Изотопы кислорода и водорода природных вод СССР

Следует признать, что территория Днепровско-Донецкой впадины в изотопном отношении к настоящему времени изучена значительно слабее, чем, например, Припятского прогиба. Однако полученная изотопно-гидрогеохимическая информация в совокупности с другими показателями уже сейчас позволяет высказать вполне определенные суждения о генезисе вод отдельных водоносных комплексов, условиях их формирования и перспективах нефтегазоносности.

Генезис вод и условия их формирования. Слабоминерализованные (до 5 г/л) воды гидрокарбонатно-натриевого типа палеогеновых отложений с интервалом распределения изотопов водорода от -95 до -64‰(в среднем - 81 ‰) и кислорода от -13,1 до -9,1‰(в среднем -10,8‰) близки по изотопному составу к поверхностным водам и атмосферным осадкам (ср = -70, ср = - 9,7‰), что свидетельствует в пользу их метеоинфильтрогенной природы. Некоторая обедненность тяжелыми изотопами относительно содержания дейтерия и кислорода-18 в современных локальных метеорных водах, видимо, объясняется вкладом вод снеготаяния.

Судя по данным, представленным в табл. 22, глубокозалегающие подземные воды Днепровско-Донецкой впадины должны иметь иное происхождение, чем воды зоны активного водообмена. В частности, все исследуемые подземные хлоридные кальциево-натриевые рассолы палеозойских отложений с минерализацией 80- 300 г/л, залегающие в зоне весьма затрудненного водообмена на глубине -1939-4390 м, в большинстве имеют изотопный состав водорода и кислорода, близкий к таковому современных океанических и морских вод. Поэтому их можно считать ископаемыми морскими водами (метаморфизованнымн по солевому составу), в разной степени разбавленными в бассейне седиментации водами метеорного происхождения, т. е. водами смешанного генезиса с преимущественно морским растворителем. Подземные воды сохраняют в основном «первичный» изотопный состав, сформировавшийся в бассейне седиментации [43].

Показано, что изотопный состав подземных рассолов с растворителем смешанного (морского и метеорного) происхождения не формируется в результате инфильтрации (привноса) в пласт метеорных вод, а определяется в бассейне седиментации и зависит главным образом от степени разбавления in situ морской воды метеоинфильтрогенными водами и от их изотопного состава. Он отображает изменение палеогеографических и палеогидрогеологических условий и поэтому может быть использован для реконструкции палеогидрогеологической обстановки седиментационных и солеродных бассейнов, для установления их эволюции.

Сходство между изотопным составом рассолов и современной морской воды позволяет предположить, что высокая концентрация минеральных солей была достигнута не только путем испарения, но также «.. .в результате процессов уплотнения и фильтрации ионов через заряженные глинистые мембраны» [Дегенс Э.Т. и др., 1971 г.]. Разделяемые рядом авторов [23, 63, 67] гипотезы о «ювенильном» (или инфильтрационном) происхождении подземных вод палеозоя Днепровско-Донецкой впадины не подтверждаются.

В принципе возможно изотопное разбавление захороненных хлоридно-кальциевых рассолов палеозоя инфильтрационными водами в областях неглубокого захоронения водовмещающих пород, в окраинных частях впадины и в районах отсутствия, выклинивания и нарушения региональных водоупоров.

В пределах изученных водоносных комплексов отмечается различный вклад инфильтрационных вод (табл. 22). Наиболее высокое их содержание (59%) устанавливается в водах девонских отложений, самое низкое - в водах среднего и нижнего карбона (4,2--53,7%).

Интересно отметить сходство коэффициентов в соотношении (табл. 22) для вод нижнего и верхнего карбона и их отличие в водах девонских и нижнепермских отложений, характеризующих сходные и отличительные черты палеогидрогеологических и палеоклиматических условий.

Оценка перспектив нефтегазоносности. В пределах изученных разведочных площадей (Пролетарская, Ланновская, Великобубновская, Чижевская, Богдановская и др.) палеогеновые отложения в интервале опробования 125-580 м, расположенные в зоне активного водообмена, имеют прямую гидравлическую связь с дневной поверхностью и практически бесперспективны на нефть и газ. За исключением Решетняковской площади (скв. 4, интервал опробования 360-580 м), где вскрыты более обогащенные тяжелыми изотопами воды ( = -64, = -9,1‰), ни в одном из случаев по изотопным данным не отмечается приток (разгрузка) вод из более глубоких горизонтов.

Согласно полученным изотопным и другим показателям [43, и др.], наиболее перспективными на нефть и газ следует считать палеозойские отложения грабена - карбоновые и пермские, в меньшей степени триасовые, юрские и меловые. Средние значения (-28 и -17‰) и (-2,8 и -2,6‰)для пластовых флюидов нижне- и среднекарбоновых отложений наиболее высокие, что указывает на их изолированность и перспективность для поиска природных углеводородов. Приведенная точка зрения согласуется с общегеологическими представлениями [Витенко В. А. и др., 1971 г.].

Каракумский НГБ

Бассейн включает в себя четыре нефтегазоносные области (Бухаро-Хивинскую, Мургабскую, Предгиссарскую, Центральнокаракумскую) в пределах СССР и одну (Северо-Афганскую) за его пределами. Общая площадь бассейна >500 тыс. км2. Изотопные исследования проведены лишь в пределах трех первых нефтегазоносных областей [1, 27, 54 и др.] (рис. 22).

В геологическом строении бассейна принимают участие отложения различного состава и возраста [Михайлов Л. Е., 1962; Бабаев А. Г. и др., 1963]. Отложения пермо-триаса представлены широко, но не повсеместно. Это преимущественно терригенные континентальные породы, мощность которых в ряде районов платформенного борта бассейна достигает нескольких тысяч метров. Мезозойские и кайнозойские отложения наиболее полно развиты в Предкопетдагском прогибе, где они представлены всеми отделами юрской, меловой, палеогеновой систем. Суммарная мощность осадочных отложений 10--12 км. В нижней и средней частях юрских отложений, главным образом в пределах Бухаро-Хивинской области, выделяются породы континентального генезиса, в верхней - морского и лагунного. Меловые отложения представлены преимущественно породами морского генезиса. Неокомские и аптские структуры имеют континентальное происхождение.

Таблица 23

Изотопные и другие характеристики подземных и поверхностных вод Каракумского НГБ

В пределах исследуемой территории выделяется пять водоносных комплексов: юрский, нижнемеловой, верхнеальбско-сеноманский, туронско-палеоценовый и неоген-четвертичный.

Изучение изотопного состава вод в основном охватывает первые три водоносных комплекса, представляющие наибольший интерес в связи с приуроченностью к ним продуктивных залежей нефти и газа. Водовмещающими породами являются песчаники, пески, алевролиты, глины, реже известняки. Последние характерны для юрских отложений. В целом бассейн оценивается как перспективный для открытия новых месторождений. К настоящему времени здесь открыто около 70 месторождений [57].

На примере Амударьинского бассейна, осадочный чехол которого содержит мощные толщи эвапоритовых отложений, впервые в практике изотопно-гидрогеохимических исследований детально анализируется распределение изотопов водорода и кислорода в подземных водах в пространстве и во времени путем выделения гидроизотопных зон [27]. Показано, что использование методики зонального изучения распределения изотопного состава подземных вод имеет определенные преимущества для получения дифференцированной и разносторонней информации при изучении генезиса вод, условий их формирования и динамики обмена.

Последовательное количественное распределение стабильных изотопов подземных вод определяет региональную зональность изотопного состава -- гидроизотопную. По аналогии с гидрохимической зоной часть гидрогеологического разреза и характеризуемую им площадь, в пределах которых подземные воды обладают сходным количеством содержания дейтерия и кислорода-18, принимают за гидроизотопную зону. Отдельные гидроизотопные зоны условно обозначают в последовательности их залегания сверху вниз в вертикальном гидрогеологическом разрезе данной территории. Римская цифра обозначает порядковый номер зоны, верхний буквенный индекс -- стабильный изотоп воды, по количественному содержанию которого она выделена, а арабская цифра в нижнем индексе -- порядковый номер подзоны. Например, -- это третья гидроизотопная зона, вторая подзона, выделенная по содержанию дейтерия. Если зона выделяется по содержанию изотопов обоих элементов, то их указывают совместно, например, зона. Сочетание горизонтальных зон во всем гидрогеологическом разрезе данной территории или в его части, вскрытой бурением, обозначается номерами верхней и наиболее глубокой зоны, например .

В гидрогеологическом разрезе Амударьинского артезианского бассейна до глубин 3000 м прослеживаются три гидроизотопные зоны (), а в пределах третьей - две подзоны: верхняя и нижняя (табл. 23, рис. 23). Выделение зон и подзон обосновывается тесной статистической связью между глубиной и величинами и . Коэффициенты корреляции для зависимости и равны 0,682 и 0,716.

Зона находится в верхней части разреза, нижняя граница которой проходит на глубине ~200 м от поверхности. Для нее характерно наиболее широкое распределение значений (-88-3%о) и (-13,2+5,2‰), нижние пределы которых близки к наблюдаемым в речной и озерной воде, в водах источников, колодцев и неглубоких скважин региона.

Зона расположена гипсометрически ниже, в интервале глубин 200 - 1500 м. В ней сохраняются отрицательные значения (от -86 до -36‰) и (от -11,5 до -5,5‰), но по сравнению с зоной эти пределы заметно меньше. По изотопам водорода они близки к среднегодовым локальным осадкам, а по изотопам кислорода несколько утяжелены.

Зона в диапазоне от 1500 м и глубже отличается наибольшей мощностью. Для нее характерно продолжающееся увеличение концентрации дейтерия (до -11‰) и кислорода-18 (до +6,2 ‰). По наиболее распространенным их значениям в разрезе можно выделить две подзоны: ( = -60-20, = -6,9+3,2‰) и ( = -43-11, = -3,4+6,2‰)

В границах названных гидроизотопных зон водоносные комплексы, сложенные породами разного состава, отличаются более узким диапазоном значений и , чем для региона в целом. Влияние литологического фактора заметно сказывается только на значительных глубинах (в зоне и особенно подзоне), в условиях наиболее хорошей гидрогеологической закрытости недр и ослабления подземного водообмена, повышенных температур и давления. Подземные воды верхнеюрского водоносного комплекса, характеризующегося преимущественно карбонатными и сульфатно-карбонатными отложениями, отличаются особенно высокой концентрацией кислорода-18 (до +6,2‰), превышающей таковую в современных морских и океанических водах. Это же, но в меньшей степени характерно и для отдельных проб водоносных комплексов терригенных отложений нижней-средней юры и мела. Наряду с этим вод карбонатного комплекса соответствует морских вод.

К сожалению, число определений, характеризующих содержание дейтерия и кислорода-18 в водах терригенных отложений подзоны , невелико, но, судя по общей направленности максимальных значений и . отмеченные явления менее типичны для водоносных комплексов юры и мела, сложенных терригенными отложениями с подчиненными им карбонатными породами. Об пом же свидетельствует соотношение .

Гидроизотопная зональность находится в сопряженной связи с температурной зональностью подземных вод, поскольку в обоих случаях сказывается функциональная зависимость от глубины, хотя и вызванная разными причинами. Зависимости (слабее) и (сильнее; рис. 24) подтверждаются коэффициентами корреляции, равными соответственно 0,78 и 0,86 (). Выделенные выше гидроизотопные зоны соответствуют определенным гидротермальным зонам:<25; 25<<80 и >80. Различные значения коэффициентов корреляции обусловлены причинами, определяющими формирование изотопного состава подземных вод. Для изотопов водорода -- это исходная концентрация изотопов древнего морского бассейна и степень разбавления их локальными метеогенными водами; для изотопов кислорода -- исходный фактор тот же, плюс изотопные равновесия захороненных морских вод с вмещающими породами в условиях повышения температуры с глубиной.

Значение прямолинейно возрастает с повышением минерализации воды (рис. 25), статистическая связь между ними более тесная, нежели между минерализацией и , но и в этом случае коэффициент корреляции представителен - 0,726 ( = 59).

Как известно, минерализация вод в общем случае возрастает с глубиной от пресных вод в верхней части гидрогеохимического разреза до крепких и сверхкрепких рассолов в его наиболее глубоко погруженных частях. В разрезе осадочной толщи Амударьинского бассейна границы гидроизотопных и гидрогеохимических зон совпадают далеко не полностью. Наибольшее совмещение характерно для гидроизотопных зон верхней и нижней частей вскрытого разреза. Гидроизотопная зона соответствует гидрогеохимическим зонам пресных (менее 1 г/л) и соленых (1-35 г/л) вод; -- гидрогеохимическим зонам весьма слабых (35-70 г/л) и слабых (70-140 г/л) рассолов. Зона отвечает преимущественно зоне крепких рассолов (140-370 г/л) хлоридного кальциево- натриевого состава.

Из тех же зависимостей следует, что имеется рад точек, существенно смещенных влево и вправо от средней линии распределения. Подобного рода отклонения фиксируют гидрогеохимические аномалии, вызванные смешением воды разного изотопного состава и минерализации. При этом происходит аномальное нарушение установившегося на протяжении геологического времени соответствия между минерализацией воды и содержанием в ней стабильных изотопов. Возможны разные причины формирования подобных аномалий, в том числе: а) вода с более высокой минерализацией и более высоким содержанием дейтерия и кислорода-18 проникает в зону менее высокого содержания тех же изотопов; б) происходит тот же процесс опреснения более минерализованной воды, но уже в результате конденсации воды, находящейся в парообразном состоянии. На рис. 25 показаны оба типа аномалий, названных по месту их проявления гаурдакской (А) и метеджакской (Б).

Гидрогеохимическая аномалия гаурдакского типа наблюдается в верхней части разреза верхнеюрского карбонатного комплекса () Гаурдакского серного месторождения на площади, где он перекрыт слабоводоносными ангидридами вышезалегающей гаурдакской свиты (). Подземные воды карбонатной толщи высоконапорные, часто самоизливающиеся, хлоридного кальциево-натриевого состава. Поверхностное питание очень ограниченно и осуществляется на небольшой площади выхода карбонатной толщи на поверхность. Минерализация воды в верхней части разреза водоносного комплекса пестрая, на глубине 188-212 м от поверхности изменяется от 29 до 103, в глубокой части разреза достигает 220 г/л. Подземные воды верхней части карбонатной толщи по изотопному составу относятся к зоне ( от -63 до -55 и от -8,4 до -4,1 ‰).

Причина азонального соотношения минерализации и и объясняется проникновением поверхностной воды из местной области питания и происходящим при этом смешении ее с восходящей водой высокой минерализации, проникающей с глубины по трещинам и разломам. Смешение с поверхностной водой приводит к понижению содержания дейтерия и кислорода-18, но в ряде случаев оказывается недостаточным по соотношению объемов для понижения минерализации до концентрации соленой и пресной воды, типичной для этих глубин. Приведенная трактовка происхождения гидрогеохимической аномалии гаурдакского типа находится в полном соответствии с гидродинамическими условиями района.

Иные условия формирования типичны для гидрогеохимической аномалии метеджанского типа. В конкретном случае, относящемся к метеджанскому газоконденсатному месторождению, она характеризует подземные воды того же верхнеюрского комплекса на глубине 2704-2826 м (с температурой ). Состав воды хлоридный кальциево-натриевый, но с аномально низкой для этих глубин минерализацией (80--100 г/л и ниже). Несмотря на пониженную минерализацию, изотопный состав воды типичен для крепких рассолов подзоны : ,

Происхождение пониженной минерализации воды [Дурмишьян А.Г., 1967 г.] объясняется - условиями образования самих конденсатных залежей. Предполагается, что водяной пар, содержавшийся в ретроградной углеводородной фазе, мигрировавший из области высоких давлений и температур, при снижении их конденсировался. Это и привело к снижению минерализации пластовой воды на глубине залегания залежи. Однако при этом принципиально важно, что изотопный состав восходящей парообразной воды был близок к изотопному составу опресняемой. В противоположность гидрогеохимической аномалии гаурдакского типа, образование аномалии метеджаиского типа не сопровождалось понижением и .

Гидрогеохимические аномалии наглядно свидетельствуют о том преобразовании гидроизотопной зональности, которое она претерпевает в результате не только нисходящего, но и восходящего движения воды в различном фазовом состоянии. Это обстоятельство важно для понимания и самих условий формирования артезианских вод.

Причинная зависимость, которая существует между минерализацией подземной воды и содержанием в ней стабильных изотопов, распространяется и на состав растворенного ионно-солевого комплекса, который ее определяет. Имеют место зонально изменяющиеся корреляционные зависимости между отдельными компонентами химического состава воды и характеризующими их соотношениями. Таковы зависимости и др.

Выбор отношения (или отношения суммы щелочных металлов к сумме галоидов) мотивируется его значением как показателя степени преобразованности ионно-солевого состава [Сулин В. А., 1948 г.]. Отношение изменяется в зависимости от условий концентрирования и опреснения воды, литологии пород, с которыми она взаимодействует, и в различных значениях соответствует разному химическому составу раствора.

Статистическая связь между (в эквивалентной форме) ионно-солевого комплекса и величинами и (рис. 26) характеризуется коэффициентами корреляции В границах гидроизотопной зоны за единичными исключениями, , в гидроизотопных зонах и отношение . Очевидно, при наличии более полных данных раздельные значения могут быть выделены и для этих зон.

Отношение в морской воде составляет 0,87 и при повышении ее минерализации понижается. Важно, что с уменьшением отношения концентрация дейтерия, особенно в карбонатных отложениях морского генезиса, повышается и по своему значению приближается к содержанию в морских водах. Та же закономерность наблюдается и для кислорода-18 с тем лишь отличием, что градиент его концентрации выше. Верхняя граница гидроизотопных зон и , проведенная по фактическим данным, соответствует , т. е. значению, почти совпадающему с установленным для морской воды.

Все это говорит о том, что изотопный состав подземных вод верхнеюрской карбонатной толщи, залегающих на глубинах распространения гидроизотопной зоны , наиболее близок к таковому седиментационных вод морского бассейна, хотя и претерпевших резкое преобразование химического состава.

Гидроизотопная зональность в своем пространственном развитии одновременно характеризует комплекс условий, связанных с гидродинамической зональностью: усложнение и ослабление подземного водообмена с глубиной, уменьшение в том же направлении доли поверхностного питания, уменьшение скорости движения воды и т. д.

В Амударьинском бассейне гидроизотопная зона соответствует зоне интенсивного водообмена, - преимущественно зоне замедленного водообмена и - зоне наиболее замедленного водообмена. Вскрытый гидрогеологический разрез бассейна в целом характеризуется гидроизотопной зональностью , причем мощность второй и третьей зон возрастает от периферии к центральной части бассейна -- в направлении общего погружения водоносных пород.

На примере крупного артезианского бассейна рассмотрено распределение изотопов водорода и кислорода по вертикальному разрезу с выделением изотопных зон. Зональность изотопного состава подземных вод генетически и функционально связана с температурой, гидродинамической и гидрогеохимической зональностями и находится в тесной зависимости от литологии водоносных пород. Ее взаимосвязанные ассоциации с другими типами зональности отражают геохимическую историю подземной воды во времени и в пространстве. Локальная несовмещаемость изотопной и гидрогеохимической зональностей отражает случаи азональных гидрогеохимических аномалий. Существуют разные типы гидроизотопного разреза артезианских бассейнов, соответствующие неоднородности их гидрогеохимического разреза. Амударьинский тип гидроизотоного разреза (,), очевидно, типичен для артезианских бассейнов, содержащих мощные толщи эвапоритовых отложений.

Волго-Уральский НГБ

Бассейн относится к складчато-платформенному типу мегабассейнов (1,3 млн. км2) сочленения древних платформ и герцинских складчатых сооружений [57]. Особенностью бассейнов этого типа является их структурная приуроченность к передовым прогибам и втянутым в погружение краевым частям платформ. Вместе с тем они относятся к важнейшим нефте- и газодобывающим провинциям страны. В частности, в пределах Волго-Уральского НГБ открыто около 700 нефтяных, нефтегазовых и газовых месторождений [57].

Границы бассейна на востоке обрамляются складчатым сооружением Урала. На западе она проходит по склонам Токмовского и Воронежского сводов. На юго-западе Миллеровским выступом бассейн отделен от Днепровско-Донецкой впадины. Кряж Карпинского и погребенное Южно-Эмбинское поднятие ограничивают его с юга, на севере граница проходит по Тиману. Максимальная мощность осадочного чехла отмечается в Предуральском прогибе и Прикаспийской синеклизе (15--20 км). На остальной территории она составляет в зависимости от гипсометрического положения фундамента 1,5--6 км.

В строении бассейна принимают участие отложения от палеозойских до третичных. Фундаментом его служат архейские и частично протерозойские кристаллические образования с рядом впадин и поднятий. Нефтяные и газовые залежи приурочены к отложениям девона, карбона и перми. В зависимости от основных характеристик региональной тектоники и условий нефтегазоносности в пределах бассейна выделяются три нефтегазоносные области: Волго-Камская, Предуральская и Прикаспийская.

Изотопно-геохимические исследования подземных вод проводились в двух районах Волго-Камской нефтегазоносной области: северо-западном обрамлении Прикаспийской впадины (Волгоградское Поволжье) и Оренбургском сводовом поднятии (табл. 24).

В силу ограниченного объема монографии ниже изложены лишь результаты исследований, выполненные на территории Волгоградского Поволжья.

Изучение закономерностей распределения изотопного состава водорода и кислорода в подземных водах Волгоградского Поволжья, проведенное нами совместно с С.М.Кисельгоф и Э.И.Осинцевой, позволяет с позиций изотопно-геохимических исследований и других показателей рассмотреть природу вод и особенности их формирования.

Систематика изотопных исследований. Анализ литологического состава осадочной толщи территории Волгоградского Поволжья показывает, что осадконакопление здесь происходило в условиях эпиконтинентальных морей разных геологических эпох (условия мелкого моря, лагуны, шельфы, заливы, прибрежные равнины, пресноводные и реже глубоководные водоемы). Соответственно изотопный состав этих вод должен, вероятно, также в той или иной мере отвечать составу вод современных внутренних морей. Потоки поверхностных вод, стекавшие в моря и опреснявшие обширные прибрежные зоны, почти во все времена играли значительную роль и обогащали водоемы легкими изотопами.

Таблица 24

Изотопные и другие характеристики подземных и поверхностных вод Волго-Уральского НГБ

Примечание.В скобках приведены средние значения и .

В периоды регрессий глубокие размывы создавали условия для внедрения метеоинфильтрогенных вод в зону активного водообмена палеорельефа. В пределах исследуемой территории в основном преобладал умеренно континентальный климат, редко сменяющийся аридным. Близкое расположение областей сноса (древней суши), таких как Задонский выступ, Воронежский, Токмовский и другие своды, обусловили значительный привнос пресных вод в морские бассейны.

В соответствии с полученными изотопно-геохимическими характеристиками в пределах Волгоградского Поволжья можно выделить следующие генетические группы и подгруппы вод.

Группа I. К ней относятся воды поверхностного формирования (реки, озера, грунтовые воды зоны активного водообмена), которые характеризуются содержанием дейтерия от -90 до -70, кислорода-18 от -13,5 до -10‰. Талые, а также конденсатные воды газовых и газоконденсатных месторождений или газовых шапок нефтяных месторождений имеют значения от -118 до -90, от -15,5 до -13,5‰.

Группа II. Может быть представлена тремя подгруппами.

К подгруппе 1 относятся воды седиментационного генезиса, существенно разбавленные современными инфильтрационными водами. Примером могут служить воды девонских отложений, отобранные на Алферовской площади (скв. 201) с глубин 205-209 и 303-330 м, у которых значения составляют -83 и -78, в среднем -10,1‰, минерализация -48,2 и 66,5 г/л, - 0,57, коэффициент метаморфизации (в эквивалентной форме) - 2,9 и 3,0. Приведенные данные показывают, что отжатые из более глубоких горизонтов девонских отложений талассогенные седиментогенные воды смешались в зоне активного водообмена с пресными. Вследствие этого процесса облегчился их изотопный состав и снизилась минерализация. Однако соотношение отдельных компонентов ионно-солевого состава и значения коэффициентов метаморфизации вод не вызывают сомнений о седиментационной природе этих вод.

К подгруппе 2 следует отнести: а) седиментационные воды пресноводных бассейнов; б) захороненные воды древней инфильтрации. Предположительно концентрация дейтерия в этих водах должна варьировать в интервале Для изотопов кислорода колебания концентрации не устанавливаются, поскольку могут неконтролируемо изменяться в зависимости от ряда факторов.

К подгруппе 3 относятся седиментогенные талассогенные воды со слабой примесью метеоинфильтрогенных. Они приурочены к глубоководной части шельфа. Содержание дейтерия здесь может изменяться от -60 до -45, кислорода-18 - от и до значений, близких к SMOW.

Группа III. В нее входят седиментогенные воды, формирующиеся в глубоководных частях эпиконтинентальных морей. Они содержат дейтерия от -45 до -10, кислорода-18 от -5‰ до значений, близких к SMOW.

В предлагаемой систематике не предусматриваются значения поскольку вряд ли в геологической истории юго-востока Русской платформы были участки, в пределах которых могли захорониться океанические воды, не разбавленные в той или иной мере водами суши, стекавшими в прибрежные зоны. Можно полагать, что даже в пределах одного и того же морского бассейна седиментации могут в разных его частях и уровнях возникать сочетания различных условий, которые и являются причиной разных соотношений величин и в реликтовых водах (лагуны, заливы, лиманы, глубинные части моря и т. д.).

Характерным примером сказанному является бассейн Каспийского моря. В частности, здесь на сравнительно небольшом расстоянии северного побережья моря минерализация вод возрастает к востоку. В этом же направлении увеличивается засушливость климата и уменьшается сток поверхностных вод. Несомненно, что морские воды в зоне влияния дельты р. Волги будут более опресненными, а значит, и захораниваться преимущественно будут воды с облегченным изотопным составом по сравнению с водами восточного побережья, где содержание дейтерия, например в районе г. Красноводска, достигает при минерализации 15 г/л [32]. В прол. Кара-Богаз-Гол составляет -25‰, минерализация 13 г/л. В заливе Кара-Богаз-Гол минерализация в результате испарения воды Каспийского моря увеличивается до 114- 315 г/л, достигает +38, - +3,4‰[32]. Можно полагать, что это одна из причин расхождения изотопных показателей в седиментационных водах одновозрастного бассейна осадконакопления. Аналогичные ситуации могут иметь место и в пределах территорий других бассейнов.

Поэтому для раскрытия палеогидрогеологической обстановки какой-либо конкретной площади необходимо привлекать различные представления и данные в региональном плане, что облегчит рассмотрение частных задач по выявлению древних областей питания и разгрузки, возможных направлений движений вод и т. д. Для этих целей, как известно, используются палеогидрогеологические исследования, для реконструкции палеорельефа - данные по литологическому составу пород, их мощности, следы размывов и другие сведения.

Оценка перспектив нефтегазоносности в региональном плане. На основании проведенных изотопных определений и других материалов оцениваются перспективы нефтегазоносности водоносных комплексов территории Волгоградского Поволжья. В некоторых случаях выводы носят предварительный характер, поскольку не для всех участков данные накоплены в достаточном количестве.

Меловые отложения. Воды меловых отложений внутренней прибортовой зоны на различных участках (Паромненский и Светлоярский купола) обеднены содержанием тяжелых изотопов и опреснены. Минерализация их в среднем составляет 30 - 50 г/л. Можно предположить, что и на других участках воды этих отложений имеют аналогичный состав.

В соответствии с предложенной систематикой воды меловых отложений (К2 и K1) представляют собой метеоинфильтрогенные воды с примесью седиментогенных талассогенных. Причем смешение вод, очевидно, произошло за счет фильтрационного обмена в сравнительно недавнее геологическое время (вероятно, в неоген-четвертичный период), поскольку минерализация вод и метаморфизация значительно снижены по сравнение с водами отложений на аналогичных глубинах во внутренней части впадины (Гмелинская площадь). Приведенное дает основание полагать, что в этой части впадины воды имели агрессивный характер относительно мигрировавших углеводородов и не создавали благоприятных условий для их скоплений и сохранения.

Верхнеюрские отложения. Изотопный состав водорода и кислорода вод, минерализация и метаморфизация характеризуют их как седиментогенные с небольшим содержанием инфильтрационных и застойным режимом. На исследуемом участке существует благоприятная обстановка для накопления и сохранения углеводородов.

Триасовые отложения. Представлены одним, но весьма интересным образцом (Паромненская площадь, скв. 10). Проба отобрана с глубин 2119-2134 м и представляет собой, видимо, седиментационную воду пресноводного бассейна (с незначительной примесью морских вод), который существовал на внутриконтинентальной равнине, где захоронились преимущественно пресноводные осадки и сингенетические им воды. Изотопный состав вод и хлор-бромный коэффициент, равный 321, отражают в основном метеорную природу вод, а степень минерализации (209 г/л) и метаморфизация воды - длительность их захоронения в застойных условиях.

Казанские отложения. Изотопный состав вод , глубина залегания вод (759-849 м), слабая минерализация (28,4-31,6 г/л), так же как метаморфизация (1,5-1,6), характеризуют седиментационные воды с преобладанием примеси инфильтрационных.

Изотопные и гидрогеохимические характеристики дают основание считать, что воды казанских отложений претерпели интенсивную инфильтрацию в сравнительно недавнем прошлом (вероятно. в неоген-четвертичный период), поэтому их минерализация и метаморфизация пониженные. По имеющимся данным западнее на этих же глубинах минерализация вод каменноугольных отложений дожигает 120-130 г/л, а коэффициент метаморфизации - 3-4. Сравнительно недавняя инфильтрация вод казанского яруса проявляли и в их агрессивности по отношению к углеводородам. Так, кроме небольших газовых залежей в этих отложениях установлены слабые притоки окисленной тяжелой нефти (плотностью 0,93-0,95). Можно полагать, что это либо разрушение залежи, либо результат окисления углеводородов в процессе их миграции в казанских отложениях.

Кунгурский водоносный комплекс. По изотопному составу воды кунгурского яруса относятся к смесям седиментационных вод с метеоинфильтрогенными. Проведенное опробование на Южно-Качалинской площади, скв. 3, в кровле на глубине 10-20 м показало, что они представлены сульфатами, ангидритами и солями. Видимо, происходившие процессы древнего выщелачивания прослоев бишофита повысили минерализацию здесь до 420 г/л и содержание магния до 46,5%-экв. Соответственно коэффициент метаморфизации едва достигает 1. Можно с достаточной уверенностью считать, что выщелачивание происходило не «чисто» поверхностными водами, поскольку повышено содержание дейтерия и кислорода-18. Примерно в таком же интервале глубин (890-907 м) проведено опробование в кровле на глубину ~23 м на Тингутской площади, скв. 21. Преобладание седиментационных вод здесь выражено более отчетливо, что видно не только по данным изотопного состава, но и по соотношению компонентов химического состава. В частности, содержание кальция возрастает до 5,2%-экв., метаморфизация - 1,2.

Сакмаро-артинские отложения. Генезис вод этих отложений характеризуется по изотопному составу как седиментогенный талассогенный. О древности их захоронения свидетельствуют высокие минерализация и метаморфизация (3,1-4,1). Как породы, так и захороненные в них воды формировались в морях повышенной солености. Признаки древней инфильтрации не отмечаются. Представленные данные позволяют считать, что длительные застойные условия создавали благоприятную обстановку для накопления и сохранения мигрирующих углеводородов. В действительности здесь установлены многочисленные нефтегазопроявления и небольшие залежи, что согласуется с палеогидрогеологическими условиями, выявленными по изотопному составу вод.

Изучение изотопных и радиохимических характеристик глубокозалегающих подземных вод Волгоградского Поволжья проводилось нами также совместно с Р. П. Готтих и В. Е. Ерохиным [26]. Это позволило в разрезе палеозоя исследуемой территории выделить три крупных гидрогеологических комплекса отложений: девонских терригенных (нижнефранских, средне- и нижнедевонских), девонских карбонатных (средне- и верхнефранских, фаменских с включением турнейского яруса каменноугольной системы), каменноугольных карбонатно-терригенных (по визейский ярус включительно) .

Воды девонского терригенного комплекса. Характеризуются повсеместно высокой минерализацией, хлоркальциевым составом, высокой степенью метаморфизма изменяется от. Содержание урана в них, как правило, низкое | и лишь на отдельных площадях, таких как Карасевская и Кленовская, оно повышается до г/л. в изотопном составе водорода вод наблюдаются большие вариации Наиболее тяжелые воды в современном структурном плане распространены в пределах Кудиновско- Коробковской приподнятой зоны и Уметовско-Линевской депрессии. Эта область оконтуривается значениями . Более легкие воды имеют место в Терсинской депрессии (Бузулукская плошадь, .) и особенно на Щербаковской и Семеновской площадях, где изотопный состав водорода в водах глубоких горизонтов (-5000 м) составляет , что отвечает водам, претерпевшим значительное разбавление.

Воды девонского карбонатного комплекса. Повсеместно отличаются высокой минерализацией, хлоркальциевым составом, высокой степенью метаморфизации. В то же время в них увеличивается доля вод с повышенным содержанием урана. Территориально эти воды приурочены к северной и центральной частям Доно-Медведицкого вала (Жирновская, Бахметьевская, Новодобринская, Арчединская и Петрушинская площади). Это позволяет выделить их в самостоятельные зоны с содержанием урана . Содержание дейтерия изменяется в широком интервале Пониженные значения отмечаются в водах Сидоринской () и Клетско-Почтовской площадей (), отобранных на относительно небольших глубинах (1110 - 1300 м). Вместе с тем пониженные значения отмечаются и в водах Жирновской, Бахметьевской и Кленовской площадей. Однако для вод этих месторождений характерны и другие значения (), причем интервалы отбора проб вод достаточно близки. Такие колебания в содержании дейтерия в водах одного и того же горизонта на одних и тех же месторождениях могут быть свидетельством, по-видимому, очень резкой разобщенности вод.

В целом же, даже если отбросить крайние цифры (), воды этой зоны облегчены по отношению к Терсинской депрессии и центральной части Доно-Медведицкого вала и выделяются в самостоятельную зону В особую группу выделяются воды южной оконечности Доно-Медведицкого вала (площади Зимовская и Шляховская), для которых составляют и % соответственно.

Карбоновый терригенно-карбонатный комплекс. Характеризуется также хлоркальциевым составом вод, однако большей карбонатностыо и меньшей степенью метаморфизма. Минерализация изменяется в довольно широких пределах. Воды неглубокозалегающих горизонтов выделяются в самостоятельную группу с минерализацией до 100 г/л, а в верхних горизонтах она значительно меньше, тип воды гидрокарбонатно-натриевый. Понижена минерализация (до 150 г/л) и в водах Жирновско-Линевского блока, и в водах группы Арчедино-Саушинских месторождений при сохранении хлоркальциевого состава вод. В водах месторождений восточной части Приволжской моноклинали минерализация значительно выше 200 г/л.

Содержание дейтерия изменяется в широких пределах - от (что характерно для поверхностных вод) до . Пониженным содержанием дейтерия характеризуются воды неглубоко залегающих отложений Хоперской моноклинали (), воды Арчедино-Донских дислокаций () и особенно верхвекаменноугольные воды Кудиновской площади)

В зону облегченных вод с изотопным составом водорода ниже ) выделяются воды Жирновско-Линевского блока и Коробковского поднятия. Глубокозалегающие воды Кудиновско-Коробковской (Мариновская площадь) и Антиповско-Балыклейской зон относительно тяжелые, по изотопному составу не отличающиеся от девонских вод. Облегчение вод также отмечается на наиболее погруженных площадях прибортовой зоны Прикаспийской впадины (Николаевская и Лободинская площади).

Анализируя данные радиохимической и изотопной характеристик вод палеозойских отложений северо-западного обрамления Прикаспийской впадины, можно сделать вывод о застойном режиме вод, хлоркальциевом составе, высокой минерализации и метаморфизме, длительном контакте с вмещающими породами. По обмену геохимическому облику они относятся к седиментационным водам.

В то же время различия в содержании дейтерия и урана свидетельствуют о влиянии на формирование вод палеозойских отложений гипергенных процессов и о возможном поступлении в глубокие горизонты, характеризующиеся ныне застойной обстановкой поверхностных инфильтрационных вод. Масштабы инфильтрационных режимов были, по-видимому, несравнимо меньше седиментационных, однако краткие периоды инфильтрационного водообмена приводили к опреснению тех частей разреза, к которым был приурочен этот водообмен. Древние инфильтрации могли быть связаны лишь с существованием перерывов в осадконакоплении и, таким образом, должны определяться палеотектоническим развитием седиментационных бассейнов.

С проявлением древней (позднедевонской) инфильтрации связано, следует полагать, смешение седиментационных морских вод с инфильтрационными, вызвавшее облегчение изотопного состава вод. Наибольшее смешение имело место в северной части (Бузулукская и Ефимовская площади), наиболее близко примыкающей к области сноса (области питания поверхностных вод), и в областях преимущественного развития песчаного материала.

Сведения по изотопному составу водорода позволили оценить долю инфильтрационных вод в изученных пробах палеозойских вод ряда площадей Волгоградского Поволжья (табл. 25). Для морской седиментационной воды расчетное , для поверхностных вод . Таким образом, приведенные данные свидетельствуют о том, что воды палеозойских отложений представляют собой талассогенные седиментационные воды, претерпевшие разбавление метеорными в периоды существования инфильтрационного режима.

Таблица 25

Пропорции смешения седиментационных и инфильтрационных вод по водоносным комплексам девонских и каменноугольных отложений Волгоградского Поволжья [26]

Зонами внедрения инфильтрационных вод являлись структуры древнего заложения, представляющие собой наиболее приподнятые участки. Не затронутыми процессами древней инфильтрации оказались воды наиболее погруженных зон.

В свете рассмотренных материалов водоносные комплексы палеозоя Волгоградского Поволжья расчленяются на ряд гидрогеологических областей, соответствующих крупным тектоническим элементам. Эти области не имеют между собой активной гидравлической связи, что не позволяет рассматривать этот бассейн в его классическом понимании с областями современного питания, длинными путями транзита и областями разгрузки. Выполненные исследования свидетельствуют об относительно застойных условиях в глубоких горизонтах палеозоя, для которых Прикаспийская впадина не служит областью разгрузки, и решающей роли тектогенеза в формировании современного изотопного облика вод, сохранившегося от эпох активного гидродинамического режима.

Следовательно, полученные изотопные, радиохимические и другие материалы позволяют сделать заключение, что палеогидрогеологические условия в глубокозалегающих пластовых водах палеозойских отложений, и в первую очередь в девонском водоносном комплексе, были благоприятны для образования, накопления и сохранения залежей природных углеводородов. Изотопные данные также дают указание, что в динамике седиментационных вод в прибортовой зоне преобладали процессы отжимания вод из погруженных частей бассейна к его окраинам, что благоприятствовало миграции углеводородов из области нефтенакопления.

«Возрожденные» воды (на примере Западно-Туркменской низменности)

Рассматривая различные типы подземных вод осадочных бассейнов, следует остановиться на вопросе о так называемых возрожденных (высвобождающихся, «возрождающихся» по А. А. Карцеву) водах. В гидрогеологической и изотопно-гидрогеохимической литературе в последние годы обсуждается вопрос о заметной роли «возрожденных» вод в общем балансе подземных вод осадочных бассейнов, количественно оценивается их вклад, рассматриваются возможные критерии диагностики этих вод [42, 56 и др.].

А. А. Карцев [42, с. 67] приводит пример ориентировочного расчета, где при принятой общей толще отложений мощностью 1100 м, из которых 1000 м приходится на долю глин, а 100 м -- на долю песчаников, на площади 1 км2 в песчаный коллектор выделится 0,5*108 «возрожденной» воды. Образуются эти воды главным образом за счет дегидратации седиментогенных материалов. Наибольшие количества должны появляться при перестройке структуры глинистых минералов, в основном при превращении монтмориллонита (содержащего до 24% кристаллизационной воды) в иллит и другие гидрослюды (содержание обычно не более 10% воды) за счет высвобождения межслоевой слабосвязанной воды глинистых минералов в процессе уплотнения осадков. На основании экспериментальных данных и материалов геологических наблюдений показано, что преобразование монтмориллонита в гидрослюды с выделением межсолевой воды может происходить в широком диапазоне глубин в зависимости от геотермических условий, начиная уже с глубин 2-3 км, при этом количество вод может на целый порядок превышать таковое в объемах коллекторов. С учетом того, что «возрожденные» воды могут появляться также за счет других седиментогенных минералов - глинистых минералов немонтмориллонитового типа, цеолитов, гидроокислов, гипса и т. п., - их количества могут быть значительными и существенно влиять на формирование подземных вод включая, видимо, их химический и изотопный составы. Вместе с тем А. А. Карцев отмечает, что «конкретно проследить и представить процесс формирования химического состава возрожденных вод в настоящее время еще невозможно. Эксперименты в этой области были бы чрезвычайно полезны» [42, с. 68].

Ю. Б. Селецкий [56] теоретически рассмотрел вопрос дегидратации глин как возможный фактор формирования изотопного состава глубоких подземных вод осадочных бассейнов. На основании анализа материалов, полученных С. М. Савиным и С. Эпштейном [88, 89] при изучении фракционирования изотопов в системе глинистые минералы - вода, он делает заключение, что «глинистые породы седиментационных бассейнов являются потенциальным источником «облегченной» по дейтерию воды и …утяжеленной по 18О относительно SMOW». Соответственно, строя различные модели и «равнодействующие» изотопного водородно-кислородного сдвига, автор считает, что по изотопным данным «в принципе можно рассчитать объем «возрожденных» вод и, следовательно, дать интегральную оценку масштабов процесса отжатия» [56, с. 149]. В качестве критерия предлагается использовать различие в поведении изотопов водорода и кислорода при изотопно-обменных реакциях и образовании «возрожденных» вод. В частности, если при изотопно-обменном равновесии в системе вода - порода содержание кислорода-18 в воде увеличивается, а концентрация дейтерия остается неизменной, то в случае дегидратации глинистых минералов одновременно изменяется содержание кислорода-18 в сторону увеличения, а дейтерия в сторону уменьшения.

Поддерживая авторов [42, 56] в их теоретических предпосылках, необходимо вместе с тем констатировать следующие положения. В настоящее время факт существования «возрожденных» вод по крайней мере у большинства исследователей не вызывает сомнений. Эти воды образовались за счет изменения структуры седиментогенных материалов, поэтому их генезис должен быть сходным с генезисом седиментогенных вод. Отличительной же стороной являются, как правило, относительно низкая минерализация (15--40 г/л) и гидрокарбонатно-натриевый и сульфатно- натриевый типы вод. «Возрожденные» воды могут быть вскрыты на любом из уровней разреза осадочного чехла, причем выше и ниже могут находиться воды с более концентрированным ионно- солевым составом.

Таблица 26

Содержание дейтерия и кислорода-18 в подземных водах Западной Туркмении

*Данные по изотопному и химическому составу заимствованы из работы [32].

Территориальное размещение этих вод предполагается в пределах продуктивных нефтяных залежей Азербайджана, Запа дно-Туркменской низменности и в других бассейнах.

Автором в небольшом объеме, но с охватом различных горизонтов изучался изотопный состав водорода и кислорода пластовых вод, в том числе и продуктивных структур нефтяных месторождений Западно-Туркменской низменности, где предположительно «возрожденные» воды могли быть выявлены. Результаты изотопных определений, данные об интервалах опробования, возрасте и октаве вмещающих пород, минерализации и химическом составе вод представлены в табл. 26. В нее для сравнения включены воды из грязевых вулканов и других водотоков исследуемой территории, а также воды из различных водоносных комплексов нефтяных месторождений п-ова Челекен и грязе-вулканических озер Западный и Розовый Порсугель. Исследовались воды в интервале глубин от 1008 до 4720 м из различных горизонтов верхнего и нижнего красноцвета, апта и юры с минерализацией от 25,5 до 117,6 г/л.