CC BY
45
Геология регионов России
УДК 553.94
«КАОЛИНИТОВЫЕ» И «ЦЕОЛИТОВЫЕ СТОЛБЫ» ЗАПАДНОЙ СИБИРИ -НОВЫЕ ОРИЕНТИРЫ ОБНАРУЖЕНИЯ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НЕФТИ И ГАЗА
© 2018 г. А. Д. Коробов, Л. А. Коробова
Саратовский госуниверситет
Коробов Александр Дмитриевич e-mail: [email protected]
Аннотация: на особенности глубинного эпигенеза и нефтегазоносность Западной Сибири большое влияние оказывали погребенные континентальные рифты. В южном и северных районах наложенные процессы существенно различаются. Контроль наложенного эпигенеза глубинными разломами привел к тому, что возникли вертикальные афациальные зоны минерализации в виде своеобразных «столбов»: ломонтитовых на севере, каолинитовых и карбонатных на юге. Цеолитовые пропилиты, имеющие региональное распространение, как правило продуктивны. Поэтому «цеолитовые (ломонтито-вые) столбы» необходимо рассматривать как вместилища газоконденсата и (или) природного газа.
Ключевые слова: наложенный и глубинный эпигенез, Западная Сибирь, гидротермальные процессы, прогнозная оценка, цеолитизация.
Введение
В седиментационных бассейнах, в отличие от региональных эпигенетических и метаморфических изохимических преобразований пород, довольно значительная роль принадлежит явлениям наложенного эпигенеза, протекающим под влиянием глубинных факторов. Определяющая особенность наложенного эпигенеза, отличающая его от регионального, - более узкий, локализованный характер проявления в вертикальном и горизонтальном направлениях, который не зависит или мало зависит от первичного характера пород и фациальных условий их формирования. Обусловлен же он, главным образом, взаимодействием пород с проникающими растворами «чужого» (химически неравновесного с ними) состава. В этой связи П. П. Тимофеев, А. Г. Кос-совская, В. Д. Шутов с соавторами [47] выделяют гипогенный наложенный эпигенез.
Этот тип процессов широко распространен в складчатых и платформенных областях, где характеризуется налеганием осадочного чехла на фундамент с зонами глубинной раздробленности.
Формы пространственной локализации гипогенного наложенного эпигенеза могут быть достаточно сложными и фиксироваться в виде вертикальных зон, своего рода «столбов», связанных с системами сквозной вертикальной трещиноватости и горизонтальными зонами, или водопроницаемыми пластами. Роль и масштабы таких наложенных изменений бывают весьма разнообразны в связи с многочисленностью типов глубинных растворов.
В этой связи необходимо признать особое влияние триасовых погребенных па-леорифтов Западной Сибири на процессы глубинного эпигенеза. К сожалению, этот фактор часто недооценивается геологами.
Вместе с тем существенные аномалии теплового поля в ископаемых континентальных рифтах, обусловленные локальными неоднородностями земной коры и гидротермальными процессами в зонах разломов, могут сохраняться до 100 млн лет и более [33]. При этом гидротермальные процессы, во многом наследующие геохимию летучих соединений предшествующей магматической стадии, порождают флюидодинами-ческие системы осадочных бассейнов, в которых возникают разнотемпературные гидротермально-метасоматические формации. Их характер и распределение во многом зависят от масштабов проявления риф-тогенеза, которые на севере и юге исследуемой территории совершенно различны.
На севере Западно-Сибирская плита наиболее осложнена рифтогенезом. В арктическую акваторию раскрывается не только стержневой для региона Колтогорско-Уренгойский, но и Ямальский и Худосей-ский рифты, достигают громадных размеров межрифтовые вулканические плато (рис. 1). По данным С. В. Аплонова [2], в триасе этот регион подвергся расколу, и континентальный рифтинг, достигший своего максимума, дошел до стадии спрединга Обского палеоокеана.
В южном направлении рифтогенез постепенно ослабевает и в конце концов исчезает полностью. При этом на фоне замыкания крупных рифтовых долин сначала появляются мелкие (Усть-Тымский, Чузик-ский и др.) рифты, которые сменяются доминирующими изолированными (локальными) впадинами. В соответсвии с теоретическими представлениями О. Г. Сорох-тина [45] и С. В. Аплонова с коллегами [3], наблюдаемое в Западной Сибири угасание рифтогенеза в направлении с севера на юг может демонстрировать переход от районов с более истощенной мантией к областям, где она истощена меньше всего. Это сказывается на количестве и составе
глубинных газов, поставляемых погребенным рифтом с гидротермальными растворами в осадочный чехол. Учитывая, что Западная Сибирь демонстрирует пример «неактивной рифтовой группы» [53], можно допустить, что картина степени истощения мантии доплитной стадии во многом сохранилась и в дальнейшем - на плитном этапе.
Установлено [26, 45], что в рифтовых структурах преобладающим летучим соединением является углекислый газ. В значительно меньшей степени присутствуют метан, водород, инертные и другие газы. При этом если связывать дегазацию мантии с удалением компонентов из базальтовых расплавов, то самым подвижным из них является СО2 [49]. Следовательно, наиболее информативным показателем степени истощения мантии при океанизации континентальной коры, по И. Рамбергу и П. Моргану [33], служит количество присутствующего глубинного углекислого газа в перекрывающих рифты породах чехла, а также его участие в гипогенном эпигенезе, вызванном структурной перестройкой региона. Сказанное подтверждено специальными исследованиями, которые продемонстрировали наличие деплетированной мантии на севере. Доказательством служат крупные проявления глубинного углекислого газа, установленные в юрских отложениях на юге Западной Сибири в области замыкания Колтогорско-Уренгойского рифта и развития небольшого Чузикского грабена в пределах Межовского и Веселов-ского районов (рис. 1). В Приуральской части бассейна (Шаимский район - рис. 1) в субмеридиональной полосе развития изолированных (локальных) впадин, которые можно рассматривать как фрагменты несостоявшегося (недоразвитого) рифта, также обнаружены аномальные скопления глубинного СО2 в породах юрского возраста [36, 37].
Рис. 1. Схема фациального районирования триасовых отложений Западно-Сибирской плиты
(Липатова, Казаков, 2001) с дополнениями (Сурков, Смирнов, 2003) и уточнениями авторов
Границы: 1 - Западно-Сибирской плиты; 2 - фациальных областей; 3 - фациальных зон; 4 - рифты: а - Ямальский, б - Колтогорско-Уренгойский, в - Худуттейский, г - Худосейский, д - Аганский, е - Усть-Тымский, ж - Чузикский, и - Пякипурский; 5 - изолированные (локальные) впадины и вулканические плато; 6 - фациальные области: I - Ямало-Тазовская, II - Обь-Иртышская, III - Приуральская; 7 - фациальные зоны: 1 - Уренгойская, 2 - Ярудейская, 3 - Шеркалинская, 4 - Тюменско-Тобольская, 5 - Мансийская, 6 - Вагай-Ишимская, 7 - Омская, 8 - Тарско-Муромцевская, 9 - Хохряковская; районы работ: А - Красно-ленинский, Б - Шаимский, В - Северо-Хальмерпаютинская площадь (Большехетская впадина), Г - Межов-ский и Веселовский районы Обь-Иртышского междуречья
На севере Западно-Сибирской плиты по материалам бурения сверхглубоких скважин СГ-6 и СГ-7, а также другим многочисленным геологическим, минералого-петро-графическим и гидрохимическим данным, скоплений СО2 обнаружено не было. Это свидетельствует о том, что по участию углекислоты в гипогенном эпигенезе (гидротермальном или гидротермально-метасомати-ческом минералообразовании) северные территории должны принципиально отличаться от Межовского и Веселовского районов на юге.
Углекислота, являясь наиболее распространенным газовым компонентом гидротермальных растворов, оказывает самое существенное влияние на величину рН, Eh и их изменения, обеспечивая условия переноса или отложения присутствующих в минералообразующей среде компонентов. Но особенно велика роль СО2 в контроле щелочности термальных вод [29]. Она, наряду с температурой, закономерно контролирует распределение эпигенетической каолинизации, карбонатизации и цеолитиза-ции (ломонтитизации) нижнемеловых песчаников и алевро-песчаников в пределах Обь-Иртышского междуречья (юг) с одной стороны, Большехетской впадины и Мес-сояхского пояса мегавалов (север Западной Сибири) - с другой.
Правильная прогнозная оценка площадей развития ломонтитизированных пород в пределах исследуемой территории имеет очень большое значение, поскольку такие породы часто являются УВ продуктивными. Так, по данным Е. А. Бородиной [4], ло-монтитизированные нижнемеловые отложения заполярной свиты в границах Боль-шехетской впадины (рис. 2) вмещают в себя до трети ресурсов от общего числа ресурсной базы углеводородов региона. Это касается и нижнемеловой суходудинской свиты Мессояхского пояса мегавалов [28, 31]. Поэтому зоны цеолитизации представляют большой интерес для дальнейших поисков и геологоразведочных работ на нефть и газ.
При этом считается, что происхождение ло-монтита и его низкотемпературного аналога леонгардита связано, главным образом, с преобразованием пирокластического или иного силикатного материала в процессе диагенеза или катагенеза [1, 4, 18, 19, 32]. С нашей точки зрения, с этим никак нельзя согласиться, так как неправильное понимание природы ломонтитизации приведет к неверной оценке перспектив территории на углеводородное сырье.
Изменения относительного содержания СО2 в составе флюида и его температуры, связанные с состоянием погребенного континентального рифта в период структурной перестройки, во многом влияют на характер гипогенного эпигенеза и размещение в том числе нефтегазоносных гидротермаль-но-метасоматических формаций.
Цель настоящей работы (в свете всего вышеизложенного) - установить генезис и дать прогнозные оценки мест локализации продуктивных коллекторов - ломон-титизированых и каолинизированых пород чехла и доюрского комплекса. Для этого сначала рассмотрим преобразования нео-комских (валанжинских и готерив-баррем-ских) отложений Обь-Иртышского междуречья и сопоставим их с характером перерождения валанжинских же пород заполярной и суходудинской свит, залегающих в пределах Большехетской синеклизы (район Тазов-ской губы) и Мессояхского пояса мегавалов (Гыданский полуостров) соответственно. А учитывая, что гипогенный наложенный эпигенез контролируется глубинными разломами, проследим особенности его развития в рифтогенных базальтах Т вскрытых Тюменской сверхглубокой скв.ТС-6.
Гипогенный наложенный эпигенез южной части Западно-Сибирской плиты Преобразования неокомских пород чехла Обь-Иртышского междуречья
Алевритово-песчаные породы валанжин-ского и готерив-барремского ярусов Обь-Иртышского междуречья, не затронутые вторичными изменениями, имеют кварц-
Рис.2. Выкопировка из технической карты мезозойско-кайнозойских отложений ортоплатформенного чехла Западной Сибири
(ЗапСибНИГНИ, 1990), структурная основа - изогипсы отражающего горизонта Т
(ОАО "ТНК-ВР Менеджмент ", ООО ЛНТНГ "Петрограф", 2007) [28]
полевошпатовый комплекс породообразующих минералов. В обломочной части пород указанного возраста среднее содержание полевых шпатов 50 % и более, значительно меньше кварца (30-35 %), обломков пород и слюды. Вышеупомянутые породы в результате тектонической перестройки испытали гидротермальную каолинизацию и карбонатизацию. Эти два взаимосвязанных и взаимообусловленных процесса могли протекать близко - одно-
временно или каолинизация сменялась кар-бонатизацией.
Каолинизация (гидротермальная аргилли-зация). Каолинит формируется по зернам полевых шпатов, слюды, обломкам неустойчивых пород и акцессорных минералов. Новообразования каолинита наблюдаются также по цементу, представленному хлоритом и гидрослюдой. Акцессорные минералы (эпи-дот, цоизит, клиноцоизит, сфен) полностью или частично преобразуются в каолинит.
В процессе каолинизации терригенных пород содержание полевых шпатов (доминирующего компонента) значительно снижается. Иногда процесс настолько интенсивен, что все неустойчивые минералы терригенного комплекса преобразуются в каолинит. От зерен полевых шпатов сохраняются лишь контуры, выраженные тонкой пленкой хлорита с едва заметным кру-стификационным строением. Эти контуры четко различаются в проходящем свете в шлифах под микроскопом. При скрещенных николях видно, что порода состоит из сплошного каолинитового агрегата, в котором просматриваются лишь единичные разрозненные зерна устойчивых к разрушению кварца и микрокварцита.
Каолинит представлен бесцветными анизотропными чешуйками и их веерообразными, гармошковидными, червеобразными агрегатами. Иногда он наблюдается в виде розеток, табличек и стопочек размером 0,02-0,05 мм. Каолиниту присущи отчетливая спайность по оси «с» и совершенство кристаллической решетки, что подтверждено рентгеноструктурными исследованиями [36, 37, 43].
Песчаники в зонах максимальной каолинизации превращаются в гидротермально-метасоматическую породу, сохраняющую свой структурно-текстурный облик. На отдельных участках зоны интенсивной каолинизации сменяются зонами умеренной каолинизации. При этом они приобретают вертикальную (субвертикальную) пространственную направленность сложного строения, контролируемую разрывными нарушениями и оперяющей трещиновато-стью. Возникают своеобразные «каолини-товые столбы», которые рассекают самые разнообразные по составу и фациальным условиям породы. Иногда на участках, где сочетаются два процесса, породы представлены в виде кальцит-каолинитового (каоли-нит-кальцитового) агрегата.
Карбонатизация. Карбонаты (главным образом кальцит с участием доломита, анкерита и сидерита) развиваются по ингредиентам алевритово-песчаных пород. Их формирование очень напоминает процесс каолинизации. В первую очередь подвергаются изменениям полевые шпаты. В шлифах четко видны их контуры или реликты при полном или частичном замещении преобладающим кальцитом. Новообразования кальцита наблюдаются также по слюдам и цементу, представленному гидрослюдой и хлоритом. Эпидот, цоизит и клиноцоизит также в различной степени преобразуются в кальцит [37].
Карбонаты (доминирующий кальцит) заполняют поры между сохранившимися обломками, где формируют базальный или пойкилитовый цемент, частично замещают первичный цемент, а также залечивают секущие их трещины. По данным Б. А. Лебедева и соавторов [24] установлено, что карбонаты распределяются по площади отдельных структур неравномерно. Наряду с разрезами, где отмечаются лишь единичные линзочки карбонатов, резко выделяются разрезы, в которых карбонатизация развивается во всех толщах от фундамента. Такие «карбонатные столбы» установлены по многим скважинам, пробуренным на юге Западно-Сибирской плиты в Томской области. Так, на Мыльджинском поднятии карбонатизация интенсивно развита в песчаниках и аргиллитах тюменской и васю-ганской свит, в баженовских аргиллитах, а также выше по разрезу в нижнемеловых отложениях. Объяснить образование «карбонатных столбов» иначе чем наложенным эпигенезом невозможно, поскольку карбонатизация развивается по породам, образованным в совершенно различных фациальных обстановках, имеющих разный вещественный состав.
Комплексными исследованиями установлено генетическое родство карбонатов
(главным образом кальцита, а также доломита, анкерита, сидерита) в порах, образующих базальные и поровые цементы, и трещинах растяжения терригенных пород [42]. На участках, где доминирующий кальцит становится особенно «агрессивным», наблюдается резкое усиление коррозии и метасоматоза кластогенных ингредиентов и цемента. Отмечаемая масштабность процесса приводит к тому, что кальцит замещает в ряде случаев до половины обломочных зерен. При этом возникают породы, названные вторичными известняками [20] и слагающие «карбонатные столбы».
Можно предположить, что такой характер наложенных изменений контролировался участием неистощенной мантии в районе Обь-Иртышского междуречья. Теперь рассмотрим особенности гипогенного эпигенеза, обусловленного масштабным влиянием деплетированной мантии на севере Западно-Сибирского рифтогенного осадочного бассейна, где палеотемпературы в период структурной перестройки были заметно выше.
Гипогеный наложенный эпигенез северной части Западно-Сибирской плиты Преобразования неокомских пород чехла Большехетской впадины и Мессояхского пояса мегапрогибов
Анализ опубликованных источников [1, 4, 18, 19, 21, 31, 32, 48] и просмотр шлифов, изготовленных из пород валанжинского яруса, которые вскрыли скв.300 (Восточно-Уренгойская площадь), скв.2020 Р (Пякя-хинское газоконденсатное месторождение), скв.2042 (Хальмерпаютинское газоконден-сатное месторождение) и скв.2051 (Севе-ро-Хальмерпаютинское газоконденсатное месторождение) (рис. 3-9), показали, что песчаные алевролиты и песчаники испытали, главным образом, низкотемпературную пропилитизацию (300-200 °С). Среди последней мы, в соответствии с теоретическими представлениями Д. С. Коржин-
Рис. 3. Пойкилобласт ломонтита (1) с включениями зерен кварца и полевых шпатов, частично замещенных ломонтитов в пропилитизированном песчаном алевролите
Заполярная свита.
Северо-Хальмерпаютинская площадь увеличение 200; николи +
ского [12, 13], М. А. Ратеева с коллегами [34] и В. И. Гугушвили [5], различаем широко развитую цеолитовую и ограниченно представленную трансильванскую фации. Продукты среднетемпературной пропили-тизации выражены слабо, но отмечаются во всех исследованных образцах. Рассмотрим подробнее каждую из них.
Среднетемпературная пропилитизация (330-280 °С) в породах пласта БУ16 0 проявилась, прежде всего, в развитии эпидота. Его количество ограничено. Он обнаруживает сонахождение с широким набором гидротермальных минералов: ломонтитом, хлоритом, кальцитом, кварцем, редко пиритом и гидрослюдой, и встречен во всех анализированных пробах. Эпидот тесно ассоциирует с хлоритом (и продуктами его позднего преобразования), иногда замещая его. Он часто развит в основной (цементирующей) массе терригенных пород, образуя достаточно крупные кристаллы (рис. 10, 11).
Обломки пород содержат новообразованные эпидот, хлорит и лейкоксен. При этом нередко наблюдается концентрация мелких выделений гидротермального эпи-дота вокруг частично или полностью эпи-
аб
Рис. 4. Пойкилобласт ломонтита (1) с пренитом (2) в гидротермально измененном алевро-песчанике
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь
увеличение 200; а и б николи +
аб Рис. 5. Пренит (1) и ломонтит (2) в гидротермально измененном алевро-песчанике
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь увеличение 200; а и б николи +
дотизированных плагиоклазов. Зерна биотита в незначительной степени замещены эпидотом.
Что касается другого характерного минерала среднетемпературных пропилитов -альбита, то его сложно обнаружить. Связано это с тем, что в условиях слабого развития процесса формируется «аномальный», по В. Л. Русинову [38], альбит, диагностика которого затруднена. Поэтому минералом-индикатором среднетемпературной пропи-
16
литизации терригенных пород пласта БУ Пякяхинского месторождения является легко диагностируемый в шлифах эпидот.
Низкотемпературная цеолитовая про-пилитизация проявлена наиболее широко на глубине 3189,40-3192,40 и 3195,30 м. Она выражается в ломонтитизации различных ингредиентов породы и нередко накладывается на участки, испытавшие предварительную хлоритизацию, оквар-цевание, карбонатизацию, эпидотизацию,
аб
Рис. 6. Ломонтит (Ц) в прослое крупноалевролитового материала из пропилитизированной алевро-глины
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь увеличение 200; а - николи ||, б - николи +
аб
Рис. 7. Кальцит (К), ангидрит (Ан), ломонтит (Ц) и пренит (П) по плагиоклазу в пропилитизированном алевро-песчанике
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь
увеличение 200; а - николи ||, б - николи+
пиритизацию и лейкоксенизацию, то есть среднетемпературную пропилитизацию (рис. 10, 11).
Ломонтит - индикаторный минерал цео-литовых пропилитов - тесно ассоциирует с хлоритом и продуктами его более позднего низкотемпературного изменения. Поэтому в базисе терригенных пород, как правило, присутствует, по данным рентгенофа-зовых исследований, хлорит-цеолитовый
(хлорит + смешанослойный хлорит-монтмориллонит + ломонтит) микроагрегат. При этом практически невозможно отличить реликты предшествующей хлоритизации от той, которая сопутствовала цеолитовой пропилитизации. Ломонтит образует пой-килобласты - крупные пластинчатые призматические кристаллы с совершенной спайностью в одном, редко двух направлениях, в которые погружен обломочный
Рис. 8. Пренит (1) по плагиоклазу и пойкилобласт кальцита (2) в пропилитизированном алевро-песчанике
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь увеличение 200; а и б николи +
Рис. 9. Кальцит (К), ангидрит (Ан) в пропилитизированном алевролите
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь
увеличение 200; николи +
материал. Пойкилобластическая ломонти-тизация - характерная черта зон интенсивной цеолитовой пропилитизации (рис. 3, 4).
Обломки пород и минералов в различной степени изменены. Полевые шпаты ломонтитизированы, пелитизированы, эпи-дотизированы, серицитизированы, хлори-тизированы, редко соссюритизированы. Биотит значительно преобразован, причем в несколько этапов. Сначала он был эпидо-
тизирован, лейкоксенизирован, а в самую позднюю (низкотемпературную) стадию -гидрослюдизирован, вермикулитизирован, гидратирован, смектитизирован.
Новообразованный пирит встречается в виде редких гнезд и рассеянных глобул. Он развит по биотиту, хлориту, обломкам эффузивных пород. Еще одной характерной особенностью цеолитовых пропили-тов Большехетской впадины является растущая, по сравнению с исходной породой, проницаемость. Петрографические наблюдения свидетельствуют о том, что сообщающиеся между собой поры составляют в среднем 6-10 % площади шлифа. Форма их неправильная, часто удлиненная. Размеры варьируют от 0,08 и 0,08 х 0,16 до 0,25 х 0,50 мм. Заметное улучшение проницаемости и пористости пород в связи с эпигенетической ломонтитизацией (рис. 12) отмечено и на юге Гыданского полуострова. Так, в пласте БУ15 Мессоях-ской группы месторождений содержание цеолитов составляет около 9 % от общего количества цемента, а для пласта БУ13 равно почти 70 %. Такой характер распределения ломонтита четко коррелируется с пори-
аб
Рис. 10. Новообразованный эпидот (Э) в ломонтитизированном полевом шпате (Л) и измененный биотит (Б) в пропилитизированном песчанике
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь увеличение 200; а - николи ||, б - николи+
аб
Рис. 11. Новообразованные эпидот (Э) и сфен (С) в пропилитизированном алевритовом песчанике, Ц - ломонтит
Заполярная свита. Северо-Хальмерпаютинская площадь
увеличение 200; а - николи ||, б - николи+
стостью пород-коллекторов. Если для пласта БУ15 средняя пористость составляет около 14 %, то для пласта БУ13 она увеличивается до 18 % [31, 32].
Низкотемпературная трансильванская пропилитизация встречена нами на глуб. 3193,90 м (скв.2020, Пякяхинское газокон-денсатное месторождение). Наиболее ярко она проявилась в кальцитизации различных ингредиентов терригенных пород.
Кальцит ассоциирует с хлоритом, гидрослюдой и продуктами их низкотемпературного преобразования. Максимально активно процесс проявился в цементирующей массе пород, где формировался различно окристаллизованный кальцит и возникали пойкилобласты этого минерала (рис. 8, 9). Редко межзерновые зоны заполнены ло-монтитом (рис. 7). Наблюдается это в том случае, если карбонатизация ослабевает.
Я Хлорит ■ Цеолит
■ Лейкоксен ■ Гидрослюда
■ Другие
Рис. 12. Средний минеральный состав пород-коллекторов пластов БУ13-15 Мессояхской группы месторождений [32]
На участках активной кальцитизации ло-монтит отсутствует.
В карбонатный цемент, часто представленный пойкилобластами кальцита, погружен обломочный материал. Обломки полевых шпатов и эффузивов, прежде в различной степени эпидотизированные, хлоритизированные, лейкоксенизирован-ные, бывают значительно корродированы поздним карбонатом кальция или даже полностью замещены кальцитом. На участках шлифа, где процесс проявлен наиболее активно, видны обломки кварца, корроди-рованые кальцитом. Еще одной особенностью трансильванских пропилитов является слабая их проницаемость. В шлифе не обнаружены какие-либо поры или каверны. От этого песчаник выглядит достаточно прочным и массивным.
Важно отметить, что характер карбона-тизации терригенных пород удивительно
напоминает особенности их цеолитизации. Протекая одновременно, эти два процесса низкотемпературной пропилитизации пространственно не пересекаются. На эту любопытную деталь в свое время обратил внимание Б. А. Лебедев с коллегами [24], изучая эпигенетическую ломонтитизацию нижнемеловых песчаников Тазовского (глуб. 2840,0-2540,0 м) и Заполярного (глуб. 2680,0-2830,0 м) поднятий.
Гидротермальная аргиллитизация фиксируется в шлифах как самый поздний (низкотемпературный) процесс (20080 °С). Он затрагивает, прежде всего, слюды, хлорит и плагиоклазы. Биотит при этом гидратируется, гидрослюдизируется, вермикулитизируется, смектитизируется. Хлорит, согласно рентгенофазовым исследованиям*, замещается смешанослойны-ми хлорит-смектитовыми образованиями, вплоть до формирования самостоятельного смектита (монтмориллонита). Аналогичные факты зафиксированы Б. А. Лебедевым с соавторами [24] в Тазовском районе. Там в нижнемеловых песчаных породах с пойкилитовым ломонтитом обнаружены смешанослойные образования с аномально высоким процентом набухающих смектитовых пакетов (70-80 %). Плагиоклазы в таких случаях пелитизируют-ся - мутнеют за счет развития глинистых минералов.
По данным Р. С. Сахибгареева [39], В. И. Азаматова с соавторами [1], А. Д. Коробова и Л. А. Коробовой [16], В. Н. Тру-фанова с коллегами [50], Ю. В. Титова [48], В. И. Копорулина [21] и других геологов установлено, что цеолиты распределяются по площади отдельных структур неравномерно. В некоторых случаях прослеживаются спорадические скопления цеолитов в разрезах.
* Примечание: рентгенофазовые исследования проводились в ФГУП ВИМС (г. Москва) ведущим науч. сотруд., канд. геол.-минерал. наук Г. К. Кривоконевой.
Однако известны случаи, когда цеолити-зация развивается от фундамента (переходного комплекса) до неокомских отложений осадочного чехла, а возможно и выше в виде вертикальных зон, очень напоминающих своеобразные «столбы» (подобные «карбонатным» и «каолинитовым столбам»), контролируемых разрывными нарушениями. Так, выявленные в терригенных толщах чехла Большехетской впадины и Мессоях-ского пояса мегавалов гипогенные эпигенетические процессы ломонтитизации оказались тождественны и для доюрских образований - нижне-среднетриасовых базальтов погребенного рифта.
Эти базальты были вскрыты Тюменской сверхглубокой скважиной СГ-6, заложенной в осевой зоне Колтогорско-Уренгой-ского грабена [46]. Пробурена эта скважина в 60 км западнее г. Уренгой.
Преобразования рифтогенных базальтов Т , вскрытых Тюменской сверхглубокой скважиной СГ-6
Анализ литературных материалов [6, 8, 9, 51, 52] и просмотр шлифов из коллекции В. В. Липатовой и Т. Ф. Букиной показали, что нижне-среднетриасовые базальты и их пирокластические аналоги, вскрытые скважиной СГ-6, испытали интенсивную среднетемпературную и низкотемпературную пропилитизацию. Надо особо подчеркнуть, что эти процессы достигали своего максимума на доплитном (доюрском) этапе развития территории, когда имел место континентальный рифтогенез. После формирования осадочного чехла в периоды тектоно-гидротермальной активизации эти процессы неоднократно возобновлялись
[7].
Среднетемпературная пропилитизация наиболее масштабно развита на глубинах 7206,5-6983,7 м; 6704,4-6691,1 и 6646,96625,9 м. Она приурочена к миндалека-менным базальтам, зонам разуплотнения (повышенной трещиноватости) и характе-
ризуется появлением эпидота, кварца, альбита, хлорита, в меньшей степени кальцита и слюд. В отдельных случаях формируются эпидозиты.
Низкотемпературная пропилитизация представлена двумя фациями: широко развитой цеолитовой и ограничено представленной трансильванской.
Низкотемпературная цеолитовая пропилитизация наиболее активно себя проявила в интервалах 6904,0-6858,4 м; 6834,06795,0 и 6619,4-6579,1 м, где возникают типичные цеолитолиты. Эпизодически пропилитизация отмечается на глубинах 6704,4-6681,6 м; 6635,8-6623,9 и 6565,76555,7 м. Она также приурочена к мин-далекаменным базальтам и проницаемым трещиноватым вулканитам. Типоморфными минералами являются ломонтит, хлорит, кварц, гематит (не всегда), слюды (редко). В силу того, что среднетемпературная и цео-литовая фации низкотемпературных про-пилитов развиваются в зонах повышенной проницаемости, часто наблюдается наложение (телескопирование) второй на первую как результат остывания гидротермальных растворов. В итоге появляется парастерезис (пространственное сонахождение разновременных (разнотемпературных) минералов) эпидота, альбита, ломонтита в измененных базальтах и основных по составу туфах.
Низкотемпературная трансильванская пропилитизация отмечается на глубине 7310,0-7261,0 м, где развивается по эффузи-вам и вулканокластическим породам. Фрагментарно встречается в миндалекаменных базальтах в интервалах 7055,4-7067,1 м; 6847,0-6854,0 м; 6565,7-6579,1 м; 6533,06546,0 м. Процесс характеризуется появлением кальцита, хлорита, кварца, слюд. Иногда происходит наложение трансильванских пропилитов на среднетемпературные аналоги как отражение регрессивной направленности гидротермального процесса. Важно подчеркнуть, что в измененных базальтах
и туфах скважины СГ-6 ломонтит и кальцит совместно, как правило, не встречаются. Это прекрасно подтверждается детальными рентгеноструктурными исследованиями, которые были проведены Ю. П. Казанским и его соавторами [8] и отражены в таблицах 1-3. Следовательно, две фации низкотемпературных пропилитов (трансильванская и цеолитовая) в гидротермальном процессе были пространственно разобщены. Аналогичная закономерность нами установлена в измененных терригенных породах пласта БУ16 0 Пякяхинского месторождения. Подобное отмечают Б. А. Лебедев с коллегами [24] в нижнемеловых песчаниках Тазовско-го и Заполярного поднятий. Все это говорит о единстве эпигенетических преобразований в породах фундамента (переходного комплекса) и осадочного чехла ЗападноСибирской плиты, захваченных тектоно-ги-дротермальной активизацией.
Установленная для терригенных пород связь вторичных процессов с фильтрационными характеристиками в полной мере справедлива и для изверженных образований - нижне-среднетриасовых базальтов Колтогорско-Уренгойского мегапрогиба. Так, по данным Т. В. Карасевой (Белоконь) с соавторами [10, 11] и Ю. А. Ехлакова с коллегами [6], из метасоматически изме-
ненных (эпидотизированных и ломонти-тизированных) базальтов скважины СГ-6 в интервале 6622,0-6654,0 м получен приток низкоминерализованной воды с газом (метан до 98 %) с высокой газонасыщенностью. Пропилитизированные базальты-коллекторы обладают пористостью до 15 % и проницаемостью до 7 х 10-3 мкм 2. Мы предполагаем, что в качестве флюидоупора в этом случае могут быть хлоритизирован-ные и карбонатизированные базальты, залегающие на глубине 6579,0-6520,0 м [6], которые мы относим к трансильванским пропилитам. Важно подчеркнуть, что это первый случай, когда рифтогенные базальты нижнего-среднего триаса Западной Сибири выступают в роли коллекторов. Второй случай, когда гидротермально измененные базальты Т являются продуктивными коллекторами, описывают Л. В. Сиротенко и В. И. Горбачёв [44] на примере Ен-Яхин-ской сверхглубокой параметрической скв. СГ-7, пробуренной на севере Западной Сибири. Там в результате испытаний в интервале 7124,0-7163,0 м было получено 48 м 3/сут углеводородного газа с водой. Это еще раз свидетельствует о возможной локализации газа в ломонтитизированных (про-пилитизированных) рифтовых базальтах на больших глубинах.
Таблица 1
№ п/п № образца Глубина, м Часть породы Фазовый состав
1 94096 6970 эффузив кальцит, хлорит, кварц, гематит, плагиоклазы (альбит, андезин), ломонтит (следы)
2 8715 6563 туф кальцит, хлорит, кварц, гематит, плагиоклаз (андезин)
3 9244 6849,2 кварц-эпидотовая порода кальцит, кварц, эпидот
4 9086 6700 гематит-хлорит-цеолитовая порода ломонтит, гематит, кварц (следы)
5 9400 6903,6 гематит-хлорит-цеолитовая порода ломонтит, хлорит, диоктаэдрическая слюда, гематит, кварц (следы), плагиоклаз
Состав основной массы эффузивов, туфов и продуктов их изменения (скв. СГ-6, коротчаевской свиты) по данным рентгеновского анализа [8]
Таблица 2
Состав миндалин и включений в вулканогенных породах коротчаевской свиты скв. СГ-6 по данным рентгеновского анализа [8]
№ п/п № образца Глубина, м Порода Тип и размер включений Минералы
1 8830 6579,6 измененный туф мелкие червеобразные, белые ломонтит
2 8963а 6638,6 измененный эффузив амебообразные, диаметр до 20 мм ломонтит, хлорит, кварц, слюда (следы), плагиоклазы (следы)
3 89636 6638,6 измененный эффузив округлые с неровными краями хлорит, кварц
4 9077а 6796,7 измененный эффузив округлые, диаметр 2-5 мм гидрослюда (серицит)
5 90776 6796,7 измененный эффузив признаки на плоскостях ломонтит, хлорит (следы)
6 9178а 6820,5 измененный эффузив округлые, вытянутые хлорит, кварц, ломонтит (следы)
7 91786 6820,5 измененный эффузив округлые, вытянутые ломонтит, кварц
8 9244 6849,2 измененный эффузив неправильной формы, жилкообразные кальцит, кварц
9 9325 6885 измененный туф лучистые агрегаты в порах ломонтит, хлорит (следы)
10 9409а 6970 измененный эффузив неправильные, вытянутые, округлые, диаметр 5-20 мм кальцит, кварц, слюда, калиевые полевые шпаты
Таблица 3
Состав отдельных участков в эпидот-кварцевой породе коротчаевской свиты скв. СГ-6 по данным рентгеновского анализа [8]
№ п/п № образца Глубина, м Часть породы Фазовый состав
1 9481а 7007,6 зона эпидотизации эпидот, кварц, хлорит, ломонтит
2 94816 7007,6 зона окремнения кварц, хлорит (следы), ломонтит (следы)
3 9481в 7007,6 кристаллы в пустотах кварц, хлорит (следы), эпидот (следы), ломонтит (следы), плагиоклазы (следы)
Обсуждение результатов
Приведенные материалы свидетельствуют, что север (Большехетская впадина, Гы-данский полуостров) и юг (Обь-Иртышское междуречье) Западно-Сибирской плиты демонстрируют две контрастные обстановки гипогенного эпигенеза. Они обусловлены, вероятно, неодинаковой степенью истощенности различных частей погребенных кон-
тинентальных рифтов седиментационного бассейна, вовлеченного в структурную перестройку. На севере тектоно-гидротермаль-но активизированные рифты обусловили широкомасштабную низкотемпературную пропилитизацию с небольшими проявлениями пропилитизации среднетемператур-ной. Процессы протекали в условиях повышенных температур и дефицита СО2.
В Обь-Иртышском междуречье (в зоне выклинивания рифтов) на участках аномально высоких концентраций глубинного СО2 и более низких температур структурная перестройка обусловила гидротермальную аргиллитизацию и карбонатизацию с элементами низкотемпературной пропили-тизации трансильванского типа. За счет интенсивного перераспределения вещества возникали пространственно разобщенные «каолинитовые» и «карбонатные (главным образом кальцитовые с участием доломита, анкерита и сидерита) столбы». Разберем обстановку смены каолинизации кальцити-зацией при тектонической перестройке региона.
Обязательным условием каолинизации является растворение значительной минеральной части алевритово-песчаных пород. Подвижные компоненты должны выноситься на заметные расстояния, иначе реакция прекратится. Процесс сопровождается образованием вторичной пористости. В рассматриваемых районах Обь-Иртышского междуречья развитие событий происходило следующим образом. В период текто-но-гидротермальной активизации в открытых трещинах и вмещающих их породах существовал режим малоамплитудных колебаний (без стресса). Он создавал проточную систему с постоянно обновляемыми под действием глубинного СО2 кислыми водами. Принципиально важным является то, что режим этих колебаний не должен был нарушать герметичность пласта. При соблюдении этих условий могла осуществляться гидротермально-метасоматическая каолинизация пород, интенсивно развитая в различных частях мезозойского разреза с образованием «каолинитовых столбов».
При появлении в подобных толщах разломов, особенно сообщающихся с поверхностью, или при перемещении самих вод в более высокие горизонты давление в них падает, что приводит к удалению СО2
из растворов и возрастанию значений их рН. Рост рН тем больше, чем выше рСО2 перед открытием гидрогеохимических систем и чем интенсивнее открытие и удаление углекислого газа.
Разгерметизация системы в условиях повышенного давления СО2, вызванная заметным усилением тектонических подвижек и активизацией трещинообразования, приводила к вскипанию горячих растворов, потере углекислоты, охлаждению и ощелачиванию вод. Это вызывало карбонатный метасоматоз (кальцитонакопление), который был сопряжен с привносом вещества и заполнением пор и трещин хемогенным цементом, нередко с утратой терригенными породами коллекторских свойств. В целом перераспределение масс вещества в ходе гипогенного эпигенеза приводит к возникновению афациальной метасоматической зональности. Быстрому переходу от кислых условий к щелочным способствовало высокое содержание СО2 в проницаемых пластах в период тектоно-гидротермальной активизации. Косвенным свидетельством этого являются современные аномальные концентрации глубинной углекислоты в юрских отложениях рассматриваемой территории [35, 36, 42].
Можно предполагать, что в пределах Обь-Иртышского междуречья образование кальцита, идущего на смену эпигенетическому каолиниту, происходило в интервале температур 140-240 °С. Указанные температуры гомогенизации газово-жидких включений в жильных кальцитах были определены в триас-юрских отложениях Анохинской, Севастопольской, Карашилик-ской и Буланшской впадин Урало-Тургай-ского региона [25]. Названные структуры имеют очень близкие с изолированными (локальными) впадинами Западной Сибири геотектоническую позицию и характер эпигенеза выполняющих их пород [15]. Эти температуры, соответствующие перио-
ду тектоно-гидротермальной активизации с формированием «карбонатных» (преимущественно кальцитовых с участием доломита, анкерита, сидерита) и «каолинитовых столбов», заметно отличаются от современных пластовых (90-100 °С), которые были установлены в Межовском районе [36]. Подробнее остановимся на вопросах, касающихся пропилитов севера Западно-Сибирской плиты.
Поскольку среди рассмотренных нами вторичных продуктов присутствуют две пространственно разобщенные фации низкотемпературных пропилитов, проанализируем условия смены ломонтита (ведущего минерала цеолитовых пропилитов) кальцитом - типичным карбонатом трансильванских пропилитов. На важную роль режима углекислоты в формировании ломонтита указывает ряд исследователей. Так, Капде-комм Л. [54], Олби А. Л. и Е-Ан-Зен [30], опираясь на термодинамические расчеты, пришли к выводу, что формирование ло-монтита контролируется не только температурой и давлением, но и соотношением активностей Н20 и С02 в жидкой фазе. Сендеров Э. Э. [40], Мироненко М. Т. и Наумов Г. Б. [27] на основании термодинамических расчетов показали, что образование ломонтита требует весьма низких концентраций СО2 в жидкой фазе, и происходит обычно на фоне снижения ее от более высоких значений к оптимальным. При наличии в горячих растворах наряду с Са+2 также Si+4 и А1+3 снижение становится геохимически оправдано, поскольку допускается возможность образования ломон-тита не только в породах, богатых алюмосиликатами, но и в разностях (средах), которые лишены их. Можно полагать, что в условиях ничтожного содержания ионов (НС03)- в гидротермах при наложенном эпигенезе, протекавшем в интервале 300-200 °С, кальций осаждается не в форме кальцита, а в форме ломонтита. Это, в частности,
доказывается температурой предельной устойчивости ломонтита ~ 300 °C [46].
Установлено, что различия гипогенного эпигенеза исследуемых территорий контролируются разбросами температур и количеством СО2 во флюиде, участвующем в преобразовании пород. В направлении с юга на север Западно-Сибирской плиты в условиях нарастающих температур и дефицита углекислого газа в растворах контрастность обстановок минералообразова-ния ослабевает. Если на юге она демонстрирует резкий переход от кислых условий к щелочным («каолинитовые столбы» ^ «карбонатные столбы»), то на севере эпигенез остается в щелочном диапазоне с преимущественным возникновением зон ломонтитовых метасоматитов. «Карбонатные (кальцитовые) столбы» как таковые там отсутствуют по причине, упоминавшейся ранее.
По мнению большинства геологов, ломонтит в нижнемеловых песчаниках на севере Западной Сибири ассоциирует либо с хлоритом, либо с хлоритом и гидрослюдой. Не отрицая этого, Б. А. Лебедев с коллегами [24] отмечает в ряде случаев парагенезис ломонтита с каолинитом. При этом обращается внимание на то, что цеолит является более поздним, по сравнению с глинистым, минералом. Мы рассматриваем такие участки как пограничные (с подвижными рубежами) между территориями с повышенным содержанием СО2 в растворах и местами, где наблюдается острый дефицит углекислоты. Резорбция каолинита ломонтитом свидетельствует о резком падении роли (HCO3)- в гидротермальном процессе и смещении минерагенеза в щелочную область. Но и в такой ситуации концентрация СО2 во флюиде может меняться. Это приводит к сложным взаимоотношениям уже ломонтита и кальцита в нижнемеловых алевритово-песчаных и песчаных отложениях. Так, факты резорбции одного мине-
рала другим и их пространственное сонахо-ждение отмечают Б. А. Лебедев с коллегами [24], А. Д. и Л. А. Коробовы [16], В. Н. Тру-фанов с соавторами [50], А. В. Поднебесных и В. П. Овчинников [32], изучавшие заполярную и суходудинскую свиты Боль-шехетской впадины и Мессояхского пояса мегавалов.
Содержание углекислоты в недрах функционирующих гидротермальных систем зависит от фильтрационных особенностей пород [14]. В породах с повышенными фильтрационными свойствами обеспечивается высокая скорость перемещения флюида. При этом достигается самое низкое парциальное давление СО2, что благоприятствует формированию ломонтита. С другой стороны, на участках с низкими фильтрационными характеристиками, свойственными экранам, активно развивается кальцит. Следовательно, при низкотемпературной пропилитизации ломонтит является минералом-индикатором коллекторов или каналов высокой газогидродинамической активности флюидов. По этим каналам, видимо, осуществлялась субвертикальная сквозьрезер-вуарная миграция своеобразного «поршня» УВ смеси - «нижнего высокотемпературного газа» [22], порожденного процессами пропилитизации [16]. Миграция осуществлялась до уровня надеждных покрышек в верхней части чехла, где формировались промышленные залежи. Сказанное соответствует представлениям К. Н. Кравченко, О. В. Ивановой, Ю. К. Бурлина и Б. А. Соколова [22] о том, что наикрупнейшие газовые скопления приурочены к внутренним срединным частям крупнорифтогенных арктических нафтидных бассейнов. В зонах уникального газонакопления, по мнению этих ученых, нижняя часть чехла, в которой сосредоточены основные материнские породы, глубоко погружена и интенсивно апокатагенетически преобразована. В свете предлагаемой нами модели «апокатагенез»
К. Н. Кравченко и его коллег [22], скорее всего, соответствует низко-среднетемпера-турной пропилитизации, охватившей арктический рифтогенный бассейн Западной Сибири в позднемеловой - раннепалеогено-вый период тектоно-гидротермальной активизации. Нужно подчеркнуть, что ломонти-тизированные породы на севере Западной Сибири, как правило, являются продуктивными, то есть содержащими газоконденсат и (или) природный газ. Достаточно вспомнить, что только цеолитизированные отложения заполярной свиты Большехетской впадины аккумулируют до трети ресурсов от общего числа ресурсной базы УВ региона [4].
Развитие ломонтитовой минерализации в тектонически нарушенных осадочных толщах, включая крупные региональные разломы, подтверждает реальность термодинамической открытости гидрогеохимических систем [23] и ее важную роль в формировании ломонтита. Каналами движения вод служат как крупные региональные разломы, так и сеть более мелких, возникающих при тектоно-гидротермальной активизации. В результате образуются значительные площади развития в осадочных толщах зон ло-монтитовой минерализации [21]. Учитывая сказанное и основываясь на собственных наблюдениях и материалах А. В. Поднебесных [31], А. В. Поднебесных, В. П. Овчинникова [32], Ю. В. Титова [48], Е. А. Бородиной [4], Т. А. Коровиной и Е. П. Кропотовой [19], можно утверждать, что цеолитизация на севере Западно-Сибирской плиты носит региональный характер. Район ломонтити-зации нижнемеловых пластов вытягивается узкой полосой 15-30 км с юга на север. Он приурочен, главным образом, к зонам региональных разломов, проходя от Хальмер-паютинского месторождения через Береговое, Пякяхинское и Южно-Мессояхское до Восточно-Мессояхского месторождения, которое расположено на северо-востоке.
Кроме того, процесс ломонтитизации охватывает территорию, которая простирается от Восточно-Уренгойского месторождения через Яро-Яхинское до Заполярного месторождения.
Формы пространственного распространения наложенной низкотемпературной пропилитизации могут быть достаточно сложными и фиксироваться в виде вертикальных зон, своего рода «столбов», связанных системами сквозной вертикальной тре-щиноватости и горизонтальными зонами. Важно подчеркнуть, что конфигурация зон прежде всего цеолитовой пропилитизации имеет афациальный характер и определяется линейной конфигурацией тектонически раздробленных проницаемых зон и системой циркулирующих по ним нагретых растворов. На некоторых участках в осадочном чехле и породах переходного комплекса (фундамента) зоны региональной ломон-титизации исчезают, но появляются вновь отдельными «пятнами» в других местах. Во всех случаях породы разреза интенсивно и однотипно преобразованы. Характер этих изменений выявляется повсеместным исчезновением нестойких компонентов и энергичным метасоматическим развитием ломонтита, а также появлением в значительно меньшем количестве пространственно разобщенного с цеолитом кальцита. Эти «ломонтитовые столбы» расположены непосредственно над зонами глубинных разломов, зафиксированных геофизикой, и связаны с поступлением гипогенных флюидов, обусловливающих наложенную низкотемпературную пропилитизацию в породах всего разреза от нижнего мела вплоть до фундамента, включая переходный комплекс вулканитов Колтогорско-Уренгойско-го рифта. Вывод о единстве эпигенетических преобразований в породах фундамента (переходного комплекса) и осадочного чехла, захваченных тектоно-гидротермальной активизацией, позволил нам [17] выделить
рифтогенно-осадочный продуктивный комплекс Западно-Сибирской плиты.
«Ломонтитовые столбы» сосредоточены в зонах погребенных рифтов и в непосредственной близости от них. Такие зоны расположены на севере Западной Сибири (с выходом в Арктику), где породы фундамента максимально осложнены рифтоге-нензом.
Заключение
Рассмотренные в работе материалы позволяют сделать следующие выводы.
1. Для Западной Сибири типичен гипо-генный наложенный эпигенез, вызванный структурной перестройкой региона. На особенности глубинного эпигенеза большое влияние оказывали погребенные континентальные рифты. В южном и северных районах наложенные процессы существенно различаются.
2. На севере Западно-Сибирская плита наиболее осложнена рифтогенезом (Тазов-ская губа, Гыданский полуостров и т. д.). Там в условиях повышенных температур и дефицита СО2 вдоль глубинных разломов, рассекающих породы фундамента (переходного комплекса) и чехла, широко развита цеолитовая фация (минерал-индикатор ломонтит) и спорадически - трансильванская (характерный минерал кальцит). Обе фации входят в состав низкотемпературных пропилитов.
3. Обь-Иртышское междуречье (юг Западно-Сибирской плиты) - территория, которая наименее всего осложнена рифтоге-незом. Там в обстановке более низких температур и аномально высоких концентраций глубинного СО2 (признак неистощенного состояния мантии) вдоль разломов, секущих чехол и фундамент, масштабно представлены взаимосвязанные и взаимообусловленные процессы каолинизации и кар-бонатизации.
4. Контроль наложенного эпигенеза глубинными разломами и оперяющей трещи-
новатостью привел к тому, что возникли тов, а также в перекрывающих их нижневертикальные афациальные зоны мине- меловых и более древних осадочных тол-рализации в виде своего рода «столбов»: щах (песчаниках, алевро-песчаниках), ломонтитовых на севере, каолинитовых и образующих антиклинальные структуры карбонатных (преимущественно кальцито- и надрифтовые инверсионные валы, ко-вых) - на юге. торые соседствуют с региональными раз-
5. Цеолитовые пропилиты, имеющие ломами преимущественно в северных
региональное распространение, как пра- (арктических) районах Западно-Сибирской
вило продуктивны. Поэтому «ломонтито- плиты.
вые столбы» необходимо рассматривать, в Углекислотное выщелачивание улуч-
первую очередь, как вместилища газокон- шает коллекторские свойства пород. Сле-
денсата и (или) природного газа. Перспек- довательно, «каолинитовые столбы» также
тивные на них участки надо искать в вул- представляют интерес при прочих благо-
канитах (Т) Колтогорско-Уренгойского, приятных условиях для обнаружения ме-
Худосейского, Худоттейского и других риф- сторождений УВ сырья.
Авторы благодарны сотрудникам геологического факультета СГУ - старшему преподавателю кафедры петрологии и прикладной геологии Д. А. Шелепову и студенту 551 группы А. И. Иванову за техническую помощь при подготовке статьи.
Л и т е р а т у р а
1. Геолого-геофизические предпосылки освоения трудноизвлекаемых запасов Тюменской области / В. И. Азаматов, М. Н. Морозова, Л. Г. Орлов, В. М. Рыжик // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений. - 1993. - № 1. - С. 33-36.
2. Аплонов С. В. Геодинамика раннемезозойского Обского палеоокеана. - М.: ИОАН, 1987. -98 с.
3. Аплонов С. В., Шмелев Г. Б., Краснов Д. К. Геодинамика Баренцово-Карского шельфа (по геофизическим данным) // Геотектоника. - 1996. - № 4. - С. 58-76.
4. Бородина Е. А. Цеолитизация коллекторов: анализ влияния, прогнозы и результаты на примере месторождений севера Западной Сибири // Эволюция осадочных процессов в истории Земли: материалы 8-го Всерос. литолог. совещ. - М.: РГУ нефти и газа, 2015. - Т. 1. - С. 216-221.
5. Гугушвили В. И. Поствулканический процесс и формирование месторождений полезных ископаемых в древних островных дугах и интрадуговых рифтах (на примере Аджаро-Триалетской зоны Кавказа). - Тбилиси: Мецниереба, 1980. - 184 с.
6. Ехлаков Ю. А., Угрюмов А. Н., Бочкарёв В. С. Расчленение осадочно-вулканогенной толщи триаса (красноселькупская серия) в Тюменской сверхглубокой скважине // Триас Западной Сибири: материалы к стратиграфическому совещанию по мезозою Западно-Сибирской плиты. - Новосибирск: СНИИГГ и МС, 2001. - С. 32-48.
7. Триасовая система в разрезе Тюменской сверхглубокой скважины СГ-6 (Уренгойский район, Западная Сибирь) / А. М. Казаков, Н. К. Могучева, В. П. Девятов, Л. В. Смирнов // Геология и геофизика. - 2000. - Т. 41. - № 3. - С. 318-326.
8. Состав и строение триасовых вулканогенных отложений сверхглубокой скважины ТСГ-6 (Уренгойский район, Западная Сибирь) / Ю. П. Казанский, Е. В. Мозгунова, В. И. Москвин, Э. П. Солотчина // Геология и геофизика. - 1995. - Т. 36. - № 6. - С. 157-164.
9. Измененные вулканические породы триаса и перми (?) в Тюменской сверхглубокой скважине / Ю. П. Казанский, Э. П. Солотчина, А. Ю. Казанский, В. И. Москвин // Тюменская сверхглу-
бокая скважина (интервал 0-7502 м). Сборник докладов Научное бурение в России. - Пермь: Кам НИИКИГС, 1996. - Вып. 4. - С. 135-145.
10. Основные научные результаты исследования Тюменской сверхглубокой скважины / Т. В. Ка-расёва, В. И. Горбачёва, М. Б. Келлер, В. А. Пономарёва// Тюменская сверхглубокая скважина (интервал 0-7502 м). Результаты бурения и исследования. Сборник докладов Научное бурение в России. - Пермь: Кам НИИКИГС, 1996. - Вып. 4. - С. 49-62.
11. Эффективность глубокого и сверхглубокого параметрического бурения для оценки ресурсов углеводородов ниже освоенных глубин / Т. В. Карасёва (Белоконь), Ю. А. Ехлаков, В. И. Горбачёв и др. // Приоритетные направления поисков крупных и уникальных месторождений нефти и газа. - М.: ООО «Геоинформмарк», 2004. - С. 164-169.
12. Коржинский Д. С. Зависимость метаморфизма от глубинности вулканогенных формаций // Труды лаборатории вулканологии. - 1961. - Вып. 19. - С. 5-11.
13. Коржинский Д. С. Очерк метасоматических процессов // Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. - М.: изд-во АН СССР, 1953. - С. 332-452.
14. История гидротермального минералообразования Паужетского месторождения парогидро-терм и палеогидротермальных систем района / А. Д. Коробов, О. П. Гончаренко, С. Ф. Главатских и др. // Структура гидротермальной системы. - М.: Наука, 1993. - С. 88-120.
15. Коробов А. Д., Коробова Л. А., Киняева С. И. Гидротермальные процессы в палеорифтах Западной Сибири и их роль в формирорвании жильных ловушек УВ доюрского комплекса Ша-имского района // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2004. -№ 12. - С. 63-72.
16. Коробов А. Д., Коробова Л. А. Разуплотнение пород и фазовая зональность нафтидов Западно-Сибирской плиты как отражение гидротермально-метасоматических процессов // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2008. - № 9. - С. 21-28.
17. Коробов А. Д., Коробова Л. А. Пульсирующий стресс как отражение тектоно-гидротермаль-ной активизации и его роль в формировании продуктивных коллекторов чехла (на примере Западной Сибири) // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. - 2011. -№ 6. - С. 4-12.
18. Коровина Т. А., Кропотова Е. П. Влияние цеолитизации на определение емкостных свойств пород продуктивных пластов мегионской свиты месторождений севера Тюменской области // Литогенез, рудоносность и цеолиты вулканогенно-осадочных формаций Дальнего Востока и Сибири и их применение в народном хозяйстве: тезисы докл. научн.-практ. конфер. - Николаевск-на-Амуре, 1987.- С. 190.
19. Коровина Т. А., Кропотова Е. П. Вторичные процессы в терригенных коллекторах ЗападноСибирского нефтегазоносного комплекса // Минеральные индикаторы литогенеза: материалы Рос. совещ. с международ. участием. - Сыктывкар: Геопринт, 2011. - С. 271-273.
20. Копелиович А. В. Эпигенез пород древних толщ юго-запада Русской платформы // Труды ГИН АНСССР. - 1965. - Вып. 121. - 312 с.
21. Копорулин В. И. О формировании ломонтита в осадочных отложениях (на примере осадочных толщ России) // Литология и полезные ископаемые. - 2013. - № 2. - С. 128-144.
22. Нафтидное районирование арктических акваторий России и Аляски в связи с размещением и поисками уникальных месторождений нефти и газа / К. Н. Кравченко, О. В. Иванова, Ю. К. Бур-лин, Б. А. Соколов // Геология, геофизика и разработка нефтяных месторождений. - 2000. - № 11. -С.2-10.
23. Крайнов С. Р., Рыженко Б. Н., Швец В. М. Геохимия подземных вод. Теоретические, прикладные и экологические аспекты. - М.: Наука, 2004. - 677 с.
24. Влияние эпигенетических процессов на параметры коллекторов и покрышек в мезозойских отложениях Западно-Сибирской низменности / Б. А. Лебедев, Г. Б. Аристова, Е. Г. Бро и др. // Труды ВНИГРИ. - Л.: Недра, 1976. - Вып. 361.
25. Лукьянова В. Т. Катагенез в орогенных областях. - М.: Товарищество научных изданий КМК ЛТД, 1995. - 168 с.
26. Лутц Б. Г. Дегазация Земли и магматические процессы, формирующие континентальную и океаническую кору // Дегазация Земли и геотектоника: тезисы докл. 3-го Всерос. совещ. - М., 1991.- С. 10-11.
27. Мироненко М. В., Наумов Г. Б. Физико-химические условия образования ломонтита в углекислых гидротермальных системах // Геохимия. - 1982. - № 4. - С. 597-602.
28. Найденов Л. Ф., Агалаков С. Е., Бакуев О. В. О геологическом строении и перспективах нефтегазоносности неокомских отложений Большехетской впадины и Мессояхского пояса мега-валов // Нефтяное хозяйство. - 2010. - № 12. - С. 83-85.
29. Наумов В. Б., Малинин С. Д. Новый метод определения давления по газово-жидким включениям // Геохимия. - 1968. - № 4. - С. 432-441.
30. Олби А. Л., Зен Е-Ан. Зависимость фаций цеолитов от химических потенциалов СО2 и Н2 О// Очерки физико-химической петрологии. - М.: Наука, 1969. - Т. 1. - С. 37-54.
31. Поднебесных А. В. Особенности формирования цеолитов в нижнемеловых отложениях юга Гыданского полуострова // Осадочные бассейны, седиментационные и постседиментационные процессы в геологической истории: материалы 7-го Всерос. литолог. совещ. - Новосибирск: ИНГГ СО РАН, 2013. - Т. 2. - С. 382-386.
32. Поднебесных А. В., Овчинников В. П. Проблемы диагностики цеолитов и влияние их наличия на разработку продуктивных отложений Мессояхской группы месторождений // Известия Томского политехнического университета. Науки о Земле. - 2014. - Т. 324. - № 1. -С.137-145.
33. Рамберг И., Морган П. Физическая характеристика и направление эволюции континентальных рифтов // 27 Международный геологический конгресс. Тектоника. - М., 1984. - Т. 7. - С. 78108.
34. Ратеев М. А., Градусов Б. П., Ильинская М. Н. Глинообразование при постмагматических изменениях андезито-базальтов силура Южного Урала // Литология и полезные ископаемые. -1972. - № 4. - С. 93-109.
35. Розин А. А. Подземные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна и их формирование. - Новосибирск: Наука, 1977. - 102 с.
36. Розин А. А., Сердюк З. Я. Преобразование состава подземных вод и пород Западно-Сибирской плиты под воздействием глубинного углекислого газа // Литология и полезные ископаемые. -1970. - № 4. - С. 102-113.
37. Розин А. А., Сердюк З. Я. К вопросу изучения разрывных нарушений в осадочном чехле Западно-Сибирской плиты по минералого-петрографическим и гидрохимическим аномалиям // Труды СНИИГГ и МСа. - 1971. - Вып. 132. - С. 84-89.
38. Русинов В. Л. Альбитизация плагиоклазов в условиях приповерхностной пропилитизации (на примере Камчатки) // Метасоматизм и другие вопросы физико-химической петрологии. - М.: Наука, 1968. - С. 218-237.
39. Сахибгареев Р. С. Вторичные изменения коллекторов в процессе формирования и разрушения нефтяных залежей. - Л.: Недра, 1989. - 243 с.
40. Сендеров Э. Э. Влияние СО2 на устойчивость ломонтита // Геохимия. - 1973. - № 2. - С. 190200. 2
41. Сендеров Э. Э., Хитаров Н. И. Цеолиты, их синтез и условия образования. - М.: изд-во АН СССР, 1970. - 283 с.
42. Сердюк З. Я., Эренбург Б. Г. О составе вторичных карбонатов, развитых в трещинах и порах пород фундамента и осадочного чехла Обь-Иртышского междуречья // Труды СНИИГГ и МСа, 1972. - Вып. 149. - С. 87-91.
43. Об особенностях преобразования континентальных отложений юры Западной Сибири под воздействием глубинных факторов / З. Я. Сердюк, С. М. Яшина, Н. П. Запивалов, В. Я. Шерихо-ра // Континентальный литогенез. - Новосибирск: изд-во ИГиГ СО АН СССР, 1976. - С. 123-134.
44. Сиротенко Л. В., Горбачёв В. И. Коллекторский потенциал и трещиноватость вулканоген-но-осадочных образований на глубинах до 8250 метров в Ен-Яхинской сверхглубокой параметрической скважине СГ-7 // Типы седиментогенеза и литогенеза и их эволюция в истории Земли: материалы 5-го Всерос. литолог. совещ. - Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2008. - Т. 2. - С. 268-270.
45. Сорохтин О. Г. Происхождение земной коры // Геофизика океана. - М.: Наука, 1979. - Т. 2. (Геодинамика). - С. 223-257.
46. Структура земной коры района Тюменской сверхглубокой скважины / В. С. Сурков, В. П. Де-вятов, О. Г. Жеро и др. // Геология и геофизика. - 1993. - Т. 34. - № 1. - С. 120-126.
47. Новое в учении о стадиях осадочного породообразования / П. П. Тимофеев, А. Г. Коссов-ская, В. Д. Шутов и др. // Литология и полезные ископаемые. - 1974. - № 3. - С. 58-82.
48. Титов Ю. В. Цеолитовая минерализация в меловых отложениях Большехетской впадины на севере Западной Сибири (на примере пласта БТ8 Пякяхинского месторождения) // Ежегодник. Труды ИГГ УрО РАН. - 2013. - Вып. 161. - С. 120-1283.
49. Трошин Ю. П. Геохимия летучих компонентов в магматических породах и магмах различных геодинамических обстановок фанерозойских подвижных поясов Земли // Геохимия магматических пород океана и зон сочленения океан - континент. - Новосибирск: Наука, 1984. - С. 34-41.
50. Гидротермальный литогенез и его влияние на распределение залежей углеводородов / В. Н. Труфанов, А. И. Сухарев, М. И. Гамов, А. В. Труфанов // Осадочные формации юга России и связанные с ними полезные ископаемые: материалы Всерос. научн. конфер. - Ростов-на-Дону: изд-во СКНЦ ВШ ЮФУ, 2011. - С. 21-27.
51. Угрюмов А. Н. Вторичные изменения вулканических пород красноселькупской серии в разрезе Тюменской сверхглубокой скважины (СГ-6) // Результаты бурения и исследования Тюменской сверхглубокой скважины. - Пермь, 1995. - С. 41-43.
52. Угрюмов А. Н. Вторичные изменения вулканических пород красноселькупской серии в разрезе Тюменской сверхглубокой скважины (СГ-6) // Тюменская сверхглубокая скважина (интервал 0-7502 м). Сборник докладов Научное бурение в России. - Пермь: Кам НИИКИГС, 1996. -Вып. 4. - С. 146-155.
53. Шенгер А. М. С., Натальин Б. А. Рифты мира. Учебно-справочное пособие. - М.: Геокарт-ГЕОС, 2009. - 188 с.
54. Capdecomme L. Laumontite du Pla des Aveillans (Pyrenees - Orientales) // Bulletin de la Societe d'Historie Naturelle de Toulouse. - 1953. - P.299-304.
