Зависимость характера и интенсивности процессов газонефтеобразования от температуры неоднократно подчеркивалась в литературе. Процесс генерации основной массы УВ активно протекает в температурном диапазоне 60-250 °С. В этом температурном интервале Н.Б. Вассоевич и др. [6] выделяют главную фазу нефтеобразования (ГФН), которая соответствует стадиям литогенеза от низов протокатагенеза до низов мезокатагенеза. Позднее [1, 9] была выделена главная фаза газообразования (ГФГ), которая, по их мнению проявляется от низов метокатагенеза до низов апокатагенеза. В последующем А.М. Акрамходжаев указывал на целесообразность выделения двух зон газообразования, верхнюю и нижнюю, считая, что для однозначного решения вопроса о том, какая из них главная, необходимы дополнительные исследования по количественной оценке масштабов продуцирования углеводородных газов.

Сопоставление температурных интервалов различных стадий превращения ОВ, полученных экспериментально, с таковыми в геологических условиях позволило прийти к заключению [1, 2], что первый термический интервал, соответствующий процессу десорбции УВ из ОВ и их миграции, находится в пределах от 60 до 70 °С и соответствует глубине погружения отложений 1200- 1500 м. Второй термический интервал, названный интервалом деструкции ОВ и новообразования УВ, начинается с палеоглубины погружения осадков более 2000 м. На еще больших глубинах и при более высоких температурах (70 °С и выше) процесс деструкции будет интенсивнее.

Таким образом, для надежной оценки масштабов образования и эмиграции жидких и газообразных УВ необходимы сведения о современном и палеотемпературном режиме недр в каждом конкретном изучаемом районе.

Изучение тепловой истории нефтегазоносных пород, как отмечает Н.А. Минский [8], указывает на эпохи отчетливого повышения напряженности теплового поля в осадочном чехле на определенных этапах его развития. В связи с этим большой интерес представляет восстановление полной тепловой истории нефтегазоносных бассейнов с учетом основных факторов формирования геотемпературных полей.

В последнее время широкое распространение получила разработанная И.И. Аммосовым [11] методика определения палеотемператур по отражательной способности (ОС) витринита. Эта методика дает количественное выражение стадий катагенеза, позволяет подразделять толщи осадочных пород по стадиям литификации и определять палеотемпературы, связанные с периодами максимального нагревания осадочных пород. Однако для уверенного картирования палеотемператур по данным геологического термометрирования необходима известная плотность наблюдений. К сожалению, мы далеко не всегда располагаем достаточным объемом информации для геометризации этого показателя.

Нефтегазоносные отложения Средней Азии в целом данными по ОС витринита освещены довольно слабо. Такая информация имеется в основном по Центрально-Каракумскому своду и Мангышлаку и частично по Устюрту, а по Амударьинской впадине (основному газонефтеносному району) она практически отсутствует.

На рис. 1 приводится график сопоставления современной температуры терригенного комплекса юры с палеотемпературой, определенной по ОС витринита. Как видно из этого графика, в обеих впадинах Устюрта, Дарьялык-Дауданском прогибе и на большинстве площадей Северо-Восточной Туркмении современные температуры относительно близки к температурам, соответствующим достигнутой степени метаморфизма ОВ. Средняя разность сравнительных показателей достигает 20-25 °С. На ряде структур, приуроченных в основном к Мангышлак-Центрально-Устюртской зоне поднятий, в этих же отложениях разность палео- и современных температур оказалась намного больше (30-45 °С). По-видимому, такое расхождение является результатом воздымания этой части территории и связанного с ним глубокого охлаждения недр. Следует подчеркнуть, что здесь сопоставляются сглаженные значения показателей, на самом же деле нетрудно заметить существенный разброс значений палеотемпературы по ОС витринита. Например, на площади Курлук на глубине 2800 м палеотемпература равна 135°С, а на глубине 3100 м-170 °С, тогда как на площади Коскала на глубине 3080 м в тех же отложениях палеотемпература составляет 145 °С.

Для восстановления геотермической истории нефтегазоносных толщ перспективными представляются аналитические методы, основанные на теории теплопереноса. Особенно важно - определение периодов повышения напряженности теплового поля (интенсивного нарастания температуры), оказывающей, по-видимому, огромное влияние на интенсивность нефтегазообразования. При этом методы геологического термометрирования могут быть использованы как вспомогательные.

Не останавливаясь на детальном рассмотрении современного состояния теоретической и прикладной геотермии, отметим, что она позволяет решать достаточно широкий круг геологических и технологических задач, в частности связанных с поисками, разведкой и разработкой нефтяных и газовых месторождений [7, 8, 10, 14, 15]. Основными факторами формирования геотемпературного поля являются интенсивность теплового потока, идущего с больших глубин, условия и форма залегания горных пород с различной теплопроводностью, радиоактивные процессы, молодые вулканические проявления, условия циркуляции подземных вод и газов, переносящих тепло, тектонические процессы и др.

Для построения палеогеотермической модели какого-либо целевого объекта, безусловно, необходимо возможно полнее учитывать все эти показатели, в том числе изменчивость во времени теплового потока и теплофизических свойств горных пород. Следовательно, основу такой модели должны представлять обоснованные представления о всех факторах формирования геотемпературных полей в течение изучаемого отрезка геологического времени. Если для какого-либо объекта создать, например, аналоговую модель, учитывающую морфологию и свойства горных пород, размещение внутренних источников и стоков тепла, движение жидкостей и т. д. то решение задач теплопроводности на таких моделях не представляет в настоящее время трудности. Известно несколько способов решения задач по определению палеотемператур путем замены современных величин теплопроводности или геотермических градиентов палеовеличинами этих параметров [15]. М.К. Калинко предложен интересный метод расчета палеотепловых потоков, учитывающий возраст складчатых сооружений, направленность и скорость тектонических движений, мощность платформенных образований, а также изменчивость теплопроводности горных пород во времени [7].

Следуя отмеченным выше принципам расчета палеотемператур, мы попытались сконструировать палеогеотермическую модель осадочной толщи Амударьинской газонефтеносной области.

Она представляет собой область унаследованного прогибания, обширные внутренние части которой характеризуются высокой полнотой разреза, сравнительно малой контрастностью тектонических движений на платформенном этапе развития территории. В связи с этим в них существуют благоприятные условия для аккумуляции тепла и распределения температуры в соответствии с теплофизическими свойствами пород, слагающих осадочную толщу. Кроме глубинного кондукционного теплового потока, на изучаемой территории трудно обосновать возможность проявления других региональных активных факторов формирования геотемпературного поля (вулканизм, радиоактивные процессы и т. д.). Таким образом, за основу палеогеотермических реконструкций следует принять модель нормального геотемпературного поля, сформированного в реальной неоднородной толще в соответствии с морфологией и условиями залегания пород с различными теплофизическими свойствами [10].

Ниже приводится приближенная оценка геотермического режима осадочного разреза изучаемой территории на платформенном этапе ее развития (на примере Чарджоуской ступени). Режим оценивается как последовательная смена стационарных состояний геотемпературного поля в процессе осадконакопления. В стационарном тепловом потоке, как известно [12], соблюдается условие

где Г - температурный градиент, °С/100 м, q_CT - стационарный тепловой поток, ккал/(м²*ч), l - коэффициент теплопроводности, ккал/(м*ч*°С).

Поскольку градиент температуры прямо пропорционален тепловому сопротивлению (1/l), в геотермических построениях широко используется именно величина градиента, отражающая неоднородность геологических объектов по теплофизическим свойствам.

На рис. 2 приводится типовая геотермограмма осадочного разреза Чарджоуской ступени. Нетрудно видеть, что она отражает сложную неоднородность разреза по теплопроводности. При этом величина геотермического градиента для различных слоев составляет (°С/100 м): глина палеогена - 5,5, песчано-глинистые отложения верхнего мела - 3,4, глины турона - 4,5, песчано-глинистые отложения альба - 3,3, глины альба - 4, песчано-глинистые отложения неокома - апта -3,2, глины неокома - 3,7, галит-ангидритовые отложения верхней юры-1,6, карбонатные отложения келловея и Оксфорда - 3, терригенные отложения нижней и средней юры [3, 6].

Такие послойные расчеты градиента [4, 13] показали, что геотермический градиент выделенных слоев характеризуется практически постоянной величиной на больших территориях. Поэтому в качестве основных статистически однородных по теплофизическим свойствам элементов осадочной толщи в наших палеогеотермических построениях приняты перечисленные выше элементы ее разреза. Палеотермограммы и исходные данные для их построения приводятся на рис. 2 .

Особое внимание обращено на те моменты геологической истории, когда накапливались основные теплоупорные толщи: достаточно мощные глинистые пачки палеогена, турона, альба, неокома и терригенной юры.

Верхний конец палеотермограмм привязан к глубине 100 м от палеоповерхности осадков и к температуре 20 °С (т.е. к характерным для данного района глубине и температуре нейтрального слоя). Затем последовательно вниз по разрезу палеотемпературная кривая строилась с введением поправки на геотермический градиент с учетом палеоглубин залегания отложений, составляющих принятые элементы осадочной толщи. Поправки вводились при допущении, что теплопроводность пород прямо пропорциональна их плотности и влажности, и для этих целей была использована кривая уплотнения глин, по Н.Б. Вассоевичу [5]. Аналогичный подход к палеогеотермическим реконструкциям использован А.Я. Ходжакулиевым [15]. Пользуясь полученным набором палеогеотермограмм, можно дать приближенную оценку некоторым показателям геотермического режима изучаемого объекта.

Например, представляет интерес прослеживание хода нарастания температуры какого-либо слоя за геологическое время (временная задача). На рис. 3 приведены кривые роста температуры основных газо-нефтепроизводящих комплексов (нижнего мела карбонатной и терригенной юры) во времени.

Как показано на этом рисунке, отложения терригенной юры вступили в зону 60 °С к концу накопления глин неокома. В дальнейшем до конца накопления глин альба температура возрастала со скоростью 1,2°С/млн. лет. Наиболее интенсивный рост температуры (3,1 °С/млн. лет) происходил в последующем промежутке времени до конца накопления глин турона. Скорости нарастания температуры до конца накопления глин палеогена были хотя и ниже, но еще довольно высокими (0,48 °С/млн. лет), а далее до современных они понизились до 0,23 °С/млн. лет. Аналогичным образом можно проследить кривую изменения температуры для отложений карбонатной юры и нижнего мела (см. рис. 3 ).

Очевидно, что значительный интерес представляет также решение пространственной задачи восстановления геотемпературного поля объекта на любой интересующий нас момент истории геологического развития территории. В первом приближении с этой целью можно рассчитать палеотермограммы для типовых разрезов бассейна и использовать традиционные методы построения палеогеотермических карт на горизонтальных срезах и профилей на интересующие нас моменты геологического времени. Схематичные поперечные палеогеотермические профили через Амударьинскую газонефтеносную область представлены на рис. 4 .

Сериями таких профилей или палеогеотермических карт можно охарактеризовать геотемпературное поле объекта в динамике. Такие построения позволяют определить объем нефтегазоматеринских пород, находящихся в благоприятных для генерации УВ геотемпературных условиях, что немаловажно для определения их генетического потенциала.

Палеогеотермические данные в совокупности с материалами литологических, геохимических и масс-спектрометрических, фациально-палеогеографических и других исследований на базе математического моделирования позволили нам реконструировать по профилю процессы нефте- и газообразования основными нефтегазоматеринскими толщами на тот или иной этап геологического развития региона. В Западном Узбекистане в качестве нефтегазопроизводящих толщ выделены терригенные отложения нижней и средней юры, карбонатные образования келловей-оксфордского возраста и глины альба. К возможно нефтегазоматеринским породам отнесены глинистые образования раннетуронского возраста и на отдельных площадях отложения неокома. Из вышележащих пород потенциально материнской толщей являются палеогеновые образования. Для всех указанных толщ проведены расчеты масштабов продуцирования УВ, которые позволили показать на рис. 4 зоны преимущественной генерации и эмиграции ими жидких и газообразных УВ. Ощутимая эмиграция УВ-продуктов преобразования РОВ в стадиях диагенеза и раннего катагенеза начинается в термобарических условиях глубин 1000-1500 м [1]. Настоящие исследования конкретизируют эти условия в рассматриваемом районе для РОВ разного типа.

В региональном плане геоизотермы в общем совпадают с поведением основных литолого-стратиграфических комплексов, причем это совпадение уменьшается от ранних к более поздним геологическим этапам развития региона. На локальных же участках наблюдаются и существенные отклонения. Не вдаваясь в причины этого, отметим важное влияние геотермических аномалий на интенсивность реализации генетического потенциала продуктивности нефтегазопроизводящих пород [3].

Как следует из приводимых построений, ощутимая эмиграция УВ началась уже к началу накопления кимеридж-титонских образований, но только в области максимального погружения терригенной юры (площадь Кирпичли). Преимущественно гумусовый характер органики в этих отложениях, особенно в низах толщи, привел к тому, что в этот период эмигрировали из РОВ главным образом углеводородные газы.

В последующем расширяются как площадь развития, так и объемы пород этого возраста, включающихся в процесс продуцирования УВ. Нижняя зона интенсивной эмиграции газа оказалась достигнутой ими лишь в период накопления верхнемеловых отложений, да и то лишь на небольшом участке.

Известняки келловея-Оксфорда начали продуцировать жидкие и газообразные УВ, которые эмигрировали во время накопления альбских отложений. Процесс достиг максимума интенсивности для жидких УВ в верхнемеловое время при некотором снижении в области наибольшего прогибания в последующие периоды. Вместе с тем на остальной территории интенсивность эмиграции оставалась высокой.

Неокомские отложения с конца мела продуцировали УВ там, где содержание исходной органики было не менее 0,5%. К настоящему времени на большей части площади они либо находятся в верхней зоне интенсивной эмиграции газа, либо частично вошли в ГЗН. Затем, что под зонами нефте- и газообразования мы понимаем в первую очередь области интенсивной первичной эмиграции УВ, так как часть этих УВ возникла на более ранних этапах (диагенез и начальный катагенез) и была законсервирована в самом ОВ до определенных термобарических условий. Невысокое качество РОВ, малая доля в нем сапропелевых компонентов обусловили в этой толще генерацию сравнительно небольших объемов главным образом газообразных УВ.

Альбские породы, характеризуясь в целом хорошим качеством РОВ, вступили в рассматриваемый процесс в менее жестких термобарических условиях, чем отложения с органикой преимущественно гумусового типа. В связи с этим, несмотря на меньшее погружение альбских глин по сравнению с материнскими породами неокома, масштабы эмиграции УВ из первых были значительно больше, чем из вторых. Конечно, при этом следует учесть, что альбские глины - региональная высококачественная нефтегазоматеринская толща. Вступив к началу накопления палеогеновых отложений в верхнюю зону интенсивной эмиграции газа и находясь в ней частично и вначале ГЗН на современном этапе, альбские глины продуцировали довольно значительные количества газообразных УВ ив меньшей мере жидких компонентов.

Тем не менее существенная часть толщи из-за недостаточной глубины погружения еще не приступила к реализации своего генетического потенциала продуктивности.

Отложения раннего турона сравнительно недавно вошли лишь в верхнюю зону интенсивной эмиграции газообразных УВ, причем на ограниченной территории, поэтому масштабы этого процесса здесь крайне невелики. Палеогеновая же толща так и осталась потенциально нефтегазоматеринской. Исходя из анализа результатов моделирования процессов преобразования РОВ в данных конкретных условиях на разных этапах геологического развития региона можно набросать примерную схему геотермического режима, наиболее благоприятного для проявления здесь основных зон эмиграции газообразных и жидких УВ.

Для РОВ преимущественно сапропелевого типа верхняя зона интенсивной эмиграции газа (ВЗГ) лежит в интервале температур 50-90 °С, основная эмиграция нефти происходит при температурах 70-140°С; при более высоких температурах проявляется интенсивная эмиграция вновь образованных газообразных УВ (НЗГ).

Для РОВ преимущественно гумусового типа ВЗГ фиксируется в интервале температур 70-100 °С, НЗГ - более 130 °С. В промежутке располагается средняя зона интенсивной эмиграции газообразных УВ.

Таким образом, палеогеотермические построения существенно повышают надежность и однозначность реконструкции процессов нефтегазообразования в регионе, дают возможность проследить их динамику в историко-геологическом аспекте. Более полный учет наряду с типом РОВ, глубинами погружения производящих пород и т.п. геологической и температурной истории развития региона позволит более достоверно выполнять оценку прогнозных запасов нефти и газа, конкретизировать площади накопления УВ и определять их фазовое состояние.

1. Акрамходжаев А.М. Органическое вещество - основной источник нефти и газа. Ташкент, ФАН, 1973.
2. Акрамходжаев А.М., Амирханов Ш.X., Киршин А.В. Информативность дебитуминизированной части РОВ при объемно-генетическом методе оценки прогнозных запасов нефти и газа. - Узб. геол. ж-л, 1976, № 3, с. 3-12.
3. Акрамходжаев А.М. Генетический потенциал продуктивности нефтегазоматеринских пород и его реализация. - В кн.: Осадочно-миграционная теория образования нефти и газа, М., 1978, с. 78-88.
4. Борзасеков В.Ф. Геотермические условия нефтегазоносных областей платформенной части Туркмении. М., Наука,1969.
5. Вассоевич Н.Б. О происхождении нефти. Вестн. МГУ. Сер. геол., 1962, № 3, с. 10-30.
6. Главная фаза нефтеобразования /Н.Б. Вассоевич, И.Ю. Корчагина, Н.В. Лопатин, В.В. Чернышов. - Вестн. МГУ. Сер. геол., 1969, № 6, с. 3-27.
7. Калинко М.К. О методах определения палеотемператур и плотностей палеотепловых потоков. - Труды ВНИГНИ, вып. 196, 1976, с. 147-519.
8. Минский Н.А. Формирование нефтеносных пород и миграция нефти. М., Недра, 1975.
9. Неручев Н.А., Рогозина Е.А., Капченко Л.Н. Главная фаза газообразования - один из этапов катагенетической эволюции сапропелевого РОВ. - Геол. и геоф., 1973, № 10, с. 14-16.
10. Огильви Н.А. Вопросы теории геотемпературных полей в приложении к геотермическим методам разведки подземных вод - В кн.: Проблемы геотермии и практического использования тепла Земли. М., 1959, с 56-68.
11. Палеотемпературы зон нефтеобразования / И.И. Аммосов, Б.Г. Бабашкин, Н.П. Гречишников и др. М., Наука, 1975.
12. Пашковский В.Н., Зуев Ю.Н., Рахимов Н. Геотермические условия продуктивной толщи мезозоя Бухаро-Хивинской газонефтеносной области. - В кн.: Материалы к научной сессии по вопросам геологии, добычи и транспортировке газа в Средней Азии. Ташкент, 1966, с. 37-40.
13. Рахимов Н., Набиханов X.Я. Современное состояние и задачи геотермических исследований в нефтегазоносных областях Узбекистана. - В кн.: Геофизические исследования на нефть и газ в Узбекистане. - Труды САИГИМС, вып. 21, 1976, с. 116-124.
14. Скоробогатов В.А. Максимальные палеотемпературы и газонефтеносность нижне-среднеюрских отложений Западной Сибири. - РНТС ВНИИЭгазпрома. Сер. Геол. и разв. газ. и газоконд. м-ний, 1977,№ 10, с. 22-28.
15. Ходжакулиев Я.А. Гидрогеологические закономерности формирования и размещения скопления газа и нефти. М., Недра, 1976.

Рис. 1. Сопоставление современной (кривая A) и палеотемпературы (кривая Б) отложений терригенного комплекса юры Средней Азии и Казахстана.

Площади: 1 - Агиныш, 2 - Тасаюк, 3 - Ждановская, 4 - Нурумгур, 5 - Отынчи, 6- Курлук, 7 - Сарыкамыш, 8 - Восточный Ассакеаудан, 9 - Южный Тасаюк, 10 - Карамандыбас, 11 - Узень, 12 - Восточный Харой, 13 - Западный Шахпахты, 14 - Шахпахты, 15 - Центральный Сарыкамыш, 16 - Куаныш, 17 - Жетыбай, 18 - Тенге, 19 - Приозерная, 20 - Аламбек, 21 - Кабанбай, 22 - Дунга, 23 - Агыин, 24 - Коскала, 25 - Кунград, 26 - Мыс Песчаный, 27 - Жага, 28 - Карагле, 29 - Хорезм, 30 - Курганбай, 31 - Мадар

Рис. 2. Типовая геотермограмма осадочного разреза Чарджоуской тектонической ступени.

Термограммы к началу накопления отложений: 1 - киммеридж - титона, 2- нижнего мела, 3 - глин альба, 4- верхнего мела, 5 - палеогена, 6 - неогена - антропогена

Рис. 3. Температурный режим основных газонефтепроизводящих комплексов Чарджоуской ступени (к середине их накопления). Цифры у отрезков кривых - величина скорости нарастания температуры, °С/млн. лет

Толщи: 1 - нижне-среднеюрская, 2 - верхнеюрская, 3 - нижнемеловая; 4- скорость нарастания температуры, °С/млн.лет

Рис. 4. Палеотемпературный профиль по линии Модар - Майдаджой (на начало: а - неогена, б - палеогена, в - позднего мела, г - альба, д - раннего мела, е - кимериджа).

1 - глубокие скважины, 2 - кровля палеозоя, 3 - тектонические нарушения, 4 - изотермы, °С, 5 -потенциально нефтегазоматеринская толща; 6 - верхняя зона интенсивной эмиграции газообразных УВ; 7 - зона интенсивной эмиграции жидких УВ; 8 - нижняя зона интенсивной эмиграции газообразных УВ. Площади: М - Модар, Сл - Саларская, Ш - Шиихская, Т - Топорджульба, Ч - Чимерли, Ск - Сарыкумы, Сч - Сакарчага, Б - Беурдешик, X - Хазарли, К - Кирпичли, Г - Гагаринская, Д - Джиликум, Бд - Багаджа, С - Сакар, Ст - Самантепе, Дк - Денгизкуль, У - Уртабулак, Дб - Дарбаза, Км - Карим. ЮМ - Южный Мубарек, Хх - Ходжихайрам, Кр - Кызылрават, Мд - Майдаджой