Литология нефтегазоносных толщ

В том случае, если взморье, располагающееся перед устьем реки, глубокое, то вдоль вытекающей речной струи образуются пальцевые бары. Формируется дельта типа "птичьей лапы", число рукавов относительно невелико. Обломочный материал не успевает заполнить приустьевую глубокую часть водоема, а образует отдельные мощные полосы, вдающиеся далеко вглубь водоема [4].

Дельтовые отложения формируются в различных условиях и сложены разнообразными осадками - от континентальных до морских включительно. Тем не менее, они представляют собой единое целое в генетическом отношении. В пределах дельтового комплекса выделяются следующие палеогеографические зоны: зона нижнего течения реки (аллювиальная равнина); надводная часть дельты; подводная часть дельты (авандельта), которая подразделяется на подводную равнину и подводный склон; морское мелководье, т.е. мелководная часть шельфа, на котором располагается дельта.



Фация надводной равнины дельтовогокомплекса. Надводная равнина представляет собой плоскую или очень слабонаклоненную к морю область наземной дельты. Песчаные тела в отложениях этой зоны связаны с осадками дельтовых проток, береговых валов, песков разливов. Они характеризуются небольшой мощностью, мелкозернистым составом и непостоянством положения в разрезе. Песчаные тела имеют вид пологих врезов и образуют в плане ветвящуюся и расходящуюся сеть полос и пятен различной ширины. Зоны развития этих отложений протягиваются на большие расстояния, располагаясь субперпендикулярно к простиранию береговой линии.

Между протоками располагается обширная пойма, периодически во время паводков заливаемая водой, с многочисленными мелководными озерами. Здесь идет накопление тонкозернистых плохо отсортированных алеврито-глинистых отложений, иногда образуется тонкая горизонтальная, чаще же неправильная пологоволнистая слоистость. В условиях гумидного климата многие озера заболачиваются, образуются обширные болотистые низины, формируются линзы и пласты торфа. В засушливом климате многие озера засолоняются, в дельтовых комплексах появляются линзы карбонатных пород и даже растворимых солей. Отличие комплекса отложений надводной дельты от аллювиального заключается, прежде всего, в наличии не одного крупного, а целой серии мелких веерообразно расходящихся русел и более мелкозернистого с худшей сортировкой обломочного материала.

Фация подводной равнины дельтового комплекса. Подводная равнина представляет собой слабонаклоненную в сторону водоема поверхность. На ней располагаются пологие желобообразные понижения - бороздины, которые являются продолжениями дельтовых каналов. В периоды паводков по бороздинам в море выносится терригенный материал, который после ослабления деятельности речного потока может заполнять их. Песчаные образования, выполняющие бороздины, представлены мелкозернистыми отсортированными косослоистыми разностями. Поперечное сечение песчаных тел линзообразно-вогнутое. В плане они образуют вытянутые линейные полосы, располагающиеся субперпендикулярно к береговой линии. На участках, расположенных между бороздинами, накапливаются тонкозернистые алеврито-глинистые осадки.

Фация подводного склона дельтового комплекса. Отложения этой фации формируют крутонаклонный и постепенно перемещающийся в сторону моря подводный склон дельтового комплекса. Он подвергается воздействию волн, приливных и вдольбереговых течений, производящих частичный размыв и разнос терригенного материала вдоль склона. Наращивание склона происходит за счет терригенного материала, выносимого бороздинами в периоды паводков. Эти образования сложены мелкозернистыми, хорошо отсортированными, косослоистыми песчаниками. В меженные периоды при низких и очень низких палеогидродинамических уровнях идет накопление глинистых осадков, имеющих в отложениях этой фации небольшое развитие.

Седиментологическая модель этой фации отражает высокий и очень высокий (I-П) уровни среды седиментации, которые чередуются с кратковременными периодами спада активности среды до IV-V уровней. Электрометрическая модель фации подводного склона дельтового комплекса образована сочетанием широких отрицательных аномалий ПС и слаборазвитых положительных аномалий ПС.

2.4.2 Лагунные и лиманные фации

Различные аккумулятивные образования типа баров, кос, пересыпей, островов отделяют от моря небольшие узкие водоемы - заливы, лагуны, лиманы. Заливы часто имеют свободное сообщение с морем, поэтому режим солености, характер осадков, органический мир в них еще находятся под влиянием морских условий. Лагуны обычно соединяются с морем мелководными проливами или отчленяются от него аккумулятивными формами, вследствие чего соленость, органический мир и характер осадков в них становятся более автономными. Лиманы образуются при затоплении морем устьевых частей речных долин.

Лагунный комплекс осадков обычно подстилается морскими слоями (отложения заливов), а лиманные осадки - аллювиальными отложениями. Лиманы и лагуны нередко связаны с речными дельтами.

Для лиманов и лагун характерна спокойная гидродинамика, поэтому в них развиты тонкозернистые осадки - глины, алевриты, мелкозернистые пески. Отложения отличаются плохой отсортированностью, тонкослоистыми и линзовидными текстурами. В связи с недолговечностью лагун характер их осадков по площади и в разрезе быстро меняется.

Осадкообразование в лагунах зависит от климата, степени изоляции лагуны от моря и от наличия впадающих в неё рек. В гумидном климате лагуны обычно опресняются, в них развиваются высшие водоросли и растения, которые не могут произрастать в солоноватой воде. При этом лагуны заболачиваются и становятся ареной торфонакопления. В аридном климате, когда испарение значительно превосходит приток морских вод, лагуны засолоняются, в них идет осадка различных солей.

Многие лагуны являются биологически продуктивными водоемами, их осадки обогащены органическим веществом. Кроме активного развития растительности, в них часто обитают планктонные организмы. Спокойная гидродинамика, отсутствие течений и волнений обусловили слабое поступление в придонные воды кислорода, тем самым способствуя возникновению восстановительной обстановки и сохранению осаждающегося органического вещества, имеющего сапропелевый характер.

3. Осадочные формации

3.1 Определение понятий "формация", "нефтегазоносный комплекс","природный резервуар"

Осадочные горные породы формируются в седиментационных бассейнах, которые, в зависимости от условий своего развития, характеризуются определенным набором отложений. Такие литолого-стратиграфические комплексы пород получили название формаций. Существует несколько определений понятия "формация", отражающих различный (палеогеографический, парагенетический, литолого-фациальный, геотектонический, фациально-циклический, литологический) подход к выделению и классификации формаций [2, 18]. Наиболее предпочтительным является определение, разработанное В.Е.Хаиным, объединяющее два направления - палеогеографическое и палеотектоническое: "Формации - крупные естественно обособленные комплексы осадочных пород, связанных общностью условий образования и возникающих на определенных стадиях развития основных структурных элементов земной коры ". Формации отделяются друг от друга резкой сменой состава пород, перерывами, несогласиями.

Основными признаками осадочных формаций являются: набор слагающих их главных осадочных пород и их литологические особенности; характер переслаивания этих пород в вертикальном разрезе и выдержанность литологического состава; форма тела формации (площадь распространения, мощность); скорость осадконакопления; обстановка осадконакопления; степень диагенетических, катагенетических и начальных метаморфических изменений, отражающая тектонический режим (интенсивность погружения, геотермический градиент) [18].

Кроме того, принимаются во внимание второстепенные по значению в объеме формации, но важные для определения условий ее образования компоненты: литологические (например, угли); минералогические (например, глауконит); преобладающая окраска (сероцветность, красноцветность, пестроцветность) и т.п.

Классификация формаций проводится по основным структурным элементам (геоструктурным зонам) земной коры и по стадиям их развития в пределах тектонического цикла. В связи с этим выделяются формации геосинклинальные, переходных зон и платформенные.

В составе формаций выделяются субформаци, характеризующиеся своеобразием литологических свойств и структуры, обусловленным спецификой палеотектонических и палеогеографических условий образования. Субформации представляют собой части (верхние, средние, нижние) тела формации. В своей совокупности формации образуют вертикальные и латеральные формационные ряды. По Н. Б. Вассоевичу [18], вертикальные ряды формаций отражают последовательные стадии развития определенных крупных геоструктурных элементов.

Теоретическое значение изучения осадочных формаций заключается в восстановлении по ним древней тектонической, климатической, ландшафтной зональности, а практическое - основано на приуроченности к определенным типам формаций отдельных видов осадочных полезных ископаемых (угля, солей, нефти и др.).

Нефтегазоносность является одним из важнейших свойств осадочных толщ. В их состав входят определенные литолого-стратиграфические комплексы, которые отличаются региональной нефтегазоносностью в пределах обширной территории. Основными факторами, определяющими образование региональных нефтегазоносных комплексов, по А. А. Бакирову [2], являются: накопление органического вещества и вмещающих его осадков в субаквальной среде с анаэробной геохимической обстановкой на фоне относительного устойчивого прогибания бассейна седиментации; отсутствие возможности попадания рассматриваемой толщи в зону активного водоема и аэрации в последующие фазы развития восходящих движений; наличие в комплексе пород, характеризующихся благоприятными коллекторскими свойствами; наличие в комплексе толщи плохо проницаемых пород - покрышек для обеспечения сохранности залежей.

Таким образом, региональный нефтегазоносный комплекс- это природная система, состоящая из совокупности горных пород, условия накопления и дальнейшее преобразование которых характеризуются благоприятными геологическими, геохимическими, гидрогеологическими, тектоническими и другими факторами, обусловившими возникновение, развитие и завершение процессов регионального нефтегазообразования и нефтегазонакопления.

Совокупность горных пород, входящих в природную систему и представляющих собой определенный региональный нефтегазоносный комплекс, состоит из трех частей: нефтегазопроизводящей толщи, генерирующей нефть или газ; нефтегазосодержащей толщи, представленной коллекторами, в которых содержатся скопления нефти и газа; перекрывающей ее слабопроницаемой толщи-покрышки, обеспечивающей сохранность скоплений углеводородов. Две последних составляющих создают природные резервуары - естественные вместилища для нефти, газа и воды, внутри которых эти флюиды могут циркулировать. Форма природного резервуара обусловлена соотношением коллектора с вмещающими его плохо проницаемыми породами. По этому принципу выделяются пластовые, массивные и литологически ограниченные природные резервуары.

Выделяемые нефтегазоносные комплексы, к которым приурочены природные резервуары различных типов, по-разному соотносятся с осадочными формациями. Эти комплексы могут полностью совпадать с формациями; являться их частями или охватывать несколько формаций (одна материнская, другая коллекторская, третья экранирующая). В качестве нефтегазоносных комплексов или части их выступают многие формации. Развитие процесса нефтегазообразования зависит от типа осадочной формации. В каждом типе существуют свои условия для созревания углеводородов, при этом соседние формации могут оказывать существенное влияние на эти процессы [3]. Ниже приводятся характеристики формаций по геоструктурным зонам и приуроченные к ним скопления углеводородов.

3.2 Геосинклинальные формации

Спилито-кератофировая формация- ассоциация лав, их пирокластитов и субвулканических интрузивных пород основного и кислого состава, специфическая для ранних стадий формирования геосинклинальных прогибов. Наряду с магматическими породами в состав формации входят осадочные: кремнисто-глинистые сланцы, алевролиты, радиоляриты, граувакковые песчаники, конгломераты, туффиты. С этой формацией связаны месторождения железа, марганца, меди, золота и других металлов. По литологическому составу формация разделяется на две субформации.

Кремнисто-вулканогенная субформация сложена кремнистыми сланцами, яшмами, радиоляритами и вулканогенными породами. Последние представлены спилитами, базальтами, андезитами и сопутствующими им туфами и туфогенными образованиями. Субформация образуется в центральных частях геосинклиналей в эпоху их наибольшего прогибания и напряженной вулканической деятельности и представляет собой глубоководные осадки.

Сланцевая (аспидная) субформация сложена глинистыми породами (от аргиллитов до аспидных сланцев и филлитов), песчаниками и алевролитами кварцевого и грауваккового состава. Глинистые породы темно-серые до черных за счет углеродистого вещества и тонкорассеянных сульфидов железа, часто содержат конкреции сидерита, пирита и анкерита. Вверх по разрезу сменяется флишевой формацией.

Флишевая формация. В составе флишевых толщ преобладают обломочные и карбонатные породы. Довольно часто к обломочному материалу примешивается вулканогенный, присутствуют туфовые прослои значительной мощности. В связи с этим выделяются субформации терригенная, карбонатная и туфогенная.

Для флиша характерна четко выраженная ритмичность и вместе с тем градационная слоистость. Флишевые повторы (многослои), обычно именуемые ритмами, имеют размер от нескольких сантиметров до нескольких дециметров, редко больше; состоят из небольшого, определенного для каждой толщи набора горных пород. Размеры зерен в каждом ритме уменьшаются снизу вверх.

В составе терригенного флиша присутствуют все типы пород - от конгломератов и брекчий до аргиллитов. В карбонатном флише первые элементы ритма представлены обломочными известняками, а верхние - мергелями или пелитоморфными известняками. Границы между многослоями являются резкими, а внутри многослоя - постепенными или отчетливыми.

Образование флиша происходило в глубоководных морских бассейнах, ограниченных с одной или двух сторон "кордильерами" (горными сооружениями, островами, отмелями) на средней стадии геосинклинального режима при наличии мелких колебательных движений [5,12].

В породах флиша отмечаются повышенные содержания битумов, в связи с этим, они могут быть нефтенасыщенными.

Лагунная формация образуется в позднюю стадию развития геосинклинального режима и в зависимости от физико-географической обстановки представлена соленосной (в аридной зоне) или угленосной (в гумидном климате) субформациями.

В строении соленосной субформации по площади и в вертикальном разрезе наблюдается определенная закономерность: по периферии залегают грубообломочные породы-конгломераты и брекчии (делювий, пролювий), затем - песчаники и алевролиты кварцевые, глины и алевролиты карбонатные, доломиты, ангидриты, каменная и калийная соли. Мощность соленосной субформации составляет 5-6 км.

Соленосные породы обладают способностью под давлением течь в твердом состоянии и очень часто образуют складки и купола выжимания. В связи с этим, соляные отложения в парагенезе с терригенными, карбонатными породами и карбонатным флишем могут формировать природные резервуары.

В составе угленосной субформации присутствуют почти все типы обломочных пород: конгломераты, брекчии, гравелиты, песчаники различного гранулометрического состава, алевролиты, глины, аргиллиты, а также частично метаморфизованные породы - глинистые и аспидные сланцы, аргиллитовые сланцы, кварциты. Среди пород часто отмечаются полиминеральные разновидности: аркозы, граувакки, полиминеральные аргиллиты. Они содержат большое количество угольных пластов небольшой мощности. Угли представлены высокометаморфизованными каменными углями и антрацитами.

Эффузивно-осадочная формация образуется на заключительной стадии геосинклинального развития. В составе формации, кроме лав и туфов, заметную роль играют песчаники и глины, обогащенные туфовым материалом.

3.3 Формации переходных зон

Карбонатно-кремнистая cланцевая формация сложена глинистыми и кремнистыми сланцами с подчиненными прослоями известняков, количество которых увеличивается по мере движения к платформе. В сланцах и известняках отмечаются остатки морской фауны. Мощность - первые сотни метров. Образуется в пригеосинклинальных прогибах на ранних этапах их формирования.

В состав карбонатной формации входят битуминозная глинисто-карбонатная и рифогенная субформации.

Битуминозная глинисто-карбонатная субформация является разновидностью доманиковых формаций, широко распространенных в нефтегазоносных провинциях мира. Она представлена черными известняками, мергелями и высокобитуминозными аргиллитами с прослоями кремнистых пород, реже песчаников общей мощностью 20-50 м. В породах присутствуют редкие остатки донных организмов, часто отмечаются прожилки, выполненные битумом, нефтяные пятна и пленки. Основные компоненты минеральной части (%): карбонатное вещество - свыше 70, глинистые - 12 и кремнистые - 10-12. Примесь обломочного кварца не превышает 10% или полностью отсутствует.

Наиболее характерной особенностью глинисто-карбонатной субформации является обогащенность ее органическим веществом. Оно придает породам темноцветную окраску. Среднее содержание Сорг. сильно варьирует, но всегда выше, чем в отложениях, граничащих с ними или подстилающих и перекрывающих их, и в среднем составляет около 5%, достигая в отдельных прослоях 20%. Толща содержит в своем составе горючие сланцы, содержание которых в разрезах составляет 10-15%, а концентрация Сорг. в последних увеличивается до 15%. Органическое вещество отличается высокой степенью битуминизации. В составе толщи концентрируются огромные массы рассеянных углеводородов.

Все эти данные позволяют считать доманиковые формации, в частности, битуминозную глинисто-карбонатную субформацию преимущественно нефтегенерирующей толщей. Формирование ее происходило в относительно глубоком (до 30 м) теплом морском бассейне на средней стадии тектонического цикла при максимуме трансгрессии.

Рифогенная субформация наиболее богата скоплениями углеводородов. Рифовые тела, в целом, образуют высокоемкие резервуары. Они возникают в крупных теплых морских бассейнах нормальной солености, удаленных от обширных источников сноса терригенного материала. Палеотектонической предпосылкой являются высокие скорости погружения бассейна седиментации в условиях расчлененного морского дна.

В пределах передовых прогибов образуются барьерные и краевые рифы высотой несколько сот метров. Они приурочены к крутым склонам дна бассейна, зонам резкого перепада глубин. Барьерные рифы располагаются на расстоянии до десятка километров от берега, протягиваясь почти сплошной полосой, ширина которой достигает нескольких километров. Краевые рифы образуются на еще большем удалении от берега в относительно глубоководных зонах.

Нижняя молассовая формация является важнейшим нефтегазоносным комплексом передовых прогибов. Она представлена сероцветными глинами, алевролитами, песчаниками с подчиненными конгломератами и мергелями. Песчаники полимиктовые (при сносе с горных сооружений) или кварцевые (при сносе с платформы), часто известковистые, с характерной крупной косой слоистостью. Глины известковистые с обильной неритовой и бентосной фауной, а также темные битуминозные с конкрециями сидерита и пирита. Алевролиты часто содержат остатки флоры и растительный детрит. Для пород характерно обилие подводно-оползневых текстур.

Формирование толщи происходило в передовых прогибах на поздней стадии геотектонического цикла, у подножья горных хребтов, в морских и лагунных условиях, в зонах гумидного и аридного климата. Подстилается карбонатной формацией, перекрывается - верхнемолассовой.

Нефтегазоносность связана с морской терригенной субформацией. Она представляет собой узкие вытянутые полосы, непосредственно примыкающие к горным системам, близ которых развиты конгломераты, замещающиеся, по мере удаления от гор, песчаниками, а затем глинами, мергелями, иногда известняками с фауной. Песчаники полимиктовые, разнозернистые, косослоистые. Пласты песчаников не выдержаны по мощности, образуют линзы, раздувы, расщепляются и часто переходят в глины. Мощность субформации составляет сотни метров.

В условиях гумидного климата образуется паралическая угленосная субформация - песчаники, глины, угли с подчиненными прослоями известняков. При ослаблении сноса обломочного материала образуется ракушняковая субформация- известняки - ракушечники при подчиненном участии песчаников и глин.

При аридном климате образуется соленосная субформация- гипсы, ангидриты, каменная и калийная соли, иногда глины.

Верхняя молассовая формация представлена конгломератами, галечниками, гравелитами, песчаниками, алевролитами и глинами с подчиненными пресноводными или солоноватоводными раковинными известняками. Обломочные породы обычно полимиктового состава, иногда известковистые. Характерна крупная цикличность, неправильное наслоение, косая слоистость. Мощность составляет тысячи метров. Характер чередования - обычно пачками, иногда сплошными толщами мощностью сотни метров. Формируется в заключительную стадию геотектонического цикла у подножья хребтов, в подгорных и межгорных аллювиально-озерных равнинах, включая конусы выноса.

Нефтегазоносность отмечается реже, чем в нижнемолассовой формации, преобладающей является газоносность, приуроченная к терригенной субформации нижней части [3].

Характер развития бассейна приводил к возникновению угленосных толщ в гумидном климате и соленосных - в аридном. С последними может быть связано развитие красноцветных толщ, завершающих формационный ряд.

3.4 Платформенные формации

Морская трансгрессивная терригенная формация. Основными породами являются песчаники, алевролиты кварцевые с глауконитом, глины серые и темно-серые с пиритом. Реже встречаются конгломераты, гравелиты, известняки, опоки. В условиях гумидного климата породы окрашены в серые и темно-серые тона, в условиях аридного климата имеют пеструю окраску. Породы формируются на ранней стадии тектонического цикла в мелком открытом море при влажном или сухом климате. Формация состоит из песчано-глинистой и песчано-карбонатной субформаций, которые часто бывают нефтегазоносными.

Карбонатная формация. Основными породами являются известняки и мергели, второстепенными - рифогенные известняки, битуминозные аргиллиты. Образуется в среднюю стадию тектонического цикла (при максимуме трансгрессии) в условиях обширного, открытого, относительно глубоководного моря при теплом влажном климате.

Битуминозная карбонатно-глинистая субформация, сложенная битуминозными мергелями и аргиллитами, характеризуется общими чертами с формациями доманикового типа. Сложена на 80% глинами (аргиллитами) и содержит, %: карбонатное вещество до 10, кремнистое - до 15, пирита - до 5, кластического материала - до 5. Преобладающими глинистыми минералами являются смешанно-слойные образования гидрослюдисто-монтмориллонитового состава, в качестве примеси присутствует хлорит. Карбонатное вещество имеет хемогенное происхождение, встречаются также прослои биогенного кальцита. Для пород характерна тонкая седиментационная слоистость, свидетельствующая о спокойной гидродинамической обстановке осадконакопления, минеральные и органические компоненты в породах ориентированы параллельно друг другу.

Содержание органического вещества составляет до 10%, а горючих сланцев - до 15%. Органическое вещество обладает высокой степенью битуминизации. Содержание растворимого в хлороформе битумоида составляет 0,25-1,3%.

Битуминозная карбонатно-глинистая субформация является нефтегенерирующей толщей, иногда в этой толще содержатся промышленные скопления нефти, приуроченные к коллекторам трещинного типа (мергелям, аргиллитам).

Рифогенная субформация связана с развитием береговых рифов и атоллов. Береговые рифы образуются в нескольких десятках метров от береговой линии морского бассейна. Распространены в виде узкой прерывистой полосы шириной до нескольких десятков метров. Атоллы - коралловые острова овальных очертаний, образующиеся при погружении вулканических островов. Мощность составляет сотни метров.

Рифовые известняки отличаются куполовидной формой, отсутствием слоистости, чистым карбонатным составом, частым развитием органогенных структур с прижизненным положением органогенных остатков, наличием обломочных известняков вокруг рифовых массивов, большим количеством пор и каверн, развитием процессов перекристаллизации и доломитизации.

Рифогенная субформация нефтеносна не только в пределах рифовых, но и в окружающих массивы органогенно-обломочных известняках. В целом, эти комплексы содержат высокоемкие резервуары, что обуславливает наличие высоких дебитов нефти из скважин.

Гипс-доломитовая субформация сложена известняками, доломитами, глинистыми доломитами, гипсами, ангидритами, известковыми глинами. Формируется в обширном мелком эпиконтинентальном море несколько повышенной солености в условиях жаркого сухого климата в среднюю стадию геотектонического цикла.

Морская регрессивная терригенная формацияпредставлена преимущественно песчаниками и алевролитами кварцево-аркозовыми и полимиктовыми, глинами каолинитового состава; второстепенными породами являются конгломераты, гравелиты, известняки-ракушечники, угли, конкреции пирита и сидерита. Формируется в позднюю стадию геотектонического цикла во внутриматериковых пресноводных водоемах, дельтах, речных поймах и руслах приморской низменности.

Песчано-глинистая угленоснаясубформация представлена конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами, глинами; в незначительном количестве присутствуют мергели. Главной особенностью субформации является высокое содержание органического вещества как в рассеянной, так и в концентрированной (угли и углистые глины) форме. Отложения неравномерно обогащены углефицированным растительным детритом и содержат прослои, линзы и пласты угля. В окраинных частях бассейна седиментации углистые пласты встречаются чаще, чем в центральных частях. Особенно многочисленны микролинзы угля мощностью менее 2 см и прослои, обогащенные растительным детритом.

В отложениях субформации, помимо пластов угля и углистых глин с содержанием органического углерода 20-50% и более, распространены глины и глинистые алевролиты озерного и аллювиального генезиса с содержанием Сорг. до 7%. В прямой зависимости от количества и состава органического вещества, рассеянного в породах субформации, находятся количество и состав генерированных углеводородов, часть которых в дальнейшем образовала свободные скопления газа и нефти. Особенности строения этой субформации обусловили ее преимущественную газоносность. Песчано-алевритовые и глинистые породы в разрезе субформаций перемежаются, образуя пласты мощностью до десятков метров. Отдельные пласты не выдержаны по площади, имеют линзовидный характер. Переслаивание преимущественно песчаных и глинистых пачек обусловило существование в разрезе нескольких природных резервуаров.

Характерной особенностью песчано-глинистой субформации является ее полифациальность, невыдержанность по простиранию и разрезу. В ее составе широким распространением пользуется прибрежные, лагунные, дельтовые, аллювиальные, озерные и болотные фации. В пределах прибрежных и лагунных зон формируются паралические угленосные отложения, на территориях озер и болот - лимнические образования. Условиями образования этой субформации являются: гумидный климат, обилие растительного материала, затрудненный сток и осадконакопление при активных нисходящих тектонических движениях.

Невыдержанность разрезов угленосной субформации, низкая сортировка обломочного материала, полимиктовый состав песчаников предопределяют, в основном, низкие коллекторские свойства песчаных пачек. Экранирующие свойства глин также обычно невысоки из-за небольшой мощности, расслоенности их проницаемыми прослоями, присутствия в большом количестве каолинита, линзовидных включений обломочного материала, образующих литологические окна. Эти черты строения являются причиной того, что эта субформация редко содержит крупные скопления углеводородов, несмотря на свои высокие продуцирующие свойства. В ее составе обычно обнаруживается большое количество средних и мелких нефтяных и газовых месторождений.

В условиях аридного климата формируется лагунная соленосная субформация. Она сложена песчаниками и алевролитами кварцевыми косослоистыми; глинами и аргиллитами пестро и красноцветными; доломитами, гипсами и ангидритами; каменной и калийной солями.

Красноцветная формация является заключительной в развитии геотектонического цикла. Представлена ритмичным переслаиванием песчано-алевритовых и глинистых пород, сменяющих друг друга на небольшом расстоянии. В составе толщи отмечается малое количество органического вещества - не более 0,1%. В то же время отношение Fe+3 к Fe +2 составляет величину более 3, что и придает породам красноцветную окраску. Большинство красноцветов с повышенной карбонатностью образовывалось в аридном климате, а некарбонатные разности - в условиях гумидного климата.

4. Седиментационная цикличность

4.1 Понятия о цикличности, ритмичности и слоевых ассоциациях осадочных толщ

Образование и размещение полезных ископаемых в земной коре определяется цикличностью геологических процессов. Поэтому познание закономерностей циклического развития имеет огромное практическое значение. Изучению цикличности применительно к целям поисков скоплений нефти и газа посвящены работы Н.Б. Вассоевича, А. А. Трофимука, Ю. Н. Карогодина и др. [2, 7, 8, 12, 18].

Понятие "цикличность" указывает на закономерную смену определяемых элементов, этапов, стадий во времени и пространстве. Это понятие обусловлено существованием циклов. По Ю. Н. Карогодину [7], цикл - это обособленный последовательный, непрерывный или прерывисто-непрерывный ряд закономерно связанных между собой явлений. В Геологическом словаре [5] дается следующее определение цикла седиментационного: это "определенная последовательность в смене обстановок осадконакопления, повторяющаяся в тех или иных вариациях в ходе развития акватории или территории". Таким образом, существование цикличности определяется более или менее равномерной повторяемостью. Ритм - это характеристика процесса, его свойство, структура динамической системы. К понятию "ритмичность" близко понятие "периодичность". Периодичность - регулярная повторяемость явлений во времени и пространстве.

Наиболее отчетливое выражение цикличность получила в процессе седиментации. Как известно из многочисленных аналитических исследований, процесс седиментации имеет прерывистый, дискретный, квантовый характер. Элементарным квантом седиментации, ее продуктом и следствием является слой. Элементами слоя более низкого уровня организации являются прослои, слойки или пропластки. Породный слой (пласт), по Ю. Н. Карогодину, "это преимущественно однородное трехмерное тело, ограниченное снизу и сверху субпараллельными плоскостями-границами, у которых два линейных размера по взаимно перпендикулярным направлениям всегда больше третьего". Одним из отличительных признаков слоя является мощность (толщина) и протяженность. Прослои (пропластки) чаще всего измеряются миллиметрами и первыми сантиметрами, а отдельные слои - сантиметрами, метрами и даже десятками метров.

Любое сочетание породных слоев, объединенное в слоевую ассоциацию, носит название литмита. Породно-слоевая ассоциациация, главным свойством которой является связь элементов во времени и пространстве, называется циклитом. Эта слоевая система является проявлением цикличности низшего порядка, вещественным отражением седиментационного цикла. Слои в элементарном циклите образуют единое целое, т.е. это природное тело, неделимое на "меньшие циклиты". Седиментационный цикл как целостная динамическая система характеризуется непрерывностью процесса во времени. Другие породно-слоевые ассоциации, для которых признак связи во времени не является важным, относится к номиналитам. Примерами последних являются свиты, серии, комплексы, формации [7].

Таким образом, литмиты - это общее наименование слоевых систем, выделяемых по любым свойствам и признакам. Циклиты - целостные во времени слоевые системы. Номиналиты - слоевые системы и объекты исследования, для которых связь во времени не является существенной.

4.2 Правила выделения и классификация циклитов

Основные принципы, которыми руководствуются при выделении элементарных циклитов, по Ю. Н. Карогодину [7], следующие: направленность изменения существенных (вещественно-структурных) свойств слоев в вертикальном разрезе - от одного к другому; непрерывность (относительная) изменения существенных (вещественно-структурных) свойств слоев в разрезе - от одного к другому; характер границ между слоями - внутренние границы слоевой системы более постепенные (плавные), по сравнению с внешними; двуединое (и кратное двум) строение слоевого комплекса (предполагается наличие не менее двух слоев в циклите и их связь).

Ю.Н. Карогодин дает классификацию циклитов, в основу которой взят признак направленности изменения существенного состава - от слоя к слою. Для терригенных пород - это изменение гранулометрического состава, для карбонатно-терригенного разреза - изменение соотношения карбонатной и терригенной составляющей.

По приведенной классификации все циклиты делятся на две группы: А - с однонаправленным и Б - с разнонаправленным изменением взятого свойства от слоя к слою. В каждой из групп выделяются по две подгруппы (рис. 12).

В группе А первая подгруппа составляет циклиты с прогрессивной направленностью - прогрессивные циклиты или проциклиты. Это наиболее распространенный тип циклитов. В реальных разрезах они состоят из слоев, у которых размер зерен уменьшается от слоя к слою. На разрезах проциклиты изображаются символом в виде треугольника с основанием и вершиной, обозначающими, соответственно, "грубый" и тонкозернистый слой. Вторая подгруппа характеризуется обратной направленностью взятого признака - регрессивной. Это регрессивные циклиты или рециклиты. Их символ - перевернутый треугольник, т.е. расположенный вершиной вниз.

В группе Б в первой подгруппе в слоях нижней части наблюдается прогрессивная направленность изменения взятого свойства от слоя к слою, а в слоях верхней части - регрессивная направленность. Такие циклиты называются прогрессивно-регрессивными или прорециклитами. Их символ - два треугольника, соединенных вершинами. Вторая подгруппа представляет циклиты обратного строения, т.е. для нижних слоев характерно регрессивное сочетание, а для верхних - прогрессивное с постепенной сменой. Эти циклиты названы регрессивно-прогрессивными или репроциклитами. Их символ - два треугольника, соединенных основанием. Примеры последних на реальных каротажных диаграммах показаны на рисунке 13.

Таким образом, согласно предложенной Ю.Н. Карогодиным классификации, все многообразие породных слоев и их сочетаний сведено к четырем основным типам.

Ассоциации элементарных циклитов образуют следующие уровни породно-слоевых систем: локальные, зональные и региональные циклиты. Структурными признаками раздела между циклитами являются резкие границы, связанные с перерывами в осадконакоплении, размывами части ранее сформировавшихся отложений, структурными несогласиями. Поэтому в основании циклитов имеются базальные слои, представленные песчаниками, гравелитами, конгломератами.

Региональные циклиты являются важным звеном в общей конструкции осадочного чехла любого седиментационного бассейна. Целостные слоевые системы ранга региональных давно и многими исследователями выделялись по данным ГИС. Часто это было выделение отчетливо выраженных на каротажных диаграммах породно-слоевых тел, отвечающих достаточно крупным седиментационным циклам.

Седиментационные бассейны по степени обнаженности делятся на три типа: открытого, когда практически весь разрез осадочного чехла можно исследовать в обнажениях; закрытого, когда практически нет обнажений в пределах бассейна и его обрамления, по которым можно было бы представить разрез осадочного чехла; полузакрытого, когда есть обнажения, по которым можно частично представить разрез осадочного выполнения.



К числу бассейнов закрытого типа относится Западно-Сибирский. Ни по обнажениям в его обрамлении, ни тем более по внутренним районам, где наиболее древними (из выходящих на дневную поверхность) являются кайнозойские образования, получить представления о мезозойском разрезе невозможно. В связи с этим к системно-литологическим исследованиям осадочной толщи широко привлекаются промыслово-геофизические данные.

4.3 Литологический ряд и его промыслово-геофизическая характеристика

Необходимость в широком привлечении промыслово-геофизических данных определяется двумя причинами. Одна из них - фрагментарный отбор керна с неполным его выносом. Вторая причина обращения к геофизическим исследованиям скважин при системном анализе - непрерывная характеристика изменения физических свойств разреза.

Поскольку системно-литологические исследования основываются на послойном описании разреза, то при использовании ГИС за породный слой принимается тело с более или менее однородной промыслово-геофизической характеристикой. Выделение слоев различного литологического состава по ГИС базируется на выявлении связи физических свойств с их составом и отражением на различного рода каротажных диаграммах.

Таким образом, первая задача при системно-литологических исследованиях по ГИС заключается в выявлении полного литологического ряда разреза по данным керна. Затем выявляется комплекс признаков по ГИС, характеризующих каждую литологическую разность, каждый породный слой. Литологический ряд, по Ю.Н. Карогодину - это ряд литологических тел (слоев), закономерно следующих друг за другом в вертикальном разрезе скважины. Закономерная последовательность литологических разностей слоев обусловлена физико-химическими законами дифференциации осадочного вещества. При терригенном осадконакоплении действуют законы гравитации и динамики среды, а при химическом - физико-химические законы, приводящие к выпадению соединений в осадок.

В составе юрских и меловых образований Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции выделяется следующий литологический ряд пород и их основные разновидности:

1) гравелито - галечники;

2) песчаники крупно- и среднезернистые;

3)песчаники мелкозернистые глинистые;

4) песчаники известковистые;

5) алевролиты;

6) алевролиты глинистые;

7)тонкое чередование, переслаивание песчаников, алевролитов и глин;

8) глины и аргиллиты без примеси песчано-алевритового материала;

9) аргиллиты битуминозные;

10)аргиллиты углистые;

11) угли.

Для литологического расчленения, характеристики и корреляции мезозойского разреза Западной Сибири используется достаточно большой комплекс ГИС. Он включает стандартный каротаж (КС и ПС); индукционный каротаж (ИК); микрозондирование (МЗ); гамма- и нейтронный гамма-каротаж (ГК,НГК); кавернометрию (КВ); акустический каротаж (АК). При изучении и анализе этих материалов обычно используется детальные диаграммы масштаба 1:200.

Для каждой из литологических разностей необходимо выработать эталонные характеристики по всем названным видам каротажа. Они вырабатываются на интервалах разреза, охарактеризованных керном, с последующим уточнением типа пород по шлифам и аналитическим данным. В большинстве случаев породные разности охарактеризованы керном и имеют надежные каротажные эталоны. Наиболее трудно распознаются по каротажным диаграммам литологические типы пород, относящиеся к переходным разностям от одной породы к другой (например, алевролиты, углистые аргиллиты); нет четких критериев определения известковых плотных разностей. Кроме того, наличие глинистых и глинисто-алевритовых галек в песчанике (даже крупно- и среднезернистых) фиксируется на каротажных диаграммах как увеличение глинистой составляющей, хотя во многих разрезах именно конгломератовидные породы (внутриформационные конгломерато-брекчии) лежат в основании литологического ряда, указывая на размыв ранее сформировавшихся отложений.

Следующим этапом системно-литологических исследований является выделение циклитов с использованием четырех известных правил: направленности, непрерывности изменения существенных свойств от слоя к слою, характера границ и двуединого строения.

Направленность выражается в смене одной литологической разности другой, непрерывность - в смене одной литологической разности данного литологического ряда смежной. Если обозначить все разности литологического ряда в виде последовательного ряда цифр (1, 2, 3 и т.д.), то непрерывность отразится в непрерывности числового ряда. Характер границ между породными слоями прямо связан с предыдущим свойством (признаком). Если литологический ряд непрерывный, то границы между породными слоями постепенные, а в случае его разрыва (прерванности) - резкие. При этом наблюдается следующая зависимость: чем больше выпадает литологических разностей, тем резче граница. Все это, с учетом двуединого строения целостной слоевой системы, служит основанием для выделения циклитов в разрезе скважины и определения их структурного типа.

4.4 Характеристика границ между циклитами по промыслово-геофизическим данным

Постепенный переход породных слоев выражается различным образом. В ряде случаев в породе одного состава появляется примесь материала вышележащих пород, количество которого постепенно вверх по разрезу увеличивается, пока один породный слой полностью не сменится следующим. В этом случае постепенный характер границ между телами на каротажных диаграммах выражается в плавном отклонении той или иной кривой влево или вправо (в зависимости от характера направленности). В других случаях в подстилающей породе появляются линзочки или прослойки породы вышележащего слоя, количество и мощность которых постепенно увеличиваются, пока порода полностью не сменится. На каротажных диаграммах такое постепенное изменение литологического состава с частыми возвратами к прежней литологической разности выражается, во-первых, в мелкой "зазубренности" кривых ПС, КС, ГК, НГК и, во-вторых, в постепенном отклонении общей направленности изменения их значений.

Между слоями могут быть и резкие границы. Обычно они приурочены к породам, резко отличающимся по литологическому составу (песчаник-уголь, песчаник-глина). Резкость границ свидетельствует о выпадении в литологическом ряду нескольких породных разностей, которое, в свою очередь, обусловлено нарушением последовательности осадконакопления.

Таким образом, для двух типов границ выделяются следующие отличительные признаки:

а) постепенная граница - контактируют породы с близким литологическим составом и свойствами; проведение границ затруднено; сохраняется непрерывность литологического ряда (песчаник - алевролит - глина -уголь) ; мелкая зазубренность на каротажных кривых и постепенное их отклонение либо в ту, либо в другую сторону;

б) резкая граница - контактируют породы с резко различными свойствами и составом; в проведении границ затруднений нет; нарушается непрерывность литологического ряда (песчаник - уголь - песчаник); резкое отклонение кривых каротажных диаграмм по горизонтали.

4.5 Способы расчленения и корреляции осадочных толщ методом системного анализа

Выделив по комплексу промыслово-геофизических исследований литологические разности в качестве породных слоев и определив характер границ между ними, можно разделить исследуемую часть разреза на циклиты различного ранга. Вначале восстанавливается литология всех породных слоев разреза и определяется мощность каждого из них (снизу вверх). Далее определяется характер направленности изменения гранулометрического состава от слоя к слою, устанавливается характер границ между породными слоями по комплексу промыслово-геофизических исследований.

По соотношению мощностей составных частей циклиты могут быть симметричными, когда нижняя и верхняя части равновелики, и асимметричными, когда нижняя и верхняя части разновелики. Среди асимметричных встречаются два подтипа. В первом - нижняя часть во много раз меньше верхней, а во втором, наоборот, верхняя меньше нижней.

Установление общих закономерностей распределения породных слоев в разрезе и конкретно в каждом циклите дает возможность использовать породно-слоевые системы, их части и границы между ними в качестве надежных коррелятивов. Корреляция разрезов - один из важных этапов геологического исследования, поскольку её результаты являются основными исходными данными для различного рода построений.

Анализ выделенных в разрезе осадочной толщи циклитов различного ранга и типов позволяет определить особенности строения толщи и выявить на этой основе опорные интервалы, которые могут быть использованы в процессе корреляции в качестве маркирующих. Такую роль при увязке разрезов играют выдержанные угольные пласты. Они имеют четкую геофизическую характеристику, занимают определенное место в разрезе и поэтому служат наиболее надежными реперами. Значительная протяженность углей повышает надежность корреляции разрезов. Формирование углей в эпохи максимального тектонического покоя, минимальной динамики водной среды и приуроченность их к наиболее выровненным участкам рельефа могут быть признаками изохронности этих частей разреза, что является определяющим при корреляции континентальных толщ и их относительной стратификации.

Кроме углей, в качестве маркирующих реперов могут быть выделены и другие породы, которые занимают определенное положение в разрезах и обладают индивидуальной геолого-геофизической характеристикой. Так, к реперам первой категории юрского разреза в пределах юго-востока Западно-Сибирской плиты относятся глины тогурской свиты и нижневасюганской подсвиты, угольные пласты У10 и У1 , а также аргиллиты баженовской свиты. Эти маркирующие горизонты регионально выдержаны, имеют значительную мощность и хорошо выделяются по всем видам каротажа (рисунок 14). Во вторую группу реперов объединяются угольные пласты У8 ,У6 и У4, которые, хорошо прослеживаясь на обширной территории, имеют небольшую мощность. К третьей группе реперов относятся угольные и глинистые пласты, которые выделяются только в пределах отдельных площадей.

Положение каждого из реперов определяет характер границы и контролируется общей цикличностью разреза, что позволяет последовательно (от скважины к скважине) проследить выделенные циклиты различного ранга. В пределах этих циклитов учитываются их литологические особенности, выделяемые по керну и каротажу в процессе расчленения разреза. Таким образом, использование основных изложенных методов системного анализа породных ассоциаций дает возможность выполнять корреляцию осадочных толщ, прослеживая не отдельные пласты или их группы, а целостные во времени системы различного ранга, т.е. геохронолиты. Это особенно важно для фациально изменчивых по латерали континентальных отложений, когда на практике сопоставляются между собой песчаные пласты, образовавшиеся в разное время. Примеры корреляции юрских отложений юго-востока Западно-Сибирской плиты показаны на: рисунок 15, рисунок 16, рисунок 17 и рисунок 18.

В целом, применение системного анализа при изучении полифациальных толщ позволяет более уверенно проводить сопоставление нефтегазоносных отложений, проследить их изменение в пространстве и времени.

Литература

1. Атлас литогенетических типов среднего карбона Донецкого бассейна/Л.Н.Ботвинкина, Ю.А.Жемчужников, П.П.Тимофеев и др.-М.: Изд-во АН СССР, 1956.-368 с.

2. Бакиров А.А., Мальцева А.К. Литолого-фациальный и формационный анализ при поисках и разведке скоплений нефти и газа: Учебное пособие для вузов.-М.: Недра, 1985.-159 с.

3. Бурлин Ю.К., Конюхов А.И., Карнюшина Е.Е. Литология нефтегазоносных толщ.-М.:Недра, 1991.-286 с.

4. Буш Д.А. Стратиграфические ловушки в песчаниках.-М.: Мир, 1977.-215 с.

5. Геологический словарь /Коллектив авторов: В 2 т.-М.: Недра, 1978.-Т.1.-486с.-Т.2-456 с.

6. Ежова А. В., Тен Т. Г. Практическая литология: Учебное пособие. - Томск: Изд. ТПУ,1999. - 103 с.

7. Карогодин Ю.Н. Введение в нефтяную литмологию.-Новосибирск: Наука, 1990.-239 с.

8. Карогодин Ю.Н., Гайдебурова Е.А. Системные исследования слоевых ассоциаций нефтегазоносных бассейнов (по комплексу промыслово-геофизических данных). - Новосибирск: Наука. Сиб.отд-ние, 1989.-108 с.

9. Конибир И.Э.Б. Палеогеоморфология нефтегазоносных песчаных тел.-М.: Недра, 1979.-256 с.

10. Крашенинников Г.Ф. Учение о фациях.-М.: Высшая школа, 1971.-368 с.

11. Лидер М.Р. Седиментология.-М.: Мир, 1986.-439 с.

12. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород (с основами методики исследования): Учебник для студентов геол. спец. вузов.-М.: Высшая школа, 1984. - 416 с.

13. Муромцев В.С. Электрометрическая геология песчаных тел - литологических ловушек нефти и газа.-Л.: Недра, 1984.-260 с.

14. Петтиджон Ф. Осадочные породы: Пер. с англ.-М.: Недра, 1981.-751 с.

15. Петтиджон Ф., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники.-М.: Мир, 1976.-536с.

16. Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология и литолого-фациальный анализ.- М.: Недра, 1981.-284 с.

17. Селли Р.Ч. Древние обстановки осадконакопления.-М.: Недра, 1989.-294 с.

18. Справочник по литологии /Под ред. Н.Б.Вассоевича, В.И.Марченко.- М.: Недра, 1983.-509 с.

19. Ежова А.В. Литология. Рабочая программа дисциплины, контрольные задания и методические указания. -Томск: Изд. ТПУ, 1998. -16 с.

20. Ежова А.В. Литология. Руководство по выполнению цикла лабораторных и самостоятельных работ. -Томск: Изд. ТПУ, 1998. -59 с.

21. Ежова А.В., Тен Т.Г. Литология. Иллюстрированный материал для лабораторных и самостоятельных работ.-Томск: Изд. ТПУ, 1998. -8 с.

22. Ежова А.В., Тен Т.Г. Литология. Учебные коллекции пород и шлифов.-Томск: Изд. ТПУ, 1998. -36 с.

23. Ежова А.В., Тен Т.Г. Практическая литология: Учебное пособие.-Томск: Изд. ТПУ, 1999. -103 с.

24. Крашенинников Г.Ф. Учение о фациях. - М.: Высшая школа, 1971.-368с.

25. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород(с основами методики исследования): Учебник для студентов геол. спец. вузов.-М.: Высшая школа ,1984.-416с.

26. Прошляков Б.К., Кузнецов В.Г. Литология и литолого-фациальный анализ.-М.: Недра, 1981.-284с.

27. Справочник по литологии /Под ред.Н.Б. Вассоевича, В.И. Марченко.- М.: Недра, 1983.-509с.