|
УДК 551.24:553.98.041(674.1) |
Древняя структура Прикаспийской впадины и перспективы нефтегазоносности подсолевых отложений
Л.Г. КИРЮХИН, А.А. РАЗМЫШЛЯЕВ (ВНИГНИ)
По вопросу истории развития Прикаспийской впадины имеется несколько точек зрения. Н.В. Неволин (1978 г.), А.А. Бакиров, Э.А. Бакиров (1983 г.), И.И. Кожевников (1964 г.) и другие исследователи считают, что это типично платформенный бассейн с набором формаций палеозойского подсолевого разреза, аналогичного разрезам Волго-Уральского региона. По мнению В.М. Алешина и В.А. Ермакова (1975 г.), в палеозое центральная часть впадины представляла собой крупное и длительно развивавшееся поднятие, размыв вершины которого обусловил накопление по периферии впадины преимущественно терригенных толщ. Согласно этим представлениям, осадки нижней перми по направлению от бортового уступа к центру впадины залегают на все более древних отложениях. В.Л. Соколов (1983 г.) развивал точку зрения о наличии в подсолевом палеозое системы рифтогенных структур. М.М. Грачевский (1961 г.), А.Л. Яншин (1961 г.), Ф.И. Хатьянов (1976 г.) и другие считают, что в палеозое на территории Прикаспийской впадины существовал глубоководный некомпенсированный бассейн, по периферии которого в обстановке палеошельфа накапливались девонско-нижнепермские карбонатные, в том числе рифогенные, формации.
Большинство исследователей уже давно признают отсутствие в центральных областях впадины геофизического гранитного слоя и развитие здесь коры субокеанического типа. С позиций геодинамической концепции тектоники литосферных плит это обстоятельство можно объяснить тем, что начиная с раннего палеозоя, возможно, и раньше [3] регион современной Прикаспийской впадины являлся элементом пассивной континентальной окраины палеоТетиса и Уральского палеоокеана.
Новейшие материалы сейсмостратиграфического анализа еще раз подтвердили возможность существования в палеозое глубоководного Прикаспийского палеобассейна [5, 6]. На западе и севере его внешняя граница (кромка континентального склона) фиксируется системой разновозрастных тектоноседиментационных карбонатных уступов (барьерно-рифовых зон), протягивающейся более чем на 800 км от Волгограда до Оренбурга (рис. 1). В разрезе осадочного чехла здесь выделяются карбонатно-рифогенные формации - верхнефранско-турнейская мощностью 300-700 м, тульско-нижнебашкирская - 100-700 м, каширско-артинская - 1100-1700 м - и терригенные формации: малиновско-бобриковская - 60-200 м и верхнебашкирско-верейская - 80-150 м.
В направлении к внутренним областям впадины (континентальное подножие и абиссаль палеобассейна) мощная надверейская мелководная карбонатная формация на коротком расстоянии (до 5 км) резко утоняется и замещается маломощной (100-200 м) глубоководной конденсированной си-лицитовой формацией, сложенной, по данным С.В. Яцкевича [1], битуминозными аргиллитами, сильноглинистыми известняками и доломитами с кремнистыми радиоляриями и спикулами губок, часто образующими прослои радиоляритов и спонголитов. Содержание Сорг в этих породах достигает 6%.
Внутренним обрамлением Прикаспийского палеобассейна, отделявшим его от открытого Уральского палеоокеана и палеоТетиса, по-видимому, служила система крупных выступов фундамента с континентальным типом строения земной коры, которую Н.В. Неволин назвал Актюбинско-Астраханской зоной поднятий. Положение этих выступов фундамента во многом аналогично размещению и размерам банки Орфан-Нолл в структуре северо-западной части Атлантического океана (рис. 2). Эта банка находится в пределах абиссальной равнины и удалена от побережья Северной Америки на расстояние более 500 км (соизмеримое с расстоянием от западной кромки континентального склона Прикаспийского палеобассейна до Актюбинско-Астраханской зоны поднятий). В пределах банки, ширина которой превышает 100 км, отмечаются наличие сиалического фундамента (Р. Шеридан, 1974 г.) и резкое увеличение мощности (до 5 км) терригенно-карбонатных образований юрско-мелового возраста.
Отнесение Прикаспийской впадины к пассивной окраине наиболее удовлетворительно объясняет специфику формационного состава подсолевых отложений, выражающуюся в прерывистом распространении карбонатных отложений шельфового типа, формировавшихся в основном в пределах островов (Енбекский, Жаркамысский, Астраханский выступы фундамента). Терригенные подсолевые каменноугольные и нижнепермские отложения в основном представляют собой образования мощных конусов выноса или авандельт, типичных для пассивных окраин. С этих позиций и объясняются резкая асимметрия Прикаспийской впадины и принципиальные различия в строении и формационных рядах подсолевых отложений западного и северного ее бортов, с одной стороны, восточного и юго-восточного - с другой.
Нефтегазоматеринские свойства пород осадочного выполнения Прикаспийской впадины слабо изучены. В ее бортовых частях для каменноугольного комплекса пород характерно стабильное содержание (0,9-1 %) в терригенных разностях пород РОВ сапропелево-гумусового типа, в карбонатных породах преобладает сапропелевое РОВ, среднее содержание которого не превышает 0,3 %. Наибольшее количество РОВ преимущественно гумусово-сапропелевого состава фиксируется в глинисто-карбонатно-кремнистых образованиях доманикового типа при средних его концентрациях около 2 %, а в отдельных зонах до 6,5 %.
В нижнепермском нефтегазоносном комплексе преобладают терригенные нефтегазоматеринские породы (НГМП), содержащие в среднем около 1,3 % РОВ сапропелево-гумусового типа. В карбонатных породах концентрация РОВ сапропелевого типа не превышает 0,3 %. Маломощные прослои глинисто-карбонатно-кремнистых пород включают в среднем около 0,9 % РОВ того же состава, иногда 6 % (нижнепермские глинисто-карбонатно-кремнистые отложения Астраханского свода).
Анализ степени катагенетической преобразованности пород показал, что в бортовых зонах впадины отложения нижнего карбона испытали воздействие температуры не менее 90-135 °С (стадия МК2). Отложения среднего-верхнего карбона также подверглись глубокому преобразованию и в настоящее время находятся в Г3H (стадия МК1- МК2). Степень катагенетической преобразованности нижнепермских пород несколько ниже и, несмотря на значительные глубины их погружения (4 км), соответствуют переходной стадии от прото- к мезокатагенезу. Во внутренних районах впадины катагенетическая преобразованность палеозойских отложений, судя по глубинам их залегания и предполагаемому геотермическому режиму, по-видимому, достигает стадий МК3-АК2.
Из сопоставления данных [2, 4] следует, что плотности эмиграции УВ из турнейских, визейских, верейских и нижнепермских НГМТ Прикаспийской впадины значительно выше, чем в пределах Волго-Уральской НГП.
При средней плотности теплового потока 50 мВт/м2, обычной для пассивных материковых окраин, пластовая температура на гипсометрическом уровне 5 км в зоне мелководного шельфа достигает 150 °С, что свидетельствует об активном развитии катагенеза РОВ. На абиссальной равнине при глубине океана 4 км пластовая температура на гипсометрическом уровне 5 км составляет около 30 °С. Исходя из этого можно полагать, что в толщах пород шельфовых фаций процессы нефтегазообразования развивались раньше, чем в одновозрастных глубоководных фациях. Формирование углеводородных палеозалежей в шельфовых зонах на определенных этапах геологического развития могло происходить только за счет реализации собственного генерационного потенциала пород, развитых в этих зонах, так как в прилегающих областях континентального склона и абиссальной равнины синхронные отложения находились в неуплотненном или слабоуплотненном состоянии и не испытывали воздействия прогрева, необходимого для начала развития процессов нефтеобразования.
В последующие этапы развития, после литификации и достаточного прогрева пород, слагающих континентальный склон и материковое подножие, обеспечивалась возможность региональной латеральной миграции УВ вверх по восстанию слоев, в результате чего палеозалежи шельфовых зон могли получать дополнительный подток УВ.
Результатами исследований ряда авторов убедительно доказано существование в прибортовых зонах Прикаспийской впадины древних нефтяных палеозалежей, формирование и разрушение которых происходило в допермское время. Следы их разрушения фиксируются в виде многочисленных включений твердых и вязких битумов, встречаемых как в пределах газоконден-сатных залежей (Астраханское и Оренбургское месторождения), так и в прилегающей законтурной зоне. По данным О.К. Навроцкого (1980 г.), на Астраханском месторождении твердые битумы, встречаемые в кавернах, трещинах и пустотах выщелачивания, относятся к классу гуминокеритов - образований гипергенного превращения нефти. Аналогичные сведения для Оренбургского месторождения приведены в публикациях С.П. Максимова, Е.С. Ларской и др.
Формирование указанных нефтяных палеозалежей в допермское время происходило за счет реализации генерационного потенциала НГМП, участвующих в строении бортовых зон впадины. Как было отмечено выше, плотность эмиграции УВ из этих пород была достаточно высока.
Компенсация осадками глубоководной котловины Прикаспийского палеоокеана началась с накопления мощных (около 4 км) соленосных толщ кунгура и продолжалась в поздней перми. В связи с относительно быстрыми темпами компенсированного прогибания, протекавшего около 10-15 млн. лет, подсолевые докунгурские отложения ее центральных частей были погружены на глубины 6-8 км и более. Таким образом, они вошли в зону глубокого катагенеза, находясь в главной зоне нефтеобразования сравнительно короткое геологическое время.
Вопрос о реализации генерационного потенциала глинисто-карбонатно-кремнистыми отложениями доманикового типа на ранних стадиях мезокатагенеза пока остается открытым. Многие исследователи полагают, что эти породы не могли отдавать большое количество УВ в виду их быстрой литификации (после уплотнения), что подтверждается высокой остаточной сингенетичной насыщенностью УВ пород доманиковых фаций в Волго-Уральской провинции. В пределах Прикаспийской впадины эти породы находятся в значительно более жестких геотермических условиях - МК4-5-АК (?). Таким образом, глинисто-карбонатно-кремнистые породы могли сохранить высокий генерационный потенциал на ранних стадиях катагенеза и реализовать его преимущественно в виде термокаталитического метана после вхождения в зону глубокого катагенеза. Мощная соленосная покрышка способствовала высокой сохранности газа в недрах. Газообразные УВ мигрировали к бортовым зонам впадины, в результате чего происходило преобразование нефтяных палеозалежей в газоконденсатные.
Таким образом, особенности геологического развития Прикаспийской впадины предопределили стадийное формирование нефтегазоконденсатных залежей в подсолевых отложениях бортовых (палеошельфовых) зон и, по-видимому, преимущественную газоносность ее центральных областей. При поисках новых зон нефтегазонакопления в прибортовых частях впадины следует учитывать специфику процессов осадконакопления на пассивных окраинах [7], заключающуюся В развитии здесь зон региональных и локальных ловушек как антиклинального, так и неантиклинального типа. Именно концепция развития Прикаспийского палеозойского бассейна как пассивной палеоокраины позволяет объяснить наличие здесь таких высокоамплитудных рифогенных ловушек, как Карачаганакская и Тенгизская. Рифогенные структуры подобных размеров в эпиконтинентальных палеобассейнах Восточно-Европейской платформы неизвестны.
Дальнейшее изучение подсолевых отложений Прикаспийской впадины с расширением объемов глубокого бурения и ГИС несомненно приведет к открытию новых высокоемких рифогенных ловушек, связанных с пинаклами или атоллами.
В погруженных слабоизученных сейсморазведкой и практически не освещенных бурением районах впадины могут быть выявлены крупные погребенные выступы фундамента и зоны разрывных дислокаций с характерными для них типами локальных ловушек.
В заключение необходимо подчеркнуть, что глинисто-карбонатно-кремнистые отложения прибортовых и центральных районов впадины также должны рассматриваться как перспективные. На юге Прикаспийской впадины притоки нефти из глинисто-карбонатно-кремнистых пород среднего карбона получены на площадях Тортай и Улькен-тюбе.
Таким образом, анализ геологического строения палеозойских отложений Прикаспийской впадины с учетом теоретических представлений тектоники литосферных плит позволяет по-новому подойти к оценке перспектив нефтегазоносности палеозойских толщ. Несомненно, что эти представления должны учитываться при определении направлений нефтегазопоисковых работ.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Геология и нефтегазоносность карбонатного палеозоя Саратовского и Астраханского Поволжья. Изд-во Саратовск. ун-та, 1983.
2. Геохимия нефтей и органического вещества пород нефтегазоносных провинций и областей СССР.- Труды ВНИГНИ. М., вып. 244,1983.
3. История развития Уральского палеоокеана. М., Недра, 1984.
4. Ларская Е.С. Диагностика и методы изучения нефтегазоматеринских толщ. М., Недра, 1983.
5. Осадочный чехол дна Мирового океана и суши.- Труды ИГН АН СССР. М„ вып. 388, 1984.
6. Сапожников Р.В., Шлезингер А.Е., Яншин А.Л. Основные направления поисков углеводородов в палеозойских отложениях Прикаспийской впадины с позиций сейсмостратиграфического анализа.- Геология нефти и газа, 1983, № 10, с. 10-13.
7. Шеин В.С., Клещев К.А. Условия нефтегазонакопления на платформах и в складчатых областях (с позиций тектоники литосферных плит).- Геология нефти и газа, 1984, № 3, с. 20-28.
Рис. 1. Схема строения подсолевых отложений Прикаспийской впадины.
1 - современные границы Прикаспийской впадины; 2 - границы предполагаемого распространения преимущественно глубоководных палеозойских отложений; 3 - изогипсы поверхности фундамента, км; 4 - основные разрывные нарушения, 5 - области распространения «безгранитной» земной коры; зоны карбонатной седиментации: 6 - в позднедевонско-каменноугольное время, 7 - в позднедевонско-раннепермское время. Палеотектонические элементы: А - Восточно-Европейский кратон, Б - палео-Уральский океан, В - палео-Тетис. Приподнятые участки на палеозойском этапе развития Прикаспийского бассейна: I - Астраханский, II - Северо-Каспийский, III - Биикжальский, IV - Жаркамысский, V - Енбекский, VI - Кзылджарский, VII - Карачаганак-Кобландинский
Рис. 2. Схематический разрез континентальной окраины Ньюфаундленда (по Р. Шеридану, 1974 г.).
1- докаменноугольные магматические и метаморфические породы; 2 - нижнепалеозойская праатлантическая офиолитовая кора; 3 - океанический фундамент; 4 - океаническая кора; 5 - мантия; 6 - скорости сейсмических волн, км/с