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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

На Адмиралтейском валу и в прогибе Седова норийские отложения отсутствуют.

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

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

Юрские отложения

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

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

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

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

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

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

Меловые отложения

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

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

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

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

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

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

3.1 Факторы катагенеза

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

Давление.

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

Температура.

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

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

Фактор времени.

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

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

Литологический фактор.

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

3.2 Шкала катагенеза

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

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

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

Аспекты использования шкал катагенеза.

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

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

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

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

Шкала катагенеза ОВ по Н.Б. Вассоевичу.

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

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

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

Таблица 1. Шкала углефикации ОВ.

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

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

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

Шкалы катагенетических изменений минерального состава пород и их физических свойств.

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

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

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

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

Рассмотрим критерии, выделяемые М.Е. Капланом:

1. Текстурно-структурные признаки пород.

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

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

2. Минеральный состав пород.

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

3. Физические свойства пород.

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

4. Органическое вещество.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

3.3 Связь нефтегазоносности с катагенезом

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

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

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

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

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

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

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

Глава 4. Методики определения степени катагенеза пород

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

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

Автор в своих исследованиях использовал следующие методы:

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

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

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

· метод Л.В. Орловой (15 шлифов);

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

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

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

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

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

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

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

4.1 Отражательная способность витринита

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

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

4.2 Определение группового состава ОВ и состава битумоидов

По групповому составу ОВ разделяется на следующие фракции:

1. гуминовые кислоты;

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

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

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

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

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

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

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

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

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

4.3 Пиролиз ОВ по методу Rock-Eval

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

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

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

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

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

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