21

Часть 1. Геодинамические аспекты формирования нефтегазоносных осадочных бассейнов

Глава 1. Нефтегазоносный осадочный бассейн как геологическая структура

Эволюция осадочных бассейнов - их возникновение, развитие, преобразование или разрушение - составляет часть общей глобальной эволюции литосферы. Поэтому анализ формирования и развития осадочных бассейнов, а также систематизация их основных типов (классификация бассейнов), базируются на эволюционном ряду литосферы, начинающемся с раскола континентов и образования новых дивергентных границ плит и заканчивающемся конвергенцией краёв литосферных плит, их столкновением и формированием орогенов и шовных зон (Wilson, 1965; Кучерук, Ушаков, 1985). Современная структура осадочных бассейнов является результатом его длительной, часто многоэтапной эволюции, поэтому успешный поиск месторождений нефти и газа во многом предопределяется правильным пониманием геологической истории бассейна в рамках эволюционной теории развития литосферы.

1.1 Осадочные нефтегазоносные бассейны и проблемы их классификации

Под нефтегазоносными осадочными бассейнами обычно понимают сравнительно крупные геологические осадочные образования, в которых реализуются процессы генерации, миграции, аккумуляции, консервации и разрушения углеводородов (УВ), приводящие к формированию, а иногда и к разрушению месторождений нефти и газа (Высоцкий, Кучерук, 1978). Генерация УВ в таких бассейнах осуществляется за счет разложения (термического крекинга) органического вещества (ОВ), захваченного погружающимися осадками. Известно, что нефтегазоносность есть свойство осадочного бассейна на определённой стадии его развития. Эволюция осадочных бассейнов - их возникновение, развитие, преобразование или разрушение - составляет часть общей глобальной эволюции литосферы (рис.1-1; табл. 1-1). Она начинается от раскола континентов и образования новых дивергентных границ плит, проходит через стадию разрастания молодой океанической впадины к формированию зрелого океана, затем к зарождению и развитию процессов субдукции, постепенному сокращению площади впадины океана, к конвергенции краёв литосферных плит, их столкновению, и, наконец, к формированию орогенов и шовных зон континентов (Wilson, 1965; Ушаков, Галушкин, 1983; Кучерук, Ушаков, 1985).

Рис. 1-1. Цикл Вильсона: образование рифтовой долины (а); формирование центра спрединга дна океана (б - молодой океан); разрастание океана (в); возникновение зон поддвигания океанической литосферы (г – зоны субдукции); субдукция зоны спрединга (д); столкновение континентов (е) (Wilson, 1965; Тёркот, Шуберт, 1985).

1.2 Осадочные бассейны континентального рифтогенеза

Этап раскола континента с формированием рифтовой трещины (континентального рифта) является основным в эволюции осадочных бассейнов рифтового типа. Если имеет место раскол жёсткой древней континентальной коры, то формируется, как правило, одна рифтовая трещина (Рейнский грабен, Суэцкий залив). В пределах же молодых орогенов появляется серия субпараллельных рифтовых грабенов и разделяющих их горстов (провинция Бассейнов и Хребтов; Кучерук, Ушаков, 1985). Различаются рифты и по геодинамической обстановке формирования. Во многих случаях формированию внутриплатформенных рифтов предшествует образование сводовой области, связанной с подъёмом поверхности астеносферы. В этом случае литосфера раскалывается по трём сопряжённым разломным зонам (тройное сочленение – Афар в олигоцене). Однако существуют бассейны (Североморский, например), где в стратиграфическом разрезе нет признаков формирования и эрозии обширного сводового поднятия и рифтогенез в них начался с нормального сбросообразования в условиях растяжения и общего погружения бассейна.

Развитие внутриконтинентального рифтового режима литосферы может пойти как по пути его отмирания, так и по пути усиления процесса вплоть до образования океана. В первом случае стадия активного развития в режиме растяжения и высокого теплового потока сменяется стадией остывания и пассивного проседания литосферы. На месте рифта

Табл. 1-1 ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ РИФТОГЕННЫХ ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ

Эволюция осадочного бассейна есть часть общей глобальной эволюции бассейна
Эволюционный ряд литосферы	Бассейны, формирующиеся при активном процессе	Бассейны, формирующиеся при затухании процесса
РАСКОЛ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ ЛИТОСФЕРЫ	Отдельные рифты на жесткой древней континентальной литосфере (Африканские, Байкальский, Суэцкий)	Авлвкогены, синеклизы (Печёрско-Баренцевоморский, Московский, Днепрово- Донецкий, Западно- Сибирский, Волго- Уральский, Сирт, Северное море)
	Серии рифтовых грабенов и горстов на месте недавнего орогена (Провинция Бассейнов и Хребтов, США)
	Рифтовые структуры, связанные с мегасдвигами (Калифорнийский, Мёртвое море, Кайман)
ПОЛНЫЙ РАЗРЫВ ЛИТОСФЕРЫ, НАЧАЛО РАЗРАСТАНИЯ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ	Красное море, Аденский залив, Калифорнийский залив, бассейны молодых континентальных окраин	Затухание на ранней стадии раскрытия океана (Лабрадорское море, Тасманово море) Авлакогены в пределах отмерших ветвей тройного сочленения (устьевые части рек Нигер, Нил, Амазонка, Маханади и Годавари в Индии )
ДАЛЬНЕЙШЕЕ РАЗРАСТАНИЕ ОКЕАНИЧЕСКОЙ ВПАДИНЫ	Бассейны пассивных окраин (Сантос, Пелотес, Австралийский сектор окраины Антарктиды)
	Дельтовые бассейны на контакте пассивной окраины и отмершей ветви тройного сочленения (авлакогена) дельты Нигера,Нила, Амазонки)
РАЗВИТИЕ ПРОЦЕССА СУБДУКЦИИ, СОКРАЩЕНИЕ ПЛОЩАДИ ОКЕАНА	Бассейны активных континентальных окраин и островных дуг	Прекращение субдукции из-за перескока оси спрединга (пассивная окраина моря Беллинсгаузена)
	Задуговые бассейны с растяжением литосферы (бассейны Филиппинского моря, Эгейское море, Командорская котловина)
ЗАХЛОПЫВАНИЕ ОКЕАНА СТОЛКНОВЕНИЕ МАТЕРИКОВЫХ КРАЁВ ПЛИТ, ОБРАЗОВАНИЕ ОРОГЕНОВ И ШОВНЫХ ЗОН	Предгорные бассейны (Предкавказский)
	Межгорные бассейны с локальным растяжением (Рейнский грабен, Панонский и Черноморский бассейны)

(или серий рифтовых трещин) развиваются впадины типа прогибов или синеклиз с седиментацией и тектоническим режимом, свойственными внутрикратонным бассейнам. (Днепровско-Донецкий, Сирт, Западно-Сибирский и другие бассейны).

Нижние горизонты осадочного выполнения рифтовых бассейнов могут включать большую мощность (4-7 км) терригенных континентальных или озёрно-континентальных красноцветов с примесью терригенно-вулканических пород. Источниками сноса служат как плечи рифта, так и его внутренние горсты. Выше по разрезу во время первых морских трансгрессий часто накапливаются мощные соленосные толщи (рис. 2-1). Для поздних стадий рифтогенеза характерно накопление морских терригенных и карбонатных пород. Послерифтовый комплекс формируется в условиях равномерного погружения региона по площади, значительно превышающей площадь проявления рифтогенеза. Обычно он отделён от рифтового комплекса региональным несогласием и характеризуется относительно спокойным, ненарушенным залеганием слагающих его осадочных толщ (рис. 2-1; Алиева, Кучерук, 1983).

Рис. 2-1. Положение основных осадочных комплексов в грабене Викинг Северного моря (по Соколову, 1985)

1 – песчаники, 2 – известняки, 3 – соль, 4 – нефть, 5 – газ, 6 – скважины, 7 – движение по разломам

Подвижки по разломам, резкие изменения мощностей и фаций отложений, локальные несогласия и перерывы способствуют формированию хороших коллекторов за счёт процессов выветривания и выщелачивания как в отложениях рифтового и дорифтового комплекса, так и в породах фундамента (рис. 3-1; Кучерук, Ушаков, 1985). Всё это в сочетании с регионально развитыми глинистыми и соленосными покрышками способствует формированию сингенетичных залежей УВ (рис. 3-1). Одни и те же глинистые морские толщи могут служить как материнскими породами, так и покрышками. Миграция УВ по разломам и несогласиям может сформировать скопления и в расположенных выше, но более древних по возрасту отложениях основания рифтового и дорифтового комплексов, а также и в выветрелых и трещиноватых породах фундамента (рис. 3-1; грабен Сирт, Северо-Китайский бассейн, Западно-Сибирский бассейн и др.; Алиева, Кучерук, 1983; Кучерук, Ушаков, 1985). Тектоническая расчленённость и фациальная невыдержанность отложений в рифтовых бассейнах затрудняют дальнюю латеральную миграцию УВ, предполагая доминирующую роль вертикальной миграции в рифтовых бассейнах (Алиева, Кучерук, 1983).

Рис. 3-1. Принципиальная модель основных залежей нефти и газа в бассейнах, прошедших рифтовую стадию (Алиева, Кучерук, 1983).

1 – породы фундамента; 2 – дорифтовый комплекс, рифтовый комплекс; 3 – песчаники континентальные (а) и морские (б); 4 – карбонаты; 5 – соленосные отложения; 6 – послерифтовый комплекс; 7 – основные типы залежей (1 – тектонические, 2 – тектонические и литологические, 3 – литологические экранированные, в том числе в эрозионных останцах. 4 - 7 – в вышележащих отложениях).

Как правило, со стадией рифтогенеза связано растяжение литосферы бассейна (или/и другие события, которые подобно растяжению имеют следствием утонение коры, такие как эрозия нижних слоёв коры при переходе гранулитовых фаций в эклогитовые; Артюшков, 1993). Продолжительность рифтовой стадии может быть самой разной. Изменения в полях напряжений региона могут оборвать процесс рифтогенеза за очень короткий промежуток времени, а если он будет продолжаться, то состояние полного разрыва коры может быть достигнуто как за короткий интервал времени порядка 9 млн. лет, так и за существенно более долгий промежуток вплоть до 280 млн. лет (Ziegler and Cloetingh, 2004). Анализ кривых погружения поверхности фундамента около 2000 осадочных разрезов большого числа бассейнов мира показал, что в истории многих бассейнов этапы растяжения литосферы могли повторяться неоднократно, как это имело место, например, в Восточно-Баренцевоморской впадине, бассейнах севера норвежского шельфа, в Северном море и др. (Newman and White, 1997). В таких бассейнах вслед за первым событием растяжения, связанным с начальным эпизодом рифтогенеза, через периоды времени 40-100 млн лет могли следовать дополнительные этапы растяжения литосферы (или эрозии коры снизу) с умеренными амплитудами 1.03-1.2 (Табл. 2-1, 3-1; Newman and White, 1997; см. также Huismans et al., 2001; Ziegler and Cloetingh, 2004). Существуют бассейны, в истории которых рифтовая стадия оказывается промежуточной, и тогда рифтовые грабены оказываются наложенными на осадочные отложения предшествующих стадий и погребёнными под отложениями последующих формаций, как это имело место в верхнемеловом - миоценовом грабене Сирт в Ливийско-Египетском бассейне, в юрско-нижнемеловых грабенах Центральный и Вайкинг в Североморском бассейне и др.; Алиева, Кучерук, 1983; Кучерук, Ушаков, 1985).

Табл.2-1 Продолжительность процесса растяжения литосферы (рифтинга)

(Takeshita, Yamaji 1990).

Регион	Продолжительность млн.лет	Тип деформации	Примечание
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ РИФТЫ
Ю-Австралийская Окраина	20 - 30	разрыв
С-З Австралийская Окраина	70	разрыв	а
Суэцкий залив	23		в
Красное море	16	разрыв
Бискайский залив	30	разрыв
Габонский уступ	15 - 19	разрыв
Провинции Хребтов и Бассейнов	40		в
ВНУТРИДУГОВЫЕ РИФТЫ
Тирренское море	4 - 9	разрыв
Панонский бассейн	4 - 7
Эгейское море	5 - 12		в, с
Сев.-Вост. Япония	3 - 6	разрыв

В колонке "тип деформации" указано, достигнуто ли состояние разрыва литосферы (с образованием рифтовой трещины). "а" - признак несколькиx этапов растяжения, "в" - признак продолжения растяжения литосферы и в современную эпоxу, "с" - оценки по положению палеомагнитныx полюсов.