Согласно учению о стадийности процессов нефтеобразования, основная масса УВ генерируется и мигрирует в главной зоне нефтеобразования (ГЗН). Выяснение условий и времени интенсивных процессов нефтеобразования имеет важное значение при оценке перспектив нефтегазоносности и выборе наиболее эффективных направлений поисково-разведочных работ, особенно на литолого-стратиграфические залежи. Решение этого вопроса требует комплексного рассмотрения материалов об условиях накопления осадков и ОВ, степени их катагенеза и истории геологического развития, составляющих основу геолого-геохимического метода.

Изучение многочисленных разрезов показало, что вендские и девонские терригенные осадки накапливались в прибрежно-морских и морских мелководных фациях, а визейские - в дельтово-авандельтовых, речных, озерно-болотных, лагунных, прибрежно-морских и морских. Областями сноса терригенного материала для вендских осадков являлись Северо-Татарская и Ксенофонтовско-Полюдовская, возможно, Красноуфимская палеосуши, для девонских - Северо-Татарско-Гайнско-Ксенофонтовская и Красноуфимская, для визейских - Коми-Пермяцкая. Наибольшая тектоническая активность характерна для Северо-Татарской, Гайнско-Ксенофонтовской и Коми-Пермяцкой палеосуш, располагавшихся соответственно на западе, северо-западе и севере. На подводных склонах двух первых локализовались преимущественно прибрежно-морские фации, на склонах последней - континентальные. Эти фации повторяются в разрезе в определенной последовательности согласно цикличности осадконакопления различного масштаба.

Анализ содержаний ОВ показывает, что наиболее благоприятные условия для его накопления существовали в морских фациях со спокойным гидродинамическим режимом. В вендских алевролитах и аргиллитах среднее количество ОВ изменяется по свитам от 0,17 до 0,5% при максимальном значении 2,5 % и закономерно увеличивается вниз по разрезу, а также от периферии к внутренней части бассейна седиментации; в девонских - от 0,24 до 0,62 % . наибольшие концентрации ОВ локализуются на юго-востоке, где превалировали морские фации.

Содержание хлороформенного битумоида в этих породах варьирует от 0,0001 до 2,5 % при средних значениях по стратиграфическим подразделениям венда от 0,007 до 0,026%, девона - от 0,0007 до 0,04 %. Битумоидный коэффициент (bхл) изменяется от 0,94 до 17 % при максимальных показателях более 50 %.

Количество ОВ в визейских аргиллитах и алевролитах изменяется от 0,01 до 23%. Наибольшие концентрации его наблюдаются в отложениях озерно-болотного генезиса. Среднее же содержание ОВ во всех генетических типах пород колеблется по горизонтам от 1,65 до 2,36 % и закономерно возрастает вниз по разрезу. Величина b_хл изменяется от 1,75 до 9% при максимальном значении 50 % .

Результаты люминесцентно-битумологических исследований свидетельствуют о том, что алевролитово-аргиллитовые породы указанных формаций характеризуются широко развитыми аллохтонными (паравтохтонными) битумоидами, наличие которых является одним из диагностических признаков нефтепроизводящих пород [11]. О самостоятельных нефтегенерационных свойствах пород рассматриваемых формаций свидетельствует также изотопный состав заключающихся в них нефтей [3] и характер трансформации глинистых минералов [9]. В составе последних с глубиной усиливается переход монтмориллонита в гидрослюду через фазу смешанно слойных образований монтмориллонит-гидрослюдистого состава - процесс, благоприятный для битумообразования и эмиграции УВ [4]. Монтмориллонит как самостоятельный компонент в ассоциации глинистых минералов прослежен до глубины 2100 м в отложениях нижнего карбона [9].

Таким образом, потенциально нефтематеринские (ПНМ) породы рассматриваемых формаций на определенных этапах геологического развития генерировали УВ и находились в условиях ГЗН.

Для определения интервала длительности процесса интенсивного нефтеобразования в каждой формации были построены графики изменения величины b_хл хлороформенных синбитумоидов в зависимости от современной глубины залегания ( рис. 1 ), на которых видно, что величина b_хл в вендской и девонской формациях до глубины примерно 1600-1700 м практически не изменяется, ниже резко возрастает в результате начавшейся интенсивной нефтеотдачи, продолжавшейся до глубины примерно 2100 м. Затем картина резко меняется (закономерность С.Г. Неручева), начинается спад процессов нефтеобразования и нефтеотдачи, прослеживаемых до глубины примерно 2500-2700 м.

В визейской терригенной формации величина b_хл практически стабильна до глубины 1350 м, ниже она плавно возрастает, достигая максимальных значений в интервале глубин 1500-2100 м, затем процесс изменения величины b_хл, так же как и в вендской и девонской формациях, принимает обратное направление, фиксируя начало снижения темпа битуминизации ОВ и эмиграции УВ [2], продолжавшихся до глубины примерно 2500-2600 м.

Катагенез ОВ в девонской терригенной формации в интервале глубин 1500-2600 м соответствует градациям МК₁, МК₂ и МК₃ [6], а катагенез пород отвечает мезокатагенезу [8]. Катагенез рассеянного и концентрированного (ископаемые угли) ОВ в визейской терригенной формации в интервале глубин 1350- 1500 м приравнивается к ПК, а в интервале глубин 1500-2700 м - к градациям МК₁, МК₂, МК₃ и даже МК₄ [6].

Из изложенного выше следует, что интервал глубин от 1500 до 2700 м может соответствовать длительности процесса интенсивного нефтеобразования в рассматриваемых формациях.

Вместе с тем на графиках изменения величины b_хл (см. рис. 1 ) видно, что главные генерация и эмиграция микронефти осуществляются в интервале глубин от 1500 до 2100 м. Отсюда следует, что ГФН более продолжительна, чем главная фаза генерации (ГФгН) и главная фаза эмиграции микронефти (ГФэН). ГФгН и ГФэН осуществляются в основном на той стадии MK₁ [7], когда в ассоциации глинистых минералов исчезает монтмориллонит. К длительности ГФгН и ГфэН в девонской и визейской формациях приурочивается более 70 % выявленных к настоящему времени залежей нефти.

Палеотектонический анализ позволил составить карты, отображающие поэтапное вступление ПНМ пород в ГЗН, за начало которой с учетом геологического времени [12], батиметрического уровня и уплотнения осадков принята глубина 1500 м как наиболее оптимальная.

Раньше всего первичная миграция созревшей микронефти началась в миогеосинклинальной зоне Урала, где к концу венда накопилось более 4,5 км вендских осадков, в результате чего отложения серебрянской серии к этому моменту прошли ГЗН. По мере развития литогенеза в конце кембрия в ГЗН вступили отложения сылвицкой серии, тогда как на платформе отложения венда находились в зоне биохимического преобразования ОВ[1], и лишь в конце тульского времени в ГЗН вступили нижние толщи венда мощностью около 500 м на площади, отвечающей современным Соликамской депрессии и юго-восточному окончанию Притиманского прогиба (мощность вендских отложений здесь превышает 1500 м). В конце позднего карбона в ГЗН оказались отложения венда на территории, охватывающей современные Пермский свод, Сылвенскую депрессию, Шалымско-Калининский прогиб, Кунгурскую моноклиналь (Бымско-Кунгурская впадина), северный склон Башкирского свода и юго-восточное окончание Верхнекамской впадины. При этом первичная миграция УВ началась чуть раньше в районе Сылвенской депрессии и распространялась в северо-западном направлении. В конце артинского времени в ГЗН отложения венда вступают на территории современного восточного склона Северо-Татарского свода, юго-восточной части Верхнекамской впадины, Чермозской седловины, восточной части Камской моноклинали и Соликамской депрессии. На площади последней в ГЗН оказались верхние свиты венда. В конце поздней перми в ГЗН находятся отложения венда на остальной территории, кроме вершины Коми-Пермяцкого свода и некоторой части Камской моноклинали, где отложения венда, вероятно, не переживали ГЗН ( рис. 2 , А).

ПНМ породы девонской терригенной формации в ГЗН вступили в конце позднего карбона на площади, соответствующей современным Сылвенской депрессии, Кунгурской моноклинали и северному склону Башкирского свода, а в конце артинского времени и поздней перми последовательно на остальной части территории, исключая вершину Коми-Пермяцкого свода и некоторую часть Камской моноклинали (см. рис. 2 , В).

ПНМ породы визейской терригенной формации в ГЗН оказались в конце иреньского времени на площади, соответствующей Предуральскому прогибу, а в поздней перми на остальной части территории, кроме Сарапульской и Можгинской впадин, центральной части Северо-Татарского свода, западной части Камской моноклинали и Коми-Пермяцкого свода, где эти отложения, вероятно, не переживали ГЗН.

Следует отметить, что в Шалымском и Калининском прогибах (впадинах) Камско-Кинельской системы, в пределах которых визейская терригенная формация характеризуется наибольшими мощностями, ПНМ породы ее вступили в ГЗН несколько раньше конца пермского времени.

По мере развития литогенеза первичная эмиграция УВ осуществлялась сначала из осевой зоны Шалымско-Калининского прогиба в направлении к бортам, затем вверх по восстанию склонов Верхнекамской впадины в сторону обрамляющих сводов.

Таким образом, ПНМ отложения вендской, девонской и визейской терригенных формаций находились в условиях ГЗН неодновременно и поэтапно. Миграционный поток созревшей микронефти распространялся сначала из миогеосинклинальной зоны Урала на платформу, затем в направлении с востока и юго-востока на запад и северо-запад, позже - концентрически из осевой зоны Шалымско-Калининского прогиба Камско-Кинельской системы в сторону обрамляющих сводов, заполняя по принципу дифференциального улавливания ловушки и формируя в соответствующие интервалы времени залежи УВ.

1. Алексеев Ф.А. О зональности нефтегазообразования в земной коре по данным изотопных исследований. - Геология нефти и газа, 1974, № 4 , с. 62-67.
2. Вышемирский В.С., Конторович А.Э., Трофимук А.А. Миграция рассеянных битумоидов. Новосибирск, Наука, 1971.
3. Галимов Э.М. Изотопы углерода в нефтегазовой геологии. М., Недра, 1973.
4. Зхус И.Д. Глинистые минералы и их палеогеографическое значение. М., Наука, 1966.
5. Историко-геолого-геохимический метод оценки перспектив нефтегазоносности осадочных бассейнов / Н.Б. Вассоевич, И.В. Высоцкий, Ю.И. Корчагина, Б.А. Соколов. - Изв. АН СССР. Сер. Геол., 1971, № 11_; с. 56-60.
6. Калмыков Г.С., Бабинкова Н.И. Стадии катагенеза отражательной способности витринита в терригенных отложениях Пермской нефтеносной провинции. - Труды ППИ. Пермь, вып. 87, 1971, с. 57- 63.
7. Корчагина Ю.И. Особенности изменения основных генетических типов рассеянного органического вещества пород в катагенезе. - В кн.: Исследования органического вещества современных и ископаемых осадков. М., 1976, с. 203-208.
8. Кутуков А.В., Светлова В.А. Вторичные изменения допалеозойских и палеозойских пород Пермского Прикамья. - Труды ВНИГНИ, Пермь, вып. 72, 1970, с. 144-163.
9. Кутуков А.В., Светлова В.А. Некоторые закономерности распространения глинистых минералов в осадочном чехле Пермского Прикамья. - Труды ВНИГНИ. Пермь, вып. 123, 1973, с. 481-493.
10. Лопатин Н.В. Температура и геологическое время как факторы углефикации. - Изв. АН СССР. Сер. Геол., 1971, № 3, с. 95-106.
11. Неручев С.Г. Нефтепроизводящие свиты и миграция нефти. Л., Недра, 1969.
12. Раабен В.Ф., Черников К.А. Условия проявления главной фазы нефтеобразования и распределение углеводородов в разновозрастных породах. - Изв. АН СССР. Сер. Геол., 1973, № 7, с. 57-66.

Рис. 1. Схема изменения содержания синбитумоидов в ОВ алевролитов и аргиллитов в вендской, девонской и визейской терригенных формациях Пермского Прикамья.

Глинистые минералы: К - каолинит, СМ - смешаннослойный, М - монтмориллонит, Г - гидрослюда; X - хлорит; I - кривая максимальных значений коэффициента b_хл, II - фаза начала прогрессивного развития процессов нефтеобразования; III - главная фаза нефтеобразования (ГФН); IV - фаза затухания процессов нефтеобразования

Рис. 2. Схематические карты поэтапного вступления в главную фазу (зону) нефтеобразования ПНМ пород вендской (A), девонской (Б) и визейской (В) терригенных формаций Пермского Прикамья.

Границы: 1 - Предуральского прогиба, 2 - крупных структур, 3 - выклинивания формаций; 4 - Камско-Кинельской системы прогибов; 5 - зона отсутствия отложений соответствующей формации; площади распространения ПНМ пород, вступивших в ГЗН в конце: 6 - тульского и аргинского времени, 7 - позднего карбона, 8 - артинского времени, 9 - поздней перми, 10 - позднего карбона, 11 - артинского времени, 12 - поздней Перми, 13 - иреньского времени, 14 - поздней перми; 15 - граница ПНМ пород, прошедших ГЗН; КПС - Коми-Пермяцкий свод; КаМ - Камская моноклиналь; КС - Косьвинская седловина; СоД - Соликамская депрессия (впадина); ЧС - Чермозская седловина; КЧС - Косьвинско-Чусовская седловина; ВКВ - Верхнекамская впадина; свТС - Северо-Татарский свод; MB - Можгинская впадина (Камско-Кинельской системы прогибов); ШВ - Шалымская впадина (прогиб, там же); KB - Калининская впадина (прогиб, там же); КМ - Кунгурская моноклиналь; СыД - Сылвенская депрессия; ПС - Пермский свод