Горючие ископаемые в отложениях эвапоритовых палеобассейнов

11

ГОРЮЧИЕ ИСКОПАЕМЫЕ В ОТЛОЖЕНИЯХ ЭВАПОРИТОВЫХ ПАЛЕОБАССЕЙНОВ

Наличие в разрезе осадочного бассейна «черных» сланцев считается одним из признаков его потенциальной нефтеносности, а вопрос их генезиса естественно ставится в один ряд с решением проблемы нефтеобразования [Вассоевич, 1972; Соколов, 1972].

Сланцы в донных отложениях эвапоритовых палеобассейнов

Юрезанские горючие сланцы (синская свита, Якутия) формировались на начальных стадиях осолонения лагунного водоема (рис. 24А). Обогащение отложений ОВ (С_орг.=1.31%) отмечено в зоне чрезвычайно бедного морского донного биоценоза (3-4 скелетных формы против 12 в фациях «нормально» соленого моря). Оно было связано с приносом аллохтонного материала из осолоненной части лагуны и маркировалось красно-бурыми просвечивающими пленками (R=0.2-0.65 мм) и «спорами». Битумные сланцы (С_орг.=3-4.75%) накапливались при сокращении потока обломочного материала (рис. 24Б). Образование собственно горючих сланцев (С_орг.=5.21-14.74%), связанных с породами, в которых отмечается доломитизация, происходило при накоплении автохтонных планктогенных ОВ, преимущественно водорослевого генезиса, в зонах без морской донной фауны и флоры. Их формирование маркировалось резким возрастанием количества органических пленок и «прожилок», а в некоторых случаях и «спор».

В отложениях пермского Цехштейнского эвапоритового бассейна (P₁-P₂, Германия) (рис. 25) выделены пять галогенных формаций (Z₁-Z₄), характеризующихся развитием эвапоритообразования от глин до калийных солей с ангидритами. На периферии мансфельского медисто-сланцевого бассейна черно-цветные меднистые сланцы (0.4 м) перекрыты известняками, а изменение С_орг (от 10 до 2 (0.45)%) находится в обратной зависимости от количества CaCO₃. Медистый сланец (0.5 м) мелководной формации Верра (Z₁) также перекрывается известняком (8 м), а выше ангидритовой породой. Если оценить скорость накопления меднистых сланцев не показателями шельфовых морей (0.02-0.03 мм/год) [Страхов, 1962], а лагун (1.0-2.0 мм/год), то время их отложения, с учетом уплотнения осадка, составит 300-700 лет. В центре глубоководной страссфуртской формации (Z₂), под базальным ангидритом, отмечается развитие пахучего битуминозного доломита мощностью 4-10 м (рис. 26А).

Рис. 24. Строение (А) и условия накопления (Б) юрезанских горючих сланцев (по [Страхов, 1962]): 1 - темные органогенные известняки; 2 - битуминозные мергели с прослоями глин и известняков; 3 - горючие сланцы; 4 - песчано-глинистые отложения флишевого типа; 5 - мергели таймеевской свиты; 6 - перекристаллизованные известняки с Productus cora; 7 - обломочный материал; 8 - ОВ

Битуминозные разности доломита и ангидрита пространственно почти совпадают и закономерно охватывают большие площади, чем предшествующий палеобассейн. Аналогичная картина наблюдается выше по разрезу (Z₃-Z₄), но отложению ангидрита предшествуют глинистые и доломитовые осадки, обедненные ОВ. Между тем, сингенетичные месторождения нефти и газа характерны не только страссфуртской формации (рис. 26Б), но и всем карбонатным межсолевым горизонтам [Мюллер, Вингольц, 1972]. Т.о. накопление ОВ в эвапоритовых осадках до стадии горючих сланцев и нефти оказывается чувствительным к минерализации воды и происходит при солености выше 53%о до начала садки ангидритов.

Рис. 25. Палеогеография Цехштейнского моря и относительное положение соленакопления в Северо-Германской впадине (1, 3 - южная и северная граница формации Верра (Z₁); 2 - распространение галита и калийных солей; 4, 5 - распространение галита и калийных солей страссфуртской формации (Z₂); 6 - распространение калийных солей формации Ридель (Z₃); 7 - галиты в красном лежне (P₁) (по [Страхов, 1962])

Рис. 26. Сланцы (А) и нефть (Б) в межсолевом комплексе страссфуртской формации (Z₂) (по [Страхов, 1962; Мюллер, Вингольц, 1972]): 1 - доломиты; 2 - ангидриты массивные, 3 - ангидриты узловатые; 4 - ангидриты слоистые; 5 - пахучий сланец

Закономерно, что в пермских эвапоритовых бассейнах Русской платформы также проходило формирование нефтематеринских отложений, а только на севере Мелекесской дерессии накопилось 18х10⁹ т битумов [Лебедев и др., 1972]. Аналогичные закономерности осадконакопления были свойственны и Тимано-Печорскому осадочному бассейну (рис. 27).

Рис. 27. Геологический разрез отложений Тимано-Печорского позднедевонско-раннекаменноугольного бассейна (по [Парысина и др., 1989]): 1 - водорослевые известняки; 2 - доломиты; 3 - битуминозные известняки; 4 - гипсы; 5 - обломочные известняки; 6 - ангидриты; 7 - глины; 8 - глинистые известняки; 9 - мергели; 10 - известняки

В качестве более масштабного примера можно привести историю формирования осадочного чехла Атлантического океана (см. рис. 15 и 28), где в течение юры и раннего мела (до K₁al включительно) в условиях эвапоритовых бассейнов формировались «черные» сланцы и нефтематеринские породы. С началом отложения глубоководных океанических осадков в позднем мелу (K₂c-K₂cn) [Конюхов, 1985; Тимофеев и др., 1985] их накопление, за пределами Мексиканского залива, Карибского и Средиземного морей, закономерно прекратилось. Аналогичные процессы привели к прекращению формирования нефтематеринских пород Мозамбикского пролива [Тимофеев и др., 1985], тогда как в Персидском заливе и Красном море они отлагались и в неогене.

Рис. 28. Развитие осадочного чехла Атлантики с юры по поздний мел (по [Тимофеев и др., 1985]), макрофации: 1 - осолоняющихся водоемов; 2 - заливов и лагун; 3 - мелководного моря; 4 - океанического глубоководья

Особенности ранних стадий аридного осадконакопления

Одним из палеобассейнов, где галогенез не достигал высших стадий, является Западно-Сибирский НГБ. Одной из самых обогащенных ОВ (С_орг. исходное ~10.6?; остаточное ~4.96%) в осадочном чехле Западно-Сибирской плиты является баженовская свита [Филина и др., 1984]. По мнению различных авторов, условия формирования битуминозно-глинистых отложений баженовской свиты были «нормально морские» [Филина и др., 1984] или «солоноватоводные» [Белкин, 1986]. Однако, комплекс геохимических, палеогеографических, палеоклиматических и палеонтологических данных свидетельствует о формировании аргиллитов баженовской свиты в обширном заливе морского типа с повышенной соленостью в период максимальной аридизации климата. Существенное увеличение площади аридных зон Северного полушария произошло от средней юры (J₂) к раннему мелу (K₁) (рис. 29). В это время, по крайней мере, в восточной части Паратетис происходит интенсивное накопление эвапоритовых осадков (рис. 30В), которые, например, в Прикаспийской низменности и Южно-Тургайской синеклизе (т.е. на юго-западной границе Западной Сибири), являются нефтегазоносными (рис. 30 А, Б).

Рис. 29. Изменение аридных областей в юре и мелу (по [Страхов, 1962]): 1 - аридные области J₁ и J₂; 2 - прирост в J₃; 3 - границы в K₁; 4 - границы в K₂

Рис. 30. Палеогеографическая обстановка верхней юры в Предкавказье (В) и нефтегазоносность юрских отложений Казахстана (А, Б) (по информационным ресурсам Интернет): 1 - месторождения: А - Прикаспийская низменность; Б - Южно-Тургайская синеклиза; 2 - нефть; 3 - газ; 4 - суша; 5 - эвапориты; 6 - рифы; 7 - карбонатная платформа; 8 - флиш; 9 - песчано-глинистая платформа; 10 - вулканический пояс

Аридизация климата находит отражение и в материалах по Западной Сибири. Так, в байосском (J₂b) веке отмечено формирование угленосных отложений, а от бата (J₂bt) до кимериджа (J₂km) зафиксировано прогрессирующее увеличения разнообразия ксерофитной флоры и прекращение угленакопления от оксфорда (J₃o) к кимериджу [Корж, 1978; Филина и др., 1984]. В баженовских отложениях остатки спор и пыльцы наземных растений либо немногочисленны, либо отсутствуют [Ровнина, 1986], что фиксирует аридный максимум. Высокие (21.4-21.6^оС) температуры в начале волжского века (по изотопии ростров белемнитов) и снижение температур на границе с валанжином до 15.8^оС показывают, что накопление баженовской свиты могло прекратиться при уменьшении испарения. Аналогичные процессы происходили и в предшествующее время. В верхневасюганской подсвите основные залежи нефти и газа приурочены к трем пачкам: над-, меж- и подугольной.

Отличия Западно-Сибирского седиментационного бассейна от «классических» эвапоритовых эпиконтинентальных морей были предопределены морфометрией бассейна и пролива, не допускавших развитие галогенеза до высших стадий. Сравнивая различия галогенеза в Цехштейнском (Р₁-Р₂) и Казанском (Р₂) бассейнах (см. рис. 21, 25), имевших единый источник питания и расположенных в одной и той же аридной зоне, Н.М. Страхов[1962] объяснял небольшое накопление галита в последнем интенсивной связью с океаном через широкий и глубокий пролив. Напротив, развитие высших стадий галогенеза в узком Рейнском грабене, нефтегазоносность которого связана с эвапоритовыми осадками [Hypersaline, 1985], проходило скорее в семиаридных условиях [Страхов, 1962]. Аналогичным образом характеризуются климатические условия европейского побережья Мессинского эвапоритового бассейна [Чумаков, 1996]. В современных лагунах Персидского залива и Австралии, полностью отделенных от Мирового океана, доломитообразование сопровождается садкой гипсов. В противоположность этому в надприливных отложениях островов Карибского бассейна и Флоридском заливе доломиты ассоциируются только со строматолитами [Справочник, 1983] цианобактериального происхождения.

Глубина пролива, как и самого «баженовского» бассейна, увеличивалась в западном направлении. Основной перенос поверхностных морских вод проходил, вероятнее всего, в юго-западном направлении. Севернее линии от современного Туруханска - Ванзевата (Салехарда) удобно выделить «транзитную зону», совпадающую с северной и переходной зонами, определенными О.В. Сидоренко с соавт. [1986]. Во внутренней части существовала халистатическая зона с повышенной продуктивностью и соленостью. Подобные явления отмечались и в «классических» эвапоритовых бассейнах, где галогенез достигал высшего развития преимущественно в халистазах (см. [Страхов, 1962]). Т.о. формирование собственно баженовской свиты, окруженной небитуминозными аналогами, еще раз подтверждает известные закономерности.

Отток осолоненных вод с повышенной плотностью и высоким содержанием ОВ проходил в придонном слое пролива в северном направлении. Это маркируется битуминозными аргиллитами с уменьшением концентраций ОВ. Основная часть речного стока поступала в восточную и юго-восточную части бассейна, на что указывают значительные площади, занимаемые небитуминозными максимоярской, марьяновской и особенно яновстанской свитами (см. [Филина и др., 1984, рис. 14]). Опреснение восточной части палеобассейна находит отражение в приуроченности основных нефтяных месторождений и перспективных площадей к северо-западному сектору халистазы (рис. 31). Оценка нефтеносности транзитной зоны, выполненная различными методами [Завьялов, Кукушкина, 1986; Сидоренко и др., 1986], закономерно невысока. Чаще всего в ней отмечаются «сухие» скважины и лишь изредка были получены притоки нефти менее 2 м³/сут [Аксенов и др., 1986].

Рис. 31. Перспективы нефтеносности баженовской свиты (по [Зубков и др., 1986]): 1 - изоомы (Ом*м); 2 - перспективные территории; 3 - сухие скважины; 4 - нефтепроявления и месторождения нефти; 5 - распространение отложений волжско-берриасского возраста; 6 - палеозойское обрамление

Заключения о существовании восстановительных условий в период формирования баженовской свиты отличаются лишь деталями (в толще воды или осадка) [Корж, 1978]. Однако сравнение Баженовского палеозалива с Черным и Балтийским морями не имеет никаких оснований. Во-первых, стратификация вод и восстановительные условия в них вызваны избыточным речным стоком, опреснением поверхностных вод и их сбросом через узкие и мелководные проливы. В этих солоноватоводных морях прибрежные зоны заселены организмами, имеющими скелетные образования (моллюсками, ракообразными и т.д.), чего в мелководных аналогах баженовской свиты не наблюдается. Во-вторых, среднегодовые температуры ~21^оС соответствуют району тропика Рака. В отдаленном приближении морфометрическими аналогами залива могут быть осолоненное до ~47%о Красное море или Персидский залив, находящиеся в аридной зоне. Однако и там гипоксийные процессы широко не развиваются (см. [Шапоренко, 2000]), а фауна чрезвычайно богата.

Накопление морских осадков, включающих раковины двустворчатых, брюхоногих и головоногих моллюсков, останки ракообразных, в период волжского (J₃v) века проходило лишь на северо-востоке бассейна [Корж, 1978], т.е. в районе поступления морских вод. Однако Приенисейскому району характерно полное отсутствие битуминозных осадков. На периодические краткосрочные периоды опреснения центральной части бассейна указывают тонкие прослои раковин двустворок и аммонитов в битуминозных баженовских аргиллитах. Именно в эти периоды могла уменьшаться стратификация вод, как следствие развивались окислительные условия и создавались предпосылки для развития относительно стеногалинных морских организмов. Кроме этого, часть планктонных (радиолярии) и нектонных организмов могли сохранить посмертную плавучесть в воде с высокой плотностью. В береговых выбросах эвапоритового залива Кара-Богаз-Гол отмечались трупы рыб и тюленей, которые поступают в него со стоком каспийских вод (см. [Андрусов, 1895]). Раковины Buchia (Bivalvia) отмечены и в прибрежных, и в глубоководных фациях [Филина и др., 1984]. Они относятся к мелководным обрастателям [Бондаренко, Михайлова, 1984] и могли быть занесены в глубоководную зону, например, на сплавинах водорослей (см. [Тарасов, 1997]). В баженовской свите (J₃v) не известны остатки ни одного стеногалинного морского таксона, тогда как в аргиллитах кимериджа отмечаются прослои спонгилитов мощностью до 30 см с доминированием (80%) кремнистых спикул губок [Корж, 1978]. Кокколитофориды, свойственные баженовской свите, отмечались, например, в палеогеновых сланцах Кавказа, формировавшихся на этапе отложения доломитов [Горленко и др., 1989, 1990], а представители р. Acanthoica обитают в пресных водах [Воронихин, 1953].

Рис. 32. Углеводороды хлороформенных экстрактов кремнистых образований (по [Баженова, Бурлин, 1985]): А - диатомовый ил (Тихий океан, шельф Перу, современные); Б - опока (юго-западный Сахалин, ПК₂-ПК₃); В - глинистый силицит (Салымская площадь, Зап. Сибирь, 2750 м)

Население литоральной зоны центральной части бассейна волжского века было столь же бедно, как и глубоководной области, где было вероятно развитие сероводородного заражения. За исключением некоторых фораминифер, двустворок (Buchia) и брахиопод (Lingula), останки донных организмов в баженовской свите и ее аналогах отсутствуют. Приспособление Foraminifera к широкому диапазону солености проходило в разное время. Эвригалинные Ammonia известны с неогена, Elphidium - с палеогена, родственные им стеногалинные Rotalia - с мела [Бондаренко, Михайлова, 1984]. Поскольку приспособление организмов проходит как к повышенной, так и к пониженной солености, формы, родственные баженовским, заселяют и опресненные морские воды. Раковины Lingula (Brachiopoda) отмечаются в доломитах [Страхов, 1962], а рецентные виды живут в эстуариях и выдерживают не только значительные колебания солености, но и недостаток кислорода.

Рис. 33. Разрез баженовской свиты Салымского месторождения (по [Белкин, 1986]): 1 - битуминозные аргиллиты; 2 - аргиллиты с прослоями ракуши; 3 - известняки, в т.ч. доломитизированные; 4 - сицилиты; 5 - мергели; 6 - пятнистые небитуминозные аргиллиты; 7 - аргиллиты с карбонатными конкрециями; 8 - углисто-глинистые алевролиты и песчаники; 9 - вторичные брекчии с базальным карбонатным цементом; 10 - пиритовый слой; 11 - сильно-битуминозные массивные породы; 12 - потенциально продуктивный слой; 13 - редко продуктивный слой

Среди микрофоссилий в баженитах отмечаются «радиолярии», не имеющие сетчатого внутреннего скелета диаметром 0.1-0.2 мм, и «кальциосферы» - 20 мкм [Филина и др., 1984]. Первые, вероятнее всего, являются цистами артемий (см. рис. 5). Вторые могут быть останками цианобактерий. На высокую долю ОВ цианобактерий в остаточном С_орг. баженовских пород может указывать также рост 17-метил, 18б(Н)-22,29,30 тpucнорметилгопана в баженовских нефтях с увеличением температур (см. [Hypersaline 1985; Гордадзе и др., 2000]). Спектр углеводородов глинистого силицита Салымской площади (рис. 32 В) коренным образом отличен от такового в диатомитах и диатомовых илах (рис. 32 А, Б). Впрочем, это подтверждается микропалеонтологическими данными, поскольку остатки диатомовых в баженовских отложениях и их аналогах не зафиксированы [Филина и др., 1984]. В составе таксономически бедного фоссильного планктона при световом микроскопировании (х600) отмечены предположительно зеленые и перидиниевые водоросли [Ровнина, 1986].

Собственно доломитизированные известняки в баженовской свите формировались в периоды осолонения. На Салымском месторождении они нередко оцениваются как потенциально продуктивные (рис. 33). Массовое образование доломитов могло сдерживаться недостатком Mg в континентальном стоке, а магний морского генезиса мог в значительной степени вовлекаться в биогенный круговорот. На высокую соленость палеоводоема указывают повышение хлорности вещества в закрытых порах баженовской свиты, по сравнению с подстилающими породами [Барс, Селезнева, 1986], традиционно высокие концентрации V, Ni, повышенное содержание бора [Филина и др., 1984] и урана [Ровнина, 1986], накопление которых также приурочено к доломитовой стадии, а содержание бора находится в прямой зависимости от концентрации Mg [Страхов, 1962: 483; Справочник …, 1983].

Рис. 34. Палеогеоморфология пласта Ач16 и его аналогов в момент их накопления (по В.Н. Бородкин, В.С. Бочкарев (ГИН), ресурсы Интернет): 1 - площади (I - Уренгойская, II - Евояхинская, II - Геологическая, IV - Северо-Часельская, V - Южно-Русская); 2 - номера скважин; 3 - кровля пласта Ач16 и его аналогов; 4 - пески и песчаники; 5 - глины; 6 - переслаивание алевролитов и глин с линзовидными прослоями карбонатов; 7-11 палеобиологические находки (7 - ихтиозавры, 8 - аммониты; 8 - палеокальмары и белемниты, 10 - средне-сублиторальные сообщества донной фауны, 11 - прибрежные сообщества беспозвоночных и водорослей); 12 - палеоглубина бассейна, м

Формирование баженовской свиты при солености, свойственной нижней границе гипергалинных вод (вероятно 53-75 г/л), предопределило возможность существования достаточно сложной пищевой цепи. В результате этого могла утилизироваться продукция не только вольвоксовых водорослей, но и артемий (эвригалинными рыбами). Циклоническое течение в халистазе способствовало выносу биогенных элементов в краевые (опресненные) части бассейна, где захоронение ОВ проходило в окислительных условиях. Это объясняет не только чрезвычайно низкие скорости осадконакопления свиты, но высокие концентрации азотистых (зоогенных) ОВ в закрытых порах битуминозных аргиллитов (см. [Барс и др., 1986]). Первичное преобразование цианобактериального ОВ в субокислительных условиях, очевидно, протекало по пути изомеризации и образования сланцев (см. ниже). При уплотнении глин вместе с межпоровой водой могла происходить интенсивная эмиграция водорастворимых ОВ [Барс и др., 1986], которые концентрировались не только в баженовских карбонатах, но и мигрировали в соседние свиты. Указанные факторы, низкие значения температур (до ~140^oC), а также гидрофобность баженовских аргиллитов показывают, что процессы нефтеобразования в баженитах могут быть скорее исключением, чем правилом. Оно могло проходить только в глубоководных участках палеобассейнов. Например, аналогичным образом на склонах наиболее глубоких прогибов формировались линзы тонкодисперсных илов (Aч15 и Ач16) ачимовской толщи (рис. 34), перекрывающие битуминозные отложения баженовской свиты. Поэтому не будет преувеличением заключение, что Салымское месторождение в баженовской свите может быть уникальным [Аксенов и др., 1986]. В целом баженовская свита может быть аналогом зон смешения эвапоритовых бассейнов мессинского типа с высокой долей морских ОВ.