Нефтегазообразования в рифтовых структурах

Министерство образования и науки Российской Федерации

Иркутский Технический Государственный Университет

Курсовая работа по дисциплине Геология нефти и газа

Тема: «Нефтегазообразования в рифтовых структурах»

Выполнил: студент гр.

НБс-05−1 Иванов Е. А.

Проверил: Рапацкая Л.А.

Иркутск 2007 г

Строение рифтовых структур. Особенности литологического состава осадков в рифтовых структурах

Пример месторождений, образовавшихся в палеорифтовых структурах Западно-Сибирской плиты и Енисей-Хатангском палеорифте

Заключение

Вместе с увеличивающимся интересом к рифтогенезу появилась тенденция чрезмерно широкого использования этого понятия. С рифтом стали отождествлять не только структурные формы, образующиеся при региональных и субпланетарных растяжениях и раздвигах земной коры, но и многие грабенообразные депрессии, в том числе геосинклинальные и межгорные, приуроченные к любым системам разломов, независимо от их размеров, кинематической характеристики и от того к какой стадии развития или преобразования земной коры они принадлежат.

Неправомерное расширение понятий и вызванная этим потеря границ целесообразного применения научных терминов — один из недостатков современной тектоники. Характерным примером поглощения одного понятия другим могут служить и известные попытки отождествления океанических и геосинклинальных структур, сводящие на нет грани между рифтогенезом, талассогенезом и геосинклинальным процессом.

Между тем, полученные в настоящее время данные о морфологии, вещественном составе и глубинной структуре современных рифтовых зон (в первую очередь, внутриокеанических) и о происходящих в них внутрикоровых и мантийных процессах (магматизм, сейсмичность, тепловой поток), позволяют уточнить понятие о рифтогенезе и установить его место среди других стадий развития земной коры. Наиболее существенными признаками выделения рифтовых зон, по-видимому, являются: а) регионально выраженное утонение земной коры; б) общее вздутие коры, создающее в поперечном сечении форму, приближающуюся к арке или выпукло-вогнутой линзе; в) существование устойчивой зоны разуплотнения верхней мантии; г) разрывы и раздвиги, движения, по которым создают субпараллельные или сложно ветвящиеся системы грабенов и горстов; д) высокая проницаемость разломов для магматических, в первую очередь, — мантийных расплавов; е) повышенные тепловой потоки сейсмичность. Важна устойчивость этих признаков в протяженных зонах, подтверждающая глубинную природу процессе. Перечисленные признаки особенно наглядно выражены во внутриокеанических рифтовых зонах и могут быть менее четкими в континентальных зонах из-за сложного строения и повышенной мощности коры.

Оценивая возможность использования понятий рифтовая структура и рифтогенез применительно к конкретным тектоническим элементам земной коры, полезно обратиться к тектонотипам рифтовых зон и исследовать их пространственные и историко-геологические связи с геосинклиналями и орогенами. Соотношения внутриокеанических рифтовых поясов и современных геосинклиналей (как атлантического, так и австрало-азиатского типов) и наиболее вероятная динамика формирования структур океанического ложа, позволяют считать, что они располагаются на противоположных ступенях эволюционного ряда.

По-видимому, рифтогенез не совместим и с эпигеосинклинальным орогенезом (протоорогенезом), будучи по кинематике, особенно в ранней стадии формирования орогенов, его антиподом. Однако по отношению к дейтероорогенезу он проявляется либо как крайняя форма его выражения, либо как следующая за дейтероорогенезом стадия развития коры, знаменующая начало формирования океанической структуры (Красноморский и Аденский рифты). В мезозойском ЦентральноАзиатском поясе, который монет рассматриваться в качестве тектонотипа дейтероорогенных структур, его часть, расположенная к востоку от 100-го меридиана обладает признаками, сближающими ее с областями современного рифтогенеза и в частности с Большим бассейном Северной Америки. Пример байкальских структур и рифтовых зон Восточной Африки может свидетельствовать о приуроченности внутриконтинентального рифтогенеза к областям рекурентного дейтероорогенного развития.

Строение рифтовых структур. Особенности литологического состава осадков в рифтовых структурах

нефтегазообразование рифтовый литологический

Выделяются два эволюционных ряда в развитии рифтовых областей Земли: полный и неполный. Полный ряд отражает последовательность от заложения рифта на материковой коре до образования срединно-океанических хребтов на океанической коре и последующее затухание рифтогенеза с вырождением срединных хребтов. Полный эволюционный ряд включает три главных стадии: материковую, переходную и океаническую.

Материковая стадия может быть разделена на два этапа. Первый характеризуется слабо контрастным рельефом, тонким составом отложений, рассеянным типом вулканизма и сейсмичности. Второй этап знаменуется резким усилением тектонической активности, приводящей к образованию горного рельефа, появлению в разрезе грубообломочных отложений, концентрации вулканизма в рифтовой впадине, разрастанию впадин за счет прилегающих хребтов. Выделенные два этапа четко отражаются в двухъярусном строении формационных комплексов, что свойственно всем материковым рифтовым зонам (Логачев, 1972). Для этой стадии характерно сравнительно глубокое положение кровли «коро-мантийной смеси» (25−35 км) (тектонотип — Тункинский рифт).

Если в результате изменения процессов в верхней мантии дальнейшее развитие процесса рифтогенеза прекращается, то эволюционный ряд будет неполным. В качестве примера рифтовых зон неполного ряда можно назвать авлакогены в фундаменте Руccкой платформы, грабены в фундаменте Западно-Сибирской плиты и т. д. Неполный эволюционный ряд завершается формированием синеклиз, как это впервые отметил Н. С. Шатский (1960) дли Русской платформы.

Материковые рифтовые зоны среди других геоструктурных областей Земли занимают особое положение. Их сходство с другими областями эпиплатформенного орогенеза обусловлено конвергенцией ряда признаков. Обосновывается целесообразность исключения материковых рнфтовых зон из областей горообразования.

Переходная или промежуточная стадии характеризуется формированием структуры «рифт в рифте», еще большей концентрацией вулканизма, а сейсмичности строго в пределах рифтовой долины. Эти главные признаки обусловлены образованием шейки и неглубоким залеганием слоя коромантийной смеси (тектонотип впадины Афар).

Океаническая стадия отвечает образованию срединных хребтов в условиях океанической коры при неглубоком залегании слоя коромантийной смеси (2−5 км в осевой зоне). Обосновывается точка зрения о том, что срединно-океанические хребты по отношению к океанам являются вторичными и возникли как морфологически выраженные горные сооружения около 6 млн. лет тому назад. При прекращении роста срединных хребтов они теряют морфологическое выражение, тектоническая и сейсмическая активность прекращается и на их месте формируются абиссальные равнины (тектонотип палеогеновый срединно-Лабрадорский хребет). Этот этап океанической стадии рифтогенеза завершает полный эволюционный ряд.

Устанавливается эмпирическая связь трех главных стадий рифтогенеза о различной глубиной залегания кровли «коромантийной смеси», что находит отражение в рельефе, структуре, вулканизме и сейсмичности. Слой «коромантийной смеси» рассматривается не как выступ астеносферы, как самостоятельное образование, возникшее вследствие последовательного поступления к подошве коры более легких дериватов мантии под влиянием гравитационной дифференциаций.

Пожалуй, ни в одной области тектонической терминологии не существует таких разногласий, как в терминологии дизъюнктивных дислокаций и связанных с ними тектонических структур. Так, Рейнский грабен и грабен Осло в течение многих десятилетий фигурировали в литературе только под этими названиями, но теперь большинство американских геологов называет тафрогеосинклиналями, а большинство советских — рифтами. Еще более сложную терминологическую эволюцию претерпел Челябинский грабен. Со времени открытии его в 70-Х годах прошлого века А. П. Карпинским до середины нашего века это был грабен, потом он стал авлакогеном, затем — тафросинклиналью и, наконец, рифтом, хотя совершенно аналогичные ему триасовые структуры восточного склона Аппадач американские геологи по сей день именуют тафрогеосинклиналями. Эти примеры убедительно свидетельствуют о том, что прежде, чем обсуждать проблемы рифтогенеза, нужно договориться, какие структуры следует называть рифтами.

Путаница в терминологии дизъюнктивных структур в известной мере определяется тем, что постепенно изменился смысл введенных ранее в литературу терминов. Термин «рифт» был предложен в 1896 г. английским геологом Дж. Грегори для обозначения сброса, возникшего под влиянием гравитационных сил. Отрицательную структуру, образовавшуюся между двумя такими сбросами, Дж. Грегори предложил называть не рифтом, а рифтовой долиной или рифтовой впадиной. Если следовать первоначальному значению этих терминов, то любой сброс на соляных куполах Прикаспийской низменности следует называть рифтом, а любой из грабенов, столь многочисленных на этих куполах, — рифтовой долиной.

Со временем значение термина «рифт» изменилось, хотя и до сих пор не стало определенным. Уже с довольно далекого времени его применяют к системе Восточно-Африканских грабенов, к грабенам Красного моря и Байкала. Если считать эти структуры типоморфными, то следует признать, что рифтыэто отрицательные структуры земной коры, связанные не просто с оседанием под влиянием силы тяжести, как писал Дж. Грегори, а с крупными горизонтальными растяжениями сиалического слоя, которые сопровождаются образованием разломов, уходящих в мантию Земли, и проявлениями основного магматизма.

Теперь для характеристики структур земной коры мы располагаем богатыми геофизическими, в том числе сейсмологическими, материалами и в определения рифтовых структур необходимо включить данные о строении земной коры и верхней мантии под ними, в честности, данные о существовании под рифтами слоя разуплотненного вещества верхней маитии, само возникновение которого, вероятно, обязано растяжению земной коры.

Если правильно такое представление о генезисе рифтов, то и морфоструктурном отношении первоначальным должно быть образование провала, щелеобразной впадины между раздвигающимися плитами оиалической литосферы, а вторичным процессом — образование поднятий вдоль краев этой впадины в результате разуплотнения верхних частей мантии в увеличения ее объема., Наблюдения над рифтом оз. Рудольфа в Кении как будто подтверждают такое предположение.

Если принять предлагаемые выше характеристики, то грабены Осло и Челябинский вряд ли могут быть отнесены к рифтовым структурам, так как по характеру магматизма и по строению земной коры они резко от них отличаются. Рифтовая система срединно-океаническнх хребтов еще очень мадоисследована и сравнение ее с рифтами типа Восточно-Африканских и Байкальского нуждается в специальном обосновании. По-видимому, в осевых участках некоторых срединно-океанических хребтов существуют впадины рифтового типа, например, впадина Романш в экваториальной части Срединно-Атлантического хребта, но значительные отрезки срединно-океанических хребтов таких впадин лишены. Поэтому говорить о существовании мировой системы «георнфтогеналей», как это делает Г. Б. Удинцев, нет оснований.

Лишены фактической основы довольно многочисленные попытки связать в структурном отношении Байкальскую рифтовую зону с Восточно-Африканской или с рифтовыми впадинами срединно-океанических хребтов. На юго-западе Байкальская рифтовая зона связана с меридиональной впадиной озера Хубсугул в Монголии и далее слепо заканчивается. На северо-востоке продолжение Байкальской зоны прослежено иркутскими геологами, но также не доходит до Охотского моря.

В литературе можно найти весьма сходные определения для терминов «грабен», «авлакоген», «тефрогеосинклиналь», «рифтовая долина» .

Под континентальным рифтогенезом мы понимаем морфологически разнообразную группу структур базальтоидной активизации (Милановский, 1970; Нагибина и др., 1975), возникающих на платформах и в геосинклинальных складчатых областях, в пределах которых завершились процессы формирования гранитной коры. К ним относятся глыбовосводовые образования, различные разломы (сбросы, сдвиги, надвиги), собственно рифтовые структуры (щелевые грабены, симметричные и односторонние, ступенчатые сбросы) и различные тектономагматические структуры.

Развитие перечисленных типов структур приводит к формированию морфологически четко выраженных орогенических зон, в пределах которых сочетаются поднятия, разделенные межгорными рифтовыми долинами и впадинами. В последних накапливаются континентальные молассоидные отложения различной мощности, местами переслаивающиеся с покровами базальтов. Могут возникнуть иные орографические поверхности, в которых сочетаются платообразные поднятия (вулканические плато), разделенные обширными плоскими депрессиями.

С развитием структур континентального рифтогенеза связано проявление почти исключительно базальтоидного магматизма, охватывающего весь ряд базитовых формаций, толеитов (трапповой формации) и субщелочных базальтов до ультраосновных-щелочных пород и карбонатитов. Наиболее широким распространением пользуются нормальные и щелочные оливиновые базальты, анамезиты, плагиоклазовые и меланократовые базальты. В процессе эволюции магматических очагов повышается щелочность магмы, появляются излияния трахи-базальтов, фонолитов и трахитов, а также трахилипаритов. Обычно кислые разновидности играют весьма подчиненную роль.

Наиболее распространен трещинный тип излияний базальтов. Извержения центрального типа проявляются на более поздних стадиях развития.

Интрузивные образования представлены дайками и силлами долеритов, ультраосновными породами с повышенной щелочностью, карбо-натитами, кимберлитами, а также интересной группой «многослойных» кольцевых интрузивов сложного строения. Последние сложены основными и ультраосновными породами — дунитами, серпентинитами, карбонатитами, сиенитами, нордмар, китами, а также щелочными гранитами.

Из приведенного весьма неполного перечисления видно, что в процессе континентального рифтогенеза возникает большая и морфологически разнообразная группа структур, которая требует специальной систематики и разработки ее классификации.

Классическим примером собственно рифтовых структур являются широко известные и достаточно хорошо изученные Рейнский рифт, а также системы байкальских и африканских рифтов. В процессе их развития сложно сочетаются зоны растяжения и сжатия, образование крупных разломов глубокого заложения и многочисленных более мелких оперяющихтрещин, надвигов, сдвигов и сбросов.

Байкальская система рифтов является одной из наиболее хорошо изученных (Флоренсов, Логачев, 1975). в детальных исследованиях Н. А. Флоренсова (1960), Н. А. Флоренсова, Ю. А. Зорина (1971), А. А. Трескова (1975), В. П. Солоненко (1968), Н. А. Логачева (1972, 1975) и других успешно разрабатываются вопросы морфологии стадийности развития рифтовых структур и магматизма, а также геофизические параметры.

Другим весьма распространенным типом, структур являются крупные линейные и кольцевые разломы, пересекающие древние и молодые платформы, осложняющие развитие плит и щитов. С развитием этого типа структур рифтогенеза связаны гигантские по объему трещинные излияния базальтовой магмы, преимущественно недифференцированной. Они представлены весьма однообразной серией толентовых базальтов и платобазальтов трапповой формации. Корни рифтовых структур, а также других структурных типов рифтогенеза связаны с глубинными, подкоровыми источниками энергии. Глубинные разломы рассекают гранитную кору континентов и служат зонами проникновения базальтоидной магмы к поверхности. О глубине заложения таких структур свидетельствует наличие в базальтах включений ультраосновных пород, дунитов, шпинелевых лерцолитов и других, имеющих мантийное происхождение, а также геофизические данные.

Рис. 1. Расположение кайнозойских рифтогенных структур и бальзатоидов в юго-восточной Азии. 1-области древнейших платформ; 2- области развития байкальской, каледонской и герцинской складчатых систем; 3- области мезозойской складчатости; 4- области кайнозойской (камчатской) складчатости; 5- Восточно-Азиатский вулканический пояс; 6- разломы; 7- кайнозойские рифты Байкальской системы; 8- кайнозойские базальтоиды; 9- области развития базальтоидов Монголо-Байкальской (М-Б) и Монголо-Ханкайской (М-Х) рифтогенных зон.

Включения ультраосновных пород широко распространены в ба зальтоидах, излияние которых сопровождало развитие различных стадий Байкальской рифтовой системы. Аналогичные включения были установлены В. В. Кепежинскас (1974) в кайнозойских калиевых трахибазальтах, излияния которых были приурочены к крупной меридиональной глубинной структуре, пересекающей Центральную Монголию. Эта структурная зона на севере непосредственно сопряжена с южной ветвью Байкальской рифтовой системы, с которой образует единую Монголо-Байкальскую зону рифтогенных Структур (рисунок). По данным В. П. Солоненко (1963), к этой зоне приурочены эпицентры всех глубокофокусных землятрясений Монголии.

Другая крупнейшая зона глубоких внутриконтинентальных разломов, изученная в последнее время (Мезозойская и кайнозойская техтоника и магматизм Монголии, 1975), располагается на крайнем юго-востоке Монголии и прослеживается далее на юго-восток, она пересекает территорию Китая и протягивается к северному обрамлению Ханкайского массива, в южное Приморье. Эта кайнозойская внутриконтинентальная система разломов была частично унаследована от глубинных разломов, обрамлявших с севера Китайско-Корейскую платформу и подновленных в кайнозое, и частично представлена новообразованными разломами, пересекающими палеозойские и мезозойские структуры юго-восточной Монголии (МНР) и Внутренней Монголии (КНР), а также Манчжурии и Советского Приморья.

Вдоль этой системы разломов прослеживаются крупнейшие излияния базальтов Монголо-Ханкайской структурной зоны. Отдельные их выходы слагают возвышенные плато площадью до 40 000 км2. Цепочка таких базальтовых плато образует как бы внутриконтиненталькую «вулканическую дугу», уходящую от побережья Японского моря в центральные районы Азии на расстояние более 1700 км. Крайним северо-восточным членом этой цепочки является базальтовое плато Дариганга. Оно сложено натровой серией щелочных базальтов (пикриговыми базальтами, лимбургитами, гавайитами, местами также насыщенными включениями ультраосновных пород). По химическому составу кайнозойские базальтоиды Дариганга Монголии, по данным В. В. Кепежинскас (1974), сопоставляются с океаническими и наиболее близки к базальтоидам гавайского типа. Таким образом, рассмотренная: система глубинных разломов необычайно интересна тем, что служила как бы проводником океанических натровых базальтоидов к географическому центру Азии.

На восточном побережье Азии имеются более точные материалы о последовательном проникновении базальтоидов, впервые опубликованные В. И. Суховым (1974). По его данным, начиная с эоцена и по раннечетвертичное время от Японского моря и Татарского пролива в глубь континента до юго-восточной окраины Буреинского массива вдоль сложной системы разломов и мелких грабенов (рифтов) происходило последовательное расширение ареала излиянии базальтовой магмы и в том же направлении происходило изменение состава пород по латерали, от щелочно-оливиновых высокоглиноземистых базальтов и андезито-базальтов до толеитовых недифференцированных базальта

Являются ли рассмотренные различные виды рифтогенных структур самостоятельными, или представляют собой лишь различные стадии процесса формирования рифтогенных структур, пока не вполне ясно требует специальных исследований.

Проблема формирования рифтогенных структур, выявление стадийности их развития и взаимоотношения с этапами проявления магматической деятельности, а также изменение состава вулканитов в вертикальном и латеральном рядах в последние годы весьма успешно разрабатывается иркутскими геологами Института земной коры на при мерах Байкальской и Африканской рифтовых систем. Однако об общих закономерностях этого сложного процесса пока. говорить еще рано. Теснейшим образом с этой проблемой связан также вопрос вза имоотношения континентальных и океанических рифтовых зон.

Непосредственные связи структур континентального рифтогенеза с океаническими рифтовыми системами и впадинами устанавливаются для рифтов Восточной Африки и Аравии, Северной и Южной Америки (как это отмечалось в работах В. В. Белоусова и Ю. М. Шейнманна (1968), Н. А. Логачева (1972), Е. В. Милановского (1974, 1975), В. Г. Казьмина (1975) и других). Однако выводы из такого рассмотрения различные авторы делают разные. Одни считают структуры континентальных рифтов и океанические рифтовые системы различными стадиями одного и того же процесса, другие относят их к различным типам структур.

Разнотипность этих тектонических форм легко выявляется из анализа парагенетических комплексов пород, связанных с их развитием. В континентальных рифтах наблюдается сочетание континентальных и молассоидных и угленосных комплексов с наземными изменениями базальтов комагматичных интрузивных пород. В океанических рифтах образуются совершенно иные парагенетические комплексы кремнисто-вулканогенных пород, яшмоиды, спилиты, а также в различном сочетании карбонатные и терригенные морские отложения, накапливающиеся на океаническом основании. По своему составу последние комплексы совершенно аналогичны формациям, слагающим эвгеосинклинали, как известно, принципиально отличающиеся от континентальных молассоидных комплексов, слагающих континентальные рифты.

Рифтогенные структуры и эвгеосинклинали различаются и по своему историческому месту в ходе создания и преобразования земной коры. В процессе геологического развития эвгеосииклинальных структур происходит становление (создание) гранитной коры. Континентальные рифтогенные структуры возникают после становления «зрелого» гранитного слоя Земли. В процессе рифтогенеза происходит раздробление, раскалывание гранитного слоя, а также его растяжение. При этом разломы уходят в подкоровые глубины и служат зонами проницаемости для базальтоидной магмы, излияния которой обычно сопровождают формирование рифтогенных структур.

В последнее время появилась тенденция рифтовые структуры (палеорифты) рассматривать в качестве начальной стадии развития эвгеосинклиналей (начальные палеорифты Байкальской и других эвгеосииклинальных складчатых систем). Мне представляется невозможным любой разлом и растяжение именовать термином «рифт».. Такое воль-ное обращение с тектонической терминологией ведет к великой путанице основных геологических понятий и их исторической позиции. Возобновление (регенерация) геосинклинального процесса путем раска-лывания и растяжения гранитного слоя Земли и таким образом «обнажение» первичного базальтового слоя в основании вторичной эвгеосинклинали нельзя отождествлять, с рифтогенезом, т.к. геологическое развитие вторичных эвгеосинклиналей, так же, как первичных (изначально формировавшихся на базальтовом слое Земли), ведет к созданию гранитного слоя Земли, а рифтогенез — к его разрушению. Совершенно естественно, что приведенные резкие различия формаций, морфологиии исторического места рифтовых и эвгеосинклинальных структур в ходе развития земной коры необходимо различать и терминологически.

Следует отметить, что между континентальными рифтами и океаническими существует несомненная динамическая и энергетическая связь, как это показано в ряде работ различных авторов. Аналогичные энергетичские связи имеют место, например, между развитием эвгеосинклинальных систем и структурами гранитоидной активизации (или ревивации), расположенных на континентах, прилегающих к эвгеосинклиналиям.

Рассматривая временной аспект развития рифтогенных структур или структур базальтоидной активизации в ходе эволюции земной коры можно отметить следующее. В ряде крупных обобщений, касающихся истории геологического развития Земли, отмечалось постепенное разрастание, увеличение площади областей с гранитной корой, образовавшихся в ходе последовательного развития геосинклинальных складчатых систем (Шатский, 1964), и другие.

К началу мезозойской эры почти на всей площади современных континентов завершилось становление гранитного слоя Земли. Процессы геосинклинального развития в мезозое и кайнозое были локализованы в двух планетарных тектонических поясах: меридиональном — Тихоокеанском и широтном — Средиземноморском.

Необычайно широкое развитие в мезозое и кайнозое получили процессы рифтогенеза (базальтоидной активизации, рифтообразование,) трещинные излияния базальтоидов). Эти процессы проявились на всех континентах. По объему излияния базальтовой магмы эти эпохи не имеют себе равных в предшествующей истории Земли в фанерозое (Милановский, 1975). Вулканологи подсчитали, что примерно 90% траппов, излившихся на платформах, по возрасту относятся к мезозойскому и кайнозойскому времени.

Развитие рифтовых структур в мезозое и кайнозое в пределах континентов во времени и, вероятно, энергетически было связано с развитием одновозрастных геосинклинальных систем и образованием крупнейших океанических впадин, в пределах которых в мезозое и кайнозое также происходили гигантские излияния базальтов. Такое предположение вполне правомочно, так как на дне современных океанов пока не обнаружено отложений древнее мезозойских.

Все эти явления, связанные с повышенной тектонической мобильностью, были, видимо, обусловлены возросшим в мезозое и кайнозое притоком тепловой энергии и миграции мантийного вещества из глубоких недр Земли к ее поверхности. Мезозойская эра явилась кульминационной в фанерозойской истории развития базальтоидного вулканизма и рифтогенеза. Подобное предположение не ново, оно было высказано, хотя и несколько в ином аспекте, Е. В. Павловским (1953), а позднее другими исследователями и, безусловно, имеет достаточно веское геологическое обоснование.

Пример месторождений, образовавшихся в палеорифтовых структурах Западно-Сибирской плиты и Енисей-Хатангском палеорифте

Мезозойские нефтегазоносные комплексы Енисей-Хатангского, Анабаро-Хатангского и Лено-Анабарского прогибов отличаются от пермско-мезозойских комплексов Вилюйской синеклизы и Предверхоянекого прогиба структурным положением. Все они приурочены к крупной региональной геологической системе — мезозойскому Енисей-Хатангскому палеорифту.

По литологическому составу разрезы палеорифта близки осадочным комплексам Западно-Сибирской плиты (западная часть палеорифта) и разрезу Вилюйской синеклизы (Восточный фланг палеорифта). В частности, значительные залежи углеводородов Восточного фланга залегают не только в отложениях мезозоя, но и в пермских отложениях палеозоя (Южно-Тягинское месторождение нефти и др.).

В.С. Старосельцев с соавторами выделяют в западной части палеорифта юрский и меловой нефтегазоносные комплексы.

Юрский комплекс, сложенный породами шельфовых фаций, достигает мощности 2500 — 3000 м. В его разрезе выделено шесть резервуаров, разделенных между собой глинистыми флюидоупорами. Значительный промышленный интерес представляют три из них: зимний, вымский и малышевский.

Меловой комплекс пространственно более распространен. Нижняя часть разреза меловых отложений включает суходудинский резервуар мощностью около 1000 м. Он обладает высокими фильтрационно-ёмкостными свойствами (ФЕС) более или менее выдержанными на всей площади распространения и представляет наибольший практический интерес. Средняя часть разреза, сложена песчаниками и песками, перемежаемыми глинистыми флюидоупорами, общей мощностью около 2000 м. Промышленная газоносность установлена в центральной и западной частях палеорифта, где выделены малохетский и долганский газоносные резервуар.

Нефтегазоносный бассейн Ениссй-Хатангского палеорифта

Енисей-Хатангский нефтегазоносный бассейн (ЕХНБ), охватывающий одноименный региональный прогиб, расположен в западной половине Таймырской низменности и ограничен двумя плато: Бырранга — на севере и Путорано на юге.

В административном отношении он принадлежит Таймырскому автономному округу. В тектоническом плане ЕХНБ занимает пограничное положение, да юге граничит с платформенной структурой — Тунгусской синеклизой, а на севере — с Таймырской складчатой областью.

С позиции тектоники плит этот регаональный прогиб рассматривается как структура, сформированная над внутриконтинентальной рифтовой системой доюрского возраста. Это доказываете большой мощностью осадочного чехла (от 8 до 14 км в центре и 5 — 6 км по бортам) обшим утонением литосферы под прогибом с подъемом поверхности Мохоровичича, а также градиентнымным характером строения потенциальных геофизических полей, связанных по всей вероятности, с развитием ультраосновных интрузий.

Первые сведения о геологическом строении ЕХНБ были получены в 50х г. прошлого века после путешествия А. Ф. Миддендорфа на п-ов Таймыр Позже там проводили исследования И. А. Лопатин, Ф. Б. Шмидт, ИЛ. Толмачев О. О. Боклунд, Некоторые данные о геологии низовьев Енисея и о-ва Преображения приведены в материалах экспедиции А. Э. Норденшельда.

С начала 30-х гг. начинается планомерное изучение геологии и нефгегазоносности бассейна. Не останавливаясь подробно на работах отдельных исследователей и организаций, приведем только результаты работ и их авторов. Первые региональные геологосъемочные работы начались в 1933 — 34 гг. организацией Главсевморпуть и связаны с именем Н. С. Шатского.

С 1936 по 1953 гг. по геофизическим исследованиям получены первые результаты о глубинном строении региона и выявлен ряд антиклинальных структур. При бурении одной из них — Малохетской в 1939 г. начато поисковое бурение. Результаты нефгегазопоисковых исследований отражены в работах Н. А. Гедройца, В. Н. Сакса, Т. М. Емельянова, Н. Н. Ростовцева, В. Н. Тебенькова и других. Поисковое бурение было, в основном, сосредоточено на Малохетском поднятии, где были обнаружены значительные газопроявления.

С конца 50-х г. в нефтегазопоисковые работы были продолжены, а основные исследования начались с 1967 г. Было открыто Мессояхское газовое месторождение, затем промышленные скопления газового конденсата на северном и южном куполах Соленинского поднятия, на Пеляткинском и Казанцевском поднятиях. Затем было открыто крупное многозалежное газоконденсатное месторождение на Дерябинском поднятии. В 1975 г. начато поисковое бурение на Балахнинском локальном поднятии.

Таким образом, начиная с этапа целенаправленных нефтегазоносных работ, в пределах ЕХНБ открыто 13 газовых и газоконденсатных месторождении, 5 из которых — Мессояхское, Южно-Соленинское, Северо-Соленинское, Пеляткинское и Деребянское — подготовлены к разработке. На Мессояхском и Южно-Соленинском месторождениях уже добыто более 70 млрд м3 газа. В последнее время годовая добыча газа составляет 5 млрдм3.

В строении осадочного чехла Енисей-Хатангского бассейна участвуют отложения рифея и венда, нижнего и верхнего палеозоя, триаса, юры и мела, Осадочный чехол бассейна сложен циклически построенными толщами, проницаемых и непроницаемых пород, образующих систему резервуаров и флюидоупоров.

Наиболее изученными и перспективными на поиски углеводородов ЕХНБ являются субаквальные отложения юрско-мелового комплекса, в составе которого выделено девять региональных (субрегиональных) и зональных резервуаров: шесть — в юрских, две — в нижнемеловых и один — в верхнемеловых отложениях, перекрытых флюидоупорами (таблица 1).

В юрских отложениях обособлены зимний, джангодский, вымский, малышевский, сиговский и делябинский резервуары (рис 1.1), а нижнемеловых отложениях обособлены суходудинский и малохетско-долганский резервуары (рис. 1.2).

Самый крупной и наиболее перспективной в ЕХНБ зоной накопления является Танамско-Малохетский мегавал (рис. 1.3), где в нижнемедовых отложениях выявлены наиболее крупные по запасам Мессояхское газовое, Южное и Северо-Соленинское, Пеляткинское газоконденсатные месторождения. Локальные поднятия размещены здесь, как правило, на валах или куполовидных поднятиях, осложняющих мегавал.

Самый крупной и наиболее перспективной в ЕХНБ зоной накопления является Танамско-Малохетский мегавал (рис. 1.3), где в нижнемедовых отложениях выявлены наиболее крупные по запасам Мессояхское газовое, Южное и Северо-Соленинское, Пеляткинское газоконденсатные месторождения. Локальные поднятия размещены здесь, как правило, на валах или куполовидных поднятиях, осложняющих мегавал.

Второй тип зон нефтегазонакопления — окраинно-бассейновое. Сложно построенная окраинно-бассейновая зона газонакопления расположена в зоне сочленения Таймырского выступа и Пясинской полувпадиною. Здесь наиболее крупным является Дерябинское газоконденсатное месторождение. Антиклинальные ловушки расположены на пологом борту Пясинской полувпадины в пределах смежного с ней Таймырского выступа.

Таблица 1. Положение резервуаров, продуктивных (перспективных) пластов в разрезе юрско-мелового нефтегазоносного комплекса Енисей-Хатангского

Третий тип — клиноформные литолого-стратиграфические зоны нефтегазонакопления в шельфовых песчаниках верхней юры — валанжина в западной части Центрально-Таймырского мегапрогиба. Здесь наиболее перспективными являются лигологически экранированные залежи смежных с мегапрогибом северо-западных склонов Танамско-Малохетского и частично Рассохинского мегавалов.

Четвертый тип — зоны развития стратиграфически экранированных ловушек при выклинивании песчаных горизонтов вдоль границ внутренней тектонической зоны регионального прогиба. Здесь выделяется залежь Хабейского месторождения в песчаниках средней юры.

Пятый предполагаемый тип — зоны нефтегазонакопления в кавернозных и трещинных коллекторах доверхнекарбоновых горизонтах палеозоя основания комплекса.

Рис. 1.1. Распространение резервуаров в юрских отложениях Енисей-Хатангского осадочного бассейна. Зоны 1 — распространение зимнего, джангодского, вымского, малышевского, сиговского (в пределах поднятий) и дерябинского (в пределах опускания) резервуаров; 2 — значительной глинизации резервуаров; 3 — отсутствие резервуаров; 4 — основные месторождения; 5 — залежи в резервуарах юрских отложений. Границы: 6 — структур I порядка; 7 — надпорядковых структур; 8 — Сибирской платформы и Заподнд-Сибирской плиты

Рис. 1.2. Распространение резервуаров в нижнемеловых отложениях Енисей-Хатангского осадочного бассейна Зоны распространения резервуаров: 1 — суходудинского и малохетско-долганского; 2 — суходудинского и малохетско-долганского с опесчаниванием и размывом дородковского флюидоупора; 3 — суходудинского; 4 — зона отсутствия резервуаров; 5 — основные месторождения; 6-залежи в резервуарах нижнемеловых отложений. Границы: 7 — структур I порядка; 8 — надпорядковых структур; 9 — Сибирской платформы и Западно-Сибирской плиты

Рис. 1.3 .Тектоническая карта Енисей-Хатангского осадочного бассейна. Контуры: 1 — осадочного бассейна; 2 — крупных и 3 — средних структур; 4 — разрывные нарушения. Крупные структуры: I — Танамско-Малохетский, II — Рассохинский, Ш — Балахнинский мегавалы, IV — Таймырский и V — Ягодо-Горбитский выступы, VI — Центрально-Таймырский и VII — Боганидско-Жданихинский мега-прогибы. VIII — Пясинская полувпадина. Средние структуры: Куполовидные поднятия: — Соленинское, 7 — Курьинское; 3 — Агалский структурный мыс. Волы: 2 — Малохетский, 4 — Джангодский, 5 — Тундровый, 6 — Волочанский, 8 — Балахнинский, 9 — Кубалахский, 10 — Владимирский. Прогибы: 11 — Московский, 12 — Дудыптинский, 13 — Агалский, 14 — Пайтурминский, 15 — Боганидский, 16 — Жданихин-скин, 17 — Таридский

Пеляткинское газоконденсатное месторождение (рис. 1.4) приурочено к одноименной локальной структуре, осложняющей северо-западный склон Танамо-Малохетского мегавала. В нижнемеловых меловых отложениях эта структура представляет собой брахиантиклиналь северо-восточного простирания размерами 24×13 км, амплитудой 75 м. В породах суходудинского резервуара обнаружено пять залежей, в породах малохетского — одна.

В суходудинском резервуаре залежи приурочены к песчаникам, глинистым песчаникам и алевролитам. Мощности продуктивных пластов в пяти залежах составляют соответственно: 15 — 25 м, 45 — 58, 5 — 25 м, 20 — 56 м и 9 -26 м. Средние значения открытой пористости пород по отдельным залежам меняются от 12 до 15 — 19%. Газопроницаемость по залежам достигает 100×103 мкм2 от 6 до 85×10−3 мкм2,75×10−3 мкм2, 30×10−3 мкм2, 25×10−3 мкм2. Свободный дебит газа по залежам составляет: 1,9 млн м3/сут, 740 тыс. м3/сут, 390 тыс. м /сут, 299 тыс. м /сут, 363 тыс. м3/сут. По составу газ метановый (содержание СН4 от 89 до 95%). По типу ловушек залежи относятся к пластово-массивным, пластовым, сводовым.

К породам малохетского горизонта приурочена одна залежь в толще песчаников и алевролитов, практически неизученная. При испытании продуктивной части разреза получен слабый приток газа с водой. По составу газ метановый (содержание СН4 около 98%). По типу ловушки залежь, вероятно, относится к массивным сводовым.

Рис. 1.4. Структурная карта по кровле продуктивного пласта СД-VIII и профильный геологический разрез (Пеляткинское месторождение): 1 — скважины; 2 — линия профиля; 3 — изогипсы кровли продуктивного пласта; 4 — газоводяной контакт в залежи; 5 — газ; 6 — вода; 7 — песчаники; 8 — непрницаемые песчаники; 9 — аргиллиты, алевролиты; 10 — линия выклинивания коллектора; 11 — несогласия; 12 — разрывы

Северо-Соленинское газоконденсатное месторождение (рис. 1.5) приурочено к северной вершине крупной Соленинской структуры, осложняющей сводовую часть Танамско-Малохетского мегавала. В нижнемеловых отложениях эта вершина представляет собой купол размерами 13×10 км, амплитудой 40 м. В породах суходудинского резервуара обнаружено четыре залежи, в породах мало-хетско-долганского — две.

Залежи приурочены к пластам песчаников, глинистых песчаников, cлабо-каолинизированных песчаников и аргиллитов. Мощность продуктивных пластов по залежам меняется: 40 — 46 м, 38 — 45 м, 15 — 37 м, от 15 до 0 м. Газопроницаемость составляет 150×10″ 3 мкм2, 10×10″ 3 мкм2, 15×10″ 3 мкм2, 5×10″ 3 мкм2. Открыта пористость меняется от 15 до 19%. Максимальный дебит газа составляет 266 тыс м3/сут, 247 тыс. м /сут, 137 тыс. м /сут, 225 тыс. м3/сут. По составу газ метановый (содержание СН4 — 94 — 96%). По типу залежи относятся к пластово-массивным, сводовым и пластово-сводовым и литологически экранированным.

Рис. 1.5. Структурная карта по кровле продуктивного пласта СД-VIII и профильный геологический разрез Северо-Соленинского месторождения (условные обозначения см. на рис. 1.4)

В породах малохетско-долганского горизонта обнаружены две залежи, которые были приурочены к пластам глинистых песчаников, песчаников. Толщина продуктивных горизонтов меняется соответственно от 15 до 20 м и от 20 м до 0. Открытая пористость песчаных пород составляет 20 — 25%. Газопроницаемость достигает 100×10' мкм2 и 75×10'3 мкм2. Максимальный дебит газа составляет 340 и 112 тыс. м /сут. По составу газ метановый (содержание СН4 94−98%). По типу ловушки залежь относится к пластовым, сводовым и литологиче-ски экранированным.

Южно-Соленинское газоконденсатное месторождение приурочено к южной вершине крупной Соленинской структуры, осложняющей сводовую часть Танамско-Малохетского мегавала. В меловых отложениях вершина представляет собой брахиантиклиналь северо-восточного простирания, размерами 16×19 км, амплитудой 30 м. В породах суходудинского резервуара обнаружено четыре залежи.

Залежи приурочены к сложным пластам песчаников и алевролитов; алевритистых песчаников; песчаников и алевролитов; сложному пласту песчаников и песчаных алевролитов. Мощность продуктивного пласта меняется соответственно от 30 до 48 м; от 13 до 17 м; от 45 до 57 м; от 32 до 40 м. Среднее значение открытой пористости пород составляют 16 — 14%. Газопроницаемость составляет 25×10−3 мкм2, 100×10−3 мкм, 40×10−3 мкм, 60×10−3 мкм2. Максимальный дебит по залежам: 326 тыс. м3/сут, 2 млн м3/сут, 623 тыс. м3/сут, 663 тыс. м3/сут. По составу газ метановый (содержание СН4 — 92%). По типу ловушки залежь относится к пластово-массивным, сводовым.

Залежь СД-Х приурочена к сложному пласту алевритистых песчаников в нижней части резервуара. Мощность продуктивного пласта в пределах ловушки изменяется от 13 до 17 м. Средние значения открытой пористости пород составляют 16%, газопроницаемость достигает. Свободный дебит газа из залежи составил более 340 тыс. м3/сут. По составу газ метановый (содержание СН4 — 92%; 95%; 98%; 95%). По типу ловушки залежь относится к пластово-массивным, сводовым и к пластовым, сводовым.

Мессояхское газовое месторождение приурочено к одноименной локальной структуре, осложняющей сводовую часть Танамско-Малохетского мегавала рис. 1.6). В нижнемеловых отложениях эта структура представляет собой брахиантиклиналь субширотного простирания, размерами 18×10 км, амплитудой 100 м. В породах малохетско-долганского резервуара обнаружена одна залежь. Небольшие притоки газа получены также из среднеюрских отложений (выемский резервуар), а газопроявления установлены в нижнемеловых отложениях (суходудинский резервуар).

Залежь приурочена к сложнопостроенной толще в кровле резервуара, которая делится на две части. Верхняя представлена частым переслаиванием алевритоглинистых и песчанистых пород, которые в пределах ловушки меняю мощность от 15 до 74 м. Нижняя часть толщи сложена преимущественно песчаниками и песками, продуктивная мощность которых достигает 56 м. Средние значения открытой пористости песчаников составляют 24%, газопроницаемости более 1000×10−3 мкм. Максимальный дебит газа из залежи составил 179 тыс. м /сут. Вместе с газом в небольшом количестве получена нефть плотностью 0,93 г/см. По составу газ метановый (содержание СН4 — 99%). По типу ловушки залежь относится к массивным, сводовым.

Рис. 1.6. Структурная карте по кровле продуктами толщи ДЛ-I и профильный геологический разрез Месссохского мосторождения (условные обозначения см. на рис. 1.4)

Дерябинское газоконденсатное месторождение приурочено к одноименной локальной структуре, осложняющей пояс сочленения Таймырского выступа и Пясинской полувпаднны (рис. 1.7). В верхнеюрских отложений эта структура представляет собой купол треугольной формы, размерами 14×14 км, амплитудой 75 м. Промышленная газоносность обнаружена в разрезе пяти песчаных пластов, расположенных линзообразно в верхнеюрско-берриасских отложениях. В породах дерябинского резервуара обнаружено четыре залежи.

Все залежи приурочены к пластам песчаников в верхней части резервуара. Мощность продуктивных пластов в пределах ловушки меняется по залежам: от 21 м до 0; от 38 м до 0; 14 м; 16 м. Открытая пористость по залежам не превышает 15%; 18%; 14% и 13%. Газопроницаемость составляет соответственно 5×10−3 мкм2; 5×10−3 мкм2; 10×10−3 мкм2; 10×10−3 мкм2. Максимальный дебит газа по залежам: 4 тыс. м3/сут; 83 тыс. м3/сут; 324 тыс. м3/сут; 113 тыс. м3/сут. По состав? газ метановый (содержание СН4 — от 89 до 94%). По типу ловушки залежи относятся к пластовым, сводовым, литологически экранированным и к пластовым структурно-литологическим.

Рис. 1.7. Структурная карта по кровле продуктивного пласта Д-IУ и профильный геологический разрез Дерябинского месторождения (условные обозначения см. на рис. 1.4)

Озерное газовое месторождение (рис. 1.8) приурочено к одноименной локальной структуре, осложняющей западный склон Рассохинского мегавала. По нижнемеловым отложениям эта структура представляет собой антиклиналь субширотного простирания, размерами 27×7 км, амплитудой 100 м. В породах малохетско-долганского резервуара обнаружена одна залежь, приуроченная к толще песчано-алевролитовых пород в нижней части резервуара.

Мощность проницаемых газонасыщенных пород в пределах ловушка заменяется от 15 до 31 м. Открытая пористость пород достигает 27%, газо проницаемость более 260×10 мкм. Максимальный дебит газа в сутки превышает 400 тыс. м /сут. По типу ловушки залежь относится к массивньм сводовым.

Рис. 1.8. Структурная карта по кровле продуктивной толщи МХ-I и профильный геологический разрез Озерного месторождения (условные обозначения см. на рис. 1.4)

Балахнинское газовое месторождение (рис. 1.9) приурочено к одноименной локальной структуре, осложняющей Балахнинский мегавал. В среднеюрских отложениях эта структура представляет собой антиклиналь блокового строения северо-восточного простирания, размерами 150×20 км, амплитудой окало 800 м. В породах вымского резервуара обнаружены залежи одного пласта в трех блоках антиклинали.

Каждая залежь имеет свой уровень газоводяного контакта. Наиболее изучена залежь северо-восточного блока, приуроченная к пласту песчаников и кровле резервуара. Мощность продуктивного пласта в пределах ловушки -37м.

Рис. 1.9. Структурная карта по кровле продуктивного пласта ВМ — I и профильный геологический разрез Балахнинского месторождения (условные обозначения см. на рис. 9.4)

Зимнее — с тремя залежами и максимальным дебитом газа 201 тыс. м3 /сут; Ниж нехетское с двумя залежами с дебитом газа в обоих по 200 м3/сут; Озерное с одной залежью и дебитом газа 400 м3/сут и Джангодское с одной залежью и дебитом 58 м3/сут.

Таким образом, газовые и газоконденсатные месторождения ЕХНБ характеризуются многозалежностью, доминированием структурного контроля, существования залежей в ловушках с антиклинальной формой изгиба кровли при родного резервуара, тип которого определяет строение продуктивных пластов.

В отличие от западного восточный фланг палеорифта имеет важную особенность, которую необходимо учитывать при проведении нефтепоисковых работ в Анабаро-Хатангском междуречье. Здесь широкое развитие имеет проявление соляно-купольной тектоники и альпийских складкообразовательных движений, нарушивших тот структурный план, который сформировался в период образования месторождений УВ. Именно с этим связаны те ошибки при проведении нефтепоисковых работ, которые были допущены в ранний период изучения района (1934;1953 гг.).

Район относится к площадям с доказанной нефтегазоносностью. Начальные перспективные ресурсы нефти Анабаро-Хатангской НТО оцениваются в 287 млн т. Кроме того, перспективы открытия крупных, в том числе гигантских, месторождений УВ, исходя из общегеологических данных, имеются на шельфе моря Лаптевых. Основной объем нефтепоисковых работ был выполнен здесь в течение 20 лет с 1934 по 1953 г. Глубокая разведка проводилась на семи площадях, при этом обнаружено пять нефтяных месторождений — Нордвикское, Южно-Тигянское Западное, Южно-Тигянское Восточное, Ильинское и Кожев-никовское. Содержащиеся в этих месторождениях залежи имеют небольшие размеры и малые дебиты; лишь на Южно-Тигянском Западном месторождении начальный дебит двух скважин превышал 1 т/сут и достигал 10 т/сут, а на остальных максимум составлял 0,5 т/сут.

Нефтепроявления в НТО установлены в широком стратиграфическом интервале. Среди последних достоверно установлена нефтеносность пермской терригенной толщи, прослеженной на площади 4500 км². Коллекторские свойства песчаных пластов пермских отложений подвержены значительным колебаниям на небольшом расстоянии. Имеются породы с хорошими свойствами — пористостью до 20% и проницаемостью до 500 мД. Кроме пермских, нефте проявления часто наблюдаются в мезозойских отложениях, однако, как правило, насыщенные нефтью прослои не прослеживаются по простирашпо, а обычно локализуются у тектонических нарушений.

Нефти района имеют разный состав и свойства. Здесь встречаются очень легкие (0,76 г/см3) и очень тяжелые (0,985 г/см3) нефти, содержащие большое количество смол и асфальтенов. По групповому составу некоторые нефти являются типично метаново-нафтеновыми, другие характеризуются высоким содержанием ароматических УВ.

Суммарное количество нефти, полученной в ходе испытаний скважин и опытной эксплуатации месторождений в этот период, составило 2,0 тыс. т. В 1997 — 1998 гг. на скв. Р-102 (месторождение Южно-Тигянское Западное) были проведены аварийно-восстановительные работы и осуществляется добыча нефти.

Южно-Тигянское нефтяное месторождение приурочено к Южно-Тигянской антиклинали, осложняющей Тигяно-Анабарский вал. Она представляет собой пологое поднятие размерами 19×7 км с ундулирующим шарниром, вследствие чего обособляются две куполовидных залежи Западная и Восточная (рис 1.10). Кровля верхнепалеозойских отложений верхней перми на Восточном куполе на 150 м выше, чем на Западном.

Нефть, по углеводородному составу, относится к метанонафтеновому типу, реже нафтеноароматическому (Южно-Тигянская площадь). Эти нефти тяжелые и очень тяжелые (0,93 г/см3), смолистые и высокосмолистые (до 28%), сернистые и высокосернистые со значительно меньшим содержанием твердых парафинов.

Наиболее насыщены нефтью отложения нижне-верхнекожевниковской свит перми на глубине 1583 — 1670 м. Открытая пористость песчаников 15 /о, газопроницаемость 0,025 мкм2, дебит нефти в одной из скважин западного купола 15 м3/сут. Тип залежи: сводовая, пластовая, с литологическим экранированием.

Рис. 1.10. Структурная карта Южно-Тигянского месторождения

Заключение

Согласно энергетической стратегии России основным центром добычи углеводородов для Восточных регионов страны и стран АзиатскоТихоокеанского региона должна стать Восточная Сибирь.

Базисными в освоении нефтегазовых ресурсов Восточной Сибири будут шесть крупнейших месторождений: Юрубчено-Тохомское и Куюмбинское газоконденсатнонефтяные в Красноярском крае, Верхнечонское газонефтеконденсатное и Ковыктинское газоконденсатное в Иркутской области, Талаканское газонефтяное и Чаяндинское газоконденсатное в Якутии (Республика Саха).

Добыча нефти в Восточной Сибири и Дальнем Востоке может быть доведена до 30 млн. т. в 2010 г. и 80млн. т. в 2020 г.