Литолого-геохимические критерии катагенеза отложений Адмиралтейского мегавала, вскрытых скважинами Адмиралтейская-1 и Крестовая-1

Содержание

 

Введение.

Глава 1. Тектоническое районирование Баренцевской шельфовой плиты.

.1 Тектоническое районирование фундамента Баренцевской шельфовой плиты.

.2 Структурное ярусное строение осадочного чехла Баренцевской шельфовой плиты.

.2.1 Доплитный структурный ярус.

.2.2 Плитный (юрско-меловой) структурный ярус.

.2.3 Периферийные зоны Баренцевской плиты.

Глава 2. Литолого-стратиграфическая характеристика отложений Адмиралтейского мегавала по данным скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1.

.1 Литолого-стратиграфическая характеристика фундамента и осадочного чехла Баренцевоморского региона.

.2 Литолого-стратиграфическая характеристика отложений Адмиралтейского мегавала.

Глава 3. Факторы и шкала катагенеза и связанные с ним процессы изменения пород.

.1 Факторы катагенеза.

.2 Шкала катагенеза.

.2.1 Шкалы катагенеза, используемые при оценке катагенетических изменений исследуемых отложений Адмиралтейского мегавала.

.3 Связь нефтегазоносности с катагенезом.

Глава 4. Методики определения степени катагенеза пород.

.1 Отражательная способность витринита.

.2 Определение группового состава ОВ и состава битумоидов.

.3 Пиролиз ОВ по методу Rock-Eval.

Глава 5. Критерии катагенетических изменений отложений Адмиралтейского мегавала.

.1 Макроскопическое описание пород.

.2 Петрографический состав пород.

.3 Методика Л.В. Орловой.

.4 Минеральный состав глинистых отложений.

.5 Физические свойства пород.

.6 Отражательная способность витринита.

.7 Пиролиз ОВ.

.8 Битуминологическая характеристика РОВ.

Глава 6. Стадиальный анализ триасовых отложений Адмиралтейского мегавала.

.1 Литолого-геохимические критерии.

.2 Оценка тектонических движений Адмиралтейского мегавала на основании стадиального анализа.

.3 Перспективность нефтегазоносности Адмиралтейского мегавала.

Заключение.

Список использованной литературы.

 

Введение

Адмиралтейский мегавал занимает особое положение в пределах Приновоземельской области Баренцево-Северокарского бассейна и является одной из наиболее крупных положительных структур на шельфе Баренцева моря с доступными для бурения мезозойскими и палеозойскими породами. Сводовую часть вала осложняют крупные поднятия Крестовое, Пахтусовское и Адмиралтейское.

Актуальность исследований обусловлена повышенным научным интересом к Адмиралтейскому мегавалу Приновоземельской структурной зоны Баренцево-Северокарского региона в связи с перспективами нефтегазоносности верхнепалеозойских карбонатных отложений. В данной работе основным объектом изучения являются триасовые преимущественно глинистые отложения и карбонатные верхнепалеозойские отложения Адмиралтейского мегавала, вскрытых скважинами Адмиралтейская-1 и Крестовая-1.

Цель и задачи работы. Целью работы является определение литолого-геохимических критериев катагенеза, посредством которых выявлялись стадии катагенетической измененности отложений Адмиралтейской и Крестовой структур Адмиралтейского мегавала, построение модели вертикальной катагенетической зональности Адмиралтейского мегавала. Для достижения поставленной цели производилось:

·        макроскопическое и петрографическое изучение отложений скважин;

·        определение минерального состава пород;

·        выявление критериев катагенеза органического вещества пиролитическим методом;

·        изучение результатов определения отражательной способности витринита;

·        интерпретация битуминологической характеристики отложений;

·        изучение физических свойств пород.

Защищаемые положения.

. Для определения стадий катагенеза необходимо использовать комплекс литолого-геохимических критериев, а не какой-либо критерий в отдельности;

. В пределах Адмиралтейского мегавала устанавливается различная катагенетическая преобразованность пород, находящихся на одном гипсометрическом уровне.

Фактический материал. Материалы, положенные в основу работы, были изучены и отобраны автором в кернохранилище ФГУП Арктикморнефтегазразведка в г. Мурманск в составе группы сотрудников ФГУП ВНИИОкеангеология. Автором производилось петрографическое изучение пород в шлифах (90 шлифов), определение минерального состава глинистых пород методом рентгенофазового анализа (13 образцов); выполнение анализа органического вещества пиролитическим методом в Лаборатории геологии и геохимии нефти и газа ФГУП ВНИИгеосистем в г. Москва (метод Rock-Eval, 27 образцов). Кроме того, в работе были использованы аналитические материалы ФГУП ВНИИОкеангеология:

·        результаты измерения показателя преломления и отражательной способности витринита (17 образцов);

·        данные рентгенофазового анализа (30 образцов);

·        результаты определения физических свойств пород (общая пористость - 76 образцов, плотность - 48 образцов, проницаемость - 24 образца);

·        битуминологическая характеристика органического вещества (10 образцов);

Структура работы. Работа состоит из введения, 6 глав, заключения и списка литературы из 30 наименований. Общий объем диссертации 96 страниц.

Автор благодарен О.А.Зуйковой, Е.Б. Суворовой, Э.Н. Преображенской, М.А. Тугаровой за предоставление аналитических материалов; Н.В. Лопатину за помощь в проведении пиролитического метода во ВНИИгеосистем (г. Москва); Н.К. Евдокимовой за ценные советы. Автор глубоко признателен М.В. Платонову, под руководством которого была написана эта работа.

Глава 1. Тектоническое районирование Баренцевской шельфовой плиты

Баренцево море занимает большую юго-западную часть Баренцево-Карской окраинно-материковой плиты, которая вместе с другими плитами слагает самую крупную в мире материковую окраину Северного Ледовитого океана.

В общей системе геологических структур Баренцево-Карская окраинно-материковая плита наряду с Лаптевской, Восточно-Сибирско-Чукотской, Бофортской и Канадско-Гренландской плитами (все вместе составляющие шельф Северного Ледовитого океана и обособленные друг от друга по составу фундамента и особенностям строения осадочного чехла) представляет собой зону перехода от континента к океану.

В геологической литературе не раз отмечалось широкое развитие протяженных сбросов и блоковых подвижек на границе континента и океана в области развития пассивных окраин. Ступенчатые сбросы отделяют наиболее погруженную часть Баренцевского шельфа - Южно-Баренцевскую впадину - от ее приподнятой южной окраины (Тимано-Печорской синеклизы). Крупные сбросы отделяют Пай-Хойско-Новоземельский прогиб Баренцево-Карской окраинно-материковой плиты от Новоземельского орогена. От глубоководной Евразийской океанической впадины Северного Ледовитого океана Баренцевская плита отделена глубинными разломами и островными блоковыми поднятиями, образующимися архипелагами Шпицберген, Земля Франца-Иосифа и Северная Земля.

Итак, Баренцево-Карская окраинно-материковая плита относится к типу осадочных бассейнов, осадочный покров которых залегает на претерпевшем деструкцию платформенном основании. От континента этот тип бассейнов отделен системой ступенчатых сбросов, от океанов - окраинными островными поднятиями. Набор осадочных формаций весьма широк. Устанавливаются карбонатные, карбонатно-терригенные, терригенные, терригенно-вулканогенные формации. Кайнозойское осадконакопление проявлено слабо, и молодые неоген-четвертичные желоба не компенсированы осадконакоплением.

Наряду с особенностями геологического строения, свойственными всем окраинно-материковым плитами Северного Ледовитого океана, Баренцево-Карская плита имеет ряд признаков, свидетельствующих о значительном влиянии на формирование ее структуры процессов рифтогенеза и спрединга, проявившихся при раскрытии северной части Атлантического океана. В результате этих процессов произошло отделение Гренландии от Западной Европы и образование глубоководного бассейна Северной Атлантики. Западная окраина Баренцево-Карской плиты подверглась деструкции. На ее периферии возникли грабенообразные структуры, выполненные молодым комплексом осадков, заметное развитие получили процессы динамометаморфизма и молодого вулканизма (Западный Шпицберген) (Баренцевская шельфовая…, 1988).

 

.1 Тектоническое районирование фундамента Баренцевской шельфовой плиты

Глубинное строение Баренцевского шельфа обладает высокой степенью гетерогенности. Существующие тектонические схемы Баренцевоморского шельфа базировались на основной предпосылке - допущении возможности продолжения на шельфе структур прилегающей суши и однотипности тектонического строения акватории и ее материкового и островного обрамления.

Новые геолого-геофизические данные потребовали пересмотра как собственно районирования шельфа, так и основных общих положений, на которых оно базировалось. В первую очередь это относится к признанию специфики глубинного строения шельфовых седиментационных бассейнов и невозможности прослеживания в их фундаменте складчатых структур обрамления. Эти структуры могут быть прослежены лишь на периферии Баренцевской шельфовой плиты. Рассматриваемую акваторию по типу строения фундамента можно разделить на следующие зоны (рис.1):

·        прибрежная полоса Кольского полуострова с древним архейско-протерозойским фундаментом, представленным кристаллическими породами различного состава. Вместе с полосой развития менее дислоцированных рифейских образований, залегающих на этом фундаменте, зона прослеживания архейско-протерозойских структур выделяется в северный склон Балтийской антеклизы;

·        прилегающая к ней с востока полоса байкальских сооружений, представленных дислоцированным комплексом рифейских терригенных образований Тимано-Канинской складчатой области;

·        акватория Печорского моря и крайняя юго-восточная часть Баренцева моря с фундаментом предположительно байкальского возраста, испытавшим воздействие наложенных процессов активизации в каледонское время, отнесенные к Печорской складчатой системе;

·        восточная часть шельфа, прилегающая к Новой Земле, со складчатым фундаментом различного возраста, активизированным в раннекиммерийском этапе тектогенеза;

·        северо-западная часть шельфа, прилегающая к архипелагу Шпицберген, с гетерогенным фундаментом, в котором различаются блоки древней, вероятно, карельской стабилизации на юго-западе и северо-востоке Шпицбергенского шельфа, и заключенная между ними широкая полоса байкальских складчатых структур, частично активизированных позднейшими, в том числе и каледонскими движениями;

·        северная часть шельфа, прилегающая к архипелагу Земля Франца-Иосифа и включающая в себя поднятие Персея с фундаментом неясного, вероятно, карельского возраста, однотипного структурам основания востока Шпицбергена и севера Новой Земли (Баренцевская шельфовая…, 1988).

Таким образом, развитые на периферии Баренцевской плиты комплексы основания двух главных типов - карельские и байкальские - располагаются с определенной закономерностью: карельские преобладают на противоположных - юго-западном и северо-восточном - окраинах, а байкальские образуют широкую полосу, заключенную между этими древними блоками и имеющую генеральное северо-западное простирание.

В отличие от своих периферических зон центральна часть Баренцевской плиты характеризуется принципиально другим строением комплексов основания, представленных в основном породами не гранитно-метаморфического, а нижележащего, базальтового, слоя. Эта часть плиты выделяется в качестве Баренцево-Северокарского мегапрогиба с молодым, позднепалеозойским возрастом базитовых комплексов основания. Особое положение в пределах этого мегапрогиба занимает Центральнобаренцевский массив, глубинное строение которого почти аналогично фундаменту Печорской плиты.

Такова в основных чертах принципиальная схема тектонического районирования фундамента Баренцевского шельфового седиментационного бассейна (Баренцевская шельфовая…, 1988).

Рис.1. Схема тектонического районирования фундамента Баренцевской плиты. (Баренцевская шельфовая…, 1988)

-3 - геосинклинально-складчатые комплексы: 1 - карельские, 2 - байкальские, 3 - каледонские;

-7 - зоны активизации: 4 - байкальской, 5 - каледонской, 6 - киммерийской, 7 - альпийской;

-12 - зоны глубокой переработки фундамента в рифтогенных прогибах: 8 - девонские,

- пермские, 10 - триасовые, 11 - кайнозойские, 12 - неясного возраста;

- регмагенные границы тектонических структур.

1.2 Структурное ярусное строение осадочного чехла Баренцевской шельфовой плиты

Структура недислоцированных покровных комплексов Баренцевской плиты неоднородна. Различают в разрезе два основных структурных яруса: верхний, или плитный, ярус юрско-мелового возраста и нижний, доплитный, объединяющий все более древние образования.

 

.2.1 Доплитный структурный ярус

Включает в себя четыре структурных подъяруса - вендско-кембрийский, ордовикско-нижнедевонский, девонский и верхнедевонско-триасовый.

Вендско-кембрийский известен в единичных пунктах на периферии плиты: на острове Медвежий, архипелагах Шпицберген и Земля Франца-Иосифа и на Печорской низменности. Эти разрозненные выходы не позволяют составить целостного впечатления о строении комплекса. Можно отметить, что наиболее изученные из них в формационном отношении соответствуют образованиям перикратонных прогибов или катаплатформенных чехлов эпибайкальских платформ, несогласно перекрывающих породы складчатого фундамента.

Второй, ордовикско-нижнедевонский структурный подъярус также распространен ограниченно: он установлен только в отдельных районах архипелага Шпицберген и на Печорской низменности. Условия залегания комплекса заметно более спокойные. Породы этого комплекса уже прослеживаются на сейсмических материалах, что позволяет ориентировочно наметить основные районы их распространения, ограниченные Печорским, Шпицбергенским и Приновоземельским районами шельфа. В формационном отношении породы этого комплекса относятся к катаплатформенным и перикратонным образованиям и лишь в некоторых случаях они могут рассматриваться как типично кратонные отложения.

Третий структурный подъярус - девонский - распространен еще более локально, чем второй, и, как правило, лимитирован границами грабеновых структур на Шпицбергенском и Печорском шельфах. По геофизическим данным присутствие его предполагается в некоторых районах Центральнобаренцевского шельфа и на северо-востоке плиты, у северной оконечности Новой Земли. В формационном отношении этот подъярус составляют специфические образования эпиплатформенных авлакогенных прогибов, достигающие иногда весьма внушительной мощности.

Четвертый комплекс (верхнедевонско-триасовый) развит на шельфе почти повсеместно, хотя и представлен двумя различными типами формаций. Он состоит из двух различных по вещественному составу толщ: верхнедевонско-нижнепермской карбонатной и пермско-триасовой терригенной (Баренцевская шельфовая…, 1988).

Допермская карбонатная часть этого структурного подъяруса непосредственными наблюдениями охвачена лишь на периферийных зонах плиты, где породы слагают горизонтально залегающую толщу, локально деформированную в узких приразломных зонах. Имея здесь мощность около 2-2,5 км, породы этого комплекса закономерно сокращаются до 1-1,5 км в сторону депрессионных зон плиты. На границе с последними этот комплекс выклинивается, причем большую роль в этом играют серии субпараллельных разломов, окаймляющих и ограничивающих эти депрессионные зоны. Далее, в центральных областях плиты карбонатные породы этого комплекса не прослежены.

Вышележащая терригенная пермско-триасовая толща, венчающая доплитный разрез шельфа, представлена двумя типами формаций. На обширных пространствах Печорского, Шпицбергенского, Приновоземельского и Центральнобаренцевского районов она представлена типично платформенными, маломощными образованиями. Этот комплекс в депрессионных рифтогенных прогибах и впадинах возрастает по мощности до 8-10 км.

Преобладающая часть этой толщи соответствует пермской системе (около 5-7 км). Залегание этой толщи весьма своеобразно. Не обнаруживая в большинстве случаев следов позднейших тектонических деформаций, породы этой толщи осложнены конседиментационными структурами. Обычно в рассматриваемой части разреза нет резких границ раздела и на сейсмических профилях она проявляет себя в виде характерной «немой» толщи. Только в южной части шельфа рассматриваемый комплекс характеризуется ясно выраженными телами бокового наращивания, наклоненными на северо-запад, в сторону депрессионной зоны Южно-Баренцевской впадины. Между полосой распространения клиноформ и областью развития «немого» разреза располагается неширокая зона, для которой характерно волнисто-слоистое или хаотическое расположение слоев. Судя по характеру клиноформ, глубина бассейна составляет на Южно-Баренцевском шельфе не менее 3-4 км. Местоположение верхней бровки континентального палеосклона совмещается с глубинным разломом, следующим от м. Святой Нос до острова Междушарский, и с юго-восточной границей Баренцево-Северокарского мегапрогиба (Баренцевская шельфовая…, 1988).

В целом же для подошвы и кровли пермской толщи характерно спокойное залегание с углами наклона не более 1-2°, и только в отдельных районах шельфа пермские отложения деформированы более существенно. В Нордкапском прогибе пермские отложения деформированы в результате проявления относительно молодого галокинеза. Эти деформации носят локальный характер и наблюдаются лишь в непосредственной близости от солянокупольных структур. На востоке шельфа, в пределах Адмиралтейского поднятия деформации пород (с углами падения 4-6°) обусловлены отголосками раннекиммерийских складчатых движений, проявившихся наиболее полно на Новой Земле.

Общий структурный план триасовой толщи наследует основные черты рассмотренного выше структурного плана пермских отложений. Подошва триаса обычно проводится по выделенному сейсмическому горизонту А, на котором детальными наблюдениями выявляются следы слабо выраженного несогласия. В наиболее погруженных зонах плиты признаков несогласного залегания в основании триасовых отложений не наблюдается. На Шпицбергенском шельфе в подошве триасовых отложений фиксируется лишь слабо выраженное несогласие типа подошвенного налегания. На Новой Земле несогласие в этой части разреза вообще отсутствует. На севере региона роль этого несогласия возрастает, и на Земле Франца-Иосифа, где пермские отложения не установлены в разрезе, большая роль предтриасового размыва очевидна.

В рельефе горизонта А хорошо выражены все основные тектонические элементы плиты: Южно- и Северо-Баренцевская впадины, образующие практически единую структуру, прогибы Нансена, Медвежинский и Нордкапский, отделенные от Баренцевских впадин отчетливо выраженными седловинами.

Общей чертой всех перечисленных структур является хорошо выдержанная корытообразная форма. Плоское дно впадин, в пределах которых породы сохраняют горизонтальное залегание на протяжении до 100-150 км, довольно резко переходит в борта, где падение пород также характеризуется монотонностью. Наклон горизонта А изменяется на бортах в диапазоне 0,5-1,0°, и только на склоне Адмиралтейского вала и противолежащем ему крыле вала Пинегина, а также вдоль западной границы Новоземельской гряды он увеличивается до 3-5°.

Кровля триасовой толщи, так же как и ее подошва, характеризуется пологим залеганием. В центральных районах мегапрогиба рельеф горизонта Б повторяет структуру подошвы триаса и интерпретируется на сейсмических разрезах как поверхность согласного залегания. На бортах Баренцево-Северокарского мегапрогиба с этим горизонтом чаще всего ассоциируются признаки эрозионного среза, с приближением к границам мегапрогиба все более очевидные.

Обладая строгой выдержанностью, наклон пород, слагающих кровлю триаса, составляет обычно всего 20-30', и только восточные борта Южно- и Северо-Баренцевской впадин имеют наклон, достигающий 1°.

Совпадение общего структурного плана подошвы и кровли триасового комплекса в центральной части плиты вместе с упоминавшейся выше особенностью - постоянством наклона пород, как в подошве, так и в кровле триаса на всех бортах мегапрогиба - позволяет сделать ряд выводов.

Прежде всего это свидетельствует о том, что тектоническая обстановка во время накопления триасовой толщи была спокойной. Повышенный наклон пород на его восточном борту связан с общим поднятием Новоземельской гряды. На остальной площади мегапрогиба наложенные послетриасовые деформации носили локальный характер. Следовательно, рельеф горизонтов А и Б отражает слабо нарушенную позднейшими движениями морфоструктуру седиментационного бассейна, т.е. его палеорельеф. При этом борта мегапрогиба играли роль континентальных склонов, проградационно смещавшихся по направлению к депоцентру Баренцево-Северокарского мегапрогиба (Баренцевская шельфовая…, 1988).

тектонический катагенез баренцевоморской мегавал

1.2.2 Плитный (юрско-меловой) структурный ярус

Баренцевская шельфовая плита, сложенная разновозрастными комплексами и имеющая гетерогенное глубинное строение, выступает как единая, целостная структура лишь по верхним горизонтам осадочного чехла. Юрско-меловой осадочный комплекс, как и на Западно-Сибирской плите, перекрывает все основные структурные элементы Баренцевского шельфа. Как и другим геоструктурам такого рода, Баренцевской шельфовой плите присуще отчетливое морфологическое выражение в виде обособленной изометричной депрессии, соответствующей географическому понятию Баренцева моря.

В единой структуре шельфовой плиты выделяются три основные депрессионные зоны, традиционно именуемые впадинами, а по рангу соответствующие синеклизам - Южно-, Северо- и Западно-Баренцевской (рис. 2). В центральной части шельфа они разделяются крупным Центральнобаренцевским поднятием, которое по своему тектоническому положению соответствует антеклизе. С северо-востока и юго-востока к главным депрессионным зонам плиты примыкают вытянутые полузамкнутые прогибы. Южный из них в геологическом обиходе чаще всего называется Печорской синеклизой, а для северного привычным стало название прогиба Нансена. Краевые зоны плиты, обрамляющие упомянутые депрессионные зоны, относятся к типу моноклиз и включают в себя достаточно разнородные структурные элементы - Кольско-Канинскую моноклизу (склон), Вильчековскую моноклизу, Свальбардскую моноклизу наиболее сложную по строению, и самую узкую и крутую Северо-Новоземельскую моноклизу.

В отдельных районах относительно простая структура бортов плиты нарушена выступами ее складчатого фундамента, имеющими вид сводовых поднятий (Персея, Земли Франца-Иосифа) или погружающихся гряд (Тимано-Канинская гряда). Кроме того, выделяются прогибы, тяготеющие к периферии плиты и раскрывающиеся в сторону периокеанических депрессий - прогибы Святой Анны, Франца-Виктория, Книповича, Зюйдкапский и Медвежинский.

В составе Западно-Баренцевской синеклизы (впадины) различают прогибы: Нордкапский, Медвежинский и Хаммерфест, разделенные поднятиями (валами) Лоппа и Эльдхольма. Северо-западная окраина Баренцевской шельфовой плиты обособляется в качестве Шпицбергенской антеклизы, склон которой осложнен цепочкой прогибов - Восточно-Эджинским, Ольги, Книповича, и полосой положительных структур - Медвежинско-Надеждинским валом, поднятием Персея, валом Пинегина и сводовым поднятием Земли Франца-Иосифа.

Специфическими элементами структурного плана являются седловины - Западно-Кольская, Лудловская и Малыгинская, разделяющие основные впадины (синеклизы) Баренцевской шельфовой плиты.

Перечисленные структуры рассматриваемого шельфа объединяются в четыре основные области. Периферические части принадлежат древним платформенным блокам: на северо-западе - Шпицбергенскому, на юго-востоке - Печорскому, а на северо-востоке - Северо-Карскому (Ушаковскому). Центральную его часть занимает Баренцево-Северокарский региональный рифтогенный мегапрогиб, отраженный в структуре юрско-мелового чехла системой впадин - Южно-, Северо-, Западно- и Восточно-Баренцевской (Баренцевская шельфовая…, 1988; Гаврилов, Федоровский и др., 1993).

Рис.2. Схема тектонического районирования восточной части Баренцево-Северокарского региона (Федоровский, 2006).

 

.2.3 Периферийные зоны Баренцевской плиты

Перечисленные депрессионные области Баренцевской плиты соседствуют с обширными блоками, стабильный платформенный режим на которых установился значительно раньше - в начале палеозоя или даже в конце позднего докембрия, а плитные комплексы имеют вследствие этого значительно более широкий стратиграфический диапазон.

По общим чертам геологической структуры эти относительно приподнятые блоки разделяются на четыре группы: первую составляют структуры Печорской синеклизы и прилегающей к ней Тиманской гряды, вторую - структуры Шпицбергенского шельфа и окрестностей Земли Франца-Иосифа, третью - приновоземельские структуры, а последнюю - наименее изученные образования крайнего севера восточного обрамления плиты, прилегающие к Северо-Карской синеклизе (Баренцевская шельфовая…, 1988).

Здесь мы остановимся только на рассмотрении Предновоземельской краевой зоны поднятий, так как объектом изучения в настоящей работе является Адмиралтейский мегавал, который является структурным элементом данной зоны.

Предновоземельская структурная область как тектонический элемент выделяется в составе региональной Новоземельской складчатой системы. Область протянулась вдоль арх. Новая Земля не менее чем на 1000 км и является по своему положению зоной сочленения Новоземельского складчатого пояса с Баренцевским мегапрогибом. От Новоземельского орогена структурная область отделена крупными взбросами и взбросо-надвигами, амплитуда которых достигает более 1,5 км, а от Баренцевского мегапрогиба - сбросами (Арктические и дальневосточные моря, 2004).

Итак, восточная периферическая зона Баренцевской плиты, на сочленении ее с Новоземельской грядой, осложнена системой разновеликих поднятий, объединяемых в Предновоземельскую зону (область). Она состоит из Адмиралтейского поднятия, поднятий Обручева и мыса Желания, а на восточном продолжении включает в себя также Северо-Новоземельскую структурную ступень, отделяющую прогиб Нансена от Северо-Сибирского порога.

Адмиралтейский вал представляет собой протяженное, вытянутое в северо-восточном направлении поднятие, осложненное в сводовой части кулисообразной системой крупных брахиантиклиналей, ориентированных на север-северо-восток. Вал Адмиралтейства занимает особое положение в пределах Предновоземельской области. Сводовую часть вала осложняют крупные (более 1000 кв.км площади) высокоамплитудные (более 500 м) поднятия: Крестовое, Пахтусовское и Адмиралтейское.

Мощность терригенного комплекса осадочного чехла, как и на Центрально-Баренцевском поднятии, не превышает на своде 3-3,5 км, а для нижележащих, вероятно, карбонатных, оценивается в 1,5-2,5 км. Наиболее древними отложениями, прослеженные сейсмическими работами являются триасовые. Они деформированы в складки, интенсивность которых возрастает в восточном направлении. Горизонтальные размеры складок составляют 5-10 км, углы падения на крыльях увеличиваются в восточном направлении от 5 до 8-10° и более.

Юрские и меловые породы, распространенные на северо-западном крыле поднятия, несогласно перекрывают триасовую толщу. Маломощная пачка юрских отложений с видимым угловым несогласием залегает на поверхности триаса, моноклинально погружаясь в северо-западном направлении под углом 1-2°.

Меловые образования залегают на юрской пачке с весьма незначительным угловым несогласием, моноклинально погружаясь в северо-западном направлении под углом 1-2°. В северо-западной части Адмиралтейского вала юрские породы выклиниваются, и меловые отложения с явным угловым несогласием перекрывают толщу триасового возраста. В отличие от сопредельных прогибов разрез вала, видимо, лишен магматических образований, вследствие чего над ним фиксируется заметное понижение магнитного поля. Амплитуда вала составляет в южной части не менее 2-3 км, а к северо-востоку вал погружается с одновременным уменьшением амплитуды. Протяженность его 300 км, ширина 60 км.

Шмидтовская область поднятий, расположенная к востоку от Адмиралтейского вала и прилегающая к северной оконечности Новой Земли, включает в себя поднятия Обручева, Панкратьева, мыса Желания и разделяющие их прогибы. Эта область поднятий сочленяется с Новоземельской грядой по серии разломов, иногда взбросового характера, связанных с раннекиммерийской складчатостью на Новой Земле. Мощность осадочного чехла в рассматриваемой области составляет 3,0-7,0 км и резко сокращается в направлении архипелага Новая Земля.

Отдельные поднятия Шмидтовской области - Обручева, мыса Желания и Панкратьева - представляют собой горстообразные выступы фундамента с максимальными амплитудами до 2,5 км. Восточным продолжением Шмидтовской области поднятий служит Северо-Новоземельская ступень, от которой она отделяется системой крупных разломов.

Северо-Новоземельская ступень является областью поднятий складчатого фундамента, который выходит на дно моря в пределах северной оконечности архипелага Новая Земля и по системе ступенчатых сбросов погружается в северном направлении (Баренцевская шельфовая…, 1988).

Глава 2. Литолого-стратиграфическая характеристика отложений Адмиралтейского мегавала по данным скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1

 

.1 Литолого-стратиграфическая характеристика фундамента и осадочного чехла Баренцевоморского региона

В Баренцевом море отложения фундамента изучены по периферии, где они обнажаются на территории Северной Скандинавии, на Кольском полуострове, архипелагах Шпицберген и Новая Земля; также они вскрыты скважинами в Печорской низменности и на архипелаге Земля Франца-Иосифа.

Строение фундамента северной части Баренцева моря наиболее полно представлено на архипелаге Шпицберген. Здесь распространены архей - нижнепротерозойский и верхнепротерозойский комплексы кристаллического основания и главный геосинклинальный комплекс, поэтапно сформировавшийся в течение позднего докембрия - раннего палеозоя и слагающий каледонский складчатый фундамент.

Архей - нижнепротерозойские отложения состоят из гранат-биотитовых и сильноглинистых гнейсов и плагиогнейсов. Мощность этих двух комплексов не менее 5 км.

Верхнепротерозойский комплекс включает: верхнедокембрийские - нижнерифейские образования, сложенные, в основном, слюдяными и гранат-слюдяными сланцами (1,5 - 5 км); нижнепротерозойские осадочно-вулканогенные образования, содержащие эффузивы кислого и среднего состава и песчано-сланцевые отложения (до 5 км); средне - верхнерифейские терригенно-карбонатные толщи, состоящие из кварцевых песчаников, алеврито-глинистых и глинисто-карбонатных пород, известняков, доломитов (до 6 км); вендские отложения - преимущественно мелкозернистые, терригенного состава, с тиллитовыми горизонтами (500 - 700 м).

К югу от Шпицбергена рифейские и вендские отложения представлены платформенными фациями. Верхнерифейские отложения (более 500 м) сложены доломитами. Вендские (?) отложения (115-125 м) залегают с размывом на верхнерифейских доломитах, представлены терригенными породами: аргиллитами и кварцевыми песчаниками и алевролитами.

В пределах Печорской синеклизы верхневендские - нижнекембрийские отложения представлены лаптопайской молассовидной вулканогенно-осадочной толщей мощностью 1,5 - 2,5 км.

На восточной периферии Баренцевского шельфа (архипелаг Новая Земля) докембрийские образования имеют в основном терригенный состав. Представлены они переслаиванием песчаников, алевролитов и сланцев с линзами гравелитов и конгломератов. По комплексу микрофоссилий выделены отложения рифея и венда. Мощность превышает 2 км (Арктические и дальневосточные моря, 2004).

В пределах Баренцево-Северокарского седиментационного бассейна мощность осадочного чехла достигает 18-20 км и, возможно, более. Однако, как уже упоминалось, для непосредственного изучения отложения чехла доступны преимущественно по периферии бассейна на арктических островах и побережье и в немногочисленных морских поисково-разведочных скважинах. Очень неравномерна и плотность сейсмических наблюдений. Поэтому для большей части Баренцевской шельфовой плиты осадочный чехол может быть расчленен лишь достаточно грубо на три крупных литолого-стратиграфических комплекса: нижнепалеозойский - нижнепермский терригенно-карбонатный, верхнепермско-триасовый терригенный и терригенный юрско-меловой.

Нижнепалеозойский-нижнепермский терригенно-карбонатный комплекс. По сейсмическим данным, комплекс распространен на всей площади Баренцева моря при мощности от 1-2 до 5, а иногда достигающей 10-12 км. Глубина залегания кровли комплекса также меняется в очень широких пределах - от нескольких сот метров до 10-13 км.

Подошвой комплекса служит подошва осадочного чехла, выделяемая на сейсмических разрезах как акустический фундамент. Кровлей комплекса является поверхность несогласия, которая была сформирована около 260 млн лет назад и выражена отражающим горизонтом (ОГ) Ia. Нижнюю венд(?)-раннепалеозойскую часть комплекса по сейсмическим данным обычно расчленить не удается. Лишь в структурно приподнятых областях шельфа в ней удается выделить несколько локальных ОГ, а в наиболее изученных из них произвести литолого-стратиграфическое расчленение этой части разреза. В частности, на субаквальном продолжении Тимано-Печорской провинции в южной части Баренцевоморского шельфа (Печорское море) достаточно надежно выделяются (снизу вверх):

·        ордовикские существенно терригенные образования с карбонатной толщей в верхней части. В основании карбонатной толщи - поверхность несогласия;

·        силурийские карбонатно-терригенные отложения;

·        нижне-среднедевонские преимущественно терригенные отложения.

Для этой части разреза характерна сильная изменчивость мощности и распространения. Нижнедевонские сульфатно-терригенно-карбонатные образования тяготеют преимущественно к грабен-рифтам, где их мощность достигает 1-2 км. К кровле нижнего девона приурочен ОГ, которому соответствует региональный перерыв. Среднедевонские отложения представлены песчаниками и алевролитами с пластами пепловых туфов в верхней части. В кровле среднедевонских отложений устанавливается эрозионное несогласие, отражающее длительный период тектонической перестройки;

·        верхнедевонская карбонатная толща (верхний фран - фамен);

·        каменноугольная карбонатно-эвапоритовая толща;

·        пермская карбонатная толща, развитая повсеместно в южной части Баренцевоморского шельфа.

Судя по сейсмическим данным, возраст ОГ Ia в кровле пермских карбонатов меняется от раннепермского на субаквальном продолжении Тимано-Печорской провинции до позднепермского в пределах Кольско-Канинской моноклинали и в более западных районах Баренцевоморского шельфа. В норвежском секторе позднепермский возраст горизонта подтвержден результатами бурения на так называемой платформе Финнмарк.

В отличие от Тимано-Печорской плиты и других крупных положительных структур шельфа, в глубокопогруженных депрессиях шельфа - Южно- и Северо-Баренцевских впадинах - возможности расчленения осадочного чехла, по сейсмическим данным, резко снижаются (Арктические и дальневосточные моря, 2004).

Верхнепермско-триасовый терригенный комплекс. Верхнепермско-триасовый рифтогенный комплекс отложений является основным, заполняющим прогибы Баренцевоморского региона. В волновом поле в комплексе выделяются следующие отражающие горизонты: I(A) - кровля верхней перми, А1 - кровля нижнего триаса, А2 - кровля среднего триаса, Б - кровля верхнего триаса. Максимальная мощность комплекса в Баренцевоморском мегапрогибе 10-12 км, на остальной площади мощность составляет 2-6 км. Отложения комплекса изучены в обнажениях на островах Медвежий, Западный Шпицберген, Эдж, арх. Земля Франца-Иосифа и непосредственно на акватории Баренцева моря на структурах Северо-Мурманская, Мурманская, Куренцовская, Северо-Кильдинская, Арктическая, Лудловская, Адмиралтейская, Крестовая (Арктические и дальневосточные моря, 2004).

Верхнепермские отложения представляют собой регрессивную часть крупного верхнепалеозойского цикла, сложенную в низах морскими, преимущественно глинистыми, известковистыми и кремнистыми породами, а в верхах - прибрежно-морскими и паралически-угленосными толщами глинисто-алеврито-песчаного состава. В верхах местами присутствует туфогенный материал основного состава. На арх. Земля Франца-Иосифа пермские отложения вообще отсутствуют.

На о. Колгуев верхнепермские отложения (410-750 м) - это в основном терригенные породы с редкими прослоями известняков и глинисто-кремнистых пород. Вверх по разрезу растет содержание песчаных пород.

На западе и северо-западе региона верхнепермские отложения представлены неполно. Нередко они полностью или частично уничтожены предтриасовым размывом.

В Южно-Баренцевской впадине в конце ранней перми закончился период недокомпенсированной седиментации, после чего началось накопление мощной глинисто-алевритовой толщи благодаря интенсивному и возраставшему со временем поступлению обломочного материала с юга и юго-востока.

Триасовые отложения являются наиболее мощной составляющей осадочного чехла Баренцевоморского региона. В наиболее погруженных участках (во впадинах) мощность их по сейсмическим данным достигает 7,5 км. В обнажениях триасовые образования изучены на островах Медвежий, Западный Шпицберген, Эдж и арх. Новая Земля. Параметрическими и поисковыми скважинами триасовые отложения вскрыты на о. Колгуев, арх. Земля Франца-Иосифа и в акватории Баренцева моря. В Южно-Баренцевской впадине триасовые отложения вскрыты на структурах Мурманской, Северо-Мурманской, Лудловской, Куренцовской; на валу Адмиралтейства - на структурах Адмиралтейской и Крестовой; на Западно-Кольской седловине - на Северо-Кильдинской структуре. Разрез триасовых отложений представлен терригенной толщей с прослоями и конкреционными образованиями карбонатов. В низах локально присутствуют туфогенные породы, а в Баренцевском мегапрогибе - тела базальтов. По условиям осадкообразования различаются отложения северной части шельфа, представленные в основном морскими фациями, и южной - с широко распространенными лагунными и континентальными осадками.

На сейсмических профилях подошвой комплекса является уже упоминавшийся выше ОГ Ia (P1), а в кровле располагается опорный ОГ Б (Т3) (также рассматриваемый выше), соответствующий региональному несогласию на контакте триаса и юры. Это несогласие сформировано в ходе развития предрэтского размыва, вызванного глобальным понижением уровня моря, минимум которого приходится на 215 млн лет.

Мощность сейсмокомплекса варьирует от 1-2 км на поднятиях до 10-13 км в депрессиях (Арктические и дальневосточные моря, 2004).

Юрско-меловой терригенный комплекс. В составе комплекса выделяются две части: 1) большая нижняя, юрско-неокомская, к которой приурочены открытые на Штокмановско-Лунинском пороге газоконденсатные уникальное Штокмановское и крупное Ледовое и крупное газовое Лудловское месторождения; 2) верхняя часть, включающая в себя апт-альбские и верхнемеловые отложения.

Юрско-меловые отложения. Мощность юрско-неокомской толщи на Штокмановско-Лунинском пороге составляет около 1000 м, в Южно-Баренцевской впадине - 1500 м.

Нижнеюрские отложения, несогласно перекрывающие верхнетриасовые, представляют собой мощную толщу с редкими и маломощными прослоями аргиллитов, алевролитов, конгломератов. Иногда отмечается слабая угленосность. Среднеюрская толща по составу отложений делится на две части. Нижняя аален-батская представлена неравномерным чередованием песчаников, алевролитов и глинистых пород и содержит продуктивные пласты Ю1, Ю2, Ю3. Верхняя часть - келловейская - сложена глинами с отдельными, иногда довольно мощными прослоями песчаников и алевролитов и содержит продуктивный пласт Ю0. Среднеюрская толща в большей восточной части российского сектора Баренцева моря повсеместно перекрывается характерными образованиями верхней юры, в составе которых преобладают черные глины - породы типа баженовитов.

Неокомская часть (берриас, валанжин, готерив, барем) юрско-неокомского комплекса существенно глинистая. Для этих отложений характерна клиноформная модель залегания, обусловившая резкие колебания мощности, выпадение из разреза нижних горизонтов на отдельных локальных поднятиях (скважины Ферсмановская, Лудловская). Мощность неокомских отложений достигает 500 м.

Апт-альбские и верхнемеловые отложения. Апт-альбские отложения представляют собой неравномерное чередование песчаников, алевролитов и глин. Песчаники преобладают в аптской части разреза, которая характеризуется также слабой угленосностью. На середину апта приходится максимум регрессии моря. Мощность апт-альбских отложений на Штокмановско-Лунинском пороге около 1000 м, а на Ферсмановской площади сокращается до 600 м.

Верхнемеловые отложения во всем Баренцевоморском регионе значительно эродированы. На Штокмановско-Лунинском пороге они представлены маломощной (менее 100 м) толщей песчаников, алевролитов и глин сеноманского возраста.

Кайнозойские образования. Кайнозойские образования в виде маломощного чехла залегают с угловым и стратиграфическим несогласием на различных горизонтах более древних отложений (Арктические и дальневосточные моря, 2004).

.2 Литолого-стратиграфическая характеристика отложений Адмиралтейского мегавала

Изложенное выше дает нам общее представление о литолого-стратиграфической характеристике Баренцевоморского региона. Здесь дадим литолого-стратиграфическую характеристику отложений Адмиралтейского мегавала по данным двух скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1; при этом приведем сейсмогеологический разрез (приложение 1), который проходит в виде прямой линии северо-западного направления от о. Эдж (арх. Шпицберген) до восточного побережья Новой Земли (район мыса Крашенинникова), пересекая Малыгинскую седловину, Лунинскую седловину Восточно-Баренцевского мегапрогиба и Предновоземельскую структурную область (Адмиралтейское поднятие и прогиб Седова) (рис 3). На данный разрез (приложение 1) схематично вынесена скв. Адмиралтейская-1. В данной работе представлена часть разреза, проходящая только через российскую часть и спорную «серую зону». Отталкиваясь от описания сейсмогеологического разреза и разреза скважины Крестовая-1, и дадим характеристику отложениям Адмиралтейского вала.

В палеозойской части разреза в пределах Восточно- Баренцевского мегапрогиба выделена толща верхнего девона-нижнего карбона, карбона, нижней перми и верхней перми, а на Адмиралтейском поднятии и в прогибе Седова - нерасчленённая толща нижнего-среднего палеозоя; среднего карбона-нижней перми и верхней перми. На линии профиля расположены скважина Лунинская-1, вскрывшая отложения от верхов средней юры по нижний мел, находящаяся несколько севернее профиля, и Адмиралтейская скважина с забоем в нижнепермской толще. Мезозойская часть разреза не претерпевает изменений на протяжении всего профиля, лишь при выходе к поднятой структуре Адмиралтейского вала происходит выклинивание верхней части разреза - от среднего триаса до кайнозоя.

Девонская система, верхний отдел - Каменноугольная система, нижний отдел

Толща верхнедевонских-нижнекаменноугольных отложений распространена на востоке шельфа за пределами Северо-Баренцевской впадины.

Верхнедевонские отложения залегают трансгрессивно, на нижне-среднедевонских. Нижнекаменноугольные отложения, наиболее широко распространённые в Баренцевоморском регионе, имеют пестрый литолого-фациальный состав. Максимальная мощность подкомплекса (500 м) отмечается в прогибе Седова вблизи Новой Земли. Сокращение мощности до 200 м наблюдается в своде Адмиралтейского поднятия. В Предновоземельской структурной области разрез подкомплекса, вероятнее всего, как и на Новой Земле, начинается с верхнефранских отложений и включает нижнекаменноугольные образования. В разрезе резко преобладают карбонатные породы, отлагавшиеся в мелководно-морских условиях: разнообразные известняки (органогенные, органогенно-обломочные, глинистые, зернистые, микритовые, доломитизированные, окремнённые) с прослоями доломитов, биокалькаренитов, силицитов.

Рис.3. Линия сейсмогеологического разреза (Вискунова, 2006) .

Каменноугольная система

Толща нерасчленённых каменноугольных отложений выполняет ложе Восточно-Баренцевской мегадепрессии на глубине 12-13 км, её западный борт до полного выклинивания в средней части Малыгинской седловины и нижнюю часть восточного борта до середины Адмиралтейского поднятия.

В западной части мегапрогиба и у подножия склона Адмиралтейского поднятия ожидаются глинисто-карбонатные и кремнисто-карбонатные породы. У подножия склона на профиле отмечается небольшой раздув мощности, вероятно, за счет присутствия в разрезе пачек пород оползневого характера.

Каменноугольная система, средний отдел - Пермская система, нижний отдел

Расчленение каменноугольно - пермской части разреза, вскрытого скв. Адмиралтейская-1 условно и носит дискуссионный характер. В настоящей работе приводится выделение стратиграфических подразделений согласно данным ВНИИОкеангеологии (приложение 2). Верхняя часть каменноугольного-нижнепермского подкомплекса вскрыта на Адмиралтейском поднятии. В скважине эта толща устанавливается в диапазоне 3606-3755 м (забой). К нижней части каменноугольно-пермской толщи условно отнесена (карбон - нижняя пермь) условно отнесена пачка карбонатных пород видимой мощностью 60 м, вскрытая в основании разреза скважины (3755-3695 м). Эта пачка сложена немыми иловыми и илово-биокластовыми известняками серого и тёмно-серого цвета, интенсивно окремнёнными, брекчированными и частично перекристаллизованными. В отдельных обломках породы отмечается реликтовая органогенно-обломочная текстура, присутствуют перекристаллизованные остатки створок раковин и криноидей. Окремнение в породах двоякого типа: равномерное, в виде криптозернистых скрытокристаллических агрегатов и желваковое и прожилковое. Кроме того породы разбиты густой сетью трещин, выполненных кальцитом. Присутствуют микростилолитовые швы со скоплениями углеродисто - глинистого материала и аутигенного мелкокристаллического пирита. Возраст этой пачки условно (по аналогии со сходными разрезами из морских и сухопутных скважин на севере Тимано-Печорской провинции) предполагается в пределах ассельского и сакмарского ярусов нижней перми, отложения кунгурского яруса скорее всего также отсутствуют.

Отложения кунгурского яруса (?) возможно присутствуют в наиболее прогнутой части прогиба Седова. На Новой Земле разрез кунгура практически везде выполнен аргиллитами и алевритистыми аргиллитами; мелкозернистые песчаники и известковистые разности терригенных пород играют крайне незначительную роль.

В пределах приновоземельского шельфа на протяжении всего среднекаменноугольного-нижнепермского этапа предполагается существование мелкого шельфа с чисто карбонатным, биогенным осадконакоплением с отдельными органогенными постройками.

Пермская система

Нижний отдел

Распространение нижнепермской толщи ограничено областью Восточно-Баренцевского мегапрогиба с глубиной залегания в депоцентре впадины 11-12 км. За пределами впадины отложения нижней перми объединены со средне-верхнекаменноугольными в единый комплекс. Прямых данных о строении толщи нет. По палеогеографическим построениям предполагается, что здесь располагалась зона морского относительно глубоководного осадконакопления (абиссаль и нижняя часть склона бассейна). Такой тип отложений широко развит в центральной части Новой Земли. В пределах Восточно-Баренцевского мегапрогиба нижнепермская толща, сложена достаточно глубоководными гемипелагическими осадками, сходными с новоземельскими: аргиллитами, глинисто-кремнистыми породами, углеродистыми аргиллитами с подчинённым количеством глинисто-известковых и кремнисто-известковых пород. Мощность в глубокой части прогиба 1000-1500 м и сокращается на бортах впадины до первых сотен метров.

В скв. Адмиралтейская-1 нижняя пермь устанавливается мощностью около 80 м, нижняя ее часть которой слагается отложениями, входящими в состав описываемой выше условно расчленной каменноугольно-нижнепермской толщей (С-P1a-s). Верхняя часть нижнепермских отложений (P1ar-k) мощностью 65 м представлена переслаивающимися аргиллитами и алевролитами.

Верхний отдел

На Адмиралтейском поднятии скважиной Адмиралтейская-1 (приложение 2) в интервале глубин 3630-3606 м вскрыта толща верхней перми. Её разрез представлен однородной монотонной толщей глинистых гемипелагитов: тёмно-серыми массивными или тонкослоистыми аргиллитами с редкими прослоями алевритистых, иногда слабоизвестковистых аргиллитов и кварцевых алевролитов (аналогично отложениям верхней части нижнепермских отложений). Верхний контакт согласный, переход к триасовым отложениям постепенный и незаметный, граница проведена условно.

Адмиралтейский вал в это время был достаточно высокой структурой, куда могли доноситься в виде взвеси только наиболее тонкие фракции, поднимающиеся при сползании и обрушении олистостром и других аллохтонных образований. Это привело к формированию за этот отрезок времени однородной толщи преимущественно пелитовых пород мощностью в 10-15 раз меньше, чем в бассейне и на его склонах. Северная часть Адмиралтейского поднятия (Пахтусовская структура), отделённая Споронаволокским разломом, вероятно, аналогична по составу и строению Североновоземельской структурно-фациальной зоне, где отложения нижней-верхней перми (до казанского яруса включительно) представлены терригенными и известково-терригенными породами прибрежно-морского, лагунно-континентального и прибрежно-континентального генезиса с богатым комплексом фораминифер и брахиопод. Мощность верхнепермских отложений не более 1000-1500 м.

Мезозойские отложения

Триасовые отложения

В разрезе триасовых отложений присутствуют индские, нижне- и верхнеоленекские, анизийские, ладинские, карнийские и норийские. Эти отложения сформировались в морских условиях.

В разрезе индской толщи представлены отложения, сформировавшиеся в морских, прибрежно-морских и прибрежно-континентальных условиях. Замещение морских отложений, слагающих северо-западную половину профиля другими фациальными образованиями, происходит постепенно и прибрежно-континентальные отложения в пределах Северо-Баренцевской впадины, по-видимому, становятся преобладающими в индской толще. На самом юго-восточном окончании профиля, в пределах Предновоземельской структурной области, в составе индской толщи вновь происходит некоторое увеличение доли бассейновых отложений.

На Адмиралтейском поднятии (скв. Адмиралтейская-1) индскую толщу слагают аргиллиты, глинистые алевролиты и алевролиты с пластами песчаников. Устанавливается толща в диапазоне 3606-2110 м. Преобладают серые и черные аргиллиты. Переход от верхнепермских аргиллитов к индским постепенный. В сероцветной глинистой толще встречаются как раннетриасовые конхостраки и индский комплекс миоспор, так и слойки с мельчайшими, угнетенными, по данным Астаховой М.М. пермскими двустворками, условия обитания которых отклоняются от типично морских и отвечают скорее регрессивной стадии. Этот вывод подтверждается и значительной ролью алевролитов и полимиктовых песчаников, появлением коричневых пластов аргиллитов и алевролитов и пестроцветных глин. В породах горизонтальная, линзовидная и косая слоистость, текстуры взмучивания, оползания и размывов осадков, следы жизнедеятельности илоедов. Отмечаются прослои седиментационных брекчий. Породы содержат включения пирита, мелкие стяжения железистых карбонатов, детрит высших растений.

Мощность индских отложений на юго-восточной половине профиля меняется от 200 до 2000 м.

Индский ярус нижнего триаса в скв. Крестовая-1 (приложение 2) представлен переслаиванием аргиллитов, алевролитов, реже песчаников. Мощность ее в скважине (начиная с забоя скважины) составляет 2312 м. Все породы в разной мере кремнистые, изредка известковистые. В нижних 250 м породы все сероцветные со слабым зеленоватым оттенком, крепкие, плотные, слоистые. На плоскостях напластования растительный детрит, встречается хорошая листовая флора, конхостраки, чешуя рыб, следы илоедов, известковистые и кремнистые водоросли, пылеватый пирит и мелкие пиритовые глобули.

С 3800 м в разрезе скв. Крестовая-1 среди серых и черных появляются красноцветные и пестроцветные породы - аргиллиты и алевролиты. Они так же в разной степени кремнистые. Содержание их к верху увеличивается. По-прежнему встречаются следы илоедов, биотурбация, растительный детрит, водоросли. До глубины 2952 м - много пирита. Выше увеличивается содержание красноцветных и пестроцветных пород, фауна не встречается. Присутствуют редкие растительные остатки, следы илоедов, водоросли. Пирит отсутствует. Последние индские конхостраки и флора встречены на глубине 3395 м, выше обнаружены лишь бедные палинокомплексы и единичные экземпляры спор и пыльцы (Вискунова, 2006).

В составе оленекской толщи на юго-восточной половине профиля присутствуют нижне- и верхнеоленекские отложения.

Нижнеоленекские отложения характеризуются неравномерным переслаиванием песчаников, алевролитов и глинистых пород. Песчаники мелкозернистые, алевритистые серые или пестроокрашенные. Аргиллиты преимущественно красноцветные. В аргиллитах присутствуют остатки оленекских конхострак, зубы рыб, нижнетриасовая флора плауновых. Мощность нижнеоленекских отложений меняется от 300 до 960 м. Верхнеоленекские отложения представлены в основном глинистыми породами с редкими прослоями алевролитов и песчаников. Аргиллиты шоколадно-коричневые и буровато-коричневые, слюдистые с мелкими включениями сидерита и гнездами кальцита. Мощность 152-477 м.

В пределах Адмиралтейского вала (скв. Адмиралтейская-1) оленекские отложения (представлены пестроцветными, коричневыми, бурыми и сероцветными аргиллитами в разной степени алевритистыми с прослоями алевролитов и песчаников. В верхней части толща сложена в основном сероцветными аргиллитами с пластами алевролитов и песчаников, а пестроцветные и бурые разности пород представлены в подчиненном количестве.

По спорово-пыльцевым комплексам в составе толщи присутствуют нижне- и верхнеоленекские отложения. Оленекские отложения сформировались, по-видимому, в неустойчивую регрессивную стадию морского бассейна в условиях проградации прибрежно-континентальных образований, что предопределило разнофациальный состав отложений и изменчивость соотношения разнофациальных пород в их разрезе. Мощность оленекских отложений на юго-восточной половине профиля меняется от 450 до 1800 м.

На оленекских отложениях заканчивается верхняя часть докайнозойского разреза в скв. Адмиралтейская-1. Мощность вскрытых скважиной оленекских отложений 1402 м.

Отложения оленекского яруса в разрезе скв. Крестовая-1 сложены, в основном, аргиллитами темно-серыми, черными листоватыми; аргиллитами пестроцветными (на буром фоне - зеленоватые, голубые, желтые и красные пятна) оскольчатыми; аргиллитоподобными глинами буровато-серыми, бурыми до темно-коричневых, разноцветными и красноцветными. Большую долю составляют глины серые вязкие в разной степени алевритистые и слабоизвестковистые. Цветовая гамма глин повторяет цвета аргиллитов. Часто встречается углефицированный растительный детрит, реже - обломочки угля. Судя по расположению цветовых элементов глин, характер цикличности сохраняется. Песчаники встречаются реже, зеленовато-серые, мелкозернистые, иногда содержат прослои крупно- и мелкообломочных брекчий с обломками буровато-серых аргиллитов. Возраст определен по палинокомплексу (Вискунова, 2006). Мощность оленекских отложений в скважине Крестовая-1 730 м.

Среднетриасовые отложения на юго-восточной половине профиля включают анизийскую и ладинскую толщи.

Анизийские отложения в пределах Лунинской седловины и Северо-Баренцевской впадины представлены преимущественно прибрежно-континентальными образованиями, которые постепенно замещают одновозрастные морские отложения, распространенные на северо-западной половине профиля.

В пределах Адмиралтейского вала (скв. Крестовая-1) анизийские отложения представлены маломощной толщей переслаивающихся аргиллитов и алевролитов с редкими прослоями песчаников. Преобладают аргиллиты темно-серые, в подчиненном количестве присутствуют пестроокрашенные и темно-коричневые. Темно-серые аргиллиты содержат углефицированный растительный детрит. Мощность анизийских отложений на юго-восточной половине профиля меняется в диапазоне от 71 (в скв. Крестовая-1) до 400 м.

Ладинские отложения в скважине Крестовая-1 представлены серыми аргиллитами с прослоями алевролитов, глинами, аргиллитоподобными глинами. Преобладают глины серые до черных, и зеленовато-серые пластичные, вязкие слабоалевритистые, с зеркалами скольжения. Реже встречаются пестроцветные разности. В виде маломощных прослоев отмечены слабосцементированные песчаники, среднезернистые светлые, часто известковистые. В нижней части разреза среди светло-серой алевритистой глины и обломков среднезернистого песчаника присутствуют гальки кварца и кремнистых пород. Изредка встречаются желваки сидерита. Встречаются углефицированные растительные остатки. Мощность их 219 м.

Верхнетриасовые отложения на юго-восточной половине профиля включают карнийскую и норийскую толщи.

Карнийские отложения представляют толщу неравномерно чередующихся песчаников, алевролитов и аргиллитов. Отложения содержат углефицированный растительный детрит, карнийские спорово-пыльцевые комплексы (скв. Лудловская-1, Арктическая-1). Возможно присутствие раковин двустворок и фораминифер (скв. Арктическая-1). Карнийские отложения сформировались в условиях прибрежно-континентальной равнины, которая периодически, начиная со среднекарнийского времени затоплялась морскими водами. Морская трансгрессия распространялась с севера и северо-запада. Мощность отложений на юго-восточной половине профиля 300-400 м.

На Адмиралтейском валу и в прогибе Седова норийские отложения отсутствуют.

Верхний триас в скв. Крестовая-1 сложен глинами зеленовато-серыми, светло- и темно-серыми пластичными, жирными, изредка алевритистыми. Содержат рассеянный алевритовый и песчаный материал, а также более крупные обломки кварца, серого кремня и крупнозернистого алевролита. Часто встречается углефицированный растительный детрит, а иногда и обломки угля. Возраст определен условно. Мощность их в скважине 200 м.

Мощность триасовых отложений по профилю меняется от 1,5-2,0 км на северо-западной половине до 2,0-5,0 км на юго-восточной половине.

Юрские отложения

Юрские отложения распространены по всему профилю. В их составе представлены нижнеюрские, среднеюрские и верхнеюрские отложения. Также они представлены и в скв. Крестовая-1. При этом стоит сделать отступление, что на представленной стратиграфической колонке скв. Крестовая-1 разрез завершается нерасчлененной толщей юрских - нижнемеловых отложений (приложение 2), в то время как на геологической карте (Государственная геологическая…, 1999), в данной точке дочетвертичные отложения представлены нерасчлененной толщей юрских отложений. Этим самым автор показывает дискуссионный характер стратиграфического положения отложений Адмиралтейского мегавала, вскрытых скважинами, и представленных на сейсмогеологическом профиле; касается это, в первую очередь, верхнепалеозойских, юрских и меловых отложений.

В скв. Лудловская-1, расположенной наиболее близко к профилю, в которой были вскрыты юрские отложения, их разрез, в некоторой степени условно из-за недостаточности палеонтологических определений, был расчленен на: нижнеюрскую, среднеюрскую, верхнеюрско-нижнемеловую толщи.

Нижнеюрские нерасчлененные отложения представлены песчаниковой толщей с редкими прослоями алевролитов, аргиллитов, гравелитов. Мощность по профилю составляет 300-400 м.

Среднеюрские отложения на юго-восточной половине профиля представлены всеми подразделениями среднеюрского отдела. Выделение этих стратиграфических подразделений в значительной степени условно. В их составе представлены отложения прибрежно-континентальной равнины и мелководно-морские образования. Вверх по разрезу количество последних увеличивается, возрастает доля мелкообломочных пород в разрезе и увеличивается прослеживаемость отдельных пачек по площади.

Верхнеюрские отложения на юго-восточной половине профиля подразделяются на оксфордскую, кимериджскую и волжскую толщи. Отложения представлены преимущественно морскими глинами и имеют малую мощность. В разрезе верхнеюрских отложений отмечается три стратиграфических несогласия: предоксфордское, среднеоксфордское и нижневолжское.

Суммарная мощность юрских отложений на юго-восточной половине профиля меняется от 150-500 м на Лунинской седловине и в Северо-Баренцевской впадине. В пределах Предновоземельской складчатой области отложения отсутствуют. Мощность юрских отложений по всему профилю меняется от 200 до 1000 м.

Меловые отложения

Меловые отложения представлены нижнемеловыми и верхнемеловыми образованиями. Последние присутствуют только в пределах Северо-Баренцевской впадины. Разрез, вскрытый скважиной Крестовая-1, завершается нерасчлененной толщей юрских или юрско-меловых отложений.

Толща сложена глинами и глинами аргиллитоподобными алевритистыми с редкими прослоями алевролитов. Мощность нижнемеловых стратиграфических подразделений на юго-восточной половине профиля меняется в широком диапазоне. Общая мощность нижнемеловых отложений в пределах Лунинской седловины и Северо-Баренцевской впадины меняется от 300 до 1500 м.

В состав отложений условно выделенной нижнеюрской - нижнемеловой толщи в скв. Крестовая-1 входят пески и песчаники мелко- и среднезернистые кварцевые и полимиктовые; глины пластичные темно-серые, редко алевритистые; прослои гравелитов, обломки углей и углистых пород. В основании - гравий кварц-кремнистого состава (Вискунова, 2006). В скв. Крестовая-1 мощность нерасчлененной юрско-меловой толщи 344 м.

Глава 3. Факторы и шкала катагенеза и связанные с ним процессы изменения пород

Впервые термин катагенез был введен Ферсманом А.Е. в 1922 г. По Н.Б. Вассоевичу (1962), катагенез следует за диагенезом и предшествует метагенезу, который он называет собственно метаморфизмом. По Н.М. Страхову (1960), стадия катагенеза следует за стадией диагенеза и предшествует стадии протометаморфизма. Стадии катагенеза и протометаморфизма объединяются Н.М. Страховым понятием метагенез. В настоящее время термин катагенез завоевывает все большее признание именно как название определенной стадии изменения осадочных пород - стадии катагенеза, которая характеризуется, по Н.М. Страхову (1960), интенсивным их уплотнением под влиянием усиливающегося давления и частичным преобразованием устойчивых, главным образом, терригенных, и частью аутигенных компонентов пород. О.В. Япаскуртом катагенез трактуется как стадия вещественно-структурных преобразований, происходящих уже в собственно осадочной породе при повышенных давлениях(от 10 до 200 Мпа) и температурах приблизительно от 20 до 200°С (±25°С),в присутствии и при активном участии подземных вод и (или) поровых растворов (Япаскурт, 2005).

Таким образом, катагенез - стадия литогенеза, начинающаяся с конца диагенеза, когда образуется осадочная порода, и продолжающаяся при погружении отложений и повышении температуры и давления в недрах до превращения осадочной породы в метаморфическую.

 

.1 Факторы катагенеза

Степень катагенетической преобразованности органического вещества (ОВ) и минеральной части пород определяется не только интенсивностью воздействия основных факторов катагенеза - температуры и давления, но и продолжительностью эффективного времени их воздействия (Япаскурт, 2005). Также многими исследователями обсуждается влияние литологического состава пород на катагенез, т.е. литологического фактора.

Давление.

В процессе катагенеза происходит значительное уплотнение осадочных пород, особенно сильное - глинистых. Оно сопровождается уменьшением пористости, отжатием поровых вод и образующихся при термическом превращении ОВ газов и жидких углеводородов; растворением и разложением одних и новообразованием других минералов, более стойких в условиях значительного повышения давления и температуры; дегидратацией ряда минералов, например, монтмориллонита с переходом его в иллит, и высвобождением активной межслоевой воды; изменением пластичности пород, магнитных свойств минералов, формы зерен на их контактах; изменением количества, минерализации и состава поровых вод (Лебедев, 1992). Давление обычно действует в непрерывной связи с температурами и рассматривается как важнейший фактор изменения ОВ при погружении пород. Суммируя экспериментальные исследования по влиянию давлений на ход преобразования минеральной и органической составляющих осадочных пород можно заключить, что давление без изменения объема затрудняет катагенез, а одностороннее давление способствует преобразованию ОВ (Парпарова, Неручев и др., 1981).

Температура.

В отличие от давления температура влияет прежде всего на химические изменения (Лебедев, 1992). Такие минералогические изменения, как переход монтмориллонита в иллит, определяются в основном температурой. Температура при подчиненной роли давления считается главным фактором катагенетического превращения ОВ, но и влияние давления также вполне ощутимо. Так процесс катагенетического преобразования ОВ в условиях затрудненного оттока флюидов (углеводороды, водные растворы) и возникающих аномально высоких поровых давлений заметно затормаживается (Справочник по геохимии…, 1998).

Вследствие термической деструкции и потери образующихся летучих продуктов масса ОВ пород в течение катагенеза значительно уменьшается, происходит остаточное обуглероживание ОВ с постепенным упорядочением молекулярной структуры вплоть до образования структуры графита в конце апокатагенеза - начале метагенеза. Последствия влияния палеотепловых потоков недр на породу сохраняются неограниченно долго, поэтому восстановление палеотемператур является одной из основных задач при определении степени регионального катагенеза (Парпарова, Жукова, 1990). Палеотемпературы с известной мерой условности определяются по температуре протекания некоторых процессов, вызывающих необратимые изменения в породе: по температуре трансформации одних минералов в другие, по температуре изменений магнитных свойств Fe-содержащих минералов, по данным термолюминесценции карбонатов и т.д. (Справочник по геохимии, 1998). Однако наиболее точным и распространенным методом восстановления максимальных палеотемператур является витринитовая палеогеотермия - анализ отражательной способности витринита углистых включений в составе ОВ.

Фактор времени.

Роль геологического времени оценивается по-разному и до сих пор дискуссионна. Большая часть исследователей - сторонников значительной роли геологического времени в метаморфизме углей и катагенезе рассеянного органического вещества (РОВ) (И. Карвайль, Я. Кэннон, Н.Б. Вассоевич, Н.В. Лопатин и др.) - считают, что длительность процесса катагенеза при сравнительно низких температурах компенсируют эффект кратковременного действия на ОВ высоких температур, т.е. одна и та же степень катагенеза ОВ может возникнуть при быстром воздействии высоких температур и длительном - низких. Наиболее детально роль времени в катагенетических процессах рассмотрел Н.В. Лопатин. В частности, он разработал метод расчета суммарного импульса тепла, основанный на определении общего количества тепла, воздействующего на ОВ в течение всей геологической истории.

Меньшая часть исследователей (И.И. Аммосов, В.И. Горшков, Л. Прайс), наоборот, считают, что катагенез ОВ происходит относительно кратковременно в момент наибольшего погружения бассейна. При этом ОВ, испытавшее действие более высоких температур, при инверсии в менее жестких термобарических условиях изменяться в катагенезе уже не может. Для этого нужны большие погружения и температуры. Сторонники этой точки зрения признают для отложений любого возраста единые палеотемпературы стадий преобразования ОВ (Справочник по геохимии, 1998).

Литологический фактор.

Многими авторами обсуждалось влияние литологического состава пород на катагенез ОВ. При этом по данным большинства исследователей, отражательная способность витринита возрастает на одной глубине в ряду песчаник - аргиллит - уголь, наименьшие значения имеют эти показатели у витринитов из сапропелевой среды. Так, внимание впервые на это было обращено П.П. Тимофеевым и Л.И. Боголюбовой, где на примере витренов Ангренского буроугольного месторождения было показано,что содержание углерода в витрене закономерно увеличивается, а содержание кислорода уменьшается в ряду песчаник - аргиллит - уголь, т.е. витрен из песчаника как бы «отстает» по углефикации от аргиллита и угля. Однако эта зависимость прослеживается не всегда четко, что, вероятно, обусловлено разными причинами: различиями исходного материала витринита, особенностями его микробиологических изменений, окисленностью и т.д. В других случаях существенного влияния литологического состава пород на глубинную зональность катагенеза ОВ не устанавливается, за исключением мощных высокотеплопроводных галогенных толщ в районах развития соляной тектоники. Однако, если исходить из теоретических соображений, литологический состав пород должен весьма существенно влиять на глубинную зональность катагенеза ОВ. Очевидно, что при одинаковой интенсивности теплового потока геотермические градиенты будут обратно пропорциональны теплопроводности пород. Поскольку максимальной теплопроводностью обладают соли, а наименьшей угли, то геотермические градиенты, а, следовательно, и глубинная зональность катагенеза ОВ при одинаковой интенсивности теплового потока и одном литологическом составе пород (угли, соли) должна быть различная: сокращенная в углях, растянутая в солях. Однако в природе, как правило, отсутствуют отложения, сложенные одним типом пород, и почти всегда в разрезе находятся породы с близкими значениями теплопроводности. Поэтому четкого влияния литологического состава пород на глубинную зональность катагенеза ОВ большей частью не ощущается (Парпарова, Неручев и др., 1981).

 

.2 Шкала катагенеза

Катагенез как стадия литогенеза делится исследователями на подстадии по различным принципам: 1) минерально-парагенетическому (А.Г. Коссовская, О.В. Япаскурт и др.); 2) углепетрографическому (Ю.Р. Мазор, А.К. Матвеев и др.); 3) согласно параметрам измененности рассеянного ОВ (Н.Б. Вассоевич и др.); 4) по смешанному принципу, объединив три предыдущих (Н.В. Логвиненко, Л.В. Орлова, В.Н. Соколов, В.И. Осипов, М.Е. Каплан и др.).

Первый (минерально-парагенетический) способ стадиальных построений часто используется исследователями в основном терригенных, вулканогенно-терригенных, кремнисто- и угленосно-терригенных формаций. Показателями степени измененности их пород служат: трансформационные ряды глинистых компонентов (смектиты-смешаннослойные-ректориты-иллиты 1М - иллиты 2М1 и др.); типоморфные особенности аутигенных слюд, хлоритов, кварца, цеолитов и др. (на уровне кристаллохимических исследований); минеральные парагенезы цемента песчаников совместно с новообразованными микроструктурами (конформно-регенерационными, микростилолитовыми и др.). По комплексу этих показателей катагенез делится на две подстадии: начальную (раннюю) и глубинную (позднюю). Признаками последней считаются: 1) массовые превращения глин в неразмокающие аргиллиты; 2) практически завершенные (95-100%) трансформации их смектитовых компонентов в хлорит-иллитовые агрегаты; 3) совершенствование кристаллической структуры у аутигенных иллитов (начало смены политипов 1М на 2М1); 4) массовое развитие конформных или инкорпорационных структур гравитационной коррозии в парагенезе с регенерацией обломочных частиц кварца и полевых шпатов в песчаниках. Делаются построения с трехчленным делением этой же стадии на слабый, умеренный и глубокий катагенез.

В двух других схемах катагенез расчленяется дробнее - на основании отражательной способности витринитовых компонентов (R° или Ra %%) в углефицированном ОВ или по аналитическим параметрам трансформированности РОВ. Такими способами «угольщики» выделяют до 8 ступеней, согласно технологическим маркам углей (от бурых до отощенно-спекающихся включительно), а «нефтяники» делят катагенез на две подстадии: протокатагенеза (ПК) и мезокатагенеза (МК), объединивших, в свою очередь, три и пять градаций (ПК1-ПК3 и МК1-МК5). Их привязка к углемарочным шкалам выявляет приблизительные соответствия: ПК отвечает этапам формирования бурых углей (ПК1=Б1, ПК2=Б2, ПК3=Б3), а МК - каменных углей (МК1=Д, МК2=Г, МК3=Ж, МК4=К, МК5=ОС). Эти градации по своей сути представляют собой палеотемпературные ступени (Япаскурт, 2005).

Аспекты использования шкал катагенеза.

Необходимо принимать во внимание, что реализуемые в многокомпонентной системе физико-химические процессы фазовой дифференциации вещества осуществляются множеством способов и на многих системных уровнях: 1) внутри минеральных кристаллических решеток, аморфных минеральных и органических компонентов; 2) на межкомпонентном уровне - внутри породных слоев; 3) между соседними слоями и пачками пород; 4) на межформационном уровне. Классические схемы стадийности постседиментационного литогенеза, в основе которых была принята аксиома о постепенном наращивании породных изменений по мере их углубления в бассейне осадконакопления, учитывали индикаторные признаки процессов только первых двух уровней.

Стоит отметить, что при стадиальных исследованиях не следует прямолинейно отождествлять степень литифицированности слоев (т.е. массу их аутигенного вещества, монолитность породы) с интенсивностью фоновых изменений по шкале ката- или метагенеза. Датируя стадийность согласно принципам, заложенным в схемах А.Г. Коссовской, Н.В. Логвиненко, М.Е. Каплана (Логвиненко, Орлова, 1987; Каплан, 1970), надо обращаться в первую очередь к конкретным параметрам аутигенных минерально-парагенетических ассоциаций и органических компонентов - даже в тех случаях, когда этих компонентов в породе оказалось мало. Потому что в данных схемах главными классификационными факторами приняты термодинамические режимы. Гидрогенный же режим может обеспечить локальную (наложенную) децементацию или сверхцементацию породы, создавая тем самым обманчивую видимость «ослабления» или «усиления» фонового литогенетического процесса. Но истинное его усиление, как считает О.В. Япаскурт (2005) фиксируют только кристаллохимические параметры минералов-индикаторов или показатели R° или Ra, а не объемные количества этих веществ.

Ниже рассмотрим детальнее те шкалы и схемы катагенеза пород, которые используются в настоящей работе.

 

.2.1 Шкалы катагенеза, используемые при оценке катагенетических изменений исследуемых отложений Адмиралтейского мегавала

Шкала катагенеза ОВ по Н.Б. Вассоевичу.

Наиболее чутким индикатором воздействия температуры в диапазоне от 20-30 до 250-300°С является ОВ, что уже давно было установлено на основе изучения метаморфического ряда гумусовых углей.

Выделение стадий метаморфизма углей основывается на оптических свойствах микрокомпонентов, устанавливаемых под микроскопом, а также на химических показателях, включающих в себя содержание углерода в горючей массе, выход летучих веществ, плотность, влажность и т.п. Все эти признаки испытывают заметные колебания в зависимости от особенностей органического материала, диагенетических условий его преобразования, колебаний вещественно-петрографического состава и т.д. Поэтому в настоящее время в качестве наиболее стандартного показателя степени метаморфизма углей принят показатель отражательной способности (ОСВ, %). Этот показатель удобен для практического использования, потому что позволяет точно идентифицировать по витриниту степень метаморфизма не только углей разных классов, но и степень катагенетических изменений пород с рассеянным ОВ (Словарь по геологии…, 1988).

Шкала Н.Б. Вассоевича и др. (1976) создана на основе шкалы углефикации, а именно анализа изменения отражательной способности витринита (R°). Шкала (табл.1) совмещена с марочной шкалой «метаморфизма» углей Донбасса (ГОСТ 21489-76).

Таблица 1. Шкала углефикации ОВ.

Граничные	Шкала углефикации		ОСВ		Шкала катагенеза по Н. Б. Вассоевичу
Т єС	Группа стадий	Стадия углефикации	10 Rа усл. ед. (в воздухе)	Ro, % (в масле)	Градация	Подстадия
		Б1 (01)	58	< 0,26	ПК1	Прото-
60-70	Бурые	Б2 (02)	58-66	0,26-0,41	ПК2	ката-
	угли	Б3 (03)	66-70	0,41-0,50	ПК3	генез
70-90		Д (I)	70-75	0,50-0,65	МК1
100-120	Камен-	Г (II)	75-85	0,65-0,85	МК2	Мезо-
140-160	ные	Ж (III)	85-91	0,85-1,15	МК3	ката-
170-180	угли	К (IY)	91-99	1,15-1,55	МК4	генез
180-210		ОС (Y)	99-108	1,55-2,00	МК5
		Т (YI)	108-116	2,00-2,50	АК1
	Антра-	А1 (YII-YIII)	116-130	2,50-3,40	АК2	Апока-
До 350	циты	А2 (YIII-IX)	130-138	3,40-4,40		тагенез
		А3 (IX)	138-150	4,40-5,50	АК3-4
		А4 (X)	150	5,50

Выделенные по изменениям ОВ подстадии и градации катагенеза являются характерными рубежами превращений его состава, молекулярной структуры, генерации жидких или газообразных летучих продуктов.

Определение стадии катагенеза ОВ по методу пиролиза ОВ (метод Rock-Eval).

Также здесь стоит упомянуть, а в отдельной главе дальше будет рассмотрен подробнее, метод пиролиза ОВ (так называемый метод Rock-Eval). Данный метод получил широкое распространение в нефтегеохимических исследованиях на Западе, в меньшей степени в нашей стране. Здесь мы только отметим, что этот метод позволяет помимо оценки нефтегазоматеринского потенциала пород, его изменения на последовательных этапах погружения, также оценивать степень катагенетической преобразованности.

Шкалы катагенетических изменений минерального состава пород и их физических свойств.

Очевидно, что с рубежами катагенетических изменений ОВ, выделенных Н.Б. Вассоевичем, не могут полностью совпадать этапы существенных преобразований минеральной части пород, например, изменения пористости глин или песчаников, превращение монтмориллонита в иллит и т.п., тем более что одни из этих изменений в основном контролируются температурой, а другие - давлением. Поэтому по изменению состава и свойств минеральных компонентов пород возможно создание своих частных схем зональности катагенеза, которые, однако, обязательно должны быть привязаны к стандартной шкале катагенеза, т.е. к шкале по Н.Б. Вассоевичу (Справочник по геохимии…, 1998).

В данной работе используются шкалы-схемы различных авторов, которые расчленены на этапы и подстадии литогенеза по смешанному принципу, вобрав в себя следующие характеристики и критерии:

·        Шкала зон катагенеза, составленная М.Е. Капланом (Каплан, 1970);

Данная шкала основана на характеристике катагенетического изменения органического вещества, а также изменения текстурных признаков и физических свойств пород и минерального состава. Стадия катагенеза расчленяется на три этапа - ранний, средний и поздний катагенез. Этапы среднего катагенеза и позднего катагенеза, в свою очередь, на два подэтапа.

Рассмотрим критерии, выделяемые М.Е. Капланом:

.        Текстурно-структурные признаки пород.

Песчаные породы на стадии раннего катагенеза представлены слабосцементированными породами, отсутствуют структуры внедрения; в среднем катагенезе в уже массивных породах появляются структуры инкорпорации, микростилолитовые швы, начало регенерации кварца. Песчаные породы в позднем катагенезе характеризуются широким развитием инкорпорационных, микростилолитовых и регенерационных структур.

Глинистые отложения в раннем катагенезе размокают в воде, пластичные и полутвердые. В среднем они становятся твердыми и неразмокающими в воде аргиллитами. К позднему катагенезу в них укрупняются чешуйки глинистых минералов до 0,01-0,05 мм.

.        Минеральный состав пород.

В нижней зоне катагенеза возникают разнообразные аутигенные минералы - кварц, кислые плагиоклазы, калиевые полевые шпаты, различные цеолиты, турмалин, анатаз, циркон, брукит, рутил, цоизит, эпидот и др. Далеко не все эти минералы имеют существенное значение для оценки степени катагенетической измененности отложений. Отмечается выдающаяся роль в этом отношении слоистых силикатов и цеолитов. В конечном итоге на стадии позднего катагенеза богатый комплекс глинистых минералов, унаследованный от стадии диагенеза, сменяется типичной минеральной ассоциацией - гидрослюдой и хлоритом.

.        Физические свойства пород.

Общая пористость глинистых пород уменьшается от десятков процентов на раннем этапе катагенеза до единиц и долей процентов на среднем этапе. Одновременно падает влажность, и возрастает плотность от 1,5-2,0 г/см3 до 2,7 г/см3.

.        Органическое вещество.

Рассеянное органическое вещество изменяется в том же направлении, что и вещество углей. В целом с нарастанием степени преобразования происходит уменьшение и полное исчезновение гуминовых кислот, возрастание доли хлороформенных битуминозных компонентов при параллельном сокращении доли спиртобензольных веществ. Одновременно в элементарном составе хлороформенного и спиртобензольного экстрактов растет содержание углерода, уменьшается количество водорода и гетероэлементов, а в групповом составе экстрактов увеличивается доля масляной фракции за счет асфальтово-смолистых компонентов.

Как отмечает М.Е. Каплан (1970), этап (зона) катагенеза, характеризующийся данными комплексного изучения текстурно-структурных особенностей, минералогического состава, физических свойств пород и органического вещества, по своему объему близок к стадии углефикации. Для верхней зоны катагенеза характерно присутствие бурых и длиннопламенных углей, для средней - от газовых до тощих, для нижней - антрацитов.

·        Стадии и этапы литогенеза глинистых осадков и пород по В.И. Осипову, В.Н.Соколову, В.В. Еремееву (Осипов, Соколов и др., 2001);

Авторы данной схемы (табл. 2) в своей работе (Осипов, Соколов и др., 2001) указывают, что, несмотря на существующую специфику развития катагенеза в различных геологических условиях, имеются общие закономерности, в соответствии с которыми глинистые породы приобретают в ходе катагенеза характерные черты. Это дает возможность с определенной долей условности выделять в катагенезе три стадии: ранний, средний и поздний. К характеристикам пород, используемых для определения этапов катагенеза, относятся тип контактов между зернами, давление, температура, общая пористость и ассоциация глинистых минералов (табл.2).

Таблица 2. Стадии и этапы литогенеза глинистых осадков и пород.

(В.И. Осипов, В.Н. Соколов и др., 2001).

Стадии и этапы литогенеза		Схема катагенеза по Вассоевичу		Тип контактов между зернами	Давление на нижней границе, MPа	Температура на нижней границе, °С	Общая пористость на нижней гарнице, %	Ассоциация глинистых минералов
диагенез	ранний				0,15	10-15	60-75	монтмориллонит, гидрослюда, каолинит, смешанослойные
	поздний				2-10	15-20	35-45	монтмориллонит, гидрослюда, каолинит, смешанослойные
катагенез	ранний	протокатагенез (ПK)	ПК1		20-30	50-60	16-25	гидрослюда, монтмориллонит, смешанослойные, каолинит
			ПК2
			ПК3
	поздний	мезокатагенез (MK)	MK1	цементацион-ный	60-80	80-100	4-12	гидрослюда, смешанослойные, хлорит
			MK2
			MK3	кристаллиза-ционный и цементацион-ный	120-200	150-200	2-4	гидрослюда, хлорит
			MK4
			MK5
метагенез		апокатагенез(AK)	AK1	кристаллиза-ционный	>200	1-2	диоктаэдрическая гидрослюда, серицит, хлорит
			AK2
			AK3
			AK4

·        Стадии катагенеза по Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой;

Катагенез по Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой Логвиненко, Орлова, 1987), как упоминалось выше, делится на три этапа. Ранний катагенез происходит при повышенном давлении и температуре, при этом давление не превышает 100МПа, а температура 100°С. Раннекатагенетические изменения напоминают процессы диагенеза, происходят в сходных или близких физико-химических и термодинамических условиях. Пористость осадочных пород еще высокая (40-15%), широко развиты рыхлые и слабосцементированные породы: глины, размокающие в воде аргиллиты, пески, рыхлые и пористые песчаники, бурые угли, каменные - длиннопламенные и газовые угли. Структуры и текстуры осадочных пород на этапе раннего и среднего катагенеза нормальные осадочные.

Этап позднего катагенеза характеризуется более высокими термодинамическими параметрами - температура порядка 100-200°С, давление 100-200 МПа. Границу между средним и поздним катагенезом, по Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой, проводят по первому появлению структур растворения и внедрения под давлением (конформных, инкорпорационных, микростилолитовых). В цементе зернистых пород наблюдается заметная гидрослюдизация и хлоритизация глинистого вещества. Эти процессы проявляются, главным образом, в глинистых породах.

В стадию позднего катагенеза пористость осадочных пород заметно уменьшается до 15-3% и менее. Глины превращаются в аргиллиты, не размокающие в воде, длиннопламенные и газовые угли превращаются в спекающиеся угли. Этап позднего катагенеза характеризуется широким развитием кварцевого регенерационного цемента и конформных структур в бесцементных зернистых породах (Логвиненко, Орлова, 1987).

В нашем случае, с целью установления стадий катагенеза, будет сделана попытка, взяв за стержневой критерий параметры шкалы катагенеза по Н.Б. Вассоевичу, привязать к нему остальные группы критериев, руководствуясь теми шкалами и схемами, которые здесь выше были рассмотрены. Также хотелось бы отметить, что применимо к нашим исследуемым отложениям Адмиралтейского мегавала, вскрытого скважинами Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 и представленными, в основном, аргиллитами и в меньшей степени алевролитами и песчаниками, которые обеднены рассеянным органическим веществом, какая-либо одна шкала не даст нам ясной картины, с какими стадиями мы имеем дело. Потому необходимо использование самых различных литолого-геохимических критериев для выделения стадий катагенеза таких, как отражательная способность витринита, параметры, полученные при пиролизе ОВ Rock-Eval, минеральный состав пород, в том числе глинистой составляющей, физические свойства пород, характер межзерновых контактов, а также другие геохимические характеристики органического вещества.

 

.3 Связь нефтегазоносности с катагенезом

Значительная роль катагенетическим исследованиям в нефтяной геологии отводится в связи с тем, что именно в процессе катагенеза на стадии мезокатагенеза (МК) происходит основное нефте- и газообразование. По результатам многочисленных исследований установлено, что главная зона нефтеобразования (ГЗН) располагается в интервале трех подзон, или градаций катагенеза - МК1, МК2, МК3 (Вассоевич, 1975). Отрезок времени, связанный с ГЗН, в течение которого происходит образование и с которым связано существование нефти, получил название главной фазы нефтеобразования (ГФН). За рубежом этому понятию соответствует термин «нефтяное окно» (Хант, 1982). Катагенетические границы «нефтяного окна» зависят от типа керогена (сапропелевого, гумусового или смешанного), от темпов погружения отложений, строения и состава вмещающих пород, характера геотермического и флюидодинамического режимов, от факторов, рассмотренных в предыдущем параграфе настоящей работы.

Процесс интенсивного образования жидких УВ в катагенетических зонах бассейнов разных типов и возраста отмечается при разных температурах и глубинах. Образование УВ-газов предшествует, сопутствует и завершает нефтеобразование. Однако, главная зона газообразования (ГЗГ) приурочена к катагенетическим градациям МК3-АК2. В конце подстадии МК3 значительно активизируется метанообразование и начинается главная фаза газообразования (ГФГ), которая продолжается в апокатагенезе. Пространственно ГЗГ связана с тем объемом осадочных пород, в котором на предшествовавшем этапе погружения проявлялась главная фаза нефтеобразования и формировались залежи нефти.

Одним из первых существование определенной зональности в распределении различных по составу и физическому состоянию УВ в земной коре отметил в 1948 г. В.А. Соколов. В различных нефтегазоносных бассейнах (НГБ) земного шара шло закономерное формирование фазово-генетического ряда залежей: газовые, газонефтяные, газоконденсатные, нефтяные, нефтегазоконденсатные, газоконденсатные, нефтяные, нефтегазоконденсатные, газоконденсатные, газовые; выраженное в четкой вертикальной (сверху вниз) и пространственной зональности их размещения (Соколов, 1980).

Такая фазово-генетическая зональность вызвана не только геологическими (тектоническими, литологическими, гидрогеологическими и др.) факторами, но и прогрессирующим преобразованием ОВ пород. В процессе термического преобразования ОВ пород при погружении осадочных толщ выделяется пять основных этапов: 1) генерация CO2 и небольшого количества метана в протокатагенезе (ПК1-ПК3) без образования залежей УВ; 2) проявление ГФН и образование основной массы нефтяных залежей в мезокатагенезе (МК1-МК3); 3) начало интенсивной генерации УВ-газа на градации МК3, формирование газоконденсатных и газоконденсатно-нефтяных залежей; 4) генерация и формирование залежей сухого метана на градациях катагенеза МК5-АК2; 5) завершение интенсивной генерации метана и генерация СО2 и H2S на градациях АК3-АК4. Погрузившиеся на большую глубину залежи УВ замещаются продуктами наиболее поздней по времени генерации, образовавшимися при термической деструкции ОВ вмещающих пород (Супруненко, Тугарова, 2003).

Учитывая восходящую (латеральную или вертикальную) миграцию, а также катагенетическую зональность и стадийность генерации УВ, С.Г. Неручев (1978) выделил зоны их аккумуляции. В условиях жесткого катагенеза МК5-АК2 образуются залежи сухого метана, иногда с высоким содержанием кислых компонентов (СО2, H2S), мигрировавших из зоны АК3-4. В менее погруженной зоне (МК1-2), где фиксируется лишь начало ГЗН, формируются газоконденсатные и газоконденсатно-нефтяные (за счет внедрения в нефтяные ловушки газоконденсатных растворов) залежи. В ГЗН (МК1-МК3) преобладают нефтяные скопления, но могут встречаться газоконденсатные и газонефтяные за счет поступления конденсатов и газов из нижележащих катагенетических зон. В зоне протокатагенеза, где активной генерации УВ не наблюдается, в зависимости от геологических условий при вертикальной восходящей миграции УВ могут аккумулироваться значительные запасы нефти и газа. В результате наблюдается вертикальное смещение вверх по разрезу залежей нефти и газа относительно зон катагенеза, соответствующих нефтегазообразованию.

Установленная катагенетическая зональность обусловливает распределение зон аккумуляции УВ не только по разрезу, но и по площади. В периферических, наименее погруженных частях бассейнов, встречаются, как правило, редкие мелкие залежи УВ. В центральных глубоких частях осадочных бассейнов даже в зоне протокатагенеза нередки залежи со значительными запасами, сформировавшимися за счет восходящей миграции. Основные запасы нефти чаще всего сосредоточены в ГЗН на градациях МК1-МК3. Зоны более высоких градаций катагенеза центральных частей осадочных бассейнов характеризуются распространением преимущественно газовых и газоконденсатных скоплений (Справочник по геохимии, 1998).

В прогнозно-оценочных и поисковых исследованиях на углеводороды большое значение имеет оценка уровня катагенетической преобразованности захороненного в осадочных породах ОВ. Это, как было сказано ранее, что определяемые этапы катагенеза являются главными показателями, отражающими способность или неспособность ОВ к генерации УВ. В прогнозе зон генерации УВ и фазового состава генерирующихся УВ состоит прикладной аспект и значение исследований процесса катагенеза (Грамберг, Евдокимова и др., 2001).

 

Глава 4. Методики определения степени катагенеза пород

В целом основные методики определения степени катагенеза можно разделить на три группы: 1) палеонтологические; 2) минералогические; 3) геохимические, физико-химические. К палеонтологическим методикам относятся показатель цвета спор, градации окраски конодонтов, флуоресцирующие свойства споринита (Справочник по геохимии, 1998). В настоящей работе используются последние две группы методик. Витринитовую палеогеотермию, определение литологических критериев катагенеза на петрографическом уровне таких, как наличие микростилолитовых, инкорпорационных швов, коррозия зерен и др., определение качественного и количественного состава глинистых минералов (рентгенофазовый анализ) можно отнести к группе минералогических методик. К геохимическим и физико-химическим - пиролиз ОВ (так называемый метод Rock-Eval), определение выхода битумоидов и их состава. Также в эту группу можно отнести методы определения пористости и проницаемости.

В настоящее время наиболее точным и надежным методом установления степени катагенетической преобразованности рассеянного органического вещества (РОВ) считается отражательная способность витринита (ОСВ, %) (Парпарова, Жукова, 1990).

Автор в своих исследованиях использовал следующие методы:

·        петрографическое описание керна скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1;

Оно производилось в кернохранилище ФГУП «Арктикморнефтегазразведка» в г. Мурманск в составе группы сотрудников ФГУП ВНИИОкеангеология.

·        петрографическое описание в шлифах (90 шлифов - по скважинам Адмиралтейская-1 и Крестовая-1);

·        метод Л.В. Орловой (15 шлифов);

Метод Л.В. Орловой позволяет определить степень изменения песчаных и алевритовых пород через коэффициент (К), показывающий их уплотненность. Его определяют с целью выяснения степени постдиагенетических изменений песчаников и алевролитов от раннего катагенеза до стадии позднего метагенеза. Сущность метода состоит в следующем: в шлифе под микроскопом при помощи линейки окуляр-микрометра в произвольных 15-30 сечениях шлифа определяется число пересечений линейкой контактов между зернами и периметров зерен (nк и np, соответственно). Коэффициент K рассчитывается по формуле: K = 2nк / np.

Необходимо изучить не менее 150-200 зерен, в крупно- и среднезернистых песчаниках надо подсчитывать в 25-30 пересечениях микрометренной линейки, а в алевролитах и мелкозернистых песчаниках - в 15-20 пересечениях (Орлова, 1993).

·        рентгенофазовый анализ (13 образцов из керна скв. Адмиралтейская-1 (5 образцов) и скв. Крестовая-1 - (8 образцов));

Также были использованы результаты анализа соотношений глинистых минералов в тонкой фракции (< 1 мкм) отложений скважины Адмиралтейская-1 (5 образцов), предоставленные ФГУП ВНИИОкеангеология. Исследование проводилось на рентгеновском дифрактометре D/MAX-2200 сотрудниками Лаборатории кристаллохимии минералов им. Н.В. Белова при Институте геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (г. Москва);

·        Пиролиз ОВ (метод Rock-Eval) (27 образцов из керна скважины Адмиралтейская-1 (16 образцов) и скважины Крестовая-1 (11 образцов)).

Ниже мы остановимся на кратком рассмотрении метода определения отражательной способности витринита и более подробном - на методе Rock-Eval. Также приведем краткую характеристику методики определения группового состава ОВ и группового состава битумоида.

Автор в настоящей работе использует результаты методов определения отражательной способности, физических свойств пород (пористость, проницаемость, плотность), вышеупомянутые результаты рентгенофазового анализа и результаты битуминологического исследования органического вещества (ОВ) отложений скважины Адмиралтейская-1, предоставленные ФГУП ВНИИОкеангеология.

 

.1 Отражательная способность витринита

Витринит - наиболее распространенный и наиболее часто встречающийся в углях микрокомпонент. В настоящее время метод определения отражательной способности стандартизирован (ГОСТ 12113-94), однако происходит постоянное совершенствование аппаратурных комплексов.

Все измерения отражательной способности витринита производятся в поляризованном свете при установленной длине волны 546 нм на хорошо отцентрированном микроскопе (Парпарова, Жукова, 1990). В настоящей работе использованы результаты замеров R° и Ra, произведенные во ВСЕГЕИ по заказу ВНИИОкеангеологии. Стадии катагенеза определялись в соответствии со шкалой, предложенной Н.Б. Вассоевичем. Для изготовления аншифов выбирались образцы с визуально определяемыми включениями углей или темноцветные образцы, в которых предполагалось довольно высокое содержание РОВ. Аншлифы были изготовлены в шлифовальной мастерской ВСЕГЕИ. Образцы (15 образцов) брались из шлама и керна исследуемых скважин. Стадии катагенеза определялись в соответствии со шкалой, предложенной Н.Б. Вассоевичем.

.2 Определение группового состава ОВ и состава битумоидов

По групповому составу ОВ разделяется на следующие фракции:

.        гуминовые кислоты;

.        нерастворимое органическое вещество (НОВ) - небитуминозная часть, основная масса рассеянного органического вещества, нерастворимая в низкокипящих органических растворителях. НОВ прочно связано с минеральным скелетом осадка. Для остаточного НОВ используется термин «кероген»;

.        битумоиды - вещества, растворимые в нейтральных органических растворителях, в состав которых входят метановые, нафтеновые и ароматические углеводороды, смолы, асфальтены.

Соответственно, аналитическая процедура изучения рассеянного органического вещества включает: извлечение хлороформного (Ахл) и спиртобензольного (Асп-б) битумоидов, гуминовых кислот (ГК), определение в породе нерастворимого остатка ОВ и содержания Сорг, определение группового состава Ахл и углеводородов. Определяются битумоидные коэффициенты β, являющиеся важными геохимическими показателями генерации углеводородов. Эти коэффициенты отражают относительное содержание битумоидов в ОВ: β=Сбит/Сорг *100, где Сбит и Сорг - содержания углерода соответственно в битумоиде и породе (Супруненко, Тугарова, 2003).

Фракции насыщенных и ароматических углеводородов (УВ) выделялись и исследовались с помощью хромато-масс-спектрометра - газового хроматографа с масс-детектором (в данном случае, это был комплекс Hewlett Packard 5973/6850 с масс-детектором и программным пакетом обработки аналитической информации).

Углеводородные компоненты битумоида представлены соединениями трех основных классов: алканами или парафинами (н-алканы, изопарафины или изоалканы) - соединения с открытой цепью и с одинарными связями между атомами углерода, алкенами с одной или двумя двойными связями между атомами углерода, нафтенами или циклоалканами и аренами с одним или несколькими бензольными кольцами (диметионафталины, фенантрен и его метильные гомологи, моно- и триароматические стероиды). Закономерности качественного и количественного распределения углеводородов многие исследователи используют для восстановления истории формирования молекулярного состава нефтяных флюидов в процессе их генерации, аккумуляции и консервации. К важным направлениям в прикладной геохимии, основанных на исследованиях молекулярного состава углеводородов относится и определение стадии катагенетического преобразования ОВ пород, что относится к задачам настоящей работы Соболева, 2003).

Одним из основных молекулярных параметров зрелости ОВ является так называемый метилфенантреновый индекс (MPI). Этот индекс был изучен при исследовании углей, в настоящее время его используют при исследовании и характеристике ОВ нефтематеринских пород и нефтей. В составе ОВ и нефти имеются пять возможных изомеров метилфенантрена - органических соединений, входящих в состав ароматической фракции углеводородов. Значение MPI увеличивается до конца нефтяного окна, а затем уменьшается. MPI рассчитывается по относительным соотношениям фенантрена (трициклический ароматический углеводород, С14H10) и его метильных гомологов. Значения MPI связаны со значениями коэффициента отражения витринита для различных типов углей, поэтому стало возможно получить расчетные значения коэффициента отражения витринита (Rр) по значениям MPI-1 (выделяют MPI-1 и MPI-2 в зависимости от соотношения фенантрена и его гомологов) (Соболева, 2003):

·        Rр=0,60(MPI-1) + 0,40, % (для Rо<1,35%);              (1)

·        Rр=-0,60(MPI-1) + 2,30, % (для Rо>1,35%).            (2)

В настоящей работе использованы результаты, полученные в лаборатории ВНИИОкеангеология. Материалом исследования послужили образцы керна скважины Адмиралтейская-1, представленные нижнетриасовыми отложениями индского яруса в интервале 1844-3403 и верхнепермскими, отобранных на глубинах 3610 м.

4.3 Пиролиз ОВ по методу Rock-Eval

Широкое распространение в нефтегеохимических исследованиях на Западе и в последнее время в России (в частности, в нефтегазонефтяных компаниях) получили пиролизаторы типа Rock Eval, разработанные под руководством Дж. Эспиталье во французском институте нефти. Целью пиролитического анализа является характеристика типа ОВ, особенностей его катагенетического преобразования и оценка возможного количества продуцируемых углеводородов. Преимуществами пиролизаторов являются полная автоматизация аналитического процесса, возможность осуществлять экспрессные массовые определения параметров выхода углеводородов из шлама и керна, отсутствие существенной предварительной подготовки проб керна или шлама к анализу, достаточность небольшого количества породы (80-100 мг) для осуществления полного анализа.

При невысокой температуре (90°С) в течение 2 мин из пробы породы высвобождаются газовые УВ, а также низкомолекулярные ряда С1-С7. Их содержание фиксируется по пику S0. Информативность этого показателя довольно низкая, характеризует количество остаточных газовых и легких (С1-С7) УВ в породах.

При кратковременном воздействии (3 мин) температуры 300°С выделяются присутствующие в породе жидкие нефтяные углеводороды (пик S1). Этот показатель в геохимическом смысле аналогичен содержанию в породе битумоида (нефти).

Термокрекинг ОВ при нагреве в интервале температур 300-600°С дает сведения о потенциальном выходе нефтяных углеводородов (пик S2), которые могут образоваться при термическом разложении ОВ. Геохимический смысл показателя S2 - нефтяной потенциал породы, т.е. то количество, которое может образоваться при полной реализации нефтегенерационного потенциала ОВ.

Сожжение остаточного ОВ в токе кислорода при 600°С позволяет определить массу образующейся CO2 (пик S4) и с учетом всех данных рассчитать содержание в породе Сорг. Ограничение температуры сожжения ОВ 600°С вынужденное, чтобы не допустить разложения карбонатов.

В кратком виде аналитическая фаза пиролиза может быть представлена следующим образом. Под воздействием нагретого потока гелия внутри поршня происходит дегазация пробы, помещенной в тигле наверху поршня. Температура регулируется так, чтобы через 2 мин она достигла 90°С. Поднимая поршень вверх, пробу вводят в печь и подвергают 3 - минутному воздействию постоянной температуры 300°С. При этом возгоняются «свободные» УВ нефтяного ряда. Программируемый нагрев в диапазоне 300-600°С приводит далее к термодеструкции керогена и высокомолекулярной асфальтово-смолистой составляющей битумоида. Окислительная фаза пиролиза, равная по продолжительности пиролитической, начинается в тот момент, когда автоматический ротор переводит пробу во вторую печь. Остаточное ОВ сжигается при 600°С в течение 5 мин. Общая продолжительность аналитического цикла составляет 20 мин (Лопатин, Емец, 1987).

Таким образом, использование вышеописанной методики пиролиза обеспечивает прямое количественное измерение следующих параметров:

·        S0 - содержание углеводородного газа в навеске породы, кг/т породы;

·        S1 - содержание в породе нефти (битумоида), кг/т породы;

·        S2 - нефтяной потенциал керогена, сохранившийся к моменту анализа образца, кг/т породы;

·        Сорг - содержание в породе органического углерода, масс.%.

Кроме того, фиксируется температура максимального выхода углеводородов в пике S2.

Параметр S0 мало информативен прежде всего из-за естественной дегазации шлама и керна на устье скважины за счет огромного перепада давления. Показатель S1, следуя конструктивной логике пиролизатора, должен быть ведущим в ряду других параметров выхода УВ при пиролизе. Это действительно в случае, когда изучаются проницаемые породы-коллекторы нефти, которые необходимо оценить с позиций нефтегазоносности. Однако рассматривать содержание УВ пика S1 как прямой и достаточный показатель продуктивности пласта - значит сильно удаляться от истины. Экспериментально доказано, что в неколлекторских глинистых отложениях выход УВ пика S1 надежно соотносится с содержанием хлороформенного битумоида. Как правило, интерпретация параметра S1 не выходит за рамки обычного здравого смысла: чем выше значение S1 в песчанике, тем с большей уверенностью можно говорить о его возможной продуктивности, и соответственно чем больше S1 в глинах, тем выше уровень реализации нефтематеринского потенциала породы и вероятней достижение ею главной фазы нефтеобразования.

Параметр S2 объективно характеризует остаточный нефтегенерационный потенциал керогена, что подтверждается независимыми методами исследования. Однако в S2 в аддитивной форме присутствуют высокомолекулярные гетеросоединения смол и асфальтенов нефти (или битумоида), которые, конденсируясь в тигле при 300°С в виде своеобразного шлака, выносятся из микрореактора пиролизатора лишь в зоне более высоких температур крекинга керогена. Вероятно, доля их в S2 сравнительно невелика.

Б. Тиссо и Д. Вельте полагают, что значения S2, меньшие 2 кг УВ/т, характеризуют бедные нефтематеринские отложения, от 2 до 6 - удовлетворительные, свыше 6 - богатые нефтематеринские пласты.

Содержание органического углерода в отношении с S2 приобретает особый смысл для характеристики типа ОВ и в зоне сильного проявления мезо- и апокатагенеза, когда низкие значения Сорг свидетельствуют о полном истощении нефтегенерационного потенциала материнской породы.

Температура максимального выхода УВ в зоне крекинга керогена - Tmax - выступает в качестве критерия степени катагенетического преобразования нефтематеринской породы. Аналогичного мнения придерживаются большинство исследователей, в частности, М. Тайхмюллер и Б. Дюран, изучившие параметры R°max и Tmax для углей широкого стратиграфического диапазона: от карбоновых до плиоценовых. Корреляция между R°max и Tmax в зоне от R°max = 0,5% (Tmax = 425°С) до R°max = 1,5% (Tmax = 475°С) носит линейный характер. Ниже и выше этого отрезка Tmax увеличивается быстрее, чем R°max. Однако нужно учитывать влияние на величину Tmax литологического состава породы и мацерального состава ОВ. На одной и той же глубине Tmax в песчаниках может изменяться на 100-200°С. Поэтому рекомендуется проводить сопоставления Tmax и R°max лишь для глинистых отложений, характеризующихся устойчивой связью Tmax с увеличением глубины погружения пород (Лопатин, Емец, 1987).

В стандартный комплект интерпретационных алгоритмов Rock Eval входят коэффициенты, представляющие собой ряд отношений измеряемых параметров. Для выделения миграционного феномена и прогнозирования нефтеносности разреза используется так называемый индекс нефтяной продуктивности OPI = S1/(S0+S1+S2). Значение OPI, превышающее 0,5, считается признаком промышленной нефтеносности проницаемого пласта. Высокий коэффициент OPI в глинистых НМ-отложениях свидетельствует об активно протекающих процессах перераспределения новообразованной микронефти; он характерен также для ОВ, прошедшего главную зону нефтеобразования. Это коэффициент при прочих равных условиях непрерывно возрастает как функция глубины (точнее, степени катагенеза) вследствие реализации нефтематеринского потенциала керогена.

Отношение S2/Сорг получило наименование водородного индекса HI, который отражает нефтегенерационный потенциал и тип материнского ОВ (Лопатин, Емец, 1987).

При подготовке образцов для пиролиза были соблюдены следующие условия. Сухие навески отбирались из как можно более темноцветных (темно-серых, черных) пород. Навеска породы, содержащей РОВ, для одного анализа составляла 70 мг. Органические и минеральные загрязнения образцов не допускались. Исследования проводились на приборе Rock-Eval-III. Данный прибор (в отличие от новой разработки Французского Института Нефти Rock-Eval-6) определяет параметры S0, S1, S2, но не позволяет высчитывать Сорг, потому определение этого параметра производилось отдельно.

Способы определения Сорг подобно большинству других способов определения элементного состава органических соединений основаны на переводе органического вещества (ОВ) в простейшие неорганические соединения (для углерода с СО2) и определении их содержания весовым, объемным, газохроматографическим методами. В данном случае применялся способ сожжения с определением количества образовавшегося CO2 газохроматографическим методом (в Сорг - анализаторе). Данный метод требует предварительной обработки породы 10%-ной соляной кислотой для удаления из породы углерода, связанного в карбонатах. Для этой операции из тщательно перемешенной измельченной породы берется навеска 10 г при невысокой карбонатности. Выход нерастворимого остатка в процентах на породу используется для пересчета аналитически определяемого содержания Сорг в нерастворимом остатке на исходную породу (Справочник по геохимии…, 1998).

Исследования проводились в Москве во ВНИИГеосистем при непосредственном участии автора.

Глава 5. Критерии катагенетических изменений отложений Адмиралтейского мегавала

 

.1 Макроскопическое описание пород

Макроскопическое описание пород из керна скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 производилось автором в кернохранилище ФГУП «Арктикморнефтегазразведка». Керн разделен по долблениям, т.е. по глубинным интервалам его отбора из скважины. Долбления скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 отмечены на схематических литолого-стратиграфических колонках (приложение 2). Керн из скважины Крестовая-1 представлен из всех ее долблений - интервалов отбора - 1735-1741 м, 2049-2056 м, 2417-2425 м, 2684-2693 м, 2952-2965 м, 3095-3103 м, 3395-3408 м, 3905-3914 м, 4055-4065 м. Керн из скважины Адмиралтейская-1 представлен не во всех долблениях, только в интервалах 1844-1856 м, 2145-2158 м, 2852-2865 м и 3234-3244 м. Большая часть керна в кернохранилище отсутствует. По этой причине для характеристики пород остальных долблений - 2637-2645 м, 3403-3415 м, 3603-3615 м, 3748-3755 м - были использованы описания из фондовых материалов ВНИИОкеангеология.

По результатам макроскопического описания отложения скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 представлены аргиллитами, аргиллитоподобными глинами, в меньшей степени, алевролитами и песчаниками. Ниже приводится описание отложений по долблениям вниз по разрезу.

Скважина Адмиралтейская-1.

Интервал 1844-1856 м. Отложения представлены переслаиванием тонкозернистых терригенных пород - аргиллитов и алевролитов. Аргиллиты преимущественно черного цвета, иногда в них встречаются уплощенные включения алевролита (рис.4а); алевролиты имеют цвет от светло-серого до темно-серого, сильно глинистые. Вся порода массивная, плотная, очень крепкая. Наблюдаемая в алевролитах и аргиллитах слоистость тонкая, горизонтально-волнистая, прерывистая. Обломки пород представляют собой «щебенку» с раковистым изломом.

Интервал 2145-2158 м. Встречаются «брекчиевидные» породы: алевролиты серого цвета со слабым зеленоватым оттенком содержат угловатые обломки (первые см) темных до черного цвета аргиллитов. Наблюдаются трещины, выполненные кальцитом. В нижней части интервала отложения представлены обычными темно-серыми аргиллитами с раковистым изломом. Встречаемые алевролиты сильно глинистые. Породы плотные, колются со звоном.

Интервалы 2637-2645 м, 2852-2865 м, 3234-3244 м, 3403-3415 м. Аргиллиты темно-серые (рис.4b), преобладают однородные, часто присутствует пирит, разбиты вертикальными трещинами, выполненными кварцем. На отдельных участках появляются тонкие горизонтальные слойки более светлых алевролитов, образуя горизонтальную слоистость.

Рис.4. a - горизонтально слоистый аргиллит, 1844+5,5 м;- горизонтально-волнисто слоистый аргиллит, 2637+7,5 м.

Алевролиты глинистые. Породы плотные, крепкие, с раковистым изломом и скорлуповидной отдельностью.

Интервал 3603-3615 м. Аргиллиты темно-серые, с раковистым изломом, очень крепкие, с редкими тончайшими (доли мм) светло-серыми, слабо известковыми слойками. Встречается мелкий растительный детрит. В низах интервала встречаются мелкие углефицированные остатки флоры (фрагменты стеблей). В этой части интервала - переслаивание алевролитов и светлых известковых алевролитов. Эти слойки встречаются на всем интервале. Местами аргиллиты темно-серые (черно-серые) с буроватым оттенком.

Интервал 3748-3755. В этом интервале породы представлены карбонатными породами: иловыми и илово-биокластическими известняками серого и темно-серого цвета, интенсивно окремненными. Структура известняков пелитоморфная, мелкозернистая, участками реликтовая органогенно-обломочная за счет присутствия перекристаллизованных обломков створок раковин, остатков криноидей, спикул губок. Окремнение двух типов: равномерное, когда скрытокристаллический кремнезем развивается по породе и желваково-прожилковое. Характерны стилолитовые швы, подчеркнутые нитевидными скоплениями углеродисто(?)-глинистого материала (Бро и др., 1993).

Общая особенность практически всех изучаемых пород это наличие горизонтально-слоистой и массивной структуры, породы очень крепкие. Обломки аргиллитов и алевролитов представляют собой «щебенку» с раковистым изломом.

Скважина Крестовая-1.

Интервал 1735-1741 м. В верхах интервала встречаются песчаные породы. Песчаник зеленовато-серый, мелкозернистый, алевритистый до алевролитового, с глинистым цементом. Порода плотная и крепкая, в маломощных участках (до 0,25 м) однородная. По всему интервалу изредка встречаются прослои (1-5 см) аргиллита темно-серого. Слоистость горизонтальная и волнистая. В песчанике постоянно наблюдаются скопления угловатых уплощенных обломков (нередко многочисленных) темно-серых аргиллитов, ориентированных горизонтально; в небольшом количестве наблюдаются скопления обугленного растительного детрита по отдельным плоскостям напластования. Аргиллитоподобные глины темно-серые с зеленоватым оттенком, слабо алевритистые, однородные. Керн представлен мелкой комковатой щебенкой, встречаются мелкие зеркала скольжения. Порода преимущественно красновато-коричневая с темно-зелеными пятнами и разводами. Порода алевритистая, плотная и крепкая, массивная с шероховатым изломом. Отмечаются мелкие и крупные зеркала скольжения.

В целом наблюдается неравномерное тонкое переслаивание аргиллитов, алевролитов и песчаников. Аргиллит красновато-коричневого и темно-серого цветов, плотный, крепкий, однородный, отмечается раковистый излом. Мощность прослоев аргиллита 2-5 см.. Алевролит зеленовато-серый, темный, мелкозернистый, глинистый, плотный, крепкий, однородный. Мощность прослоев 10-20 см. В переслаивании преобладают песчаные прослои. Слоистость близка к горизонтальной, контакты аргиллит-песчаник резкие и отчетливые, аргиллит-алевролит - с постепенным переходом.

Интервал 2049-2056 м. Неравномерное переслаивание аргиллита темно-серого, аргиллита темно-коричневого, алевролита зеленовато-серого и песчаника серого с зеленоватым оттенком. Аргиллит темно-серый, слабо алевритистый, плотный, крепкий, однородный, с раковистым изломом. Мощность прослоев 1-3 см. Аргиллит темно-коричневый, слабо алевритистый, однородный, керн представлен как мелкой щебенкой, так и массивными кусками с раковистым и гладким изломом. Алевролит зеленовато-серый, разнозернистый с глинистым цементом, плотный, крепкий, однородный. Мощность прослоев алевролитов 0,10 - 0,20 м. Песчаник серый с зеленоватым оттенком, мелкозернистый, в разной степени алевритистый с глинистым цементом, плотная и очень крепкая, преимущественно однородная. В небольшом количестве по отдельным плоскостям наслоения наблюдаются скопления углистого детрита. Мощность песчаных прослоев 0,20 - 0,60 м. В переслаивании преобладают прослои аргиллитов. Слоистость, в целом, горизонтальная.

Интервал 2417-2425 м. Аргиллиты преимущественно красновато-коричневые, участками до темно-серого, с красновато-коричневым оттенком от слабо алевритистого до алевритистого, плотные, крепкие, с гладким и раковистым изломом, однородные.

Интервал 2684-2693 м. В этом интервале наблюдается переслаивание песчаников и аргиллитов. Песчаник зеленовато-серый, мелкозернистый, алевритистый, с глинистым цементом, плотный, крепкий. По всему интервалу изредка встречаются округлые карбонатные стяжения, выполненные светло-коричневым кальцитом, ориентированные по напластованию. Аргиллит зеленовато-серый, темный, алевритистый, плотный, крепкий, массивный, однородный.

Интервалы 2952-2965 м, 3095-3103 м. Здесь породы представлены переслаивающимися аргиллитоподобными глинами и алевролитами бурой, вишневой, серой окрасок. Породы все массивные, различной твердости: аргиллитоподобные глины менее твердые, чем наблюдаемые в предыдущем интервале аргиллиты. Намывы или налеты глинистого материала красновато-вишневого цветов наблюдаются на плоскостях напластования между прослоями.

Интервалы 3267-3280 м, 3395-3408 м, 3586-3598 м. В целом, эти интервалы представлены переслаиванием алевролитов и аргиллитоподобных глин, алевролитов, алевропесчаников преимущественно серых цветов, иногда в них появляются глинистые включения (обломки аргиллитоподобных глин) буро-вишневых цветов. В интервале 3586-3598 м появляются аргиллиты серые с зеленоватым и красновато-бурым оттенками.

Интервал 3809-3819 м, 3905-3914 м, 3947-3956 м, 4055-4065 м. В данных интервалах наблюдается переслаивание аргиллитов серых, черных, пестроцветных, алевролитов серых, пестроцветных. Породы плотные, массивные, с раковистым изломом. Углефицированного растительного детрита мало или вообще не наблюдается. Слоистость горизонтальная, иногда волнистая. Наибольшее распространение здесь имеют серые до черного цвета типичные аргиллиты - плотные, крепкие, с раковистым изломом.

По результатам макроскопического описания керна скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 можно сказать следующее: отложения скважины Адмиралтейская-1 в большей степени представлены переслаивающимися плотными, крепкими, с раковистым изломом аргиллитами и алевролитами, изредка песчаниками. Породы преимущественно серых до черного цветов. В интервале глубин 3748-3755 м (забой скважины) встречены карбонатные отложения, также плотные, массивные, кремнистые. В скважине Крестовая-1 встречаются аргиллиты, аргиллитоподобные глины, алевролиты, песчаники серые до черного, пестроцветные. В отличие от пород керна скважины Адмиралтейская-1 эти отложения характеризуются различной твердостью, меняясь от полутвердой до очень крепких на протяжении всего разреза. Также породы скважины Крестовая-1 имеют ярко выраженную пестроцветную окраску.

Отложения как скважины Адмиралтейская-1, так и скважины Крестовая-1 обеднены рассеянным органическим веществом, углефицированных остатков в них практически не наблюдается или их очень мало.

 

.2 Петрографический состав пород

Скважина Адмиралтейская-1.

В интервале глубин 1844 - 1856 м представлены отложения, которые имеют следующее петрографическое описание: в основном, отложения представлены аргиллитами, в состав которых входят угловатые алевритовые зерна преимущественно кварца размерами 0,01-0,05 мм, примесь мелкого углистого детрита, лейсты слюды и хлорита; матрикс сложен глинистыми микрочешуйками; текстура массивная. Слоистость, если таковая наблюдается, подчеркнута тонкими, темными слойками, обогащенными углисто(?)-глинистым веществом или же она обусловлена распределением глинистых минералов матрикса по отношению к алевритовой составляющей пород.

Песчаники мелкозернистые с массивной текстурой имеют следующий состав обломочной части: угловатые, реже округлые, зерна кварца, полевого шпата, плагиоклаза (микроклин), хлорита, обломков кварцитов; размеры зерен и обломков в среднем 0,10 мм. Цемент встречается как мономинеральный, так и полиминеральный по составу. По классификации песчаных пород В.Д. Шутова (Платонов, Тугарова, 2003) песчаные отложения представлены мезомиктовыми песчаниками и кварцевыми граувакками, причем последние встречаются чаще (рис.7). Встречаются мезомиктовые песчаники с карбонатным цементом, закрыто-поровым, микрокристаллическим, сложенным, в основном, кальцитом (рис.5a, 5b), в граувакковых песчаниках (рис. 5c, 5d), обломочную часть которых составляют обломки кварцитов, встречается так закрыто-поровый с независимой по отношению к зернам цементацией карбонатный цемент, так и островной карбонатный цемент. Помимо упомянувшего типа цемента, определяемого по взаимоотношению с зернами, - независимой цементации, можно выделить и коррозийный, но в данном интервале глубин характер проявления коррозии незначителен. Чаще цемент является полиминеральным по составу - это глинисто-карбонатный, глинисто-кварцево-карбонатный. Отличительной чертой песчаных отложений является то, что зерна в них имеют вполне ясные очертания, не подвержены явной коррозии.

В интервале глубин 2145 - 2158 м отложения по составу, структуре и текстуре практически не отличаются от таковых предыдущего интервала. Это в полной мере относится к глинистым отложениям. Песчаные отложения по классификации В.Д. Шутова (рис.7) представлены также в большей степени кварцевыми граувакками, отдельные образцы - мезомиктовыми песчаными породами (рис. 5e, 5f). Они также характеризуются наличием глинисто-карбонатного цемента, состав их включает зерна кварца, полевых шпатов, плагиоклазов, лейст слюд, обломков кварцитов. Здесь можно отметить более агрессивное проявление карбонатизации зерен, в частности кварцевых.

На глубинах 2637-2645 м встречаются аргиллиты, аналогичные по составу и структуре вышерассмотренным. Аргиллиты буроватой окраски, алевритистые (до аргиллита). Структура алеврито-чешуйчатая, текстура массивная, волнистослоистая.

Рис. 5. а,b - мезомиктовый песчаник с глинисто-карбонатным цементом; c,d - кварцевая граувакка с карбонатно-кремнисто-глинистым цементом; e - rварцевая граувакка с кремнисто-глинисто- карбонатным цементом; f - мезомиктовый песчаник с глинисто- карбонатным цементом; g, h - окремненный доломитизированный известняк с микростилолитовыми швами.

Иногда алевритовая фракция распределена послойно (0,002-0,080 мм), включает обломки кварца, полевых шпатов, кварцитов, много мелких частиц черного детрита, лейсты гидрослюды и хлорита; цемент - карбонатно-кремнисто-глинистый: глинистый - микрочешуйчатый, буроватый, карбонатный - микрокристаллический, закрыто-поровый, островной; там, где развит матрикс, состав аналогичный. Имеется коррозия обломочных зерен. Алевролиты, встреченные здесь, являются кварцевыми граувакками.

Породы, встреченные в интервалах глубин 2852-2865 м, 3234-3244 м, 3403- 3415 м, 3603-3615 м представлены алевритистыми или алевролитовыми аргиллитами буроватой окраски; как островной встречается карбонатный цемент (в алевролитовых составляющих пород), как матрикс - кремнисто-глинистый. Текстура массивная, тонкослоистая. Структура иногда тонкослоистая, обусловлена либо переслаиванием глинистых и алевролитовых составляющих пород, а также - наличием растительного детрита.

В интервале глубин 3749-3755 встречены известняки доломитизированные, сильно кремнистые (рис.5g,h). Структура пелитоморфная, мелкокристаллическая. Текстура массивная. Реликтовые гнезда известняка сложены микроспаритовым кальцитом (0,004-0,015 мм) с большим количеством мелких ромбов доломита (до 0,09 мм) и с примесью зерен кварца. Известняк облачно замещается массивным агрегатом микрозернистого и микросферолитового кремнистого вещества с выделениями крупных ромбов доломита (0,06 - 1,10 мм). Доломитизация породы развивалась после окремнения, на что указывает нахождение ряда ромбов доломита одновременно и в известняке, и в кремнеземе. Наблюдаются стилолитовые швы, которые широко развиваются особенно в тех породах, которые содержат примесь глинистого вещества и органического вещества (рис.5g,h).

Скважина Крестовая-1.

В изученных автором шлифах представлены породы, похожие по своему составу, структуре и текстуре таковым рассмотренных выше отложений скв. Адмиралтейская-1. Особое внимание будет также уделено песчаным отложениям как наиболее информативным в плане определения стадий катагенеза.

В интервале глубин 1735-1741 м представлены песчаные отложения и аргиллиты. Песчаники мелкозернистые (см. рис. 6a,b), преобладают слабоокатанные обломки величиной 0,1-0,2 мм, среднесортированные. В составе обломков присутствуют кварц (30-35%), обломки кварцитов (10-15%), полевые шпаты (плагиоклаз, в меньшем количестве микроклин) - 10%; отдельные чешуйки и скопления чешуек хлорита и слюд (5-10%). По классификации песчаных пород В.Д. Шутова все песчаные отложения являются кварцевыми граувакками (рис. 7). Цемент закрыто-поровый, 30%, по составу глинисто(гидрослюдисто)-кремнистый. В незначительном количестве присутствует карбонатное вещество в виде островного цемента. Зерна имеют ясные очертания, угловатые, местами округлые. Общая пористость 3-5%.

Рис. 6. а,b - кварцевая граувакка с глинисто-кремнистым цементом; c - кварцевая граувакка с кремнисто-карбонатным цементом; d - аргиллит горизонтальнослоистый; e,f - кварцевая граувакка с кремнисто-карбонатным цементом с обилием инкорпорационных швов; g, h - массивный аргиллит.

В интервале глубин 2049-2056 м: (рис. 6c): песчаники мелкозернистые, иногда крупнозернистые, преобладают средне- и слабоокатанные обломки с размерами от 0,1 до 0,15 мм, составляют около 70% от всей породы. В составе обломков присутствуют кварц, обломки кварцитов, полевые шпаты, чешуйки хлорита, слюд. По классификации В.Д. Шутова они также все являются кварцевыми граувакками (рис.7). Зерна, в целом, имеют ясное очертание, сильно угловатые, местами замещенные карбонатным веществом. Цемент закрыто-поровый, островной, независимой цементации по взаимоотношению с зернами, иногда коррозионный (в случае островного карбонатного цемента), по составу кремнисто-карбонатно-глинистый (гидрослюдистый).

Для интервала глубин 2417-2425 м. Как правило, структура аргиллитов алевролито-пелитовая, текстура массивная, иногда пятнистая, что обусловлено неравномерным окрашиванием породы в бурый цвет. Породы состоят из глинисто-слюдистого и кремнистого материала. В них присутствует обломочный материал, который распределяется крайне неравномерно, представлен преимущественно угловатыми зернами кварца, слюдами, хлоритом, редко плагиоклазом. В интервале глубин 2952-2965 м (рис.6d) аргиллиты переслаиваются с алевролитами, при этом иногда алевролитовая составляющая ведет себя хаотично и неравномерно по отношению к глинистой части, иногда слоистость строго горизонтальная. Обломочная часть сцементирована карбонатным веществом.

Песчаные отложения интервала 3395-3408 м по составу аналогичны песчаникам, которые были описаны выше, но появляется характеристика, которая здесь проявляется наиболее сильно - это наличие инкорпорационных и конформных швов, зерна сильно угловатые (см. рис. 6e,f).

В интервалах глубин 3809-3819 м, 3905-3914 м (см. рис.6g,h) и 4055-4065 м наблюдаются аналогичные вышерассмотренным аргиллиты буроватой окраски, массивные, иногда горизонтально слоистые.

Таким образом, отложения скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 в шлифах в основном представлены аргиллитами, алевролитами и песчаниками. Отложения обеих скважин характеризуются, чаще всего, горизонтально слоистой текстурой. Структура песчаных отложений, как правило, мелкозернистая, встречается крупнозернистая. В основном, они являются кварцевыми граувакками, мезомиктовыми. Цемент в песчаниках и алевролитах чаще всего полиминеральный: глинисто-карбонатный, карбонатно-глинисто-кремнистый. С увеличением глубины в отложениях скважин наблюдаются появление микростилолитовых, конформных, микростилолитовых швов. То есть отложения обеих скважин похожи по составу и структуре.

Рис.7. Классификационная диаграмма В.Д. Шутова (Платонов, Тугарова, 2003). a. cостав песчаных пород скв. Адмиралтейская-1. b. cостав песчаных пород скв. Крестовая-1. 1-кварцевые, 2- олигомиктовые, 3 - мезомиктовые, 4 - кварцевые граувакки, 5 - граувакки, 6 - полевошпатовые граувакки, 7 - полевошпатовые, 8 - аркозы.

5.3 Методика Л.В. Орловой

Скважина Адмиралтейская-1.

По методу оптико-геометрического определения степени уплотненности песчаных пород Л.В. Орловой песчаники и алевролиты скважины Адмиралтейская-1 имеют на разных интервалах отбора керна - долблениях - следующие значения параметра Кср (среднее значение коэффициента уплотненности К) (рис.8):

·        1844-1856 м. В этом интервале песчаники и алевролиты имеют К= 0,41-0,46, т.е. породы находятся на ранней и средней стадиях катагенеза. Это соответствует градациям протокатагенеза и начала мезокатагенеза (Логвиненко, Орлова, 1987).

·        2145-2158 м. Песчаные отложения на этих глубинах находятся на стадиях среднего катагенеза (значение Кср=0,52), что в приблизительной мере отвечает градациям начала мезокатагенеза.

·        2637-2645 м. Алевролиты, встреченные здесь, имеют Кср=0,59, что соответствует началу мезокатагенеза (МК1).

Скважина Крестовая-1.

Для песчаных отложений скважины Крестовая-1 значения на разных интервалах глубины таковы (рис.8):

·        1735-1741 м. Коэффициент уплотненности песчаных пород Кср=0,44, что соответствует градациям протокатагенеза и градации МК1 мезокатагенеза (Логвиненко, Орлова, 1987).

·        2049-2056 м. Коэффициент уплотненности песчаных пород Кср=0,58, породы находятся на средней стадии катагенеза - начало мезокатагенеза.

·        3395-3408 м. В этом интервале Кср для песчаных пород составляет 0,64, что соответствует началу поздней стадии катагенеза.

·        3809-3819 м. Здесь коэффициент уплотненности составляет 0,59.

Из графиков (рис. 8 a,b) видно, что песчаные отложения скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 характеризуются схожими значениями коэффициента уплотненности на соответствующих глубинах, т.е. практически идентична направленность изменения этого значения с увеличением глубины в двух скважинах.

Рис. 8. Изменение коэффициента уплотненности песчаных пород с глубиной: a - в скважине Адмиралтейская-1, b - в скважине Крестовая-1.

5.4 Минеральный состав глинистых отложений

По результатам рентгенофазового анализа в состав аргиллитов керна скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая - 1 входят кварц, микроклин, альбит, кальцит, сидерит, анкерит, пирит.

Скважины Адмиралтейская-1.

Состав глинистой фракции включает в себя преимущественно гидрослюду (иллит) и хлорит, а также в меньшей степени каолинит, что хорошо видно на дифрактограмме (рис.12). Наблюдается закономерное увеличение с глубиной гидрослюдистой составляющей (рис.9a,b). Состав хлорита в отложениях на глубинах 1844-1856 м, 2145-2158 м, 2852-2865 м и 3234-3244 м определен как железо-магниевый или железистый, представлен минералом клинохлором (рис.12). Также для отложений в интервалах глубин 1844-1856 м, 2145-2158 м и 3234-3244 м (4 образца) был выявлен политип минерала группы гидрослюд - иллит 2М1 (рис.12).

Крестовая-1.

Состав глинистой фракции отложений скважины Крестовая-1 включает в себя преимущественно гидрослюду и хлорит, а также монтмориллонит, смешаннослойные минералы и каолинит. Наблюдается закономерное увеличение содержания гидрослюды с глубиной: с 25% от состава глинистой фракции на глубине примерно 1740 м до 55% на отметке в 3100 м (рис.10). Монтмориллонит наблюдается на отметках в 2000 м. С глубины в 2600 м фиксируется присутствие смешанослойных минералов в количестве до 15% от всей глинистой фракции. При этом процентное содержание разбухающих слоев в смешанослойных минералах составляет 20-25% на глубинах 2600-3100 м (скв. Крестовая-1) (рис. 11).

Таким образом, состав глинистой фракции отложений скважины Крестовая-1 характеризуется более широким спектром минералов, чем в отложениях скважины Адмиралтейская-1.

- воздушно-сухой препарат

- насыщенный этиленгликолем

- прогретый при 550оС в течение 2 часов

Рентгеновский дифрактометр

Рабочий режим: Со, 40кВ, 30мА: D/Max-2200

Условия съёмки: 2- 30 0 2θ

Ch - хлорит, IL -иллит, К - каолинит, Qu - кварц, Alb - альбит.

Рентгеновский дифрактометр: D/Max-2200

Рабочий режим: Со, 40кВ, 30мА

Условия съёмки: 5- 65 0 2θ

Рис.12. Дифрактограмма образца 3234+1,1 м. (верхняя дифрактограмма представлена не в реальном масштабе - линия кварца показана не полностью - с целью более высокой визуализации основных рефлексов глинистых минералов).

5.5 Физические свойства пород

Среди физических свойств изучались общая пористость (%), проницаемость (мД) и плотность (г/см3) отложений скважины Адмиралтейская-1 и Крестовая-1.

Скважина Адмиралтейская-1.

Общая пористость. Песчаные породы. В интервале 1844-1856 м среднее значение общей пористости в песчаных отложениях составляет 5,2%. Это низкий показатель для песчаных отложений., Аргиллиты в интервале 2145-2158 м характеризуются изменением пористости в пределах 0,3-3,3, составляя в среднем, 1,8%. Коэффициент общей пористости глинистых отложений интервалов отбора керна 2637-2645, 2852-2865, 3403-3415 и 3603-3615 м варьирует уже в районе от 0,4 до 1% (рис. 13).

Проницаемость была замерена в песчано-алевритовых отложениях в интервалах отбора керна 1844-1856 м и 2145-2158 м. Проницаемость составляет около 0,01 мД, в единичных случаях повышаясь в песчаниках до 0,18 - 0,34 мД.

Плотность пород. Среднее значение плотности песчаных отложений в интервале 1844-1856 м составляет 2,58 г/см3.

Значения плотности глинистых отложений интервалов отбора керна 1844-1856 м, 2145-2158 м, 2637-2645 м, 2852-2865 м, варьирует, соответственно, от 2,63 до 2,71 г/см3, образуя скачок на глубинах 2145-2640 м (рис.14).

Скважина Крестовая-1.

Данные по физическим свойствам отложений скв. Крестовая-1 представлены в малом количестве, и определялись они для песчаных отложений (табл. 3). Здесь видно четко изменение с глубиной общей пористости с 10,9% в интервале отбора керна 1735-1741 м до 2,1%, определенной для песчаной породы на отметке 2417+4,7 м. Проницаемость на глубинах 1735-2056 м составляет в среднем 0,14 мД.

Таблица 3. Результаты определения физических свойств пород из керна скважины Крестовая-1

№ п/п	Интервал отбора керна, м	Название породы	Пористость, %	Проницаемость, мд
1	1735-1741	песчаник	10,9	0,12
2	1735-1741	песчаник	4,9	0,10
3	2049-2056	песчаник	8,4	0,19
4	2417-2425	алевролит глинистый	2,1	-

 

.6 Отражательная способность витринита

В группу витринита входят любые остатки высших растений (лигнино-целлюлозные ткани), подвергшиеся процессу изменения до бесструктурной формы. Микрокомпоненты группы витринита могут иметь любую степень сохранности первоначального анатомического строения, так же как и любые размеры частиц, начиная от крупных фрагментов и кончая мельчайшими комочками, размером в несколько микрометров. В тонких шлифах в простом проходящем свете микрокомпоненты данной группы имеют яркую окраску, колеблющуюся в пределах желтовато-оранжевых, оранжевых, оранжево-красных и красных оттенков. В простом отраженном свете они обладают светло-серой, а с масляной иммерсией - более интенсивной серой окраской (рис.15) (Парпарова, Жукова, 1990).

Скважина Адмиралтейская-1.

Результаты измерения отражательной способности представлены в табл.4. Показатели преломления витринита в диапазоне глубин 1620-1775 м (см. табл.4) для отложений скв. Адмиралтейская-1 варьируют от 1,680 до 1,780. Среднее значение отражательной способности витринита на глубине около 1850 м в скв. Адмиралтейская-1 варьирует в пределах 0,71-0,87% (см. табл.4). В образце, отобранном в интервале глубин 2145-2158 м, значение отражательной способности витринита равно 0,93%.

Скважина Крестовая-1.

В скважине Крестовая-1 (табл.5, рис.16) наблюдается закономерное увеличение значения ОСВ с глубиной. На глубине примерно 1740 м это значение составляет 0,89%. Значения ОСВ, равные 0,74, 0,89 и 1,90 соответственно на глубинах 1490 м, 1740 и 3270 м скорее всего завышены. Это, возможно, связано с присутствием в образцах сульфидов, а также с тем, что замеры измеряемых частиц очень малы.

Рис. 15. Бесструктурные формы витринита (Vt) в углефицированных остатках отложений керна скв. Адмиралтейская-1 (поверхность аншлифа в отраженном свете).

Таблица. 4. Скв. Адмиралтейская-1. Результаты измерения показателя преломления витринита Nvt (ВНИИОкеангеология, 1989-1990), показателя отражательной способности витринита, соответственно в воздухе и кедровом масле, Ra (ВНИИОкеангеология, 1990 г.) и Ro, % (ВНИИОкеангеология, 2007 г.).

Глубина, м	N vt	Ra, %	Ro, %	Градация мезокатагенеза по Н.Б.Вассоевичу
1585	1,680<N<1,710			МК1
1620	1,790	8,1		МК2
1695	1,790	8,1		МК2
1775	1,790	8,2		МК2
1844+6.6			0,87	МК2-3
1844+8.4			0,71	МК2
2145+8.2			0,93	МК3

Таблица 5. Скв. Крестовая-1. Результаты измерения показателя отражательной способности витринита Ro, % (ВНИИОкеангеология, 2009 г.).

Глубина, м	Препарат изготовлен из	Ro, %	Градация мезокатагенеза по Н.Б.Вассоевичу
243	уголь	0,52	МК1
263	уголь	0,54	МК1
290	уголь	0,53	МК1
590	уголь	0,52	МК1
670	уголь	0,54	МК1
1490	алевролит с растит.органикой.	0,74	МК2
1590	алевролит с растит.органикой.	0,57	МК1
1600	алевролит с растит.органикой.	0,63	МК2
1735+3,85	алевролит с растит.органикой.	0,89	МК2
3267+4,5	алевролит с растит.органикой.	1,9	МК5

5.7 Пиролиз ОВ

Скважины Адмиралтейская-1 и Крестовая-1.

Результаты пиролиза ОВ отложений двух скважин представлены в таблицах 6, 7, 8. В таблице 7 представлены результаты пиролиза ОВ отложений скв. Адмиралтейская-1, выполненного сотрудниками ВНИИОкеангеология в 1994 г.

Отложения скважин Адмиралтейская-1 и Крестовая-1 являются бедными органическим веществом. Аналитически определенное содержание органического углерода в отложениях скв. Адмиралтейская-1 варьирует в пределах от 0,12 до 2,19 весовых %, в среднем Сорг составляет 0,74 весовых %. В отложениях скв. Крестовая-1 среднее значение Сорг = 0,32 вес.%.

Низкие значения параметров S1(для отложений двух скважин), а значит, низкие значения содержания в породе битумоидов (как было сказано выше, выход УВ пика S1 надежно соотносится с содержанием хлороформенного битумоида), что свидетельствуют об очень низкой реализации нефтематеринского потенциала пород. Для этого могут быть следующие причины: либо нефтегазоматеринский потенциал отложений уже реализован, т.е. образованные углеводороды мигрировали или/и подверглись деструкции вследствие высокой катагенетической преобразованности, либо органическое вещество было интенсивно окислено и/или подвержено биодеградации на стадии диагенеза, поэтому ОВ вступает в зону катагенеза со значительно пониженным нефтематеринским потенциалом (Парпарова, Жукова, 1990). Параметр S2 для отложений скв. Адмиралтейская-1, характеризующий остаточный нефтегенерационный потенциал керогена, в среднем составляет 0,13 мг УВ/г породы, для отложений скв. Крестовая-1 - 0,03 мг УВ/г породы, т.е. очень низкий. Таким образом, по-видимому, исследуемая толща, вскрытая скважинами изначально было обеднено органическим веществом, окисленным и биодеградированным, вследствие чего нефтегазоматеринский потенциал был заложен в этих породах крайне низкий. Ввиду того, что слишком мало содержание органического вещества, определение главного для наших целей параметра - максимальной температуры выхода битумоидов при пиролизе ОВ (Tmax) - оказалось затрудненным. Только в двух образцах интервала отбора керна (2637-2645 м) скв. Адмиралтейская-1 (в скв. Крестовая-1 ни одного) этот параметр составил 442 и 435°С. В соответствии с графиком зависимости Тmax и ОСВ (Лопатин, Емец, 1987) данные образцы находятся на градации МК2. Однако для того же вышеупомянутого образца - 2637+0,7 м - была получена Tmax = 475°C, что соответствует градации мезокатагенеза МК4.

Таким образом, подытоживая результаты пиролиза ОВ относительно определения степени катагенетической преобразованности, можно предполагать нахождение данных отложений по крайней мере с глубины в 2650 м на стадии МК2-3. При этом стоит понимать, что статистически такое заключение крайне некорректно ввиду малого количества значений параметра Tmax.

Таблица 6. Результаты пиролиза ОВ отложений скв. Адмиралтейская-1.

№ п/п	Глубина (м)	Карбонатность (%)	Сорг. (вес%)	Параметры пиролиза "Rock-Eval"
				Sо	S1	S2	Tmax (0С)	OPI	HI (мгУВ/г Сорг.)
				(мг УВ/г породы)
1	1848,12	15,6	0,51	0	0,03	0,15	-	-	-
2	1849,10	14,3	0,82	0	0,03	0,10	-	-	-
3	1851,30	16,6	0,51	0	0,08	0,28	-	-	-
4	2153,43	14,8	0,12	0	0	0,03	-	-	-
5	2615,00	8,8	0,58	0	0,24	0,19	442	0,56	33
6	2637,70	13,4	1,05	0	0,16	0,40	435	0,29	38
7	2638,80	21,1	0,52	0	0,01	0,11	-	-
8	2854,86	15,0	0,83	0	0,04	0,05	-	-	-
9	2861,50	16,9	1,05	0	0,04	0,07	-	-	-
10	3234-3244	12,7	0,30	0	0,02	0,04	-	-	-
11	3234,00	76,3	0,60	0	0,10	0,10	-	-	-
12	3404,20	16,7	0,77	0	0,03	0,03	-	-	-
13	3603(1)	19,0	0,28	0	0	0	-	-	-
14	3603(7)	18,2	0,82	0	0	0,29	-	-	-
15	3604,50	18,0	0,88	0	0,06	0,10	-	-	-
16	3610,30	17,7	2,19	0	0,05	0,08	-	-	-

Таблица 7. Результаты пиролиза ОВ отложений скв. Адмиралтейская-1 (ВНИИОкеангеология, 1994 г.)

№ п/п	Глубина (м)	Сорг. (вес%)	Параметры пиролиза "Rock-Eval"
			Sо	S1	S2	Tmax (0С)	OPI	HI (мгУВ/г Сорг.)
			(мг УВ/г породы)
1	2145+8,3	0,24	0	0,03	0,04	-	-	-
2	2637+0,7	0,82	0	0,16	0,40	475	0,29	38
3	2852+9,5	0,51	0	0,04	0,07	-	-	-
4	3603+2,7	0,12	0	0,04	0,03	-	-	-

Таблица 8. Результаты пиролиза ОВ отложений скв. Крестовая-1.

№ п/п	Глубина (м)	Карбонатность (%)	Сорг. (вес%)	Параметры пиролиза "Rock-Eval"
				Sо	S1	S2	Tmax (0С)	OPI	HI (мгУВ/г Сорг.)
				(мг УВ/г породы)
1	2049,80	8,8	<0,10	0	0,04	0,01	-	-	-
2	2422,87	5,8	0,15	0	0	0,01	-	-	-
3	2424,12	8,8	0,21	0	0	0,01	-	-	-
4	2956,40	14,2	0,50	0	0,02	0,07	-	-	-
5	2959,09	11,6	0,14	0	0,01	0,01	-	-	-
6	3010,70	10,7	0,60	0	0,01	0,01	-	-	-
7	3809,60	15,9	0,19	0	0,01	0,01	-	-	-
8	3905,35	17,1	0,45	0	0,02	0,06	-	-	-
9	3910,05	15,0	0,45	0	0,01	0,06	-	-	-
10	4056,80	18,8	0,31	0	0,02	0,04	-	-	-
11	4057,50	17,7	0,22	0	0,01	0,03	-	-	-

5.8 Битуминологическая характеристика РОВ

Скважина Адмиралтейская-1.

Согласно результатам геохимического изучения кернового материала (10 образцов глинистых отложений из интервалов 1844-1856 м, 2145-2158 м, 2637-2645 м, 2852-2865 м, 3234-3244 м, 3403-3415 м, 3603-3615 м) скважины Адмиралтейская-1 в лаборатории ВНИИОкеангеология карбонатный материал в изученной толще распределен неравномерно, его содержание варьирует от 15 до 27%. При этом более значительное его содержание наблюдалось в интервалах - 2145+8,6 - 2852+9,8 м и на глубине 3403+1,2 м (рис.17). Распределение рассеянного органического вещества (РОВ) в нижнетриасовых отложениях (0,6 - 1,2% Сорг) в целом близко к кларковым для континентального сектора Земли - 1,0-1,5% Сорг (Справочник по геохимии…, 1998). Максимальное для изученной толщи содержание Сорг фиксируется на глубинах 3234+0,5 м (нижний триас) и 3603+6,0 м (верхняя пермь) - 1,9 и 2,1% соответственно. Значительные вариации этого показателя (1,0-2,0%) на глубинах 3234-3603 м, по-видимому, связаны с различным содержанием углистых включений в породах.

Для пород всего осадочного разреза характерно очень низкое содержание хлороформного битумоида (0,007-0,013%), а его распределение довольно однообразно с тенденцией снижения к нижним горизонтам. Гуминовые кислоты в отложениях отсутствуют. Групповой состав РОВ характеризуется низким содержанием растворимых компонентов, особенно в нижней части разреза (НОВ > 99%).

Содержание углеводородов в породе (0,004-0,008%) и органическом веществе (βУВ=0,16-0,90%), а также значения битумоидных коэффициентов (βАхл=0,3-1,4%ОВ), как и содержания битумоидов Ахл в породах очень низкие (рис.17).

По результатам расчета относительного соотношения фенантрена (трициклический ароматический углеводород, формула С14H10) и его гомологов, входящих в состав ароматической фракции углеводородов, были определены значения фенантренметиловых индексов MPI-1, которые дали следующие значения расчетного коэффициента отражательной способности витринита Rр (табл.9).

Таблица 9. Метилфенантреновые индексы и расчетные значения Rо.

Интервал,	MPI 1	R0, %
м		расчётное
1844+1,0	0,82	1,8
1844+6,0	0,80	1,8
2145+2,8	0,62	1,9
2145+8,6	0,58	2,0
2637+6,5	0,42	2,0
2852+2,5	0,42	2,0
2852+9,8	0,42	2,1
3234+0,5	0,58	2,0
3403+1,2	0,45	2,0
3603+6,0	0,40	2,1

Рис. 17. Распределение основных параметров РОВ в разрезе скв. Адмиралтейская-1. (материалы ФГУП ВНИИОкеангеология, 2009).

Глава 6. Стадиальный анализ триасовых отложений Адмиралтейского мегавала

 

.1 Литолого-геохимические критерии

Первые выводы о стадиях катагенеза и их различии в отложениях в различных частях Адмиралтейского мегавала можно сделать по результатам макроскопического описания отложений двух скважин, при котором были отмечены такие характеристики пород, как массивность текстуры пород, раковистый излом. Породы крепкие, колются со звоном. При наблюдаемой схожести отложений по составу, структуре и текстуре двух скважин породы Адмиралтейской структуры характеризуются большей крепостью и степенью литифицированности, поскольку в Крестовой структуре помимо плотных аргиллитов, алевролитов и песчаников встречаются аргиллитоподобные глины, которые отличались относительной мягкостью по отношению к отложениям Адмиралтейской структуры.

Стадийность катагенетических преобразований выявляется при петрографическом изучении пород в шлифах по наличию инкорпорационных, конформных и микростилолитовых швов. По мнению Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой (1987), границу между средним и поздним катагенезом возможно проводить по первому появлению таких структур, образовавшихся под давлением. Если сопоставить данное разделение стадии катагенеза на подстадии с градациями катагенеза по Н.В. Вассоевичу (Логвиненко, Орлова, 1987), то эта граница проходит на уровне МК2 и МК3. Микростилолитовые швы широко развиваются особенно в тех породах, которые содержат примесь глинистого вещества и органического вещества. В отличие от обломочных пород, где макростилолиты появляются только на стадии позднего катагенеза, в карбонатных породах они широко развиты уже на раннем этапе катагенеза. Микростилолитовые структуры появляются на стадии позднего катагенеза и особенно широко развиты в породах, испытавших более глубокие изменения, - стадии метагенеза (Логвиненко, Орлова, 1987).

В исследуемых песчаных отложениях Адмиралтейской структуры конформные и инкорпорационные швы появляются, начиная с глубины 2640 м. В пермских известняках на глубине 3750 м отмечаются многочисленные микростилолитовые швы, подчеркнутые глинисто-органическим(?) веществом. Таким образом, можно предполагать нахождение отложений Адмиралтейской структуры с глубины 2640 м на поздней стадии катагенеза (Логвиненко, Орлова, 1987; Каплан, 1970), что соответствует градациям МК3 и более по Н.Б. Вассоевичу. В песчаных отложениях Крестовой структуры многочисленные конформные и инкорпорационные швы наблюдаются на глубине 3400 м.

Таким образом, отложения Адмиралтейской структуры характеризуются большей степенью катагенетической измененности: граница между средней и поздней стадиями предполагается в них примерно на глубинах в 2600 м. Отложения Крестовой структуры находятся на градациях МК3 и более на глубинах 3400 м. Говоря об обоснованности данной оценки, стоит отметить, что проведение границ между зонами катагенеза представляется мало возможным (особенно для отложений Крестовой структуры) или с высокой долей условности ввиду небольшого количества представленных шлифов песчаных пород.

Более обоснованной методикой выделения катагенетических зон является методика Л.В. Орловой, результаты которой соотносятся с градациями катагенеза по Н.Б. Вассоевичу (табл.10). По уплотненности песчаных пород отложения верхней части разреза Адмиралтейской и Крестовой структур попадают в зону среднего катагенеза, что соответствует диапазону градаций МК1-МК2 включительно (рис.18). В этой зоне отложения Адмиралтейской структуры находятся на глубинах 1850-2650 м; породы Крестовой структуры - в интервале 1735-3820 м. Таким образом, можно предполагать нахождение отложений Адмиралтейской структуры в зоне позднего катагенеза на глубинах более 2650 м, а для отложений Крестовой структуры - на глубинах более 3400 м.

Таблица 10. Соответствие коэффициента уплотненности песчаных пород К градациям катагенеза по Н.Б.Вассоевичу (Орлова, 1993).

Этапы катагенеза		Подстадии и градации катагенеза по Н.Б. Вассоевичу
по Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой
стадия	этап	стадия	подстадия		марка углей	Ro
Катагенез К	Ранний К1	Катагенез	Протокатагенез	ПК	Б	0,25-0,5
	(0,28-0,42)
	Средний К2 (0,43-0,62)		Мезокатагенез	МК1	Д	0,5-0,65
				МК2	Г	0,65-0,85
	Поздний К3 (0,63-0,76)			МК3	Ж	0,85-1,15
				МК4	К	1,15-1,55
				МК5	ОС	1,55-2,0
Метагенез	Ранний	Апокатагенез		АК	2,0-2,5
	Поздний				ПА	2,5-3,5

Основной традиционной методикой является определение стадий по составу глинистой фракции. По данным изучения изменения состава глинистых минералов на стадии катагенеза (Прозорович, 1972) с глубиной идет заметное увеличение содержания смешанослойных минералов и гидрослюды с одновременным уменьшением монтмориллонита. Последний начинает играть подчиненную роль и практически исчезает уже на глубинах около 1500 м. Одновременно на этих же и больших глубинах происходит увеличение смешанослойных минералов с постепенным сокращением содержания у них набухающего компонента. На глубинах более 3000 м преобладающими минералами в глинистых породах становятся гидрослюда, смешанослойные (с количеством набухающих пакетов не более 30%) и хлориты. Не менее интересные результаты были получены И.Д. Зхусом и В.В. Бахтиным (1979) при изучении состава глинистых минералов морских и континентальных отложений, испытавших различные литогенетические преобразования. Авторами были выявлены типичные комплексы глинистых минералов гумидных и аридных зон на различных этапах диагенеза и катагенеза, которые в позднем катагенезе приобретают сходные черты и теряют свои первоначально индивидуальные особенности.

Таким образом, в позднем катагенезе, вне зависимости от первоначального состава, ассоциации глинистых минералов становятся преимущественно двухкомпонентными, состоящими из гидрослюды и хлорита (Осипов, Соколов и др., 2001).

По Н.Б. Вассоевичу (Вассоевич, 1990) преобразование разбухающих глинистых минералов при катагенезе осуществляется в несколько этапов, протекая, однако, менее равномерно по сравнению с изменением физических характеристик - уменьшением абсолютной пористости и увеличением плотности глинистых пород. Наиболее интенсивная перестройка разбухающих глинистых минералов, когда до 40-50% межслоевых промежутков в монтмориллонитах или смешанослойных комплексах с высоким содержанием разбухающей фазы полностью или частично утрачивают способность к набуханию, по-видимому, приурочена к относительно узкому температурному интервалу (по данным разных авторов, 85-120°С). После этого смешанослойные образования проходят через ряд метастабильных состояний в довольно широком температурном диапазоне, причем темп их трансформации значительно снижается. Дегидратация глинистых минералов, содержащих на этой стадии до 30-35% разбухающих слоев, изучена еще недостаточно. Наконец, завершение трансформации смешанослойных монтмориллонит-гидрослюдистых комплексов, содержащих до 15% и меньше способных к набуханию слоев, происходит, как правило, на этапе позднего катагенеза и метагенеза (Вассоевич, 1990).

Многочисленными наблюдениями в самых различных разрезах осадочных толщ там, где прослеживается где прослеживается смена зон слабого катагенеза глубоким, а затем метагенезом, наблюдалась одинаковая тенденция в преобразованиях гидрослюды. По мере нарастания глубинно-катагенетических преобразований в породах происходит исчезновение разбухающих промежутков, уменьшение содержания двухвалентных катионов и, что самое существенное, постепенное упорядочение структур 1М и замена их на 2М1 (Япаскурт, 1991).

Минеральный состав глинистой фракции отложений Крестовой структуры характеризуется более широким спектром минералов, чем породы Адмиралтейской структуры (рис.9-11). Состав глинистой фракции глинистых отложений Адмиралтейской структуры состоит из гидрослюды и хлорита, преимущественно магнезиально-железистого или железистого. Также в отложениях этой структуры встречаются иллиты политипа 2М1 в интервалах глубин 1844-1856 м, 2145-2158 м и 3234-3244 м. Согласно схемам М.Е. Каплана (1970), Н.В. Логвиненко и Л.В. Орловой (1987), учитывая двухкомпонентный состав глинистой фракции с преобладанием гидрослюды, определенный политип иллита 2М1, отложения скважины Адмиралтейская-1 находятся на позднекатагенетической стадии по всему разрезу, вскрытому скважиной Адмиралтейская-1 (рис.22). Применительно к отложениям Крестовой структуры, принимая во внимание полиминеральный состав глинистой фракции с преобладанием гидрослюды и хлорита, а также характерное для поздней стадии катагенеза процентное содержание разбухающих слоев в смешанослойных комплексах, можно предполагать нахождение отложений скважины Крестовая-1 на глубинах, начиная с 2600 м, на поздней стадии катагенеза (рис.23).

Сопоставляя значения физических свойств отложений скважин со значениями, заложенными в схемах М.Е. Каплана, В.И. Осипова, В.Н. Соколова, В.В. Еремеева, для отложений Адмиралтейской структуры получается следующая картина катагенетического изменения: значения пористости для глинистых отложений в интервале 2145-2158 характерны для поздней подзоны средней стадии катагенеза, что соответствует МК3-МК4 по Н.Б. Вассоевичу (Каплан, 1970). Значения пористости, выявленные для глубин 2637-3615 м, характерны по М.Е. Каплану для позднего катагенеза, что соответствует МК4 и более (рис.19). Низкие значения проницаемости характерны по вышеупомянутым схемам среднему и позднему катагенезу, что по Н.Б. Вассоевичу отвечает градациям МК3 и более. По мнению М.Е. Каплана (1970), в отличие от практически непроницаемых (по порам) глинистых пород, песчаники и алевролиты характеризуются нередко значительной проницаемостью. При этом большинство проницаемых горизонтов сосредоточено в верхней зоне катагенеза (ранний катагенез) и, частично, в верхах средней зоны (средний катагенез). С уменьшением общей пористости песчаников до 5-10% и менее, их проницаемость уменьшается до десятых и сотых долей мД. Однако отдельные прослои с повышенной пористостью и проницаемостью, обусловленной растворением и преобразованием цемента, встречаются и среди заметно измененных пород. Песчаные породы, вследствие значительного разнообразия их минерального состава, структурных особенностей, неравномерной, нередко высокой проницаемости характеризуются значительным разбросом (дисперсией) значений физических параметров. Поэтому в целом они, несомненно, менее благоприятны, чем глинистые породы, для оценки степени катагенетической преобразованности отложений, особенно на ранних ее этапах. Поэтому для задач настоящей работы немногочисленные значения пористости, замеренные в песчаных отложениях Крестовой структуры, неприменимы.

Значения плотности (рис.20) соответствуют по М.Е. Каплану среднему катагенезу, а по Н.Б. Вассоевичу - МК3 и более (Каплан, 1970).

Применительно к отложениям Крестовой структуры можно только отметить, что налицо уменьшение пористости с глубиной (от 10,9% на глубине 1740 м до 2,1% на отметке в 2400 м), тем не менее, как было сказано выше и ввиду малого количества данных выявление каких-либо закономерностей катагенетических преобразований практически невозможно.

Рис.19. Изменение общей пористости глинистых пород с глубиной. Скважина Адмиралтейская-1. Красным выделена зона позднего катагенеза, синим - зона среднего катагенеза.

Рис.20. Изменение плотности глинистых пород с глубиной. Скважина Адмиралтейская-1. Красным выделена зона позднего катагенеза.

По показателям преломления витринита в диапазоне глубин 1620-1775 м (табл.4) для отложений Адмиралтейской структуры устанавливается степень катагенетической преобразованности, соответствующая стадии МК2. Граница между градациями МК2 и МК3 устанавливается приблизительно на глубине 2000 м. В скважине Крестовая-1 (рис.21) граница между ранней и поздней стадией (МК2 и МК3) также устанавливается примерно на этой глубине, то есть на 2000-2100 м.

Эмпирически было установлено, что величина R° витринитов триасово-нижнемеловой части разреза осадочного чехла в Баренцевоморском мегапрогибе связана линейной зависимостью с глубиной погружения и геотермической интенсивностью: R°=f(H). Угол наклона кривой R° определяется глубиной палеопогружения и связанной с ней интенсивностью кондуктивного тепломассопереноса (Грамберг, Евдокимова и др., 2001). В таком случае, если не принимать во внимание те значения показателя отражательной способности, которые кажутся завышенными в силу причин, о которых речь шла выше, то аппроксимирующая остальные фактические данные прямая (рис.21) устанавливает для отложений Крестовой структуры прогнозную границу между зонами градаций МК2 и МК3 на глубине 2800 м. Определение стадийности катагенеза по отражательной способности является наиболее надежным, но к использованию данного критерия в нашем случае нужно подходить осторожно.

Рис.21. Соответствие значений отражательной способности витринита градациям катагенеза по Н.Б. Вассоевичу. Скважина Крестовая-1. Черная линия - аппроксимирующая фактические данные ОСВ без учета возможно завышенных ее значений.

Результаты метода Rock-Eval неприменимы для оценки степени катагенетического преобразования, так как статистически какое-либо заключение крайне некорректно ввиду малого количества значений параметра Tmax. Здесь можно говорить о том, что исследуемые отложения триаса и верхнего палеозоя характеризуются очень низким нефтегазоматеринским потенциалом.

Полученная характеристика по метилфенантреновым индексам (MPI) (табл.9) свидетельствует о прохождении отложений Адмиралтейской структуры стадии «нефтяного» окна, начиная уже с глубины 1850 м. Метилфенантреновый индекс приобрел в настоящее время самостоятельное значение для определения степени катагенеза органического вещества (Соболева, 2003), потому его использование занимает важное место для оценки преобразованности ОВ исследуемых отложений.

Таким образом, исследуемые триасовые отложения Адмиралтейской и Крестовой структур находятся на средней и поздней стадиях катагенеза (рис.22,23). Катагенетическая измененность глинистых и песчаных пород различается (рис.22,23). В песчаных породах она проявляется с глубиной медленнее, чем в глинистых. И это различие связано с природой вещества: в песчаных отложениях оценка катагенеза исходит из характеристик минерального вещества, в глинистых породах степень катагенеза устанавливается по органическим компонентам. Интересно привести данные, полученные автором в ходе исследования верхнепалеозойских песчаных отложений Северного блока архипелага Новая Земля, наблюдаемых в обнажениях. Отложения нижнего девона, верхнего девона, нижнего карбона и перми характеризуются степенью катагенетической преобразованности, соответствующей позднему катагенезу - раннему метагенезу (МК3-АП2). То есть дотриасовые отложения на примере отложений сопредельного к Адмиралтейскому мегавалу архипелага Новая Земля характеризуются стадиями катагенеза, которые закономерно следуют за стадиями, выявленными для отложений Адмиралтейского мегавала, вскрытых скважинами - триасовыми и пермскими отложениями.

Обобщая все вышеприведенные выводы по каждому из рассмотренных литолого-геохимических критериев (рис.22, 23), можно говорить о том, что исследуемые отложения Адмиралтейской и Крестовой структур различаются по характеру катагенетических изменений. Для отложений Адмиралтейской структуры наиболее вероятным представляется проведение границы между зонами раннего и позднего катагенеза (между МК2 и МК3 по Н.Б. Вассоевичу) в интервале глубин 1800-2200 м (рис.22), т.е. в среднем, на глубине 2000 м, ориентируясь в первую очередь на такие критерии, как отражательная способность витринита, минеральный состав глинистой фракции, физические свойства. По значениям метилфенантренового индекса (MPI-1) в толще разреза структуры Адмиралтейская устанавливается зона катагенеза, начиная с градации МК4, уже с глубины примерно 1850 м.

Для отложений Крестовой структуры (рис.23) также возможно условное проведение границы между средним и поздним катагенезом (между МК2-МК3) в среднем на глубине 2800 м, ориентируясь в первую очередь на такие критерии, как отражательная способность витринита и минеральный состав глинистой фракции. Согласно прогнозным значениям ОСВ (рис.21) представляется возможным проведение границы между МК3-МК4 в разрезе Крестовой структуры на глубине 3800 м (приложение 3).

Итак, граница между зонами МК3 и МК4 для отложений Крестовой структуры устанавливается на глубине 3800 м. При проведении границы между зонами МК3 и МК4 параллельно границе МК2-МК3 в разрезе Адмиралтейской структуры граница между МК3-МК4 устанавливается примерно на глубине 3000 м (приложение 3). Что является вероятным, учитывая нахождение отложений на этих глубинах ниже «нефтяного окна», то есть на стадиях МК4 и более (согласно значениям метилфенантренового индекса).

Устанавливаемая граница между средним и поздним катагенезом проводится по различным критериям. Если говорить о соотношении выявленных границ по каждому критерию катагенеза между собой, то видно, что они не совпадают, хотя располагаются довольно близко друг от друга. Это иллюстрирует «ступенчатая» характер границы между зонами катагенеза, установленной различными критериями катагенеза (рис.22,23). Таким образом, использование какой-либо одной шкалы для определения стадии катагенеза некорректно. Только несколько критериев может дать нам более вероятное представление о тех стадиях, на которых изучаемые отложения находятся. Это наиболее важно, учитывая, что изучаемые породы представлены в большинстве своем глинистыми отложениями, обедненными органическим веществом. То есть выявляется необходимость использования для оценки стадий катагенеза изучаемых отложений комплекса литолого-геохимических критериев. Если мы проводим целевые работы, например, оценка измененности органического вещества в связи с определением главной фазы нефтеобразования (ГФН), то необходимо использовать соответствующие критерии - геохимические. Но в случае отсутствия или малого количества органического вещества по полученным данным, возможно, заменить их на минералогические.

Сравнивая степени катагенетической измененности пород между структурами, видно, что отложения Адмиралтейской структуры были подвержены более сильным катагенетическим изменениям. По степени катагенеза, ориентируясь по границе между средним и поздним катагенезом, отложения Крестовой структуры как бы «отстают» от пород Адмиралтейской структуры на 800 м (приложение 3).

Таким образом, из тех критериев катагенеза, которые были рассмотрены выше, для оценки катагенетической измененности отложений Адмиралтейской и Крестовой структур используются отражательная способность витринита, метилфенантреновый индекс (MPI), физические свойства, минеральный состав глинистой фракции, степень уплотненности песчаных пород и характеристики, выявленные при петрографическом анализе (инкорпорационные, конформные и микростилолитовые швы). При этом менее приоритетными для установления границ между зонами катагенеза являются последние два критерия ввиду небольшого количества представленных к изучению шлифов песчаных отложений.

Глубина, м Петрографический Метод Минеральный состав Физические свойства ОСВ, Ro, Ra Метод Rock-Eval MPI-1   анализ в шлифах Л.В. Орловой глинистой фракции      1400         1600     Ra=8,1%    1800 конформные, инкорпорационные    Rа=8,1%     швы отсутствуют Кср= 0,41-0,46 гидрослюда, Fe/Fe-Mn 0,01 мД; 2,63 г/см3 Ro=0,79%  0,81  2000   хлорит, иллит 2М1       конформные, инкорпорационные Кср=0,52 гидрослюда, Fe/Fe-Mn 0,01 мД; 2,71 г/см3, Ro=0,93%  0,6  2200 швы отсутствуют  хлорит, иллит 2М1 К пор=1,8%     2400               T max = 435°C (МК2)   2600 инкорпорационные,  гидрослюда, хлорит 0,01 мД; 2,69 г/см3  T max = 475°C (МК3) 0,42   конформные швы Кср=0,59  К пор = 0,4-1,0%     2800             0,01 мД; 2,71 г/см3   0,42  3000    К пор = 0,4-1,0%     3200   гидрослюда, Fe/Fe-Mn         хлорит, иллит 2М1      3400 инкорпорационные,         конформные швы        3600    К пор = 0,4-1,0%   0,4  3755 микростилолитовые швы
Рис. 22. Схематичное сопоставление результатов различных методов. Условно выделяются красным цветом - зона позднего катагенеза, синим - среднего катагенеза. Скважина Адмиралтейская-1.
Глубина, м Петрографический анализ Метод Минеральный состав ОСВ, Ro, Ra   в шлифах Л.В. Орловой глинистой фракции   1400          Ro=0,74%  1600    Ro=0,63%   конформные, инкорпорационные  гидрослюда, хлорит, каолинит, Rо=0,89%  1800 швы не наблюдаются  монтмориллонит     Кср= 0,44  Ro=0,79%  2000 конформные, инкорпорационные  гидрослюда, хлорит, каолинит,    швы не наблюдаются Кср=0,58 монтмориллонит Ro=0,93%  2200      2400      2600        Кср=0,59 гидрослюда, хлорит, каолинит,   2800   монтмориллонит, смешанно-сл. Ro=1,00%      (прогнозн.)  3000   гидрослюда, хлорит,      монтмориллонит, смешанно-сл.   3200    Ro=1,9%   многочисленные инкорпора-     3400 ционные, конформные швы Кср=0,64    3600      3700      3800  Кср=0,59    4055
Рис.23. Схематичное сопоставление результатов различных методов. Условно выделяются красным цветом - зона позднего катагенеза, синим - среднего катагенеза. Скважина Крестовая-1.

6.2 Оценка тектонических движений Адмиралтейского мегавала на основании стадиального анализа

Полученные данные относительно степени катагенетической преобразованности пород позволяют сравнить изучаемые отложения Адмиралтейского мегавала с находящимися с ними на одном гипсометрическом уровне отложениями сопредельных с мегавалом структур. Для такой сравнительной характеристики рассмотрим структуру Баренцевоморского мегапрогиба - Штокмановско-Лунинский порог, который является крупной поперечной структурой, разделяющей Южно- и Северо-Баренцевскую синеклизы. По данным Т.Н. Вишневской и Г.М. Парпаровой (Арктические и дальневосточные моря, 2004), использовавших показатель преломления и отражательную способность витринита, степень преобразованности рассеянного органического вещества граница между зонами МК2 и МК3 устанавливается примерно на глубине 4 км. То есть граница между средним и поздним катагенезом в пределах Штокмановско-Лунинского порога располагается примерно на 1,2-2 км ниже, чем в Адмиралтейском мегавале (на 1,2 км ниже границы в Крестовой структуре, на 2 км ниже - в Адмиралтейской структуре). То есть очевидна разница между степенью преобразованности отложений Адмиралтейского мегавала и таковых сопредельного Штокмановско-Лунинского порога.

Таким образом, очевидны признаки дифференциации тектонических движений в системе сопредельных структур и в пределах Адмиралтейского мегавала в прошлом. Как говорит О.В. Астафьев (1993), в современном структурном плане Адмиралтейская площадь гипсометрически приподнята относительно Крестовой площади на 2 км и более по отложениям нижнего триаса и верхней перми. Как показала палеореконструкция, в дотриасовый период Крестовая и Адмиралтейская площади находились примерно на одном гипсометрическом уровне, а глубина залегания верхнепалеозойских отложений возможно была значительно больше современной. О.В. Астафьев пришел к выводу, что палеоглубина погружения кровли карбонатов каменноугольного возраста к концу триасового периода предположительно составляла не менее 5,5-6 км. В позднепермско-триасово-юрский этап развития Адмиралтейского мегавала произошло дифференцированное воздымание. В центральной (Адмиралтейская структура) и северной (Пахтусовская структура) частях мегавала накапливались верхнепермско-триасовые отложения значительно меньшей мощности, чем на Крестовой площади. Позднее, в палеогене указанные участки мегавала были выведены на базис эрозии, в результате чего юрские и часть триасовых отложений были размыты. (Астафьев, 1993). По данным ВНИИОкеангеология Адмиралтейская структура в позднепермское время был достаточно высокой структурой, куда могли доноситься в виде взвеси только наиболее тонкие фракции, поднимающиеся при сползании и обрушении олистостром и других аллохтонных образований. Это привело к формированию за этот отрезок времени однородной толщи преимущественно пелитовых пород мощностью в 10-15 раз меньше, чем в бассейне и на его склонах.

По словам В.В Обметко, Т.А. Жемчуговой и др. «в тектоническом плане Адмиралтейский мегавал представляет собой стабильную конседиментационную структуру, существовавшую в виде поднятия с раннего палеозоя…. В пределах Адмиралтейской и Пахтусовской структур отложения верхнего-среднего палеозоя находятся на глубинах 3-5 км….Отложения юрско-мелового и кайнозойского комплексов отсутствуют в результате позднемелового аплифта и размыва пород (около 1,5 км по реконструкциям авторов)» (Обметко, Жемчугова и др., 2008).

Таким образом, точки зрения относительно тектонического развития Адмиралтейского мегавала аналогичны, но различие состоит во времени его образования. Полученные данные по стадиальному анализу также подтверждают принципиальное развитие структуры, т.е. дифференцированные тектонические движения в пределах мегавала. Но, по нашему мнению, первоначально накопленные мощности отложений Адмиралтейской и Крестовой структур были одинаковы, т.е. мощность накопленных отложений Адмиралтейской структуры не была меньше, чем в Крестовой. Другими словами, предполагается наличие депрессии или опущенной (по сравнению с Крестовой площадью) Адмиралтейской площади. На это указывают различные степени катагенеза практически в одновозрастных отложениях.

6.3 Перспективность нефтегазоносности Адмиралтейского мегавала

Говоря о перспективности нефтегазоносности Адмиралтейского мегавала, стоит обозначить те проблемные вопросы, с которыми сталкиваются исследователи различных нефтегазовых компаний и организаций. В числе основных проблемных вопросов выделяются следующие: строение и литолого-фациальный состав пород палеозойского комплекса северо-восточной части Баренцева моря; история формирования структур Адмиралтейского мегавала и прилегающих областей; распространение и потенциал нефтегазоматеринских толщ этой части бассейна, палеотемпературы, время генерации, пути миграции УВ, их аккумуляция в ловушках; сохранность и фазовое состояние УВ в ожидаемых залежах.

Несмотря на круг проблемных вопросов, большинство исследователей сходятся во мнении (О.В. Астафьев (1993), Ю.В. Федоровский (2006) и многие др.), что крупные (около 3000 км2) структуры Адмиралтейского мегавала, а именно Адмиралтейская и Пахтусовская, являются перспективными на обнаружение углеводородных скоплений. Различны мнения о фазовом состоянии УВ в ожидаемых залежах.

По данным ОАО «Роснефть» в рассматриваемой части бассейна нефтематеринскими являются силурийские, верхнедевонские, раннепермские (ассельско-сакмарские) отложения, газоматеринскими - триасовые, верхнеюрские (Обметко, Жемчугова, 2008). По данным же ЗАО «Синтезнефтегаз» Адмиралтейский мегавал испытал совместное влияние двух нефтематеринских свит - нижнесилурийских и верхнедевонских доманикитов; на соседнем с мегавалом северо-западном крыле Новоземельского орогена в карбонатных палеозойских отложениях установлены многочисленные проявления природного битума. Возникновение этих проявлений связано с восходящей миграцией углеводородов из сопредельного мегапрогиба и шедшей через северную часть Приновоземельской ступени. (Федоровский, 2006).

По словам Ю.В. Федоровского (2006), испытание верхнепалеозойских отложений в скважине Адмиралтейская-1 не проводилось, но было доказано наличие покрышки хорошего качества в триасовых отложениях, которая обеспечивает условия для сохранения АВПД. Наличие структур-ловушек Пахтусовской и Адмиралтейской, выявленных сейсморазведкой, не вызывает сомнений. Имеется лишь неопределенность с фильтрационно-емкостными свойствами палеозойских карбонатных коллекторов.

По данным, полученным автором в ходе исследований, можно предполагать отсутствие в верхнепалеозойских отложениях залежей жидких углеводородов, вертикальной мигрировавших из более древних отложений в связи с еще более высокой степенью катагенетического преобразования ОВ и пород изучаемых триасовых отложений. То есть изучаемая верхнепермско-триасовая толща, скорее всего, не представляется перспективной на «свою» и вертикально мигрировавшую нефть из более древних отложений. Гораздо вероятнее обнаружение скоплений газовых углеводородов, образовавшихся в ходе вертикальной миграции. Образование залежей вертикально мигрированных УВ-газов в верхнепалеозойских отложениях возможно, но только при условии, что верхнепалеозойские отложения являются хорошими коллекторами. Вопрос о коллекторских свойствах, как было сказано выше, стоит в ряду основных. При петрографическом изучении карбонатных отложений в шлифах автором отмечалась массивность текстуры, сильное окремнение, т.е. верхнепалеозойские карбонатные отложения коллекторами не являются.

Таким образом, стоит отметить, что Адмиралтейский мегавал является объектом, к которому приковано пристальное внимание со стороны многих организаций, которые, используя имеющийся фактический и аналитический материал, иногда по-разному дают предположения относительно перспектив нефтегазоносности; поэтому исследования в этом направлении остаются актуальными и имеющими под собой практический интерес.

Заключение

В ходе проделанной работы были сделаны следующие основные выводы:

. Определены литолого-геохимические критерии для оценки степени катагенеза и выделения стадий и показано различие их применения.

. Построена модель вертикальной катагенетической зональности отложений Адмиралтейской и Крестовой структур Адмиралтейского мегавала, согласно которой устанавливается граница между средним (МК2) и поздним катагенезом (МК3) на глубинах примерно 2000 м и 2800 м соответственно в разрезах Адмиралтейской и Крестовой структур; граница между зонами МК3 и МК4 проводится на глубинах 3800 м и 3000 м соответственно.

. Отложения Адмиралтейского мегавала характеризуются более глубокой катагенетической преобразованностью по сравнению с отложениями сопредельных с ним структур.

. Показаны возможности использования стадиального анализа при тектонических реконструкциях.

. Верхнепалеозойские и триасовые отложения Адмиралтейского мегавала, вероятно, не являются перспективными на жидкие углеводороды, которые вертикально мигрировали из нижележащих более древних отложений. Более вероятным представляется нахождение залежей газовых углеводородов, вертикально мигрировавших из дотриасовых отложений, а также образовавшихся за счет латеральной миграции из сопредельных структур. За счет латеральной миграции также возможны скопления жидких углеводородов. Эти предположения имеют основание при наличии прочих обязательных условий для образования УВ залежей.

Список использованной литературы

Опубликованная.

1        Астафьев О.В. Геологические предпосылки выявления залежей углеводородов в верхнепалеозойско-мезозойских отложениях Приновоземельского шельфа // Сборник научных трудов. СПб.: 1993;

          Баренцевская шельфовая плита. Под ред. И.С. Грамберга. - Л.: Недра, т.196, 1988.

          Вассоевич Н.Б. Литология и нефтегазоносность. - М.: Наука, 1990;

          Гаврилов В.П., Федоровский Ю.Ф., Тронов Ю.А. и др. Геодинамика и нефтегазоносность Арктики. - М.: Недра, 1993;

          Геология и полезные ископаемые России. Т.5. Арктические и дальневосточные моря. Кн.1. Арктические моря / под ред. И.С. Грамберга. - СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2004;

6       Грамберг И.С., Евдокимова Н.К., Супруненко О.И. Катагенетическая зональность осадочного чехла Баренцевоморского шельфа в связи с нефтегазоносностью // Геология и геофизика, 2001. т. 42. №11-12. С. 1808-1820;

         Каплан М.Е. Критерии, используемые при выделении зон катагенеза в терригенных отложениях // Известия Академии Наук СССР. Серия геологическая, 1970. №11. С.122-131;

8        Лебедев Б.А. Геохимия эпигенетических процессов в осадочных бассейнах. - Л.: Недра, 1992.

9       Логвиненко Н.В. Постдиагенетические изменения осадочных пород. - Л.: Наука, 1968.

10      Логвиненко Н.В., Орлова Л.В. Образование и изменение осадочных пород на континенте и в океане. - Л.: Недра, 1987;

          Лопатин Н.В., Емец Т.П. Пиролиз в нефтегазовой геохимии. М.: Наука, 1987;

12     Обметко В.В., Жемчугова Т.А., Малышев Н.А. Перспективы нефтегазоносности Адмиралтейского мегавала // Тез докл. IV Междунар. научн.-практич. конф. «Нефть и газ Арктического шельфа, 2008;

         Орлова Л.В. Оптико-геометрическое определение коэффициента уплотненности песчаных пород. Методические рекомендации. - СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1993;

14      Осипов В.И., Соколов В.Н., Еремеев В.В. Глинистые покрышки нефтяных и газовых месторождений. - М.: Наука, 2001;

          Парпарова Г.М., Жукова А.В. Углепетрографические методы в изучении осадочных пород и полезных ископаемых. - Л.: Недра, 1990;

          Парпарова Г.М., Неручев С.Г., Жукова А.В. и др. Катагенез и нефтегазоносность. - Л.: Недра, 1981.

          Платонов М.В., Тугарова М.А. Петрография обломочных и карбонатных пород. - СПб.: Изд-во СПбГУ, 2003;

18     Прозорович Г.Э. Покрышки залежей нефти и газа / Под ред. П.К. Куликова // Тр. Зап.-Сиб. НИГНИ. Вып.49.М.: Недра, 1972;

         Соболева Е.В. Состав хемофоссилий - геолого-геохимическая история нефти // Вестник Моск. ун-та. Серия 4.Геология. 2003. №2. С.29-37;

         Соколов Б.А. Нефтегазоносность больших глубин в свете эволюционно-динамической концепции нефтегазоносности недр // Условия нефтегазообразования на больших глубинах. - М.: Наука, 1988. - С.7-13;

21      Справочник по геохимии нефти и газа. - СПб: Недра, 1998;

          Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. Т.2. - М.: Изд-во АН СССР, 1960;

23     Супруненко О.И., Тугарова М.А. Геохимия нафтидов. - СПб: Изд-во СПбГУ, 2003;

         Федоровский Ю.В. Перспективы нефтеносности карбонатных верхнепалеозойских отложений в прибортовых частях Восточно-Баренцевского мегапрогиба // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений, 2006. №11. С. 18-24;

         Хант Дж. Геохимия и геология нефти и газа. - М.: Мир, 1982;

         Япаскурт О.В. Аспекты теории постседиментационного литогенеза // Литосфера, 2005. №3. с.3-30;

         Япаскурт О.В. Катагенез осадочных горных пород. - М.: Изд-во МГУ, 1991;

         Япаскурт О.В. Основы учения о литогенезе. - М.: Изд-во МГУ, 2005;

Фондовая литература.

.        Бро Е.Г (отв. исполнитель). Геологическое строение и нефтегазоносность отложений осадочного чехла на шельфах Баренцева и Карского морей. I том. Отчет 1993 г. - Фонды ВНИИОкеангеология, СПб, 1993;

.        Вискунова К.Г. (отв. исполнитель). Создание каркасной сети бассейнового моделирования с целью оценки перспектив нефтегазоносности акватории Баренцева моря. Отчет. Книга 1. Геологическое строение акватории Баренцева моря по системе региональных профилей. - Фонды ВНИИОкеангеология, СПб, 2006.