Флюидодинамический и геотермический режимы нефте­газоносных осадочных бассейнов

Как уже было сказано, нефть и газ, объединяемые понятием углеводородного раствора, представляют собой результат процес­сов, происходящих в недрах в определенном температурном интервале.

Сама генерация УВ флюидов по сути является разновиднос­тью дефлюидизации органического вещества, находящегося в по­родах главным образом в рассеянном состоянии. Осадочный бас­сейн при погружении испытывает влияние восходящего теплово­го потока, активизирующего процессы нефтегазообразования во всем бассейне. Чем интенсивнее прогибание, тем в более высоко­температурные условия попадают породы и тем выше уровень ре­ализации нефтегазоматеринского потенциала до определенных критических глубин и температур, т.е. реализация этого потенци­ала зависит от условий прогрева.

Какова температура наиболее интенсивного (максимального) образования жидких и газообразных УВ, каковы предельные тем­пературы существования залежей нефти и газа? Эти вопросы до сих пор дискуссионны. На рис. 8.15 приведена схема предельных температур (и глубин) существования УВ залежей флюидов раз­ного состава в условиях прогрессирующей термической и катали­тической деструкции УВ. А.Я. Куклинский и Р.А. Пушкина на основе теоретических расчетов и эмпирических данных пришли к выводу, что предельные температуры составляют для нефти 140°С, легкой нефти 180°С, метаново-нафтенового конденсата 200°С, высокоароматизированного конденсата 300°С, газ может выдерживать температуры более 300°С. А.Н. Резников предель­ные температуры существования нефтяных залежей рассматрива­ет в зависимости от возраста отложений и давления. Так, для за­лежей в олигоценовых отложениях эти температуры составляют 250-260°С, а для нижнемеловых 170—180°С, в условиях проявле­ния АВПД интервал предельных температур повышается соответ­ственно до 280-290°С и 200-210°С. Глубинное положение уров­ня предельных температур определяется геотермическим режи­мом бассейна.

Геотермический (температурный) режим осадочного бассейна зависит от его геоструктурного положения и глубины положения источников тепла, в значительной степени определяющим вели­чины теплового потока (кондуктивного и конвективного) и усло­вий теплопереноса. Эти условия прежде всего определяются внутренним теплом Земли, источником которого является ман­тия. В зависимости от глубины источника, т.е. мантии, и прони-

цаемости земной коры и распределяются тепловые потоки. Они повышеы в рифтовых зонах (и соответственно рифтогенных бас­сейнах), поскольку рифты, как правило, закладываются над ман­тийными диапирами. Определенную роль играют радиогенные источники. По данным Я.Б. Смирнова, генерация радиогенно­го тепла составляет в среднем для литосферы 10"⁶ Вт/м³ (более интенсивная в гранитном слое). Источники тепла мо­гут находиться и в разрезе нефтегазоносного бассейна, преимущественно в нижней его части. Сама осадочная толща может быть источ­ником тепла за счет экзо­термических реакций, про­исходящих в процессе дес­трукции ОВ, старения кол­лоидов, некоторых мине­ральных преобразований.

Чем интенсивнее и длительнее погружение оса­дочного бассейна, тем бо­лее высокую температуру имеет восходящий тепло­вой поток. Величина его неодинакова в блоках с различным строением зем­ной коры и подстилающего субстрата. При толщине континентальной коры около 40-50 км расчетная средняя плот­ность потока составляет примерно 55,2 мВт/м², доля радиогенно­го тепла по некоторым расчетам составляет половину или не­сколько больше (на древних стабилизированных платформах от 20 до 50, на молодых платформах от 32 до 55 мВт/м², в не­которых зонах молодых подвижных поясов более 500 мВт/м²). В областях с океанической корой толщиной 12-14 км сред­няя плотность потока достигает 59,2 мВт/м², в рифтовых зонах до 100 мВт/м² и выше, доля радиогенного тепла не превы­шает 10%.

Геотермический режим в геологической истории Земли не оставался постоянным. Так, с начала рифея в пределах древних платформ геотермический градиент изменялся. Согласно расче­там, в рифейских прогибах он составлял 6°С/100 м, в раннем па­леозое 4-5, в позднем палеозое, включая триас, в юре и мелу -2-3, в кайнозое - 1-2°С/100 м.

Учитывая, что тепловой поток на Земле в пределах крупных структур длительное геологическое время остается стабильным, наблюдаемые аномалии теплового поля во многом связаны с из­менением теплопроводности пород. Теплопроводность X характе­ризует количество энергии (тепла), переносимого на определен­ное расстояние при определенном градиенте (изменении темпе­ратуры на этом расстоянии). В песчано-алевритовых породах λ = 1,5-2,3 Вт/м · К, в глинах — менее 1,6, в солях — более 3-3,5 Вт/м · К. В терригенных породах в целом теплопроводность выше в чехле древних платформ по сравнению с молодыми. Для сравнения можно привести значения средней теплопроводности этих пород в чехле Восточно-Европейской (палеозой) и Запад­но-Сибирской (мезозой) платформ — соответственно 2,4 и 1,0 Вт/м · К. Соленосные толщи отличаются высокой теплопро­водностью, что отражается в пониженных температурах залегаю­щих под ними пород, так как соли выводят тепло. Карбонатные породы в целом характеризуются повышенной теплопроводнос­тью. В дислоцированных и преобразованных породах значения теплопроводности повышаются вне зависимости от возраста. В породах подвижных поясов отмечается повышенная контраст­ность в распределении величин теплопроводности, одни породы имеют низкую теплопроводность (например, кремнистые, такие как диатомиты), а другие высокую (например, гидротермально переработанные известняки и песчаники). Теплопроводность из­меняется в процессе преобразования пород, в результате их пере­кристаллизации, удаления флюидов и т.д. При постоянном теп­ловом потоке это отражается на геотермическом градиенте. Он возрастает при снижении теплопроводности, и это сказывается на распределении температур. Уплотнение пород в катагенезе приводит к снижению градиента, обычно скачок происходит на уровне 2-3 км, а при высокой скорости накопления молодых осадков — глубже. С этим связано и изменение температурного режима на этих глубинах, чаще температура здесь возрастает.

В тектонически активных зонах распределение температур носит иной характер. Это касается активных вулканических поя­сов, рифтовых зон в океанах и на континентах. Если проследить положение 100-градусной изотермы в разных частях периокеани-ческих бассейнов Атлантического океана у западной континен­тальной окраины Африки (рис. 8.16), можно видеть, что она из­меняет свое положение очень резко: от 1 км глубины от дна оке­ана до 5 км и более. На западе аномалии высокого положения этой изотермы линейно ориентированы вдоль Срединно-Ат-лантического хребта. В сторону континента изотерма погружает­ся, в отдельных его участках на глубину 5 км и более. Зона тем­пературных аномалий ориентирована в северо-восточном направ-

лении. Вдоль этой зоны протягиваются мощнейшие осадочные бассейны, которые были ранее заложены на рифтовых прогибах, и, возможно, влияние теплового потока в них сохранилось до сих пор. В целом характер распределения участков «горячих» и «холодных» достаточно мозаичен. Еще более резкие вариации распределения температурных аномалий наблюдаются в пределах северо-запада Тихоокеанской активной окраины. Так. положение 100-градусной изотермы в разных частях изменяется от ме­нее 1 км в окраинных морях до 7,5 км и более в глубоководных желобах.

В целом геотермический режим бассейна определяет ход и интенсивность литогенетических процессов, включающих генера­цию УВ и дефлюидизацию. Процессы дефлюидизации происхо­дят стадийно в разных типах бассейнов в зависимости от текто­нического, геотермического режимов и скорости накопления осадков.

В той части осадочного разреза, которая соответствует сред­ним градациям катагенеза, флюиды представлены водно-углево­дородными компонентами, в нижней — водно-углекислыми, эва-поритовыми, рудными. Под действием возрастающей с глубиной температуры (особенно в зонах аномального теплового поля) флюиды разогреваются и внутрипластовое давление аномально увеличивается. Это приводит к тому, что периодически разогре­тые флюиды прорываются в более высокие части осадочного раз­реза. Мигрирующие вверх флюиды, в свою очередь, являются мощными тепломассоносителями. Они инициируют конвектив­ный механизм весьма значительного дополнительного прогре­ва вышележащих осадочных толщ, тем самым резко ускоряя их катагенетическое преобразование. Здесь имеет место взаимо­действие двух разнонаправленных вещественно-энергетических потоков. Один из них связан с погружением и катагенетичес-ким преобразованием пород и содержащегося в них органическо­го вещества — захороненных продуктов жизнедеятельности бак-териосферы, а с другой — с подъемом конвективного теплового потока, осуществляющего тепломассоперенос из нижних частей бассейна к его поверхности (рис. 8.17).

Углеводородные потоки поднимаются из очагов генерации углеводородов, где нефтегазоматеринские породы находятся в зо­нах с температурой от 100°С и больше. Если процесс погружения бассейна достаточно длителен и(или) прерывист, то в его разрезе появляется несколько уровней очагов генерации, проявлявшейся в разное время. Над ними могут располагаться несколько этажей размещения залежей углеводородов. Если внизу состав нефтей и газа будет соответствовать составу генерировавшего их ОВ сопря­женного с ними очага генерации, то в более высоко расположен­ных скоплениях нефти и газа их химический состав будет опреде­ляться смешением углеводородов, мигрировавших из различных очагов, расположенных ниже.

Таким образом, нефтегазообразование представляет собой универсальный саморазвивающийся процесс, закономерно со­провождающий развитие осадочных бассейнов. Последние явля­ются накопителями ОВ и производителями УВ. Развитие бассей­нов происходит таким образом, что основная масса углеводоро­дов генерируется при повышенных термобарических условиях, а накопление их часто происходит в осадочных слоях, расположен­ных в зонах с невысокими термобарическими характеристиками, т.е. перенос УВ совместно с другими флюидами осуществляется потоками, направленными в целом из более глубоких в более высоко расположенные горизонты.

Системы восходящих тепловых потоков в совокупности обра­зуют мощные флюидодинамические системы.

Флюидодинамический режим является ведущим фактором формирования скоплений нефти и газа. Режим трансформирует­ся в различных тектонических условиях. Для внутриплатформен-ных синеклизных и главным образом окраинно-платформенных рифтовых бассейнов характерны мощные восходящие потоки вы­соко нагретых флюидов. Здесь можно наметить нескольких уров­ней очагов генерации. В этих бассейнах часто присутствуют соле-носные толщи, являющиеся разделами флюидодинамических систем. Такие бассейны обычно отличаются наличием крупных

углеводородных скоплений, приуроченных к ловушкам самого различного генезиса, в том числе к соляным куполам. Нефтегазо-носность многоэтажна и охватывает большой стратиграфический диапазон.

В окраинно-платформенных (перикратонных) бассейнах флю­идные потоки и их системы складываются в соответствии с ха­рактером основных этапов развития. В Баренцевом море, напри­мер, в результате мощного прогибания и накопления более чем десятикилометровой толши осадков за сравнительно короткий отрезок времени в поздней перми и раннем триасе, по-видимому, произошло существенное изменение режима перемещения флюи­дов. В бассейне на больших глубинах усилились процессы газо­образования. Направленные вверх потоки газа могли послужить причиной растворения и перемещения нефти в краевые участки бассейна.

В перикратонно-орогенных бассейнах передовых прогибов флюидные потоки изменяют свое направление в процессе эволю­ции. В качестве основных различаются инфильтрционный и эли-зионный типы систем флюидных потоков. На определенных эта­пах тот или иной тип является преобладающим. На ранних эта­пах погружения края кратона поток может формироваться за счет инфильтрации. По мере погружения создаются условия форми­рования элизионной системы флюидных потоков, направленных вверх по бортам бассейна, и перемещающиеся в этих потоках углеводороды заполняют ловушки в рифовых массивах, эрозион­ных выступах и других структурах. На этапе рифтогенеза поток флюидов, несущих тепло, идет из грабенообразных рифтогенных прогибов. Для этого же этапа развития характерны внедрения в осадочную толщу магматических образований, флюиды которых вносят определенное своеобразие в процессы катагенеза отложе­ний. В период роста покровно-складчатого сооружения и заложе­ния передового прогиба направления потоков изменяются в свя­зи с переформированием структур на платформенном борту, воз­никновением валообразных поднятий, зон выклинивания и т.д. На орогенном борту вследствие надвигания идет рост интенсивно выраженных структур в зоне передовой складчатости. Это приво­дит к перераспределению флюидных потоков, возникают боль­шие перепады высот в области питания водоносных горизон­тов на склоне орогена и в смежном прогибе. В связи с этим ин-фильтрационные потоки имеют большое значение в краевых участках бассейна. В то же время происходящее интенсивное по­гружение и накопление осадков приводит также к выжиманию седиментационных вод, возникают условия для формирования элизионных потоков. На этом фоне происходит дифференциация распределения углеводородов на платформенном и складчатом

бортах, создаются условия переформирования их залежей. В слу­чае интенсивного проявления процессов сжатия, как это проис­ходило, например, при надвигании структур Каракульско-Смуш-ковской зоны к северу и перекрытии ими борта Прикаспийской впадины, интенсивный геодинамический режим создал возмож­ность образования потоков соответствующих флюидных систем.

Сложная картина перераспределения флюидных потоков на­блюдается в бассейнах подвижных поясов, особенно на активных континентальных окраинах. В тыльнодуговых прогибах на опре­деленных этапах действуют субвертикальные потоки. При про­цессах скучивания и образования тектонических покровов систе­ма потоков становится весьма сложной, происходят перетоки флюидов из одного структурного комплекса в другой и перефор­мирование залежей. В большинстве островодужных бассейнов от­четливо фиксируются восходящие флюидные газово-жидкостные потоки. Они хорошо фиксируются и на сейсмических профилях.

В условиях формирования новообразованной глубоководной котловины в межконтинентально-орогенных бассейнах в их нед­рах возникают мощные направленные вверх флюидные пото­ки, формирующие глиняные диапировые и грязевулканические структуры, вызывающие новообразование и перераспределение углеводородов в недрах. Это особенно хорошо видно на примере Южно-Каспийского бассейна, где развиты диапировые структуры глубокого заложения и связанные с ними грязевые вулканы. По­токи флюидов здесь также обусловили формирование многочис­ленных скоплений нефти и газа.

Таким образом, если нефтегазообразование представляет со­бой саморазвивающийся процесс, являющийся неразрывной час­тью эволюции осадочного нефтегазоносного бассейна, то флюид­ные системы непосредственно определяют формирование скоп­лений углеводородов, а также режим и условия их разработки.