Астраханское газоконденсатное месторождение приурочено к центральной, наиболее приподнятой части Астраханского свода. Продуктивны здесь подсолевые карбонатные отложения башкирского яруса, залегающие на глубинах 3900-4100 м. Залежь массивного типа, для нее характерны АВПД (63 МПа). Дебиты газа достигают 720 тыс. м³/сут при 15-мм штуцере, содержание стабильного конденсата составляет от 240 до 570 см³/м³, плотность его 0,81 г/см³. Газ имеет уникальный состав (%): в нем присутствует 50-55 УВ (в том числе 46- 53 метана), 23 сероводорода, 20 углекислого газа, до 2 азота.

При выявлении особенностей формирования месторождения анализировались литолого-фациальные и геохимические условия разреза с целью выделения нефтегазоматеринских толщ (НГМТ) и проводились палеотектонические реконструкции, позволяющие проследить динамику процессов нефтегазообразования и нефтегазонакопления во времени и в пространстве. Через Астраханский свод и смежный с ним Сарпинский прогиб были построены современный геологический профиль и палеопрофили к началу кунгурского и юрского времени (см. рисунок ). Проведенные по физическим константам [2] расчеты палеотемператур рассматриваемых этапов позволили исходя из современных представлений о стадийности процессов нефтегазогенерации с развитием главных фаз нефте- и газообразования определить время вхождения НГМТ в зоны максимального проявления этих процессов, длительность пребывания в этих зонах и время выхода из них.

Материалы сейсморазведки и бурения свидетельствуют о сложном строении Астраханского свода и прилегающих территорий.

Поверхность подсолевых отложений палеозоя в центральной части свода находится на глубине порядка 4 км, поверхность кристаллического фундамента - на глубине 9 км. Мощность подсолевого комплекса составляет 5 км и более. Нижняя часть разреза (свыше 3 км) представлена преимущественно терригенными породами предположительно верхнего девона - нижнего палеозоя (возможно, верхнего протерозоя), верхняя (около 2 км) - сложена в основном карбонатами верхнедевонского - среднекаменноугольного возраста. Кровле и подошве этой толщи соответствуют отражающие горизонты IП и IIП¹. Ниже горизонта IП в толще карбонатов эпизодически прослеживается отражающий горизонт Б, предположительно отождествляемый с терригенными породами бобриковского горизонта. Наиболее древние осадки, вскрытые бурением на Астраханском своде, относятся к окскому надгоризонту визейского яруса. Они представлены органогенными известняками с прослоями доломитов и сульфатно-карбонатных пород; их вскрытая мощность достигает 490 м. Выше со стратиграфическим перерывом залегают органогенно-обломочные известняки нижнебашкирского подъяруса мощностью до 280 м, к которым приурочена газоконденсатная залежь. На продуктивных нижнебашкирских породах с большим стратиграфическим несогласием залегают депрессионные глинисто-кремнисто-карбонатные образования нижней перми в объеме сакмарского и артинского ярусов мощностью 50-170 м, которые совместно с вышележащими сульфатно-галогенными осадками кунгура представляют надежную покрышку.

По западной и северной периферии Астраханского свода преломляющая граница с v_п=6-6,5 км/с, стратиграфически приуроченная к поверхности башкирских известняков, не прослеживается. По мнению Л.Г. Кирюхина и др. [7], на север, в сторону внутренних районов Прикаспийской впадины, мощный карбонатный комплекс Астраханского свода замещается относительно маломощными депрессионными глубоководными фациями, а на запад, вероятно, сменяется мощными терригенными образованиями, которые вместе с подстилающими девонскими и покрывающими докунгурскими образуют мощную (до 5 км) терригенную клиноформу, выполняющую Сарпинский прогиб.

Выполненные лабораторией НВНИИГГ битуминологические исследования керна, отобранного из известняков нижнего и среднего карбона (содержание С_орг 0,34-0,93 %, хлороформенного битумоида - от 0,08 до 0,235 %, тип ОВ сапропелевый), позволяют относить карбонатную толщу Астраханского свода к потенциально нефтегазоматеринским. Она с учетом значительной площади ее распространения (34 тыс. км²) и мощности (до 2 км) обладает высоким нефте- и газогенерирующим потенциалом.

Известно, что максимальное количество газообразных УВ сапропелевое ОВ продуцирует на больших глубинах, ниже ГЗН, при температурах свыше 150°С. Палеотектонические реконструкции погружения карбонатной толщи Астраханского свода показывают, что она никогда не погружалась на глубины с температурами 150 °С и выше, т. е. она не могла реализовать весь свой газогенерирующий потенциал. Те же количества газа, которые могли возникнуть в ВЗГ, в результате предпермского размыва не сохранились. Таким образом, карбонатная толща верхнего девона - среднего карбона Астраханского свода является главным образом нефтепроизводящей, она вошла в ГЗН и не выходила из нее.

При определении времени максимальной генерации жидких УВ этой толщей была учтена точка зрения Б.А. Соколова [9], согласно которой реализация нефтематеринского потенциала карбонатными породами осуществляется в более жестких термобарических условиях, чем в глинистых отложениях, - при температурах 100-150 °С. В температурную зону 100 °С и выше толща погрузилась в юрское время. В результате в пределах Астраханского свода могли сформироваться скопления нефти.

Таким образом, источником жидкой фазы для накопления газоконденсатной залежи послужили нефтематеринские карбонатные отложения самой зоны нефтегазонакопления. Образование же огромных масс газа, необходимых для растворения жидких УВ и формирования газоконденсатной залежи, следует связывать с зонами максимального прогибания палеозойских отложений и в первую очередь с мощными толщами среднего и верхнего палеозоя Сарпинского прогиба.

По мнению Л.Г. Кирюхина и др. [8], в среднем и позднем палеозое вдоль оси Сарпинского прогиба в условиях глубоководного бассейна шло накопление мощных толщ терригенных осадков, образовавших конус выноса. Терригенный материал, который проникал сюда из Донецкой геосинклинали, вначале компенсировал в условиях эпиконтинентального бассейна погружение юго-западной периферии Прикаспийской впадины, а затем начал заполнять глубоководный бассейн. В районе Астраханского свода, куда поток терригенного материала не достигал, в верхнем девоне - среднем карбоне, в обстановке умеренно прогибающегося шельфового бассейна, происходило накопление мелководных карбонатных осадков. Выпадение из разреза Астраханского свода частично средне- и полностью верхнекаменноугольных пород свидетельствует о воздымании свода на рубеже позднекаменноугольной и раннепермской эпох и размыве. Это воздымание предшествовало последующему в ранней перми интенсивному опусканию. Накопление докунгурских нижнепермских маломощных осадков здесь происходило в условиях глубоководного бассейна. Такая обстановка в ранней перми продолжала сохраняться и в пределах Сарпинского прогиба.

В кунгурском веке глубоководный Прикаспийский бассейн начал быстро заполняться мощными толщами эвапоритов. Положение о том, что накоплению мощных соленосных толщ всегда предшествовало образование глубоководных впадин было обосновано А.Л. Яншиным [10]. По его мнению, мощности соленосных пород мало отвечают конседиментационному прогибанию, а в основном отражают глубину бассейна, существовавшую к началу соленакопления. В пределах Астраханского свода первичные мощности соли составляли 1 -1,5 км, в Сарпинском прогибе 2-4 км. Следовательно, приблизительно такие же глубины должны были иметь и бассейны перед началом накопления соли.

При определении глубинной зональности катагенетического преобразования ОВ необходимо учитывать, что в среднем - позднем палеозое накопление осадков в Сарпинском прогибе происходило в глубоководных условиях. Изучая особенности диагенеза глубоководных осадков, А.И. Конюхов и др. [3] пришли к выводу, что чем больше мощность водного слоя седиментационного бассейна, тем ниже располагается зона катагенетического преобразования осадков. Это положение согласуется и с исследованиями, проведенными Н.А. Еременко и др. [5]. По их данным, толща илистых неуплотненных и слабоуплотненных осадков в седиментационных бассейнах может достигать 2-3 км и более; при этом чем толще водный слой, тем больше мощность неуплотненных осадков. Согласно теоретическим расчетам, мощность таких осадков в Сарпинском прогибе при глубине моря от 2 до 4 км составляла 1,1 - 2,8 км. Вероятно, здесь в предкунгурское время верхняя граница ГЗН находилась на глубине порядка 3-5 км от дна глубоководного бассейна, т. е. толща среднего - верхнего палеозоя еще не вошла в ГЗН. Верхняя часть ее (нижняя пермь, верхний карбон и, возможно, верхняя часть среднего карбона), представленная илистыми неуплотненными осадками, находилась на стадии диагенеза, а нижняя вошла в фазу ВЗГ.

Н.В. Мизинов и др. [6] считают, что отложения среднего и нижнего карбона Сарпинского прогиба, являясь аналогами карбонатных отложений Астраханского свода, к концу позднего карбона пребывали в термобарических условиях, соответствующих ГЗН, что обеспечивало интенсивность нефтегенерирующих процессов и формирование на Астраханском своде нефтяной палеозалежи, которая в результате предпермского размыва была разрушена. По нашему мнению, терригенные средне-верхнепалеозойские толщи Сарпинского прогиба, во-первых, не обладают столь высоким нефтегенерационным потенциалом, как карбонатные породы Астраханского свода, во-вторых, к концу карбона, как было показано выше, они не вошли в ГЗН. В этот период в пределах Астраханского свода благодаря газам ранней генерации, эмигрировавшим из девонских и нижне-среднекаменноугольных отложений, развитых в Сарпинском прогибе, могли формироваться лишь газовые залежи, в последующем разрушенные предпермским размывом.

Мощное накопление галогенных осадков в кунгуре компенсировало глубоководный бассейн. При этом неуплотненные и слабоуплотненные породы верхней части подсолевого палеозоя, оказавшись под водонепроницаемой галогенной толщей, начали интенсивно уплотняться. Насыщающие их поровые растворы в результате диагенетического преобразования исходного ОВ, по-видимому, были предельно обогащены биогенным метаном и углекислым газом. Несмотря на накопление мощной толщи галогенных осадков, температурный режим верхней подсолевой палеозойской части разреза существенно не изменился, так как соль обладает высокой теплопроводностью и не может служить экраном на пути теплового потока.

После накопления мощных (до 3- 4 км) преимущественно терригенных толщ верхней перми - триаса прогрев подсолевых отложений резко возрос. Одновременно происходила дифференциация теплового поля в результате роста соляных куполов и образования межсолевых мульд. В целом отложения среднего - верхнего палеозоя к концу триаса, погрузившись на глубины 5-10 км, оказались в жестких термобарических условиях. Палеотемпературы 150 °С фиксируются на глубинах от 6 км (в зонах межсолевых мульд) до 8 км (под соляными куполами). Таким образом, девонские и частично нижне-среднекаменноугольные отложения в сравнительно короткий отрезок геологического времени прошли ГЗН и вступили в условия ГЗГ. Учитывая это обстоятельство, а также низкий генерационный потенциал ОВ, заключенного в терригенной толще, относительно жидких УВ, следует предположить, что эти отложения генерировали в основном газообразные УВ, обогащенные жирными компонентами. По мере погружения в юре, мелу и палеогене (амплитуда погружения 1,5-2 км) все большие объемы средне-верхнепалеозойских толщ оказывались в термобарических условиях, соответствующих ГЗГ. К концу палеогена отложения среднего - верхнего палеозоя в пределах Сарпинского прогиба почти полностью (за исключением верхних частей разреза под мощными соляными куполами) вошли в ГЗГ. В течение юрского, мелового и палеогенового времени в подсолевых толщах среднего - верхнего палеозоя должно было скопиться и раствориться в пластовых водах большое количество газа.

Проведенный С.П. Максимовым[4] анализ условий формирования крупных месторождений газа и газоконденсата Восточно-Европейской платформы показал, что их образование происходило благодаря углеводородным газам, выделяющимся из пластовых вод в периоды воздымания. Причем подобное возникновение масс свободных газов могло повторяться неоднократно.

В разрезе пород мезозоя и кайнозоя Астраханского свода и Сарпинского прогиба фиксируется несколько перерывов в осадконакоплении, наиболее крупный из них отмечен на рубеже палеогена и неогена, о чем свидетельствует региональное выпадение из разреза отложений нижнего неогена и верхов палеогена. В центральной части Астраханского свода в результате предакчагыльского размыва палеогеновые образования полностью отсутствуют. Об интенсивности восходящих тектонических движений в предакчагыльское время свидетельствует увеличение амплитуды Астраханского свода на 500 м [1]. Подобные восходящие тектонические движения должны были привести к региональному снижению пластовых давлений в водоносных толщах палеозоя и выделению огромного количества водорастворенных газов в свободную фазу. Наибольший объем растворенного в воде газа мог выделиться из верхней части подсолевых палеозойских образований, так как в них обеспечивались условия сохранности газов как ранней, так и поздней генерации. Наряду с метаном из этих вод выделялся и углекислый газ. В пределах Сарпинского прогиба газы мигрировали по региональному восстанию палеозойских пород в сторону Астраханского свода, в центральной части которого к этому времени была сформирована нефтяная палеозалежь. Проходя через нее, газообразные УВ растворяли легкие нефтяные фракции, образуя газоконденсатный флюид, а труднорастворимые компоненты нефти сохранились в виде диспергированных микровключений, заполняющих коллектор (до 26 % пор продуктивной толщи заполнено битумом). Подобный механизм формирования газоконденсатных залежей отмечается [4] для Оренбургского и ряда других газоконденсатных месторождений.

Таким образом, генетически газоконденсатная система Астраханского месторождения является вторичной. Начиная с юрской эпохи, в пределах Астраханского свода формировалась нефтяная палеозалежь благодаря реализации генерационного потенциала среднекаменноугольных - верхнедевонских карбонатных нефтематеринских пород, развитых в самой зоне нефтегазонакопления. На мезозойско-кайнозойском этапе развития нефтяная палеозалежь пополнялась газообразными УВ, которые оттесняли нефть вниз по резервуару и одновременно растворяли наиболее легкие ее компоненты. Особенно интенсивный подток газообразных УВ произошел в предакчагыльское время, когда в результате положительных тектонических движений огромные массы газов, растворенных в пластовых водах нефтегазоматеринских комплексов пород, выделились в свободную фазу.

Рассмотренный механизм формирования Астраханского месторождения позволяет предположить, что нижние, еще не изученные, этажи месторождения, очевидно, будут содержать нефтяные залежи, залежи первичного конденсата и термокаталитического метана. В направлении Сарпинского прогиба и центральных частей Прикаспийской впадины, за пределами зоны карбонатного осадконакопления, наиболее вероятно обнаружение преимущественно газовых месторождений.

1. Воронин Н. И. Особенности развития Астраханского свода. - Геология нефти и газа, 1980, № 5 , с. 33-38.
2. Калинко М.К. О методах определения палеотемператур и плотностей палеотепловых потоков. - Труды ВНИГНИ. М„ 1976, вып. 196,с. 147-160.
3. Конюхов А.И., Соколов Б.А., Гайнанов А.Г. Геолого-геофизическое изучение глубоководных отложений дна Мирового океана с целью прогнозирования нефтегазоносности. - В кн.: Осадочно-миграционная теория образования нефти и газа. М., 1978, с. 263-274.
4. Максимов С.П., Лоджевская М.И. Состояние изученности условий формирования газоконденсатных месторождений в СССР и за рубежом. - Труды ВНИГНИ. М., 1980, вып. 219, с. 3-37.
5. Нефтегазоносность и угленосность Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана /Н.А. Еременко, Л.И. Красный, Л.Э. Левин и др. М., Нилзарубежгеология, 1978.
6. Перспективы нефтеносности подсолевых отложений Астраханского свода /Н.В. Мизинов, А.С. Зингер, В.Г. Грушевой, Н.И. Воронин - Геология нефти и газа, 1979, № 6 , с. 1-5.
7. Прикаспийский палеозойский глубоководный бассейн. Статья 1. Строение /Л.Г. Кирюхин, Р.Б. Сапожников, А.Е. Шлезингер, А.Л. Яншин. - Бюл. МОИП. Отд-ние геол. Т. 55, 1980, вып. 6, с. 40-53.
8. Прикаспийский палеозойский глубоководный бассейн. Статья 2. Развитие и нефтегазоносность /Л.Г. Кирюхин, Р.Б. Сапожников, А.Е. Шлезингер, А.Л. Яншин. - Бюл. МОИП. Отд-ние геол. Т. 56, 1981, вып. 2, с. 29-39.
9. Соколов Б.А. Эволюция и нефтегазоносность осадочных бассейнов. М., Наука, 1980.
10. Яншин А.Л. О глубине солеродных бассейнов и некоторые вопросы формирования мощных соляных толщ. - Геология и геофизика, 1961, № 1, с. 5-18.

Рисунок

Современный (А) и палеогеографические (Б - к началу юры, В - к началу кунгура) профили через Астраханский свод и Сарпинский прогиб.

1 - геологические границы; 2 - геоизотермы, °С; 3- газоконденсатная залежь; 4 - глубокие скважины: С - Садовая, Ц - Царынская, Ш - Шаджинская, О - Отрадненская, В - Воложковская, П - Пионерская, А - Астраханская, З - Заволжская; породы: 5- сульфатно-галогенные, 6 - глинисто-кремнисто-карбонатные, 7 - карбонатные, 8 - терригенные, 9 - кристаллические