибов Комплексы основания разреза на погруженном крае платформы. Терригенные и карбонатные толщи, образовавшиеся

в платформенных

условиях. Тафрогенный комплекс. Вулканогенные образования. Рифовые массивы. Комплексы

плитного чехла на платформенном борту. Терригенно -

карбонатные шельфовые отложения. В краевых частях в зависимости от климата угленосные и эвапоритовые толщи). Комплексы орогенной стадии. Отложения компенсационных прогибов, битуминозные толщи в их составе. Комплексы этапов активного роста орогена. Нижняя моласса – шлир. Верхняя грубая моласс:. грубообломочные пролювиальные

отложения,

аллювиально-дельтовые

отложения,

континентальные образования. Бассейны подвижных поясов на континентах. Комплексы бассейнов внутрискладчатых унаследованных прогибов и

наложенных

впадин.

Шельфовые,

прибрежно-морские

и

пресноводно-континентальные отложения. Комплексы бассейнов внутренних частей подвижных поясов. Мелководно-морские отложения, молласы: пролювиальные конусы, дельтовые отложения бассейнов эпиплатформенных орогенов.

Бассейны активных окраин Комплексы бассейнов островодужных окраин. Дуго- фронтальные и междуговые бассейны. Сланцево-граувакковые, флишевые, вулканогенно-осадочные толщи. Задуговые

бассейны.

Субконтинентальные

Комплексы

озерно-лагунные

и

рифтогенной

стадии.

прибрежно-морские

нередко

угленосны толщи начальных этапах развития. Склоновые и дельтовые отложения. Туффито-кремнистые и, глинисто-кремнистые формации средних этапов развития. Молассы орогенной стадии. Комплексы бассейнов активных окраин кордильерского типа и трансформных калифорнийских окраин. Склоновые,

турбидитные

отложения.

Аллювиальные

отложения.

Кремнистые толщи.

3. Внутреннее строение осадочных толщ Анализ значение как для восстановления истории ее формирования, так и для понятия об образовании внутреннего строения, структуры осадочной толщи имеет большое тех

породных тел, в которых аккумулируются

полезные ископаемые, прежде всего нефть и газ. Представления о их внутренней структуре позволяет понять не только многие особенности их образования, но и получить представление о распределении тех основных свойств

пород,

углеводороды

и

которые отдавать

определяют их

при

способность разработке.

К

пород числу

накапливать важнейших

характеристик, отражающих условия образования отложений, относятся текстурные признаки и характер соотношения отдельных составных частей разреза,

в

том

числе

характер

их

переслаивания,

определённая

последовательность переслаивания осадочных пород, выражающаяся в том числе, в цикличности. Представления о формах и внутреннем строении осадочных, в особенности нефтеносных, толщ рассматриваются

в трудах многих

исследователей. По условиям своего образования и формам эти толщи очень различаются. Для сравнения можно привести примеры таких различающихся

объектов как крупные карбонатные рифовые массивы, с одной стороны, и выклинивающиеся клиноформные тела, с другой. Они очень различаются по размерам, форме и составу пород и отражают совершенно разные этапы развития осадочного бассейна. В них формируются совершенно разные по типу месторождения. Целостное представление о телах – природных резервуарах и их месте в осадочных бассейах в отечественной литературе сформулировал И.О.Брод. он выделил пластовые, массивные и литологически ограниченные резервуары. Многие особенности внутреннего строения, структуры и текстуры осадочных пород

рассматриваются

в

работах

Л.Б.Рухина,

Ю.А.Жемчужникова,

Н.В.Логвиненко, А.А.Чистякова, В.Г.Кузнецова, Ю.Б.Гладенкова и многих других ученых. В работах Ю.А.Жемчужникова, Л.А.Ботвинкиной, Н.Б. Вассоевича и др. рассмотрены основные показатели генезиса образования осадочных пород, раскрыты закономерности слоеобразования. Н.Б.Вассоевич разграничил понятие «о слое как синхронной единице» и понятие «о литологическом асинхронном горизонте». Это связано с уточнением вопроса о характере границ между синхронными слоями и петрографическими (литологическими) горизонтами. В связи с этим он предложил различать два основных типе стратификации, два типа границ между телами с разным составом осадочных пород – миграционные и мутационные. Миграционные границы это обычные разделы

между

пластами

в

условиях

последовательного

наслоения.

Мутационные границы связаны с фациальными замещениями и некоторыми другими явлениями. При проведении современного анализа сейсмического материала это важно, позже мы на этом остановимся. Большой заслугой

Н.Б. Вассоевича является разработка методик

изучения ритмично (или циклически) построенных осадочных толщ. Выявление закономерностей внутреннего строения осадочных толщ помогает в решении вопросов выделения

природных резервуаров и наиболее

благоприятных участков в них для эффективной разработки нефтегазовых месторождений.

Осадочные толщи сложены различными породами, которые часто образуют закономерные сочетания. Эти сочетания отражают надпородный уровень организации вещества. Ю.Н. Карагодиным был предложен термин литома в качестве общего для обозначения всех сочетаний слоёв осадочных пород (на основе латинских litos-камень,порода и omat-совокупность). Литомы – это комплексы, ассоциации осадочных образований любого масштаба. Учение о сообществах осадочных пород Ю.Н.Карагодиным было предложено назвать литмологией. С точки зрения системно-структурного анализа одной из характерных черт строения осадочных толщ является их

цикличность,

повторяемость в разрезе. Одним из конкретных выражений литом являются циклы, которые рассматриваются как ряды каких-то явлений в условиях их повторяемости.

Под циклами или циклитами (циклосома, сома – тело)

понимается такое сочетание (комплекс) пород в разрезе, которое, благодаря внутренним связям, составляет

единый седиментационный комплекс.

Каждый циклит можно рассматривать как секвенцию. Н.Б.Вассоевич предложил выделять циклиты несимметричные и симметричные. В последних нижние и верхние части обладают как бы зеркальной симметрией (например, песчаниками внизу и песчаники вверху, конечно со своими особенностями строения. Циклы различается по мощности и продолжительности образования

от годичных, отражающих сезоны, до

многих сотен миллионов лет, отвечающих крупным этапам тектонического развития. Некоторые авторы предполагают, что крупные циклы образуются на протяжении одного эвстатического цикла изменения уровня океанического (морского) бассейна. Все циклы по времени их формирования и масштабности в пространстве Н.Б.Вассоевич разбил на несколько категорий. К самой меньшей по масштабам он отнёс простые литомы, «каждая из которых является следствием одного седиментационного цикла». Для сочетания минимального числа слоёв С.Л.Афанасьев предложил термин циклит. Для циклита, образовавшегося во временном отрезке менее года, он предложил название наноцикл (например, чередование осадков, отражающих смену сезонов, самый характерный пример ленточные глины, годичные варвы – чередование слоев в

приледниковых

водоёмах, сезонная слоистость в отложениях солей).

Флишевые циклы («ритмы») также относятся к этому типу. Строение этих циклитов обычно асимметричное. Простые элементарные циклиты легче всего выделяются в разрезах.

Микроциклы соответствуют продолжительности

времени в тысячи и десятки тысяч лет, мезоциклы – до миллиона лет, свыше миллиона – макроциклы разных порядков. Более высокая категория была названа мегациклами, они отражают в разрезах крупные тектонические периоды (фазы тектогенеза). Термин ритмы хотя и используется, но его употребление не совсем правомерно, так как ритм это мерность процессов во времени. Ритмичная повторяемость является характеристикой цикличности. В ритмических по строению толщах хорошо выдержаны мощность и состав слагающих их элементов в значительной части разреза. Ю.Н.Карагодиным было дано определение циклита (или как он называет циклокомплекса) как взаимосвязанной системы естественных породных тел, характеризующегося в вертикальном разрезе скважины, обнажения и т.д. направленностью и непрерывностью изменения структурных и вещественных элементов, что отражается в характере границ между ними. Внутри цикла границы между отдельными разностями пород могут быть не резкими, отражающими постепенный переход. а границы между циклами более определённые, четко выраженные, подчёркнутые резким изменением состава пород.

В.Т.Фролов также считает, что циклиты между собой разделены

границами «большей резкости». Особенно хорошо выраженные циклиты (Вассоевич вначале называл их ритмитами) можно видеть во флишевых толщах, в которых идет повтор, например, известняк-глина или в других

по такой схеме: песчаник-

вариантах, в зависимости от того, какими

породами сложена флишевая толща. Карагодин

выделяет

различные

показатели

и

свойства

пород,

характеризующие или подчёркивающие цикличность. По его мнению среди них есть более или менее существенные. К существенным, например, относятся структурные характеристики. Изменения, сязанные с уменьшением размера компонентов вверх по разрезу в обломочных породах циклов, отражающих трансгрессию, Карагодин условно назвал прогрессивными

(соответствующий циклит назван проциклитом). Изменения же, связанные с увеличением размера зерен и обломков вверх по разрезу в условиях обмеления бассейна, названы регрессивными (соответственно в данном случае можно говорить о рециклите). При таком анализе и схематическом изображении циклов (рис. ) безусловно необходимо учитывать наличие или отсутствие перерывов в разрезе в целом. Отдельные части крупных циклов часто отражают важные для нас этапы развития нефтеносных толщ. и

распределение внутри них наиболее

интересующих нас отложений, природных резервуаров с благоприятными для нефтегазонакопления свойствами. Для выделения цикличности следует использовать все возможные методы, в том числе геофизические и геохимические

(изменение электрического сопротивления, распределение

величины радиоактивности, различных химических элементов по разрезу и т.д.). В 80-е годы ХХ века, опираясь на материалы сейсмичесих работ, П.Вейл обратил внимание на существование естественных ассоциаций (геологических тел) надпородного уровня. Они представляют совокупности однородных по строению частей осадочного разреза, разделенных поверхностями размыва или синхронными им границами смежных пластов в тех соседних участках, где размыв не выражен. Этим телам было дано название сиквенции. На основе такого

подхода

Вейлом

было

сформулировано

понятие

о

сейсмостратиграфическом (сиквенс-стратиграфическом) методе расчленения разрезов осадочных бассейнов. Сейсмостратиграфический подход базируется на положении о приблизительной одновозрастности или более менее близком возрасте сейсмических отражений (осей синфазности), выявленных в осадочном чехле. По мнению Вейла возникновение сиквенций (сиквенсов) происходит вследствие колебаний уровня моря. Строго же говоря, отражения, ограничивающие сиквенсы и приуроченные к поверхностям несогласий, не имеют точной возрастной характеристики, они всегда соответствуют какомуто возрастному диапазону (большему или меньшему отрезку времени). Нижний возрастной предел всегда моложе подстилающих слоев, а верхний

предел древнее покрывающих. Таким образом, границы рассматриваются как «скользящие» по времени. В качестве синхронных можно рассматривать сейсмические границы, связанные с последовательным наслоением без перерывов отложений разного состава, они образовались в одно и то же определенное время, являются синхронными.

Эти

границы

миграционные

границы

по

условно

называемые

Вассоевичу.

Кроме

«гладкими».

сейсмических

Это

границ,

отражающих параллельное напластование (синхронные или в пределах какого-то временного диапазона в случае перерыва), на сейсмических разрезах осадочных бассейнов фиксируются и

другие границы, которые могут

являться отражениями границ, связанных с переходами по латерали одних типов пород другими в условиях смены литофаций – это, как уже упоминалось выше, так называемая мутационная слоистость (рис. ). Могут быть и другие причины возникновения отражающих поверхностей. К числу них можно отнести поверхности скольжения отдельных серий пластов по поверхностям зон разуплотнения. Они могут возникать при появлении по тектоническим причинам вдольпластовых или касательных напряжений. Во многом развитию этих процессов может способствовать первичный наклон слоев, например, при отложении на склонах. Слоистость (псевдослоистость) на определенном участке может

возникать и при неравномерном катагенетическом (или

метагенетическом)

преобразовании

пород,

послойном

развитии

трещиноватости и т.п. При проведении бассейнового анализа используются разные подходы в расчленении толщ. В соответствии со Стратиграфическим кодексом 1992 г. основным местным стратоном является свита, в каждом отдельном бассейне, в т.ч. и в однотипных бассейнах часто выделяются свои свиты. Это вспомогательные, картировочные тела. Биостратиграфы дают им возрастную характеристику и могут их объединять в региональные горизонты. Такие важные вопросы стратиграфии как признание или непризнание свит в качестве основных практически выделяемых стратонов не всегда может устраивать нас, так как реальные границы этих тел далеко не всегда изохронны, границы могут "скользить" по возрасту. При проведении

бассейнового анализа важным вопросом является выделение которые

отражают

особенности

развития

конкретного

стратонов, бассейна

в

определенный отрезок времени и представляют основной объект "бассейновой стратиграфии. Она включает все виды стратиграфических исследований, выполняемых существующими методами и подходами (био-, лито-, литмо-, сейсмо- и др.) применительно к конкретному осадочному бассейну или к совокупности однотипных бассейнов, сформировавшихся в пределах одной формационно-тектонической зоны на определенном этапе развития. Выделение циклически построенных толщ, обладающих внутренней связью,

является одной из существенных задач при анализе разреза

осадочного бассейна. Анализ циклов разного ранга помогает понять место, роль и значение в составе отдельных толщ в строении нефтегазоносного бассейна. Примеры осадочных циклов разного порядка можно привести из разных районов. В Прикаспийском бассейне в разрезе Астраханского свода, к которому

приурочено

месторождение,

крупное

выделяется

одноименное несколько

нефтегазоконденсатное циклов,

отражающих

осадконакопление в платформенных условиях. После перерыва в позднем силуре–раннем девоне в эйфельское время осадконакопление началось с формирования базального пласта песчаников, выше залегают глинистые осадки. Дальнейшее погружение сопровождалось накоплением карбонатных осадков. В конце эйфелского времени в результате воздымания произошло замыкание морского бассейна. Начало очередного цикла связано с началом трансгрессии в живетское время. Характерная базальная

толща в составе

цикла сменяется преимущественно глинистой пачкой. Спокойное развитие осадконакопления нарушается поступлением в бассейн песчаного материала за счет ближних источников сноса. В верхней части разреза цикла среди глин отмечаются прослои известняков, они же заканчивают этап живетского осадконакопления. Следующий цикл начал формироваться во франское время в связи с развитием очередной трансгрессии. Он начинается также грубыми породами, а на заключительной стадии происходит накопление карбонатных осадков, представленных в разрезе известняками и доломитами. В составе выше

образовавшихся

циклов

в

каменноугольных

и

нижнепермских

отложениях происходит постепено возрастает количество карбонатных пород, увеличивается содержание доломитов и появляется сульфатизация. Циклы, в свою очередь, входят в состав более крупных частей разреза бассейна, отражающих

основные этапы развития Прикаспия. Первый крупный этап

накопления осадков охватывает промежуток от эйфельского века среднего девона до позднебашкирского времени, В этот период формировалась карбонатная платформа. Воздымание, повышенное поступление обломочного материала в визейское время связывается с началом формирования следующего

крупного

цикла,

в

котором

также

преобладало

карбонатонакопление в среднекаменноугольное-раннепермское время

и

образовывались

с

формированием

рифогенные солеродного

массивы. бассейна,

Следующий завершением

этап этапа

связан

явилось

накоплением отложений прибрежно-континентального генезиса большой мощности. После позднетриасового перерыва началась трансгрессия моря. По мере её развития усиливалось накопление глинистых толщ, являющихся региональной покрышкой для нтжележащих пород. После перерыва

и

накопления песчаных толщ в келловее в верхнеюрское время формировались карбонатные осадки, а в киммеридж-волжское время отлагались карбонатносульфат-галогенные образования. Из краткого описания можно сделать вывод о хорошо выраженной крупномасштабной цикличности. Отдельные члены этих циклов играют разную роль в нефтегазонакоплении, они слагают нефтегазоносные комплексы или системы, в строении которых участвуют природные резервуары разных типов, являющ ихся составными частями циклов более низкого ранга. К их числу важных особенностей строения осадочных толщ относятся клиноформы, развитые во многих бассейнах. Они хорошо изучены в разрезе мезозоя Западной Сибири, где выделены в юрских и неокомских нефтеносных отложениях. В связи с важностью клиноформ в нефтеносном отношении они не могли не привлечь внимания литологов-нефтяников и стратиграфов. Клиноформы это пласты особого строения и способа образования. Их образование

связано

с

определёнными

этапами

развития

осадочных

бассейнов, и толщи, сложенные ими, можно рассматривать как особую

формацию. В соответствии с взглядами Ф.Г.Гурари клиноформы – это особый морфологический тип геологических тел, сформировавшихся в определенных условиях (прежде всего палеогеографических, а также и климатических), когда

область

прогибающегося

компенсирована (голодает),

бассейна

длительное

время

не

а затем материал начинает поступать из

обрамления. Каждая клиноформа отражает импульсное усиление поступления материала в бассейн. Чередующиеся в разрезе клиноформы представляют части толщ, имеющих циклическое строение. Клиноформы имеют большую протяженность параллельно береговой линии и в поперечном сечении достигают десятков км, характеризуются черепитчатым наслоением, и каждая «черепица» имеет свой возраст. Это своеобразные стратоны сигмоидной формы, Ю.Н. Карагодин в соответствии с их внутренним строением называет их

трансгрессивно-регрессивными циклитами. Верхняя часть клиноформы

(ундоформа) часто имеют песчаный состав. Соединившиеся верхние части нескольких клиноформ образуют как бы единый песчаный «пласт», состоящий из разновозрастных участков. Нижние части клиноформ, материал которых отложился в подножье склона называют фондоформами. Материал их тоже может быть песчаным, если он интенсивно перемещался вниз по склону и накапливался там. Песчаный материал нижних частей серии клиноформ, отложившийся в разное время, также может как бы составлять единый

пласт.

обособленное

На

самом

деле

седиментационное

каждая тело.

В

клиноформа этом

состоит

представляет особенность

внутреннего строения клинлформеых комплексов. Если грубый материал не достигает дна, тонкозернистые осадки глубоких частей клиноформ сливаются и образуют так называемы горизонты конденсации. Для выяснения реального строения тел такого типа и оценки их нефтегазоносных возможностей необходимо

необходимо построение карт изопахит для каждой из

выделенных клинлформ и построение карт изменения коллекторских свойств в пределах этих клиноформ (Карагодин и др., 2000). Важно также построение серии карт распространения глинистых частей глиноформ и ограничивающих клиноформные пачки свойств.

глинистых свит с характеристикой экранирующих

Кроме клиноформ рассмотрения требуют такие осадочно-породные тела как конусы выноса, баровые образования и другие формы, также играющие очень большую роль в нефтегазонакоплении. Их трудно назвать стратонами в привычном нам смысле, но они часто встречаются в разрезах осадочных бассейнов. Разбор их природы и механизма образования представляет особую задачу.

4. Сведения об основных данных, необходимых для проведения бассейнового моделирования Бассейновое моделирование, проводимое с использованием различных программ на основе имеющейся геолого-геофизической базы данных позволяет прогнозировать вероятную нефтегазоносность. Прогноз может относиться ко всему бассейну или к отдельным его участкам, расчет может касаться также отдельных площадей. Основой подготовки моделирования являются необходим сбор сведений о строении и развитии бассейна примерно в том плане как показано в первом разделе настоящего руководства, т.е. с учетом типа бассейна, характерных этапов его эволюции и состава осадочных комплексов. Некоторые необходимые сведения параметрах

пород,

необходимых

для

численного

о

моделирования

термической эволюции бассейна и расчета генерационного потенциала, приводятся в настоящем разделе. 4.1. Геотермия осадочных бассейнов Тепловая энергия является ведущим фактором преобразования как самих пород, так и содержащегося

в них органического вещества. Основным

источником тепла в недрах Земли является тепловой поток, интенсивность которого на протяжении очень длительного геологического времени может оставаться постоянной, однако, в породах по разным причинам возникают неоднородности распределения теповой энергии, которые проявляются в аномалиях геотермического поля. 4.1.2. Источники тепловой энергии

При проведении бассейнового анализа значительное внимание уделяется изучению геотермического режима. Источники тепловой энергии делятся на две группы: внутренние и внешние. К внутренним источникам относятся: 1. Начальная внутренняя теплота Земли, обусловленная нагреванием при аккреции космических частиц из протопланетного облака, а также их начальное теплосодержание. 2. Изменение гравитационной энергии Земли в процессе плотностной дифференциации её вещества. 3.

Изменение

сопровождается

кинетической

превращением

энергии

механической

вращения энергии

Земли, в

что

тепловую

посредством приливного трения. 4. Радиоактивный распад. 5. Кристализационныё и полиморфические превращения, перестройка электронных оболочек» фазовые, переходы, химические реакции, Основная роль в формировании современного теплового режима Земли принадлежит 238U, 232Th, 40K. Общий вклад радиогенной энергии очень велик. Наибольшая энергия, выделившаяся за геологический период развития Земля, связана о процессом образования земного ядра. Она составляет по разным оценкам (1,45-4,6) х 1031 Дж. Пик выделения энергии предположительно приходится на период 2-3 млрд. лет тому назад, затем доля гравитационной энергии падала. В геологическом прошлом и на современном этапе в недрах Земли, в т.ч. в осадочной оболочке, протекает широкий спектр реакций, приводящих; как к выделению тепловой энергий, так и к её поглощению (эндотермические и экзотермические процессы). С выделением тепловой энергии протекают окислительные процессы, восстановление сульфатов. Тепло выделяется при уплотнении растворении.

глинистых

пород.

Тепловые

эффекты

происходят

при

Тепловой эффект реакции растворения, Дж/молъ Кальцит

+123,6

Доломит

+ 163,28

Гипс

+6,87

Ангидрит•

130, 73

Гали т

-66,62

Основным источником внешней энергии является Солнечная радиация, она на порядок больше теплового потока из недр, но 40 % энергии сразу же отражается от Земли. Остальная претерпевает ряд трансформаций в геосферах Земли (атмосфера, гидросфера, биосфера), идет на разрушение коренных пород, часть этой энергии в другой форме накапливается в органическом

веществе осадочных пород, в т.ч. в горючих полезных

ископаемых. Существуют различные способы теплопередачи. 1.

Металлическая

проводимость,

по

сути

электропроводность,

возможно, осуществляется в ядре Земли. 2.

Решеточная

(фононная)

теплопроводность

представляет

распространение энергии за счет колебаний атомов в кристаллических решетках. 3. Радиационный - лучистый, т.е. электромагнитными колебаниями. 4. Эксионная связана с возбуждением электронов и "дырок" при поглощении и отдачи кванта энергии. При изучении геологических процессов основное значение имеет фононная теплопроводность, обеспечивающая кондуктивный теплоперенос, а также конвективный теплоперенос, осуществляющийся теплоносителями. При изучении геологических процессов основное значение имеет фононная теплопроводность, обеспечивающая кондуктивный теплоперенос, а также конвективный теплоперенос, осуществляющийся теплоносителями. Чаще всего различные виды переноса тепловой энергии происходят совместно.

Так

происходит

при

подъёме

поверхности

астеносферы

(мантийный купол) в зонах, где начинаются процессы рифтинга. Нагрев

литосферы является вдоль

следствием кондуктивного переноса, в то же время

вертикальных

зон

начинающегося

раздробления

поднимаются

расплавы и растворы флюидов и осуществляется конвективный перенос тепла. Подъём температуры

определяет термальное расширение пород,

увеличение их объёма, что вызывает многие последствия. 4.1.3. Основные теплофизические параметры К основным параметрам, характеризующим тепловое поле, относятся геотермический градиент - возрастание температуры с глубиной обычно на 100 м

или 1 км и геотермическая ступень – расстояние по глубине на

котором температура возрастает на 1°С. В практике чаще используется геотермический градиент в 0С/км. Теплофизические

свойства

пород

характеризуются

такими

параметрами, как теплопроводность, теплоемкость, температуропроводность. Наиболее важным параметром из перечисленных является теплопроводность - количество тепла, проходящее в единицу времени, через единицу площади при перепаде температуры 10С на единицу длины. Теплопроводность измеряется в Вт/м •К. Теплопроводность пород определяется целым рядом факторов: I. Плотностью пород, прежде всего минеральным составом и степенью уплотнения компонентов. Плотность связана обратной зависимостью с общей пористостью. Плотность и пористость пород имеют очень высокий коэффициент корреляции с теплопрводностью. Рядом исследователей для: больших выборок разных типов пород установлены уравнения регрессии, характеризующие функциональную связь плотности и теплопроводности. Вторичное минералообразование и полиморфные преобразования

через

плотность также влияют на теплопроводность. 2 Гранулометрическим составом и отсортированностью материала (для обломочных пород), которые также влияют на плотность 3. Флюидонасыщением. В сухих породах теплопроводность ниже, чем во влагонасыщенных. 4. Ориентировкой по отношению к потоку - параллельно слоистости в

1,1-1,3 раза выше, чем в перпендикулярном направлении. 5.Степенью

кристалличности

породы,

превращением

аморфного

вещества в кристаллическое (например, ряд: опал-халцедон-кварц) С повышением кристалличности теплопроводность увеличивается. 6. Давлением - при его увеличении теплопроводность возрастает. Наиболее универсальным параметром, характеризующим тепловое поле, является величина (плотность) теплового потока (g) Она выражается уравнением Фурье: g = λ· grad T, где λ - теплопроводность, grad T - геотермический градиент. Размерность

теплового

потока

Вт/м2

(мВт/м2).

В

ряде

работ

используется т.н. ЕТП - единица теплового потока (мккал/см2 · с). 1 ЕТП = 41,8 мВт/м2. Структура земной коры достаточно четко отражается в её тепловом поле. Разновозрастные и структурно различные области хорошо различаются по средним значениям основных параметров теплового поля. Анализ

имеющегося

материала

показывает,

что

максимальная

величина плотности теплового потока, проводящего через осадочный чехол, устанавливается по прошествии 40-60 млн лет с началa фазы активного прогибания земной коры ( в рифтогенезе с начала прогрева от поднявшегося мантийного

купола).

Поток

на

какое-то

время

стабилизируется

на

определенном уровне. Заметное отклонение от общей закономерности возникает в бассейнах, прогибание которых в течение второй половины кайнозоя сопровождалось высокими скоростями накопления осадков - свыше 150 м/млн лет. В таких случаях значение плотности теплового потока в верхней части разреза на 40-50 % ниже по сравнению с другими районами, в которых такого прогибания не было. характерен

Относительно напряженный режим

для подошвы осадочного чехла, что связано с перепадом

термофизических

свойств

фундамента

(выше

плотность

пород

и

таплопроводность), чем выше в слабоуплотненном осадочном разрезе. Породы осадочных бассейнов характеризуются неоднородностью теплофизических свойств. В ходе развития бассейнов они меняются как

постепенно, так и скачкообразно. Тогда на определенных уровнях имеет место качественное изменение, приводящее к возникновению аномалий в геотермическом поле. В ходе развития осадочных бассейнов имеют место процессы, приводящие как к выделению, так

и

Геотермические

бассейнов

неоднородности

в

недрах

поглощению энергии. определяются

следующими группами факторов: 1.Неоднородностями, связанными с контактами толщ с разными теплофизическими свойствами (прежде всего теплопроводностью), 2. Эндотермические и экзотермические реакциями; 3. Конвективный тепломассопереносм; 4. Энергетическими эффектами при возникновении тектонических нарушений, внедрении интрузий и т.п.. 4.1.4. Геотермический режим недр разных геотектонических зон Анализ распределения плотности теплового потока (ТП) в пределах разновозрастных тектонических зон показывает его зависимость от возраста складчатости и времени проявления последнего этапа тектоно-магматической активизации. Анализируя

средние

значения

плотности

ТП

для

различных

тектонических областей континентов можно отметить, что этот параметр закономерно возрастает от щитов древних платформ к современным внутриконтиненталъным рифтам. В ряде случаев, однозозрастные области или отдельные их части существенно отличаются своим геотермичеоким режимом. Так в пределах Русской плиты величина ТП в среднем составляет 49 мВт/м2 (Московская синеклиза).

Одновозрастная

Сибирская

платформа

характеризуется

аномально низким ТП в наиболее приподнятой части - 21 мВт/м2 .В её краевых

частях

-

Енисейско-Хатангском,

Приверхоянском

прогибах,

Вилюйской синеклизе ТП повышается до 42 мВт/м2. Переходная зона Западно-Сибирской

плиты

и

Сибирской

платформы

характеризуется

скачкообразным изменением всех геотермических параметров. В скважинах на левом берегу Енисея температура на глубине 3 км на 30-40°С выше, чем на

правом, ТП на востоке почти в два раза ниже, чем на западе. Восточная граница выражена значительно слабее. В пределах эпипалеозойской Западно-Сибирской плиты среднее значение ТП 54 мВт/м2 , температура на глубине 3 км 80-120°С. В северной части (севернее 56о с.ш.) - высокий ТП, который возрастает с востока на запад, достигая в районе нижнего течения Оби 70-80 мВт/м2, на п-ве Ямал более 60 мВт/м2 , на стыке с Алтае-Саянской складчатой областью на юговостоке величина ТП возрастает до 80-90 мВт/м2. Низкий ТП отмечен на юге Западно-Сибирской плиты 30-40 - мВт/м2. Природу таких вариаций пытаются объяснять различными причинами, но единого мнения по этому вопросу пока нет. В качестве примера геотермии различных тектонических структур в области

альпийской складчатости рассмотрим Карпатскую область. В

пределах Предкарпатского прогиба плотность ТП 29-70 мВт/м2 , преобладает 38-46 мВт/м2 , среднее 45 мВт/м2. В зонах надвигов в автохтонном блоке 5055 мВт/м2, в аллохтонном меньше - 33-40 мВт/м2. В складчатых Карпатах ТП увеличивается, достигая на границе с Закарпатским прогибом 70-75 мВт/м2. Наиболее

напряженным

геотермическим

режимом

в

пределах

континентов характеризуются рифтовые зоны. Примером такой зоны является Байкальская, в центре которой плотность ТП составляет 165 мВт/м2. Здесь же зафиксирована аномалия - 474 мВт/м2, связанная с разгрузкой гидротермы, а на бортах Байкальского рифтового грабена ТП снижается до 60 мВт/м2. В пределах океанического сектора Земли тепловой поток, также как и на континентах характеризуется широкими вариациями. Срединно-океанические хребты характеризуются, в ряде случаев, ураганными значениями ТП до 1500 мВт/м2, что связывается с конвективным выносом тепла из недр. Абиссальные равнины, например северо-западная : плита Тихого океана, характеризуется ТП равным 58 мВт/м2 для полосы в возрастом океанического базальтового основания 80-110 млн лет, до 45 мВт/м2 для полосы более удаленной от срединного океанического хребта с возрастом

основания 110-120 млн лет. В ряде случаев величина тепловой

энергии определяется ее выносрм конвективным потоком. В задуговых (дуготыловых) бассейнах в зонах спрединга и подъема мантийного купола ТП высокий и, в значительной степени зависит от времени раскрытия океанической коры. Резкое повышение ТП на бортах может быть связано с повышением роли конвективного теплопереноса по ослабленным зонам. В

районе

глубоководных

желобов

ТП

понижен

относительно

среднеокеанического, на внутреннем; склоне он составляет 30-40 мВт/м2, на внешнем 35-45 мВт/м2. В районе вулканической дуги ТП повышается до 80120 мВт/м2. Тепло тектонического трения практически не влияет да величину наблюдаемого потока. Оно лишь локально повышает температуру на плоскости

сместителя,

что

при

длительной

субдукции

приводит

к

фракционному плавлению вещества и способно вызвать в проницаемых зонах вулканизм островодужного типа. Вблизи очагов проявления вулканизма локализуются зоны высоких ТП, которые связаны с конвективным теплопереносом. Воздействие на величину ТП разнообразных геологических факторов рассматривается в качестве

аномалтеобразующих факторов, которые

отражают процессы в недрах, в том числе связанные с формированием и разрушением залежей УВ. Формирование нефтяных залежей отражается в появлении положительных объема

газовой

залежи

аномалий.

Падение давления,

может вызвать возникновение

увеличение

отрицательной

аномалии.

4.1.5. Современный геотермический и палеогеотермический режимы и их эволюция во времени Наиболее контрастное распределение аномалий теплового поля отмечается в областях развития соляно-купольной тектоники. Это связано с высокой теплопроводностью каменной соли - 5,5 - 6,5 Вт/м2·К, что в 4-5 раз превышает теплопроводность вмещающих терригенных пород (1,6-, -2,0

Вт/м2·К). Это обуславливает перераспределение глубинного теплового потока, когда он распространяется по пути наименьшего сопротивления, т.е. концентрируется в теле соляных куполов и разрежается в межкупольных зонах.

В

этих

условиях

вырисовывается

очень

пёстрая

картина

распределения температур. Под мощной толщей солей они понижены, (на глубине около 5 км примерно 70-800, а выше кровли соли повышены). В межкупольных пространствах, заполненных в основном терригенными толщами верхней перми и триаса, где мощность солей не превышает 100 м, на глубинах около 4 км температура достигает 1250. Изотермы на боковых границах

куполов

солянокупольных

имеют областях

наибольшее

искривление.

формируется

достаточно

В

целом

пестрая

в

картина

теплового поля. В пределах горстообразных выступов фундамента или интрузивных тел по данным многочисленных геотермических исследований в различных районах установлено, что изотермические поверхности в основном отражают повторяют конфигурацию поднятий. Над сводами тектонических структуp увеличиваются

температура

и

геотермический

градиент,

изотермы

поднимаются вверх. Это, в частности, находит отражение в залегании поверхности нижней границы вечной мерзлоты. Другого рода аномалии возникают в зонах развития покровной тектоники, когда

над автохтонами фиксируются пониженные значения

плотности теплового потока по сравнению с аллохтонами, что связано с его экранированием и нестационарным режимом в пределах первых. При

анализе

распределения

температур

в

недрах

необходимо

учитывать формы поверхности структур, которое в значительной степени могут повторять изотермы. Рост структур и эрозия их в сводовых частях оказывают существенное влияние на изменение геотермического режима недр, это обусловлено повышением гипсометрического положения более древних, как правило более

уплотненных

и

соответственно

обладающих

более

высокой

теплопроводностью пород, что может привести к: а)

уменьшению величины геотермического градиента (ГТГ) при

сохранении величины плотности ТП, б)

уменьшению величины ГТГ и в тоже время к возрастанию

плотности ТП за счет его перераспределения как это имеет место не только в солянокупольных структурах, но и в других случаях на границах достаточно мощных толщ пород (сотни м) с различными величинами теплопроводности. Этот эффект можно проиллюстрировать

расчетами величины теплового

потока на примерах различных частей разреза Западной Камчатки (рис ). Физической основой появления аномалий на месторождениях нефти и газа является миграция углеводородов над залежами. Углеводороды переносят тепло из глубинных слоев конвективным путем. Кроме того, в толщах осадочных пород могут происходить экзотермические реакции окисления УВ при их взаимодействии с сульфатными подземными водами, а также при участии кислорода, выделяющегося в результате естественного радиолиза подземных вод. В зоне аэрации окисление УВ, мигрирующих из залежи,

осуществляется

микроорганизмами.

Величина

температурной

аномалии в своде продуктивных структур, по данным Э.Б, Чекалюка и др. достигает 10-15 0С, уменьшаясь с приближением к земной поверхности. Над нефтяными залежами по их контурам иногда фиксируются кольцевые температурные

аномалии

отрицательными).

(по

тепловому

потоку

они

могут

быть

Над газовыми залежами, как уже упоминалось в

результате адиабатического расширения

могут возникать отрицательные

температурные аномалии. Снижение температуры может происходить и при на эксплуатацию газовых залежей

и подземных

газохранилищ. На

возникновение аномалий может оказывать влияние теплоизолирующий эффект самой залежи. Влияние

могут оказывать и другие техногенные

факторы - цементация скважин и проч. 4.1.6. Использование геотермических исследований в нефтяной геологии Подводя итоги можно сказать, что геотермические исследования могут явиться одним из критериев для оценки перспектив нефтегазоносности. При этом решаются вопросы регионального» зонального и локального прогноза. Характеристика геотермического режима бассейна или его крупной

части, может послужить критерием регионального прогноза.. Так по данным Р.Д.. Родниковой (1980) в пределах западной части Тихоокеанского тектонического пояса 57 % основных доказанных запасов нефти установлен в бассейнах с напряженным геотермическим режимом. Плотность запасов в высокорежимных полях в 9 раз превышает таковую в среднережимных и в I2 раз в низкорежимных. К аналогичным выводам приходит X. Дуглас Клемм (1978), которым показана приуроченность многих месторождений - гигантов к зонам повышенных тепловых потоков. Эта же тенденция отмечается и в Западно-Сибирском НГБ. Задачи зонального прогноза нефтегазоносности решаются выявлением направления, масштабов и времени конвективного тепломассопереноса очагов

нефтегазогенерации,

а

также

его

соотношением

с

из

зонами

нефтегазонакопления в пространстве и времени. Задачи локального прогноза сводятся к выявлению локальных аномалий теплового поля: и установлению их связи со скоплениями УВ. 5. Влияние литогенетических процессов на характер уплотнения и разуплотнения пород в процессе их погружения

5.1. При погружении отложений происходит их уплотнение. В пределах интервала времени Δt, когда на дне бассейна откладывается элементарный слой осадков Δz, консолидация лежащих ниже отложений (под нагрузкой этого слоя Δz) предполагается мгновенной, то есть следующей сразу же после отложения элементарного слоя Δz (рис. ). И, напротив, в периоды подъёма, эрозии и возникновения перерывов в осадконакоплении мощности осадков Δzk не меняются. Факт неизменности объёма скелета при погружении породы на глубину, служит основой так называемой процедуры “разуплотнения” (decompaction), применяемой для восстановления истории погружения осадочных бассейнов во всех пакетах по моделированию бассейнов. В этой процедуре рассчитывается уменьшение пористости нижележащих пород, вызванное отложением элементарного слоя осадков на поверхности бассейна.

В процессе консолидации при погружении в бассейне мощность слоя осадков может уменьшиться в 2-3 раза по сравнению с той, которая образовалась в процессе породы

сжимаются,

отложения. С погружением бассейна осадочные

что

приводит

к

уменьшению

пространства и высвобождению части поровых вод.

объёма

порового

Уплотнение тесно

связано с изменением пористости. Эти факторы сильно влияют на теплофизические свойства и, следовательно, на прогрев толщ, что следует учитывать при моделировании. Пористость является одной из важнейших характеристик осадочных пород в процедуре моделирования бассейна (Рис.4-2). Она существенно влияет на значения теплофизических параметров пород вместе с их литологическим составом и температурой и лежит в основе реконструкции истории

погружения

бассейна,

которая

осуществляется

в

процедуре

моделирования одновременно с восстановлением термической истории бассейна. Пористость является функцией эффективного напряжения в скелете пород. Следовательно, ситуация, когда пористость пород в разрезе есть однозначная

функция

давления

или

глубины,

является

признаком

нормального распределения порового давления в бассейне с глубиной, т.е. когда оно соответствует гидростатическому градиенту на данной глубине. Использование заранее известной зависимости пористости от давления или глубины является общепринятым в системах моделирования бассейнов (Welte and Yalcin, 1988; Espitalie et al.,1988; Галушкин, 1988, 1990; Makhous et al., 1997). Таким образом, закон изменения пористости с глубиной задаётся в моделировании через параметры уплотнения пород. Последние оцениваются либо из анализа измерений петрофизических свойств пород из кернов конкретных скважин, либо на основании среднемировых данных для основных

литологических

типов,

полученных

при

изучении

соответствующих пород во многих районах мира. Пористость является одной из важнейших характеристик осадочных пород в процедуре моделирования бассейна (Рис.4-2). Она существенно

влияет на значения теплофизических параметров пород вместе с их литологическим составом и температурой и лежит в основе реконструкции истории

погружения

бассейна,

которая

осуществляется

в

процедуре

моделирования одновременно с восстановлением термической истории бассейна. Пористость является функцией эффективного напряжения в скелете пород. Следовательно, ситуация, когда пористость пород в разрезе есть однозначная

функция

давления

или

глубины,

является

признаком

нормального распределения порового давления в бассейне с глубиной, т.е. когда оно соответствует гидростатическому градиенту на данной глубине. Использование заранее известной зависимости пористости от давления или глубины является общепринятым в системах моделирования бассейнов (Welte and Yalcin, 1988; Espitalie et al.,1988; Галушкин, 1988, 1990; Makhous et al., 1997). Закон изменения пористости с глубиной задаётся в моделировании через параметры уплотнения пород. Последние оцениваются либо из анализа измерений петрофизических свойств пород из кернов конкретных скважин, либо на основании среднемировых данных для основных литологических типов, полученных при изучении соответствующих пород во многих районах мира. Как известно, в породах определяется пористость различных видов. Различают полную (общую) или физическую пористость, внутрисвязаную (открытую)

пористость,

пористость эффективную

(обеспечивающую

течение жидкости в породах, и, наконец, пористость закрытую (особенно учитывающуюся

при геохимических

исследованиях). Общая пористость

определяется отношением объёма пустот к полному объёму породы. Она особенно важна для процедуры моделирования, так как участвует в расчётах уплотнения пород в соотношении (4-1) и в определении теплофизических параметров пород (теплопроводности, теплоёмкости и теплогенерации). Открытая (внутрисвязанная) пористость определяется по объёму флюидов в связанных (сообщающихся) порах, она всегда будет меньше полной. Общая пористость наиболее тесно связана с плотностью.

С пористостью пород

тесно связан другой петрофизический параметр,

называемый проницаемостью пород. Проницаемость

относится

к

числу

наиболее резко меняющихся и трудно определимых параметров осадочных пород. По величине этого параметра последние можно грубо разделить на несколько

категорий.

Лучшие

породы-коллекторы

имеют

величины

проницаемости выше 1 Дарси Это хоршо отсортированные крупнозернистые малоцементные песчаники, трещиноватые известняки, в других категориях проницаемость ниже. Непроницаемые и отчасти практически непроницаемые породы часто характеризуются растрескиванием, проявляющимся вследствие гидроразрыва и возникновения в порах аномально высоких давлений. В результате проницаемость их может быть повышена.

Проницаемость

векторная величина и зависит от направления, по которому она измеряется. Обычно по слоистости (по латерали) или вдоль трещиноватости она выше, чем по другим направлениям. Соотношение интенсивностей латерального и поперечного потоков жидкости в объёме пород будет определяться отношением проводимости пород наиболее проницаемого латерального канала к проводимости наименее проницаемых пород. Оценки показывают, что в типичных нефтегазоносных бассейнах в тех случаях, когда латеральная проницаемость (по слою) пород дренажных путей вторичной миграции превосходит 0.001 Дарси, поперечный по отношению к слоистости массоперенос становится пренебрежимо малым. Анизотропия

физических

свойств

может

сказываться

и

на

теплопроводности. Изменение величин плотности,

пористости и проницаемости может

происходить по разным причинам, в т.ч. вследствие возникновения аномального

давления,

под

влиянием

тектонического

сжатия,

при

литогенетических преобразованиях, при генерации флюидов. Анализируя распределение плотности как одной из основных физических характеристик и связанной с ней пористости, важно рассмотреть влияющие на эти параметры факторы.

5.2. Аномально высокое пластовое давление и его значение для изменения физических характеристик пород Возникновение аномального давления нарушает постепенное уплотнение пород и является причиной неравномерности распределения других характеристик. Причины возникновения этого давления различны, одной из них является тектоническое сжатие. 52.1. Влияние тектонического сжатия на давление Латеральное тектоническое сжатие может привести к росту порового давления так же как и вертикальные напряжения, вызывающие появление АВПД при неравновесном уплотнении. Однако, этот эффект будет более важен в современных тектонически активных областях. Известна, например, обширная зона с аномальным давлением, имеющая ширину 40-150 км и длину 650-800 км, связанная с трансформным разломом Сан Андреас в Калифорнии

(Sleep

and

Blanpied,

1992),

аномально

сжатые

осадки

обнаружены и под аккреционными призмами вблизи конвергентных краев плит (Fisher and Zwart, 1996). Соляной диапиризм также может вызвать появление зон АВПД в отдельных районах в окрестности диапира (Burrus and Andebert, 1990). Например, широкое развитие в настоящее время аномально высоких пластовых давлений (АВПД) в подсолевых отложениях осадочного чехла и в прибортовых внутренних частях Прикаспийской впадины на глубинах, превышающих 3700 м, которое помимо затруднения оттока флюидов из-под соли вызвано также активизацией здесь неотектоничеокнх движений (Котровский, 1986). В целом, тектонические процессы могут привести к быстрому возникновению зон АВПД и к столь же быстрой их релаксации в зависимости от геологического строения области и от характера тектонической активности в районе. Восходящие движения пузырьков газа в несжимаемой жидкости теоретически также могут служить причиной заметных АПД, но до настоящего времени слабо изучены. 5.2.2. Повышение порового давления за счет процессов диагенеза пород Еще сравнительно недавно дегидратация смектита рассматривалась как основной процесс, ответственный за возникновение зон АВПД во многих

бассейнах. Однако, последующие работы показали, что рост объёма жидкости, связанный с этим процессом, часто слишком мал и не может обеспечить заметный рост АВПД (Bradley, 1975; Shi and Wang, 1986; Osborne and Swarbrick, 1997). Более того, реакции дегидратации будут подавляться ростом порового давления при погружении и сжатии пород (Osborne and Swarbrick, 1997). Что же касается перехода смектита в иллит, то исследования показывают, что соответствующие реакции достаточно медленны и в условиях реальных бассейнов должны приводить к плавному, постепенному (а не обвальному) высвобождению воды (Osborne and Swarbrick, 1997). Их влияние на формирование аномальных поровых давлений носит вторичный, косвенный характер. Реакции преобразования

гипса в ангидрит имеют место при

температурах от 40 до 60°С и приводят к потере 39% связанной воды. Этот процесс может генерировать АВПД на глубинах порядка 1 км, но маловероятно его участие в создании аномальных зон на больших глубинах (Jowett et al.,1993). Рост цементации приводит к уменьшению размеров пор, а растворение минералов - к их увеличению (Wilkinson et al., 1997). Способность этих процессов создавать аномальные поровые давления зависит от того, насколько замкнутой является система, в которой имеют место эти процессы. В настоящее время отсутствуют геологические примеры с достоверными доказательствами

существенного

участия

указанных

процессов

в

формировании зон аномальных давлений. Однако, влияние цементации на уменьшение проницаемости пород и стимулирование

благодаря этому

формирования АВПД в механизме неравновесного уплотнения следует признать вполне вероятным механизмом формирования АВПД (Osborne and Swarbrick, 1997). 5.2.3. Генерация углеводородов как причина возникновения АВПД

Преобразование керогена в жидкие УВ, газ, и сопутствующие продукты сопровождается увеличением объёма результирующего продукта, что в изолированной системе приводит к возникновению АВПД (Sweeney et al., 1995). Однако, при оценке процесса необходимо учитывать, что степень

расширения объёма заметно варьирует с изменением типа керогена. Так, Мейснер (Meissner, 1980) настаивал на увеличении обьема вплоть до 25% при преобразовании керогена в жидкие УВ, тогда как Унжере (Ungerer et al, 1988), анализируя проблемы нефтегазоносности Парижского бассейна, пришел к выводу о сокращении обьема на 3-6% при генерации УВ из тоарских черных сланцев с ОВ II типа. Изменение объёма пород при преобразовании керогена будет сильно варьировать и в зависимости от состава генерированных газов и плотности остаточного керогена и кокса (Osborne and Swarbrick, 1997). В то же время доказательства роста порового давления при созревании ОВ следуют из самого факта первичной миграции УВ из слабопроницаемых материнских пород. Эта миграция предполагает высокие внутренние поровые давления в материнских породах, которые способствуют выделению нефти через микропоры или микротрещины. Давления, обусловленного лишь всплыванием УВ, будет явно недостаточно для первичной миграции УВ (England et al., 1987). В ситуации, показанной на рис. 4-3 для одного из осадочных разрезов Западно-Сибирского

бассейна,

рост

аномального

порового

давления

совпадает с началом заметной генерации жидких УВ. Здесь материнскими породами являются породы баженовской свиты, перекрытые мощным (до 300 м) слоем глинистых сланцев ачимовской формации. С приближением к порогу

миграции

поровое

давление

достигает

предела

образования

микротрещин растяжения и поддерживаемое продолжающейся генерацией УВ сохраняется некоторое время на этом уровне. Затем оно может релаксировать. Это может происходить в незначительной степени, как для приведенного разреза, где продолжающаяся генерация и хорошее качество ловушек поддерживают АВПД на уровне 1.6-1.7 от гидростатического давления до настоящего времени (рис. 4-3). Если поступление флюидов из очага генерации и условия сохранности недостаточны, аномальное давление релаксирует до гидростатического быстро. Попутно следует заметить, что в этой же части разреза может проявиться и геотермическая аномалия. Генерация газа при крекинге жидких УВ рассматривается многими исследователями как вероятный механизм образования АВПД на больших

глубинах (Barker, 1990; Osborne and Swarbrick, 1997). Крекинг нефти будет стартовать при температурах 130-150 °C и завершается при температурах около 180 °C. Единица объёма стандартной сырой нефти при крекинге дает 534.3 объёма газа (при стандартных Р-Т условиях) и небольшое количество графитового остатка. Расчеты показывают, что крекинг только 1% нефти способен

повысить

поровое

давление

до

литостатического,

т.е.

превышающего предел гидроразрыва (Barker, 1990). Ряд примеров зон глубоких АВПД в юрских и триасовых резервуарах бассейна Северного моря и бассейна Мексиканского залива в районах штатов Миссисипи и Алабама могут свидетельствовать о возможности такого механизма формирования зон АВПД. Суммируя сказанное, можно отметить, что согласно приведенному анализу, возникновение зон АВПД относится к локальным событиям по времени и месту своего проявления. Об этом свидетельствует тот факт, что даже при самых неблагоприятных условиях для миграции, ухода флюидов из зоны

АВПД все же это происходит, и время для снижения аномально

высоких давлений до нормального гидростатического не

превышает

нескольких миллионов лет. Поэтому моделирование бассейнов, как правило, осуществляют, предполагая нормальный ход давления с заранее известной зависимостью пористости от давления или глубины. При этом возможное влияние отклонений, вызванных возникновением локальных зон АВПД, анализируется обычно в рамках приближённых решений. 5.3. Роль преобразования минерального состава. Естественно, она очень велика, так как минералы обладают разной плотностью, поэтому все трансформации и дополнительное поступление материала влияет на основные характеристики и физические свойства пород. К числу главных процессов относится трансформация глинистых минералов, метасоматические процессы в породах, цементация и др. К числу главных процессов трансформации гидрослюдизация

разбухающих

глинистых

минералов

компонентов,

относится

прежде

всего

монтмориллонита. У гидрослюд плотность выше, содержание воды ниже, чем у гидрослюд, и при широком развитии глинистых пород в разрезах

осадочных бассейнов это имеет очень большое значение. Также большое значение имеет замещение одних минералов другими в основной массе обломочных пород или, напрмер, процессы доломитизации в карбонатных толшах. В последнем случае плотность минеральной массы возрастает, а пористость может увеличиваться.

Цементация

делает

породы

более

монолитными, что отражается на изменении физических свойств. Изменение плотности, пористости, происходящее по разным причинам, коррелирует расчетах.

с плотностью теплового потока, что важно учитывать при Мы

можем

использовать

некоторые

петрофизические

характеристики для расшифровки тепловой истории осадочного бассейна. Аномалии геотермического поля и процессы преобразования (литогенеза) пород, изменения их физсвойств также связаны между собой. Перемещение флюидов сглаживает эти аномалии, но в некоторых случаях (образование скоплений углеводородов) может также их создавать.

6. Общая схема моделирования бассейнов

Осадочный нефтегазоносный бассейн подобен химическому реактору, который генерирует углеводороды (Welte et al., 1997). Однако, в отличие от реактора, где исходный состав продуктов, продолжительность реакций, температура

и

давление

контролируются

средствами, в осадочных бассейнах действуют

человеком

техническими

мощные силы природы,

которыми мы управлять не можем. Поэтому возможно лишь с какой-то долей вероятности представить себе и реконструировать условия генерации и формирования залежей нефти и газа. Лучшим средством для этого служат компьютерные системы моделирования бассейнов. Построение модели современного строения и геолого-геофизических характеристик бассейна на основании возможно более полной базы данных по геологическому, геофизическому и геохимическому изучению района является первым шагом моделирования (Дмитриевский, 1998). Возможно более полный

учет

процессов, определяющих термический режим осадочной толщи бассейна, с термической и тектонической историей подстилающей литосферы является

необходимым элементом систем моделирования осадочных нефтегазоносных бассейнов. Основу контроля справедливости рассчитанной модели эволюции бассейна составляют сравнение вычисленных и измеренных значений пористости и температуры пород, теплового потока или градиента температуры, степени зрелости органического вещества (ОВ) осадочных пород (по показателю отражения витринита и другим критермям), а также анализ относительных вариаций амплитуд тектонического погружения фундамента. Моделирование, проводимое с использованием имеющейся геологогеофизической базы данных о строении и развитии бассейна, позволяет численно восстанавливать изменение температуры, степени катагенеза ОВ и реализации потенциала генерации УВ материнских свит в процессе их погружения в бассейне и на этой основе численно оценивать перспективы его нефтегазоносности. Рассмотрим коротко исходный базис применения подобных систем моделирования, прежде чем приступить к анализу основных принципов и алгоритмов, лежащих в основе их функционирования, и обсуждению результатов моделирования для конкретных бассейнов. Анализ истории формирования и развития осадочного нефтегазоносного бассейна требует понимания большого числа процессов, действовавших в пределах этого геологического объекта за всё время его существования. В качестве

первого

шага

моделирования

данные

из

всех

возможных

источников, включая измерения в скважинах, геохимический анализ образцов пород, изучение сейсмических разрезов, геологических обнажений и многие другие, используются для построения возможно более полной модели современного строения и геолого-геофизических характеристик бассейна. На следующем шаге моделирования построенная модель используется для выяснения условий развития бассейна в прошлом на основе интеграции имеющихся данных, их геологической интерпретации и интерполяции. Здесь приводится перечень процессов, имеющих и имевших место в бассейне, а также характеристик пород, слагающих бассейн, которые могли оказать

заметное влияние на генерацию углеводородов (УВ) в бассейне и формирование в нём месторождений : -

Скорости погружения, поднятия и деформации бассейна

-

Палеогеография, палеоклимат, палеоглубины моря

-

Условия осадконакопления и тип отложений (скорости отложения осадков, обстановка, фации, накопление органического вещества)

-

Гидродинамические

условия

в

бассейне

(распределение

давления

пластовых вод и картина течения) -

Свойства

пород

теплопроводность,

(пористость,

проницаемость,

теплоемкость,

сжимаемость

и

плотность, температурное

расширение пород) -

Свойства пластовых вод, нефтяной и газовой фаз (состав, плотность, вязкость, термические характеристики)

-

Теплоперенос (кондуктивный и конвективный), включая термическую историю бассейна

-

Преобразование органического вещества (генерация УВ), кинетические реакции созревания керогена

-

Перераспределение (перенос) жидкости, с особой ролью первичной и вторичной миграции нефти и газа

-

Формирование

ловушек

и

их

надёжность

(стратиграфические,

структурные), наличие покрышек. -

Аккумуляция, преобразование и потери УВ.

Разумеется, рассмотрение всех указанных процессов в рамках одной интегрированной модели крайне сложно. Поэтому системы моделирования бассейнов

обычно

ограничиваются

численным

воспроизведением

его

термической эволюции, объёмов генерации УВ, и грубой оценкой путей и объёмов их миграции и аккумуляции. Моделирование помогает пролить свет на историю формирования и развития бассейна в процессе его, включая эволюцию осадочного покрова и изменения

геотермических

условий,

в

которых

находились

породы.

Сложность численного анализа термической эволюции бассейнов связана со своеобразием процессов формирования осадочной толщи, спецификой

теплообмена в пористых деформируемых осадках в условиях меняющихся по глубине и времени петрофизических характеристик пород. 6.1. Основные компоненты систем моделирования бассейнов Каждая

система

математического

моделирования

бассейнов

представляет пакет программ для персональных компьютеров, позволяющий численно реконструировать историю погружения и эволюцию температурных условий пород осадочного чехла и фундамента и на основе этого восстанавливать историю реализации нефтегазогенерационного потенциала материнских толщ осадочного бассейна. Процедура моделирования включала численный анализ теплового режима бассейна во время погружения, учёт эрозии

отложений

в

период

воздымания,

уплотнение

и

изменение

термофизических характеристик осадков (плотности, теплопроводности, теплоемкости) по мере их погружения, термическую активизацию и другие процессы. Программа моделирования рассматривает эволюцию в варианте для плоских одномерных бассейнов, а также для двух- и трехмерных бассейнов, при этом допускает трактовка процессов через одномерное моделирование. Система моделирования, как правило, состоит из трех основных блоков: ввода данных по структуре и эволюции бассейна, подготовки исходных параметров для моделирования бассейна на основе обработки этих данных и, наконец,

блока

численного

моделирования

(процессов

погружения,

теплопереноса и генерации углеводородов в бассейне). Первый

блок

включает

базу

геологических,

геофизических

и

геохимических данных по строению и развитию бассейна. Он содержит описание современного осадочного разреза бассейна (или только его моделируемой части), оценки амплитуд эрозии и длительностей перерывов в истории бассейна, литологический состав и петрофизические характеристики пород, слагающих бассейн, мощности слоёв коры и подстилающей литосферы бассейна,

петрофизические

характеристики

пород,

индикаторы

палеотемпературной истории бассейна, такие как измерения показателя отражения

витринита, оценки степени зрелости органического вещества

пород на основе геохимических данных (характеристика биомаркеров и др.), палеоклиматические данные, палеоглубины моря, современный тепловой

поток и измерения температур в скважинах, а также информацию о современной и палеотектонической обстановке эволюции бассейна. Наряду с гелого-геофизической информацией о развитии бассейна в моделировании широко используются данные, полученные из непосредственных скважинных измерений : - Толщины различных слоев осадков - Распределение пористости в уплотненных породах - Давление в породах - Температуры пород - Данные определения зрелости органического вещества отложений, полученные

различными

методами,

включая

измерения

показателя

различными

методами

отражения витринита, данные об изомерах и др. -

Оценки

(палео)температур,

полученные

(например,газожидкостные включения в кристаллах) - Геохимические характеристики, отражающие генерацию углеводородов: (данные пиролиза и др.). Разумеется, не во всех случаях мы можем располагать перечисленной базой данных, но пополнение её повышает надёжность результатов моделирования. Часть исходной базы данных для моделирования бассейнов можно видеть, например, в табл. 3-1 на примере реконструкции истории погружения и температурной эволюции осадочного бассейна Уэд эль-Миа в Восточном Алжире в районе скв. Такхухт. Здесь отражена информация по глубинам

осадочных

слоев

в

современном

разрезе

бассейна,

продолжительность различных периодов развития бассейна, литологический состав пород, палеотемпературы поверхности и палеоглубины моря. В программном пакете литология пород указывается в процентных долях следующих 10-ти литологических единиц: 1) глины, глинистые сланцы и аргиллиты, 2) вулканиты и туффиты 3) алевролиты, 4) песчаники, 5) известняки и мел, 6) доломиты, 7) галиты, 8) ангидриты, 9) мергель, 10) уголь или другое органическое вещество (табл. 3-1). В базу данных по моделированию входят также измерения теплопроводности, пористости и теплогенерации пород осадочного разреза с обязательным указанием глубин,

с которых брались анализируемые образцы, и их литологии. При отсутствии таких данных используется литологический состав пород (см., например, табл. 3-1) и среднемировые петрофизические характеристики пород. Измерения температуры и показателя отражения витринита на разных глубинах изучаемого разреза составляют существенную часть базы данных для моделирования, так как соответствующие значения используются для контроля предлагаемой численной модели развития бассейна. При отсутствии данных, характеризующих температурные условия, в которых находились породы, для калибровки модели используются данные по современному тепловому потоку района. Однако, наличие данных по палеотемпературам предпочтительнее, так как величины теплового потока подвержены сильному влиянию литологического, гидрологического и климатического (для верхних горизонтов) факторов. В исходную базу данных для моделирования бассейна входит также описание характеристик литосферы бассейна, включающее оценки

мощности

коры,

гранитного

и

базальтового

слоев,

их

петрофизических параметров. Геохимическая часть базы данных для моделирования бассейна включает указание предполагаемых материнских свит бассейна, современного содержания органического вещества в породах этих свит и тип этого вещества. Последний может быть задан типом керогена этого вещества, допускающим произвольную смесь следующих семи стандартных разновидностей: двух керогенов типа I с богатым и более бедным исходным потенциалом, двух керогенов типа II (богатого и бедного) и трёх керогенов типа III . Следующий блок системы моделирования имеет дело с подготовкой набора

параметров,

необходимых

для

численного

моделирования

термической эволюции бассейна. Прежде всего он включает вычисление параметров, определяющих изменение петрофизических свойств пород с глубиной

(пористости,

плотности,

теплопроводности,

теплоёмкости,

теплогенерации). По литологическому составу пород (см., например, табл. 31) с использованием среднемировых данных для отдельных литологических разностей пород или/и по измерениям параметров для пород конкретного района программа вычисляет петрофизические параметры для смеси тех

пород, которой сложена рассматриваемая толща. Табл. 3-2 демонстрирует пример таких вычислений для разреза площади Такхухт бассейна Уэд-эльМиа. Принцип расчёта рассмотрен в следующих главах. Блок подготовки данных моделирования содержит также алгоритмы и программные модули, ответственные за вычисление таких параметров как: объём неуплотненных осадков, отлагающихся на поверхности бассейна, время и амплитуда тектонических и термических событий в фундаменте (тепловой активизации или растяжения литосферы и др.), начальный профиль температуры в литосфере бассейна и температура в основании области счета (Галушкин, 1990). И, наконец, третий блок использует подготовленные параметры моделирования для численного воспроизведения истории погружения, термической эволюции и созревания органического вещества в осадках. Сравнение

вычисленных

значений

пористости

пород,

температур

и

отражательной способности витринита с измеренными значениями из базы данных,

а

также

вычисление

относительных

вариаций

амплитуд

тектонического погружения фундамента, используются для корректировки исходных

параметров

моделирования

бассейна.

Эти

корректировки,

соответствующие обратным связям между блоками, показаны на рис. 3-2 пунктирными линиями. Третий блок системы моделирования бассейнов включает также пакет программ химико-кинетического моделирования. Кинетические

спектры

эффективных

реакций

созревания

ОВ

нефтематеринских пород (т.е. наборы параметров: энергий активаций, Ei, частотных факторов, Ai, и исходных потенциалов реакций. Xi) используются здесь для вычисления генерации УВ и оценки порога первичной эмиграции жидких

УВ

(см.,

экспериментального соответствующие

например, пиролиза

программы

рис.

3-1и).

образцов из

этого

При

наличии

данных

нефтегазоматеринских блока

позволяют

пород

численно

восстанавливать кинетические спектры эффективных реакций созревания ОВ материнских этих пород. Численный расчет изменения термического режима осадочных пород в процессе эволюции бассейна требует учета таких факторов как деформация

среды,

изменение

теплофизических

параметров

пород

с

глубиной,

температурой и временем, движение флюидов, влияние интрузий и тектонотермической активизации литосферы и других. Соответствующие пакеты компьютерных программ по моделированию бассейнов, такие как MATOIL, GENEX, TEMISPACK, PDI и ГАЛО широко используются для реконструкции истории погружения и термической эволюции нефтегазоматеринских пород и восстановления истории реализации их УВ потенциала (Welte and Yukler, 1981; Смирнов, Галушкин, 1983; Галушкин и др.,1985; Doligez et al.,1986; Berthold and Galushkin, 1986, 1988; Berthold et al., 1986; Tissot et al.,1987; Nakayama and Lerche, 1987; Welte and Yalcin, 1988; Espitalie et al.,1988; Галушкин, 1988, 1990; Ungerer, 1990; Ungerer et al.,1990; Дучков и др., 1990; Галушкин и Кутас, 1995; Lopatin et al., 1996; Makhous et al., 1997; Welte et al., 1997; Galushkin, 1997; Galushkin et al., 1999; Schaefer et al., 1999 и др.). Пакеты программ по моделированию бассейнов, применявшиеся в цитированных работах, характеризуются разными подходами к рассмотрению термических, геохимических и гидродинамических проблем формирования и эволюции бассейнов. Так, в пакетах MATOIL, GENEX, TEMISPACK, PDI при восстановлении температурной истории бассейна в основании осадочной толщи или близко от неё задаётся тепловой поток в виде ступенеобразной функции времени, форма которой определяется из условия совпадения вычисленных и наблюденных значений температуры и величин показателя отражения витринита. При разработке пакета ГАЛО основной целью была по возможности полная интеграция процессов, определяющих термический режим осадочной толщи бассейна, с термической и тектонической историей подстилающей литосферы. Поэтому здесь область поиска распределения температуры кроме осадочной толщи включала ещё и подстилающую литосферу с частью астеносферы (если та существовала на глубинах менее 200 км; Галушкин, 1990; Галушкин и Кутас, 1995; Галушкин и Яковлев, 2003; Makhous et al., 1997, Galushkin et al., 1999; Makhous and Galushkin, 2003). Это обеспечивало более корректную трактовку теплообмена между осадочными слоями и фундаментом, а затем использовать полученные данные для оценки продолжительности периодов тепловой и тектонической реактивизации и их

амплитуд в истории развития бассейна. Однако, за это преимущество пришлось платить ограничением рамками одномерного анализа, т.е. рассмотрением так называемых плоских бассейнов. Правомерность такого подхода и отклонения от одномерного варианта теплопереноса в бассейнах обсуждаются для каждого конкретного осадочного разреза с привлечением специальных программ. На

представленных

графиках

показаны

изменения

глубин

осадочных слоёв в ходе погружения, здесь же нанесены изотермы, отражающие предполагаемую существовавшую температуру на разных глубинах, изолиниями изображены линии равных величин показателя отражения витринита Ro. Изолинии характеризуют степень созревания органического вещества в разные периоды эволюции бассейна.

Этапы

тектонической активизации и соответствующих воздыманий также отражены

на

графике,

они

соответствуют

периодам

эрозии.

Вычисленные значения температур и степени зрелости органического вещества сопоставляются со значениями, измеренными в современном разрезе бассейна. Графики отражают историю реализации нефтематеринского потенциала анализируемой свиты, а также скорости генерации углеводородов (УВ) и положение порога начала первичной эмиграции жидких УВ, достигаемого породами свиты. Отдельные графики интегрируют основные результаты применения системы моделирования бассейна к конкретной площади, и дают представление о том, каких результатов следует ожидать при использовании таких систем.

7.Моделирование истории реализации углеводородного потенциала

нефтематеринскими свитами бассейна Изучение

эволюции

термического

режима

осадочной

толщи,

включающий восстановление температурной истории нефтегазоматеринскиx пород в процессе иx погружения в бассейне, позволяет оценить историю созревания ОВ, а также временной ход реализации потенциала генерации углеводородов материнских свит бассейна. В основе алгоритма, согласно

которому осуществляются подобные вычисления, лежат эксперименты по лабораторному пиролизу ОВ, начатые около 25 лет назад французскими и немецкими исследователями по геохимии нефти и газа, и приведшие к созданию химико-кинетических моделей процесса созревания ОВ в породах Такие модели, разработанные на основе лабораторных исследований, широко используются для количественных оценки генерации жидких и газообразных углеводородов в нефтегазоматеринских отложениях. Результаты исследований показали, что процесс созревания ОВ в экспериментальном

пиролизе

образца

материнской

породы

(и

по

предположению, и в природных условиях погружения материнской свиты в бассейне) может быть описан рядом независимых эффективных реакций первого порядка со своим набором кинетических параметров. Скорость каждой реакции в данный момент времени t зависит от температуры породы при ее нагревания в пиролизаторе (или от температуры породы на этапе ее погружения в бассейне), и

меняется с изменением температуры образца

согласно правилу Аррениуса.

В расчетах используются следующие

параметры: скорость реакции, частотный фактор Аррениуса, энергия активации, газовая постоянная, время и температура. Если

входные

параметры (исходный потенциал генерации УВ для i-ой реакции) известны для всех N реакций, то количество генерированных УВ, Q(t), и скорость их генерации, S2(t), вычисляются по формулам, приведенным в работе Tissot and Espitalie, 1975. Все уравнения используются в программных модулях пакетов по моделированию бассейнов

(Tissot and Espitalie, 1975; Tissot et al., 1987;

Espitalie et al.,1988; Ungerer, 1990; Issler and Snowdon, 1990; Галушкин, Кутас, 1995; Lopatin, Galushkin and Makhous, 1996; Makhous, Galushkin and Lopatin, 1997) для вычисления выхода и скоростей генерации углеводородов как функций времени, как при численном воспроизведении истории генерации углеводородов на историческом этапе погружения бассейна, так и при описании экспериментального этапа его истории в пиролизаторе. Указанные формулы использовались в программном пакете по моделированию бассейнов ГАЛО для расчетов относительного вклада

жидкой, газовой и коксовой составляющих при полном выходе УВ (Галушкин и др.,1995; Галушкин, Кутас, 1995; Makhous, Galushkin and Lopatin, 1997). В программных модулях использовались кинетические параметры реакций для 3-х (нефть, газ и кокс) и 5-ти (C1, C2-C5, C6-C15, C15+ и кокс) фракционных стандартных моделей созревания керогенов типа I, II, III, рассмотренных ниже. Процедура моделирования бассейнов включала также оценку порога первичной эмиграции жидких углеводородов и количества эмигрировавших УВ (Лопатин, Галушкин и др.,1992; Lopatin, Galushkin and Makhous, 1996). В расчетах порога эмиграции учитывались изменения пористости и плотности материнских пород с глубиной и временем погружения в бассейне, а также уменьшение содержания РОВ, Сорг, по мере его созревания в бассейне. В процедуре оценки порога эмиграции особое значение имело определение пороговой пористости, т.е. доли порового пространства, которая должна быть заполнена прежде чем начнется эмиграция жидких УВ из материнских пород. Эта величина может меняться в широких пределах (от 5 до 60%) в зависимости от типа ОВ и литологии рассматриваемых вмещающих пород (Tissot et al.,1987; Espitalie et al.,1988; Ungerer, 1990). Отметим, что для восстановлении спектра кинетических реакций по данным открытого пиролиза система ГАЛО содержит модуль, позволяющий восстанавливать

кинетические

параметры

эффективных

реакций,

контролирующих процессы преобразования керогена, путем обработки данных,

полученных

в

ходе

экспериментального

пиролиза

образцов

нефтематеринских пород на установках типа Rock-Eval. В этих установках испаряющиеся или диффундирующие продукты пиролиза выносятся в анализаторы, изучаются, в результате чего строится график скорости выхода углеводородов в зависимости от температуры, типа кривых S2. Сопоставление экспериментальных кривых S2 с рассчитанными теоретически по формулам дает возможность судить о правильности выбора набора кинетических параметров, участвующих в теоретических расчетах. Решается обратная задача статистики, в которой минимизируется функция ошибок при сравнении скоростей генерации углеводородов, S2, вычисленных

по уравнению и S2i, измеренных в экспериментальной установке открытого пиролиза для температур нагревания образца Ti.

Это все помогает

восстановлению кинетического спектра для ОВ, изучаемых отложений осадочно-породном

бассейне.

Объём

теоретических

и

в

особенно

экспериментальных работ, необходимый для определения параметров кинетических реакций первого и второго порядка, позволяющих описывать процессы созревания ОВ в конкретных типах нефтематеринских пород, чрезвычайно велик. Поэтому большое значение приобретают исследования по кинетике созревания ОВ определённых типов, широко представленных в природе. Первые работы в этом направлении были предпрняты во Французском Институте Нефти, где Тиссо и Эспиталье (Tissot, Espitalie, 1975) по результатам открытого пиролиза определили кинетические параметры реакций созревания для трёх широко распространнённых групп керогена что соответствуют сапропелевому (кероген I), гумидному (кероген III) и смешанному гумидно-сапропелевому (кероген II) РОВ. В ОВ типа I реактивная часть керогена, которая при созревании даёт жидкие и газообразные продукты, является преимущественно лабильной, т.е. дающей при благоприятных обстоятельствах в основном жидкие продукты созревания.

Инертная

часть

керогена

(переходящая

при

высоких

температурах в графитоподобную структуру) в первом типе ОВ минимальна. ОВ нефтематеринских пород морских глин типа киммерийских глин Северного моря являет пример ОВ типа I. ОВ нефтематеринских пород континентального шельфа в Новошотландском бассейн

и в отложениях

дельты Нила также относят к ОВ типа I. Напротив, в ОВ типа III реактивная часть керогена даёт на выходе газообразный продукт. Углистое вещество в отложениях палеозойского врзраста в Европе и в Северной Америке представляет пример керогена III типа. ОВ типа II является промежуточным между типами I и III, но реактивная часть керогена здесь, как и в типе I, преимущественно лабильна. Относительная доля инертного керогена здесь в 2 - 3 раза выше, чем в типе I, но существенно ниже, чем в керогене типа III. Каждый из трёх типов керогена характеризуется своей областью значений на диаграмме Ван-Кергелена, где откладываются зависимости

атомных отношений Н/С от О/С в процессе прохождения прогрессирующих стадий органического метаморфизма. При одинаковом объёмном содержании ОВ в породе кероген I типа обладает наибольшим исходным потенциалом генерации углеводородов (ΣХio=0.895), кероген II меньшим (0.695) и кероген третьего типа минимальным (всего лишь 0.315). Модель керогена III предлагается для численных оценок степени созревания витринита и его отражательной способности Ro%. При

использовании

кинетических

спектров

стандартных

типов

керогенов определение типа ОВ приобретает заметный вес в процедуре оценки реализации нефтегазогенерационного потенциала бассейна. Усовершенствование экспериментальных средств изучения процесса пиролиза РОВ и, в частности, появление установок типа Rock--Eval 5 в сочетании с измерениями на чувствительных масс-спектрометрах, позволили перейти

от

анализа

общего

выхода

углеводородов

к

непрерывной

регистрации их отдельных фракций. Это позволило по результатам эксперимента в установках открытого пиролиза строить кривые скоростей выхода каждой из 5-ти фракций С1, С2 - С5, С6 - С14 и С15+ и определять по ним кинетические праметры реакций (Espitalie et al.1988, Forbes et al.1991 и др.). В результате для каждой из 5-ти фракций получают свой набор параметров,

что

позволяет

рассчитывать

выход

фракции

как

в

экспериментальных, так и в геологических условиях. Дальнейшее усовершенствование касалось учёта процессов вторичного крекинга. Если при рассмотрении первичного крекинга принимались во внимание реакции распада керогена на пять упомянутых фракций, то вторичный рассматривает реакции последующего распада ряда неустойчивых фракций на газовые составляющие и кокс (Espitalie et al.1988) : Осуществленная в последнее десятилетие серия работ по открытому и замкнутому пиролизу ряда типичных материнских пород, осуществленная в исследовательских центрах Ливерморской национальной лаборатории

в

Калифорнии и Французского Института Нефти, позволила в значительной степени уточнить кинетические модели для выделенных стандартных типов

керогена.

В

наших

иследованиях

использована

модель,

в

которой

принимаются во внимание переходы ОВ в три фракции : нефтяную, сухого газа и кокса. Из них лишь первая подвержена вторичному крекингу, а остальные две фракции paccматриваются как устойчивые. Эта модель позволяет с помощью формул

оценивать относительный вес газовой и

жидкой составляющих в продуктах созревания ОВ материнских пород. Она введена в программный пакет ГАЛО и используется для разделения на газовую и жидкую фракции суммарного выхода УВ в предположении известного типа ОВ в материнских отложениях. В рассматриваемой модели

фракция нефти является единственной

неустойчивой фракцией и в процессе вторичного крекинга разлагается на газ и кокс. Наконец, в табл.16-2 а, б, в приведены параметры базовой модели для керогена типа III. Эта модель включает три типа пород : с хорошим и плохим исходным и промежуточным потенциалами (Tissot et al.1988; Burnham 1989; Sweeney,Burnham 1990). Модель керогена типа III с хорошим потенциалом ( HI = 274 мг HC/ г ТОС) принимает слегка модифицированные параметры первичного крекинга из работ (Forbes et

al.1991, Espitalie еt al.1988, Burnham

1989) для пиролиза Brent и Are углей (табл.19а). Параметры вторичного крекинга получались обработкой данных по пиролизу в автоклаве тех же образцов пород. Модель керогена типа III с плохим потенциалом (HI = 113 мг HC/ г ТОС) построена на основании обработки данных по открытому и закрытому пиролизу Brent углей с тем же низким исходным потенциалом (табл.19в). Эти же параметры, следуя (Ungerer et al.1990), используются в нашей программе при описании кинетической модели витринита (табл. 7-2). Промежуточная модель с потенциалом HI = 160 мг УВ/ г ТОС (таблю19б) построена на основании анализа образцов тех же углей но с исходным потенциалом выше, чем в последнем, но ниже, чем в первом случаях (Forbes et al.1991, Espitalie еt al.1988, Burnham 1989). Рассмотренные базовые модели трёх основных типов керогена из табл.14 - 16 использовались в программном пакете GALO для рассчёта относительных долей нефтяной и газовой фракций в созревающем ОВ

погружающихся нефтематеринских пород. Алгоритм оценки выхода УВ с учётом реакций второго порядка строился по аналогии с рассмотренным в (Quigley and MacKenzie 1988; Espitalie et al.1988) на основании формул (5557).

Литература Вассоевич Н.Б. Слоистость и фации. Изв. АН СССР. Сер. геол., 1949, №2, с.129-132 Вассоевич Н.Б., Бурлин Ю.К., Конюхов А.И., Карнюшина Е.Е. Роль глин в нефтеобразовании. Советская геология, 1975, №3, с.15-28 Галушкин

Ю.И.

Температурные

условия

и

положения

зон

генерации углеводородов в процессе развития осадочных бассейнов. Жизнь Земли. Изд. Моск. Ун-та, 1990, с. 102 – 108 Геоисторический и геодинамический анализ осадочных бассейнов, колл. авт., науч. ред. В.Е.Хаин, 1999,

М.: МПР РФ, ЦРГЦ, Геокарт,

МГУ, 524 с. Гладенков Ю.Б. Биосферная стратиграфия (проблемы стратиграфии начала XXI века). Труды ГИН РАН, вып. 551. М.: ГЕОС, 2004, 120 с. Карогодин Ю.Н. Седиментационная цикличность. М.. 1980, 240 с. Карогодин Ю.Н., Ершов С.В., Сафонов В.С. и др. Приобская нефтеносная зона Западной Сибири: Системно-литмологический аспект. Новосибирск. Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1996, 252 с. Мальцева А.К., Крылов Н.А. Формационный анализ в нефтяной геологии. М.: Недра, 1986. 184 с. Милановский Е.Е. Геология России и ближайшего зарубежья (Северной Евразии): Учебник. М.: Изд. Моск. ун-та,1966, 448 с. Осадочные бассейны. M., 2004, колл. авт. под редакцией Ю.Г.Леонова и Ю.А.Воложа.

Северное Приобье Западной Сибири. Геология и нефтегазоносность неокома

(системно-литмологический

подход)

/

Ю.Н.Карогодин,

В.А.Казаненков, С.А.Рыльков, С.В.Ершов. Новосибирск: изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2000, 200 с. Типы осадочных формаций нефтегазоносных бассейнов. Сб. статей. М.: Наука, 1980 (отв. ред. Н.Б.Вассоевич), 304 с. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамике. Учебник. М.: изд-во МГУ, 1995, 480 с. Allen P.A., Allen J.R. Basin analysis and applications. Blackwell Sci. Publ. Oxford. 1990.461 p. Lopatin N.V., Galushkin Yu.I., and Makhous M. Evolution of sedimentary basins and petroleum formation. In “Geodynamic evolution of sedimentary basins”, 1996, ed. TECHNIP, p. 435-453. Makhous M., Galushkin Yu.I. Basin Analysis and Modeling of the burial, thermal and maturation histories in sedimentary basins. Editions TECHNIP, Paris, 2005, 380 p. Welte, D.H., and M.M.Yalcin, 1988, Basin modelling - a new comprehensive method in petroleum geology: Advances in Organic Geochemistry, v.13, p.141151.