Книга
← К списку книгЗагрузка разделов…
активнаАктивные записи участвуют в каталоге и синках. Неактивная книга скрыта, но не удалена из базы.
Книга
ПРЕДИСЛОВИЕ
Важнейшим элементом топливно-энергетического комплекса страны является нефтегазодобывающая промышленность, бурный рост которой ставит перед геологической наукой задачи по резкому увеличению прироста запасов нефти и газа. Успешное решение этой задачи возможно лишь за счет повышения эффективности поисков и разведки.
Составной частью прогноза нефтегазоносности являются данные о гидрогеологических показателях. Их правильный учет позволяет сокращать время и экономить материальные ресурсы как при освоении новых, так и при доразведке старых нефтегазоносных регионов. Гидрогеологическая информация необходима при разведке и разработке нефтяных и газовых месторождений, при планировании мероприятий по охране геологической среды и использовании глубинных подземных вод в народном хозяйстве
Геологическая история подавляющей части месторождений полезных ископаемых, особенно месторождений нефти и газа, тесно связана с геохимической историей подземных вод. Вследствие этого подземные воды несут важнейшую информацию о наличии и размещении месторождений нефти и газа. Здесь следует отметить, что гидрогеологический прогноз нефтегазоносности осуществляется не только по данным о глубоких подземных водах (водам продуктивных горизонтов), но и по результатам изучения верхних водоносных горизонтов. Поэтому при изучении неглубоко залегающих водоносных горизонтов и при проведении гидрогеологической и инженерно-геологической съемок необходимо предусматривать решение нефтегазопоисковых задач.
Данные о подземных водах нефтяных и газовых месторождений необходимы и при их разработке. Изучая подземные воды, мы получаем информацию о геохимической истории осадочных пород и нефтегазоносности недр. В первую очередь гидрогеологические наблюдения необходимы для определения режима разработки залежей, оценки скорости продвижения водонефтяного и водогазового контактов, оценки степени обводненности скважин, т. е. определения наиболее оптимальных темпов отбора нефти и газа Однако наблюдается тенденция не только свертывания гидрогеологических исследований при поисково- разведочных работах на нефть и газ, но и резкого снижения их качества* Ввиду этого теряется ценнейшая информация, что ведет к снижению эффективности геологоразведочных работ на нефть и газ. Недостаток информации о природном (первоначальном) гидрогеологическом фоне месторождений нефти и газа при их разработке приводит к неоправданным потерям углеводородного сырья, к уменьшению коэффициента извлечения углеводородов, к излишним затратам ввиду некорректного прогноза обводненности эксплуатацонных скважин.
Глобальная интенсификация производственной деятельности человечества сопровождается многократным увеличением воздействия человека на природную среду. Охрана природной среды от негативного воздействия становится первостепенной задачей при всех видах нашей деятельности. Мы можем нанести непоправимый вред природе при поисках, разведке и разработке нефтяных и газовых месторождений. Мероприятия по охране природы при геологоразведочных работах в первую очередь предусматривают гидрогеологические наблюдения.
Надо сказать, что и сами подземные воды являются ценнейшим сырьем, из них добывают разнообразные минеральные компоненты (промышленные воды). Практически большая часть глубинных подземных вод может быть применена в бальнеологии. Современное же использование подземных вод ничтожно мало. Исключительно широки возможности использования термальных вод. И только кажущаяся легкость получения тепла из угля, нефти и газа побуждает нас проходить мимо этого эколо!ически чистого и практически неиссякаемого источника энергии. Наконец, сами глубокие подземные воды содержат гигантские количества энергетических ресурсов в виде растворенных углеводородных газов. Установлено, что на достигнутых массовым бурением глубинах в подземных водах содержится огромное количество углеводородных газов. С глубиной газоемкость подземных вод растет. Уже сейчас установлены подземные воды с газонасыщенностью 20— 60 м3/м3, и мы подходим к тому рубежу, когда добыча водорастворенных углеводородных газов станет рентабельной. Все это резко повысит ценность гидрогеологической информации.
С ростом технической вооруженности народного хозяйства потеря гидрогеологической информации чревата удорожанием использования промышленных и минеральных вод. Отсутствие надежной информации об органо-минеральном и газовом составе подземных вод, об их температурных и гидродинамических условиях резко снижает возможности прогнозирования промышленных и минеральных вод, использования подземных вод в качестве теплоносителя и источника углеводородного сырья.
В нефтегазовой геологии наблюдается устойчивая тенденция увеличения глубин поисково-разведочных скважин, что сопровождается существенным ростом стоимости разведки. В этой ситуации ценность гидрогеологической информации значительно возрастает. На больших глубинах без гидрогеологических данных мы не всегда сможем достоверно прогнозировать фазовое состояние флюидов.
В настоящее время накоплен огромный фактический материал по подземным водам нефтяных и газовых месторождений СССР. В сущности, это данные о гидрогеологии глубоких горизонтов осадочной оболочки Земли, и они представляют интерес не только для геологии нефти и газа, но и для смежных геологических дисциплин. Однако сводных работ по подземным водам нефтяных и газовых месторождений крайне мало. Первой такой работой, ставшей библиографической редкостью, была монография В. А. Сулина «Гидрогеология нефтяных 4
месторождений» (1948 г.). Гидрогеологические условия некоторых нефтегазоносных бассейнов в качестве примеров рассматривались в учебниках Г. А. Сухарева, А. А. Карцева, С. Б Вагина, В. М. Матусевича и др. Между тем почти по всем нефтегазоносным бассейнам СССР проведены в том или ином объеме гидрогеологические исследования и имеются фактические данные по подземным водам многих месторождений нефти и газа. Эти данные уникальны по значению для решения многих теоретических и практических вопросов геологии нефти и газа. Все это побудило авторов подготовить справочник «Воды нефтяных и газовых месторождений СССР».
СОКРАЩЕНИЯ, ИСПОЛЬЗОВАННЫЕ В СПРАВОЧНИКЕ
АВПД — аномально высокое пластовое давление АНПД — аномально низкое пластовое давление ВНК — водонефтяной контакт
ВРОВ — водорастворенное органическое вещество ГВК — газоводяной контакт
ГНК — газонефтяной контакт
ОВ — органическое вещество
ПАВ — поверхностно-активные вещества
ПДК — предельно допустимая концентрация
ПТ — продуктивная толща
УВ — углеводороды
ГКН — гидрокарбонатно-натриевый
типы вод по В.типы вод по В.А. СулинуА. СулинуСН — сульфатно-натриевый
типы вод по В.
типы вод по В.
А. Сулину
А. Сулину
ХМ — хлоридно-магниевый
ХК — хлоридно-кальциевый
Г — геотермический градиент
ГФ — газовый фактор
И.с.у.— изотопный состав углерода
ТУ — тяжелые углеводороды
Сорг — органический углерод
Схб — органический углерод в хлороформном битумоиде G — геотермическая ступень
М — минерализации вод (сумма анионов и катионов) NOpr — азот органический
Оиод, Оперм — йодатная и перманганатная окисляемость рв — гидростатическое давление рг — давление насыщения газа рпл ~ пластовое давление у — плотность воды / — пластовая температура
ВВЕДЕНИЕ
В основе современной нефтегазовой гидрогеологии лежит представление о единстве нефти, газа и глубинных подземных вод как неизбежных продуктов глобального геологического процесса — литогенеза. В процессе литогенеза происходит постоянное взаимодействие, обмен веществом и энергией как между жидкой и твердой фазами, так и внутри флюидальной системы Поэтому понять геохимическую историю флюидальной системы можно лишь при ее комплексном изучении: нельзя изучать отдельно или отрывочно подземные воды, нефть и природные газы. И. О Брод справедливо отмечал, что если бы осадочные породы не содержали воду, то нефть и газ так бы и остались в рассеянном состоянии.
Изменение энергетических условий нефтегазоносных бассейнов как полузакрытых систем обусловлено особенностями литогенеза конкретных геологических структур и степенью их раскрытости. Такой подход к гидрогеологии нефти и газа позволяет конкретно решать многие теоретические и практические вопросы генезиса УВ, их первичной и вторичной миграции, условий формирования и разрушения залежей, методики регионального и локального прогнозирования нефтегазоносности.
Анализ гидрогеологических структур нефтегазоносных бассейнов, особенностей их развития и закономерностей газоносности подземной гидросферы дает однозначный ответ на важнейший вопрос современного естествознания — об органическом, осадочно-миграционном происхождении нефти и газа.
Один из трудных вопросов нефтегазовой геологии — вопрос о первичной миграции (эмиграции) УВ из глинистых толщ. Современные исследования в нефтегазовой гидрогеологии показывают исключительную роль подземных вод в выносе УВ из глинистых толщ и их гомогенизации в водонапорных системах. Водные растворы выступают главными агентами массопереноса в литосфере. Анализ фактических данных по подземным водам показывает, что формирование нефтяных и газовых месторождений происходит на определенных этапах развития гидрогеологических структур нефтегазоносных бассейнов.
Генетическая связь органо-минеральных комплексов подземных вод с нефтегазоносностью, единство флюидальных систем нефтегазоносных бассейнов, связь формирования и сохранения залежей нефти и газа с гидрогеологической историей бассейнов — исходное положение нефтегазопоисковой гидрогеологии. Все это заставляет глубже изучать гидрогеологические условия нефтегазоносных бассейнов. Однако многие вопросы нефтегазовой гидрогеологии недостаточно изучены, возникают но-
вые проблемы В связи с установлением гидрохимической инверсии в нижних частях разреза нефтегазоносных бассейнов большой теоретический и практический интерес представляет изучение их нижних гидро геологических этажей Здесь особо следует подчеркнуть исследования бассейнов с мощным осадочным чехлом (10 км и более), сформировавшихся в короткие отрезки геологического времени, с небольшой степенью литогенетического преобразования осадочных толщ К нижним этажам таких бассейнов, по-видимому, приурочены гигантские объемы растворенных УВ Представляют интерес для углубленного гидрогеологического исследования молодые мезозойско-кайнозойские нефтегазоносные бассейны, находящиеся на начальной стадии геологического развития
Изучение подземных вод нефтяных и газовых месторождений началось одновременно с изучением геологии этих месторождений Первоначально исследовали преимущественно их ионно-солевой состав Поэтому долгое время гидрогеологию нефтяных и газовых месторождений рас сматривали в гидрохимическом аспекте Накопленный огромный гидрохимический материал был обобщен В А Сулиным Им было опреде лено геохимическое место вод нефтяных месторождений в системе всех природных вод В работах В А Сулина гидрогеология нефтяных месторождений оформилась в качестве самостоятельной научной дисциплины В послевоенные годы больше внимания стали уделять изучению газов подземных вод (В П Савченко, В Н Корценштейн, Л М Зорькин и др ), водорастворенное OB (М Е Альтовский, Е А Барс, В М Швец и др ) Широко стали проводиться гидрогеологические и геотермические исследования Появилось новое высокоперспективное направление — нефтегазовая палеогидрогеология (М А Гатальский, А А Карцев, С Б Вагин, Я А Ходжакулиев и др ) Нефтегазовая гидрогеология становится важнейшим разделом геологии нефти и газа, способствующим решению теоретических и практических задач
ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ НЕФТЕГАЗОВОЙ ГИДРОГЕОЛОГИИ
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ГИДРОСФЕРЫ ЗЕМЛИ
Первоначально под гидросферой понимали водную оболочку Земли, состоящую из океанов, морей, озер и рек, а также ледяных панцирей материков. Позже в состав гидросферы стали включать подземные гравитационные (свободные) воды коллекторских горизонтов. Нижнюю границу подземной гидросферы проводили по самым глубоким водоносным пластам.
В середине XX в., особенно после работ Ф. А. Макаренко, А. Поль- дерварта, В. Ф. Дерпгольца, Е. С. Гавриленко и других исследователей, в подземную гидросферу стали включать связанные воды как осадочной, «гранитной» и «базальтовой» оболочек, так и верхней мантии, и границу подземной гидросферы проводили по подошве астеносферы. Наиболее погруженные участки, содержащие воду, получили название глубинной гидросферы, или гидролитосферы.
Таким образом, по современным данным гидросфера Земли делится на поверхностную (наружную), подземную (до глубин 5—20 км) и глубинную (глубины 40—100 км и более).
Глубинная гидросфера в верхней части может содержать некоторое количеству свободной воды, а в основном состоит из связанной воды. Ниже, особенно в верхней мантии, содержатся связанные и диссоциированные молекулы воды. По А. А. Кадику, в верхней мантии полная диссоциация молекул воды на Н+ и ОН- наступает при 1200° С, а по А. М. Блоху, при этой температуре диссоциирует лишь 55% молекул воды.
По мнению В. Ф. Дерпгольца, водой следует считать не только соединение Н2О, но и другие соединения водорода с кислородом, такие как гидроксильный ион ОН-, гидрооксоний Н2О+, гидроперекисный радикал НО2, перекись водорода Н2О2, экситон Н2О-.
Воды глубинной гидросферы могут мигрировать в верхние оболочки литосферы и в атмосферу только в моменты активации тектонических движений, образования глубинных разломов и проявления вулканизма.
Подземная гидросфера в современном представлении охватывает в основном осадочный чехол и метаморфические породы и включает: 1) гравитационные (свободные) воды в коллекторах, 2) защемленные свободные воды в микропорах и в полостях минералов, 3) воды, связанные с породой физически (сорбированные, капиллярные) и химически; 4) мерзлые воды и газогидраты в зонах низких температур.
9
Защемленные и связанные воды в осадочных породах способны к перемещению под воздействием энергии уплотнения пород и повышения температуры. Формирование подземной гидросферы началось одновременно с образованием первичного океана и происходило в процессе накопления осадочных пород, захватывающих воду из бассейнов седиментации.
Ввиду того что первоначальное понятие о гидросфере сильно расширилось из-за включения в нее вод атмосферы, подземных свободных и связанных вод осадочной, метаморфической, «гранитной», «базальтовой» и диссоциированных вод верхнемантийной (включая астеносферу) оболочек, Е. С. Гавриленко в 1975 г. ввела обобщающий термин «гидрогеосфера», которая охватывает всю поверхностную, подземную и глубинную гидросферы.
ВОДЫ ПОВЕРХНОСТНОЙ, ПОДЗЕМНОЙ И ГЛУБИННОЙ ГИДРОСФЕРЫ
Общий объем вод поверхностной гидросферы около 1410 млн. км3, его основную долю составляют воды Мирового океана — 1370 млн. км3 (1,42* 1024 см3, по А. Польдерварту, 1955 г.). При подсчете объема воды в океане учитывали его площадь (361,212 тыс. км2) и среднюю глубину (3795 м). Полученные цифры имеют приближенный характер и дают лишь общее представление об объеме воды.
По сравнению с количеством воды в Мировом океане на суше совсем немного воды (менее 3% объема поверхностной гидросферы). Во всех озерах и реках мира содержится 0,23 млн. км3 воды. Преобладающая часть пресной воды на Земле сосредоточена в материковых ледниках. Все ледники на Земле имеют объем льда 28 млн. км3, что в переводе на воду составляет чуть более 25 млн. км3. Из этого объема в Антарктиде содержится почти 90% льда (24,9 млн. км3 льда или 22,4 млн. км3 воды). Таким образом, льды сосредоточили 98% всех пресных вод Земли.
Поверхностные воды континентов, несмотря на относительно малый объем, играют важную роль во всех геологических процессах на Земле. Извечный круговорот поверхностных вод многократно увеличивает ресурсы поверхностной гидросферы на суше. С этих позиций воду атмосферы следует рассматривать как составную часть поверхностной гидросферы.
В атмосфере вода содержится в виде пара, водяных капель и снежинок. Среднее содержание водяного пара в атмосфере на широте 70° равно 0,2%, на широте 50° около 0,9%, а у экватора 2,6% (максимальная концентрация водяного пара во влажных тропиках достигает 4%). Практически почти вся атмосферная влага находится в тропосфере, высота которой на разных широтах составляет 12—18 км. Подсчитано, что в тропосфере содержится 12 300 км3 парообразной воды и некоторое количество жидкой и твердой.
С поверхности Земли ежегодно испаряется в среднем 519 000 км3 воды, и столько же ее выпадает на территории суши и океанов.
Подземная гидросфера изучена недостаточно, о ее объеме можно говорить приближенно. В настоящее время во многих странах довольно точно подсчитан объем пресных и слабоминерализованных вод, представляющих интерес для практического использования. Но это только небольшая часть подземных вод.
Основная масса подземных вод в пластах-коллекторах представлена рассолами различной минерализации, а в зонах многолетнемерзлых пород — газогидратами и подземными льдами. Так как среди осадочных пород преобладают тонкодисперсные разности (83% по объему), состоящие из сланцев и глин с высокой пористостью, главная масса вод сконцентрирована в них. Но эти воды малоподвижные, основная их масса представлена физически и химически связанными водами.
Ориентировочные подсчеты объема подземных вод делались неоднократно. В. И. Вернадский (1935 г.) принял среднее содержание влаги в толще пород до глубины 20 км за 8,5% и получил объем воды 400 млн. км3.
Польдерварт учел весь объем литосферы до границы Мохоровичича, приняв мощность континентальной литосферы равной 35 км, а океанической — 4,7 км, и получил при среднем содержании воды 10,2% объем подземных вод 840 млн. км3.
Ф. Дерпгольц, приняв те же границы литосферы, подсчитал отдельно объем свободных и связанных вод. При подсчете объема свободных (гравитационных) вод он принял пористость осадочных и метаморфических пород (коллекторов и водоупоров) равной 12,8%, а кристаллических пород— 1,7%. При подсчете объема физически и химически связанных вод для всей литосферы в целом (осадочных, метаморфических и кристаллических пород) массовое содержание воды было принято равным 3,56%. В результате объем всей подземной гидросферы (до границы Мохоровичича) составил 1050 млн. км3, из них на долю осадочной толщи приходится 190 млн. км3 воды, а кристаллических пород литосферы — 860 млн. км3. В целом же объем воды поверхностной (1410 млн. км3), подземной и глубинной (1050 млн. км3) гидросфер до границы Мохоровичича составляет 2460 млн. км3 (или 25,3 • 1023 г с учетом солености океанических и подземных вод). При этом на долю литосферы континентального типа приходится 960 млн. км3, а океанического типа — 1500 млн. км3 воды.
Огромное количество воды сосредоточено в верхней мантии. Концентрация ее, по-видимому, незначительна, но объем верхней мантии колоссален. О концентрации воды можно судить только косвенным способом. А. П. Виноградов и другие ученые считают, что состав вещества мантии близок к составу каменных метеоритов, которые содержат (по массе) 0,5% воды. По данным Г. П. Вдовыкина, углистые хондриты первого типа содержат по массе 20%, второго типа 12—13% и третьего— около 1% воды. По данным Е. К. Мархинина, в магме при вулканических извержениях массовое содержание воды около 3%. Эти и дру-
гие данные позволяют составить представление о масштабах водоносности мантийного вещества. По мнению Ф. А. Макаренко, мантия относительно мало иссушена. Выделенные из мантии поверхностные и подземные воды составляют только около 0,0002% общего объема мантии. Уместно напомнить, что вода в мантии, вероятно, диссоциирована и представлена ионами ОН- и Н + .
Формирование подземных вод в осадочных породах вначале происходит почти целиком вследствие изъятия вод из поверхностной гидросферы океанических и морских бассейнов: осадки содержат почти 70— 80% иловой воды, захваченной в процессе осадконакопления. При уплотнении ила основная ее масса отжимается обратно в водоем. В дальнейшем оставшаяся вода при уплотнении глин отжимается в пласты-коллекторы.
Воды биосферы занимают особое положение. Биосферная оболочка пронизывает слои литосферы, всю поверхностную (немерзлую) гидросферу, захватывая и воды в атмосфере. Биосфера не может существовать без гидросферы. Биосфера образовалась на основе гидросферы и теснейшим образом генетически с ней связана. Углеродсодержащие вещества поступали на поверхность Земли одновременно с водой, газами и другими легколетучими компонентами и различными микроэлементами из мантийных зон Земли с первых моментов формирования земной коры.
По современным данным, жизнь на Земле зародилась более 3,5— 4 млрд, лет назад, и впервые биосфера сформировалась в поверхностной гидросфере. Распространение живой углеродистой оболочки на континентах было возможным только благодаря непрерывному круговороту воды поверхностной гидросферы под влиянием энергии Солнца и внутренней энергии Земли. Круговорот углерода и жизни в целом является важнейшим условием накопления в осадочных породах ОВ — основы для формирования залежей угля, горючих сланцев, нефти и углеводородных газов.
Живые организмы могут содержать до 95% воды. Даже высшие теплокровные животные содержат 70—80% воды. Но это не простая свободная вода, она участвует в сложнейших процессах метаболизма, входит в состав клеток и тесно связана с молекулярным веществом организма. При отмирании организмов и накоплении в породах ОВ вода входит в их состав. При распаде ОВ и образовании УВ органогенная вода выделяется в свободное состояние, участвуя в процессах подземного водообмена.
ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
По степени подвижности и характеру связи воды с горными породами выделяют несколько ее видов: свободную (или гравитационную), физически связанную, капиллярную, химически связанную, в твердом состоянии и в состоянии пара. 12
Свободная (гравитационная) вода находится в капельно-жидком состоянии. Движение ее происходит под влиянием силы тяжести и напорного градиента, в меньшей степени — капиллярных сил.
Физически связанная вода — связанная на поверхности минералов, содержится главным образом в глинистых породах. Она удерживается в породе поверхностными силами, действующими на границе твердой и жидкой фаз и по своей природе являющимися электрическими. Физически связанная вода делится на прочно- и рыхлосвязанную. Прочносвязанная вода (гидратный слой) толщиной (6—10) • 10-7 см образуется путем адсорбции поляризованных молекул воды на поверхности частиц породы и удерживается на контакте с Частицей под давлением 1000 МПа, а на внешней границе 0,8—1 МПа. Прочносвязанная вода характеризуется низкой диэлектрической постоянной (до 2), пониженной температурой замерзания (до —80° С), повышенной кислотностью. К гидратному слою примыкает диффузионный слой — рыхлосвязанная (пленочная) вода — толщиной (1 —10) -10—6 см. Вязкость рыхлосвязанной воды выше вязкости свободной воды, температура замерзания —1,5° С, плотность > 1. Прочность ее связи на границе с гидратным слоем 0,8—1 МПа. По мере удаления от поверхности минеральной частицы свойства связанной воды постепенно изменяются, приближаясь к свойствам свободной воды. Внешняя граница связанной воды (диффузионного слоя) расплывчата. Рыхлосвязанная (пленочная) вода может передвигаться независимо от влияния силы тяжести от мест большей толщины пленки к местам, где пленка тоньше.
Капиллярная вода образуется после полного насыщения пород физически связанной водой. Выделяют капиллярно-стыковую, капиллярно-подвешенную и капиллярно-поднятую воду. Капиллярно-поднятая вода образуется над свободным уровнем подземных вод в виде капиллярной зоны. Капиллярные зоны имеются и на контакте залежей УВ с подземными водами.
Химически связанную воду В. И. Вернадский подразделил на конституционную, кристаллизационную и цеолитную. Конституционная вода входит в состав минералов (например, А12 (ОН) 2 • SiO2 — топаз) и выделяется из них при разрушении кристаллической решетки при высокой (несколько сот градусов) температуре. Кристаллизационная вода не образует с минералом химического соединения, а участвует в строении решетки минерала в виде нейтральной молекулы (например, CaSO4«2H2O — гипс). Кристаллизационная вода удаляется из минерала при температуре более 100° С с перестройкой кристаллической решетки минералов и образованием безводных соединений (например, CaSO4— ангидрит). Цеолитная вода еще менее прочно связана с минералами и выделяется при низкой температуре. Общая формула цеолитов (Na2Ca) ОА12О3-nSiO2-mH2O.
К химически связанной воде следует отнести также органогенную воду, которая выделяется из рассеянного ОВ пород при катагенезе, и биогенную, выделяющуюся на стадии диагенеза при первичном распаде отмерших организмов. К химически связанной воде следует отнести и
13
воду газовых гидратов. Газовые гидраты образуются при определенных температуре и давлении в результате внедрения молекул газов или легкокипящих жидкостей в полости кристаллической решетки, построенной молекулами НаО. Газ взаимодействует с молекулой воды за счет Ван- дер-Ваальсовых сил, а молекулы воды благодаря водородным связям образуют ажурный каркас, менее плотный, чем у льда. Гидрат из свободного газа образуется в виде тонкой пленки на разделе газ — вода, а из растворенного газа — на разделе твердое тело — вода.
Вода в твердом состоянии в виде кристаллов, прослоев и линз различной мощности обычно встречается в зоне многолетнемерзлых пород.
Вода в состоянии пара широко распространена в зоне аэрации, в пределах водоносных горизонтов со свободным зеркалом, в залежах УВ, на больших глубинах в высокотемпературных зонах.
УСЛОВИЯ ЗАЛЕГАНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
По условиям насыщения пород водой в земной коре выделяют зоны аэрации и насыщения. В зоне аэрации в самой верхней части литосферы часть пор и пустот в породах заполнена воздухом, часть — водой. Мощность зоны аэрации изменяется в широких пределах, будучи максимальной в горных районах. В зоне насыщения пустоты и поры пород почти сплошь заполнены водой.
По условиям залегания среди свободных (гравитационных) вод различают почвенные воды и верховодки, воды грунтовые, пластовые безнапорные, пластовые напорные, трещинно-поровые, трещинные, тре- щинно-каверновые и трещинно-жильные.
Верховодки в виде небольших линз залегают в зоне аэрации.
Грунтовые воды располагаются над первым от поверхности водоупором в относительно рыхлых пористых породах, имеют свободную водную поверхность, обычно меняющуюся по временам года. Грунтовые воды пополняются главным образом за счет атмосферных осадков.
Пластовые безнапорные воды встречаются в пористых горизонтах, ограниченных сверху и снизу водоупорами, при условии неполного заполнения водой коллектора.
Пластовые напорные воды заполняют пластовые пористые, главным образом песчаные и алевролитовые коллекторы, изолированные в кровле и подошве водоупорными толщами. В случае, если поровые коллекторы дополнительно разбиты сетью трещин, содержащиеся в них воды называют трещинно-поровыми (или трещинно-порово-пластовыми).
Трещинные воды располагаются в трещинах плотных пород, таких как плотные песчаники, кварциты, известняки и доломиты, мергели, метаморфические породы и граниты, глинистые сланцы и аргиллиты. Вода заполняет в них трещины тектонического происхождения разного размера и трещины выветривания. В тех случаях, когда в трещиноватых породах имеются каверны, развитые обычно в известковистых породах, содержащиеся в таких смешанных коллекторах воды называют трещин- 14
но-каверновыми или трещинно-карстовыми при большом размере каверн.
Изредка встречаются трещинно-жильные воды, заполняющие крупные зияющие трещины и карстовые каналы, часто приуроченные к системам тектонических сбросов и других нарушений.
Водоносные породы объединяются в водоносные горизонты, водоносные комплексы и гидрогеологические этажи.
Водоносный горизонт представляет собой выдержанную по площади и разрезу насыщенную гравитационной водой толщу горных пород с близкими гидродинамическими и гидрохимическими условиями, ограниченную в подошве и кровле водоупорными породами.
Водоносный комплекс включает обычно несколько водоносных горизонтов, гидродинамически связанных друг с другом (на участках ослабленных водоупоров) и имеющих близкие химический состав и минерализацию. Различные водоносные комплексы разделены между собой достаточно мощными и протяженными водоупорными горизонтами (толщами). Однако на отдельных участках водоупоры между водоносными комплексами могут литологически изменяться и образуются гидродинамические «окна перетока» или «окна разгрузки» подземных вод вплоть до земной поверхности.
В большинстве гидрогеологических бассейнов выделяют гидрогеологические этажи, которые объединяют несколько водоносных комплексов. Гидрогеологические этажи, как правило, разделены между собой мощными регионально выдержанными водоупорами, обычно сложенными эвапоритовыми породами или толщами пластичных глинистых образований. Гидрохимические и другие характеристики гидрогеологических этажей существенно различаются.
В гидрогеологии принято выделять в разрезе водоносные и водоупорные породы. Однако очень часто встречаются породы, по литологическому составу относимые к водоупорам, но не обладающие целиком водоупорными свойствами. Такие породы называют слабыми водоупорами, ненадежными водоупорами, нарушенными водоупорами, полуводоупорами или полупокрышками. В водоупорных горизонтах среди глин и даже в каменной соли могут встречаться линзы песчаных и других отложений, заполненные свободными водами.
В пределах единого водоносного горизонта иногда размещаются локальные глинистые или другие водоупоры. Они не оказывают сколько- нибудь существенного влияния на химический состав и гидродинамику вод, но в то же время могут сыграть важную роль в распределении нефтяных и газовых залежей в пределах антиклинальных структур.
Гидрогеологические горизонты, комплексы и этажи, содержащие залежи нефти, газа или газоконденсата, часто называются водонефтегазоносными горизонтами, комплексами и этажами.
В нефтегазопромысловой гидрогеологии по отношению к залежи УВ выделяют нижние краевые (контурные), подошвенные, промежуточные, верхние краевые, верхние и нижние воды (рис. 1).
В самих залежах УВ также содержатся подземные воды. Это остаточные, конденсационные воды.
Рис 2 Генетическая классификация под земных вод (по А А Карцеву)Рис 2 Генетическая классификация под земных вод (по А А Карцеву)Рис 1 Схема залегания вод в нефтяном месторождении (по М А Жданову) а—нефть б — глины в—воды 1 — нижние 2— нижние краевые 3 подошвенные 4 — промежуточ ные 5 — верхние краевые 6—верхние
Рис 2 Генетическая классификация под земных вод (по А А Карцеву)
Рис 2 Генетическая классификация под земных вод (по А А Карцеву)
Остаточные воды находятся в порах и трещинах пласта, заполненного нефтью, конденсатом или газом Иногда в состав остаточ ной воды включают также связанную (сорбированную) воду и сво-^ бодную воду, удерживаемую в тонких капиллярах/
Паровая фаза воды наблюдается в газе газовых залежей Переходя при изменении температуры и давления из газовой фазы в жид кую, она формирует конденсационные воды, накапливающиеся в виде узкой оторочки Вода, растворенная в нефти, выделяясь при изменении физико-химических условий в свободную фазу, формирует так называемые солюционные воды
Попутной водой называют воду любого происхождения, добываемую скважиной из продуктивного пласта с нефтью или газом
В гидрогеологической практике часто используют названия законтурные воды (водоносная часть горизонта за контуром продуктивности) и внутриконтурные воды (то же, что и подошвенные)
4 ФОРМИРОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Вопросы формирования подземных вод — их происхождение, запасы, состав растворенных в них ионов, солей, газов и ОВ — особенно важны для развития теории и практики нефтегазовой гидрогеологии ввиду специфического воздействия подземных вод на геохимическую историю УВ 16
Подземные воды по условиям образования разделяются на эндогенные и экзогенные (рис. 2).
Эндогенные воды образуются в результате возникновения молекул воды в горных породах и магматических очагах при химических реакциях и подразделяются на литогенные — образовавшиеся в процессе литогенеза осадочных пород на стадии катагенеза и гипогенные — воды из магмы и мантии.
Экзогенные воды попадают в осадочные породы либо в процессе седиментации, либо извне, когда водоносные породы уже сформировались. Поэтому экзогенные воды подразделяются на две большие группы: седиментогенные и инфильтрогенные. С ед и ментоге нн ые воды, сформировавшиеся в процессе осадконакопления в морских бассейнах, получили название талассогенных. Инфильтрогенные воды разделяются на три группы: инфильтрационные тропосферные (метеоген- ные), образующиеся непосредственно за счет атмосферных осадков, инфильтрационные из водоемов и инфильтрационные техногенные.
Особое место занимают возрожденные воды, выделяющиеся при дегидратации минералов. Их можно отнести как к эндогенным, так и к экзогенным водам — в подавляющей части они выделяются из минералов осадочного происхождения.
593У6593У6В водонапорных системах нефтегазоносных бассейнов содержатся экзогенные и эндогенные воды. Седиментогенные воды преобладают во внутренних частях бассейнов, инфильтрогенные — в окраинных районах. Из эндогенных вод для нефтегазовой гидрогеологии важно изучение литогенных вод. Гипогенные (глубинные, магматогенные) воды, по-видимому, играют важную роль в формировании гидросферы Земли, но их современное воздействие на пластовые воды мало заметно.
593У6
593У6
Формирование солевого и газового состава подземных вод происходит в процессе взаимодействия вод с окружающей средой —- атмосферой, породами в результате химических реакций между минералами пород и водорастворенными веществами. Поэтому геохимический облик подземных вод первоначально обусловлен их генезисом.
В водонапорных системах нефтегазоносных бассейнов седиментогенные воды первоначально соответствовали водам бассейна осадконакопления. Соленость вод бассейна осадконакопления могла быть разной. Воды могли соответствовать по составу и минерализации водам Мирового океана (около 35 г/л) или быть опресненными, особенно в акваториях, занятых авандельтами крупных рек. В этих случаях осадки содержали опресненные седиментационные воды. Слабосоленые воды содержатся в осадках некоторых внутриконтинентальных бассейнов при питании их многоводными реками. Морские эпиконтинентальные бассейны другого типа имели особенно высокую соленость вод, приближающуюся к уровню садки галитовой соли. Минерализация вод могла в них доходить до 100—300 г/л. При еще большей концентрации солей (более 320 г/л) начиналась садка каменной соли. В этом случае происходило захоронение высок^шшврщццщщппюц^
Таким образом, воды бассейна осадкондщ^^ид^пределяют перво- !"736 J НаУ™о-тшг*<же* 17
начальные химический состав и соленость седиментационных вод. Однако уже вскоре после перекрытия свежего осадка новыми отложениями химический состав вод постепенно может меняться под воздействием ряда факторов. Среди них можно назвать жизнедеятельность бактерий в новой анаэробной среде, процессы эффузии и диффузии вещества, повышение температуры и преобразование ОВ, ионный обмен между водой и породой, выщелачивание солей и др.
Тропосферные (метеогенные) воды первоначально пресные, фильтруясь по породам, выщелачивают из пород соли и обогащаются ими. При наличии в разрезе соленосных пород эти воды также становятся высокоминерализованными. В целом высокоминерализованные воды (200 г/л и более) развиты в бассейнах, где имеются соленосные комплексы.
Важная роль принадлежит литогенным водам, первоначально пресным и ультрапресным. Поступая в коллекторские пласты, они опресняют минерализованные воды другого генезиса, вызывая гидрохимическую инверсию в подземной гидросфере.
Подземные воды характеризуются сложными условиями формирования газового состава. Спектр газов в подземных водах исключительно широк: углеводородные газы, диоксид углерода, сероводород, азот, кислород, аргон, гелий и другие газы. Условия их образования очень разнообразны: химические реакции, воздействие на горную породу высоких температуры и давления, радиоактивный распад, биохимическое превращение вещества и т. д. Большинство углеводородных газов подземных вод образовалось в результате деструкции захороненного ОВ пород. В процессе деструкции ОВ генерируются и неуглеводородные газы (диоксид углерода, сероводород, азот, водород), которые могут образоваться и при минеральных превращениях в процессе лито- и метагенеза, а также в результате различных процессов дегазации верхней мантии Земли. Благородные газы, по-видимому, генетически более однородны, будучи продуктом распада радиоактивных элементов в земной коре и верхней мантии.
В подземных водах пластовых водонапорных систем существуют три источника газов: газы, захваченные из воздуха; газы, генерируемые в осадочных породах (в результате деструкции ОВ пород, процессов литогенеза, радиоактивного распада и т. д.); газы, поступающие в осадочную оболочку из нижних этажей земной коры и мантии. Поли- генность и подвижность газов в осадочных породах обусловливают образование различных газовых ассоциаций, генетичная природа которых на молекулярном уровне исследований в ряде.случаев не поддается расшифровке. Более уверенно генетическую природу" отделениях газовых компонентов можно выявлять с использованием данных по изотопному составу.
Первичное обогащение подземных вод газами протекает при контакте с атмосферой. Объемы захваченных воздушных газов (азота, кислорода, аргона, углекислого газа, гелия) определяются температурой и минерализацией седиментогенных и инфильтрагенных вод.
18
Кислород в пластовые воды попадает преимущественно из воздуха (до 10,3 см3/л), но вследствие химической активности довольно быстро связывается Поэтому в пластовых водах нефтегазоносных бассейнов он обычно отсутствует, встречаясь лишь в зонах активного водообмена
Гелий из воздуха в подземные воды попадает в ничтожном количестве— максимально 47-10-6 см3/л (температура 0° С, воды ин фильтрации), в талассогенных водах его содержание 43-10~6 см3/л Фактически же в подземных водах нефтегазоносных бассейнов гелия значительно больше Так, в водах юрского комплекса Западно-Сибир ского мегабассейна содержание гелия изменяется от 0,22 до 0,69 см3/л, в водах верейско-верхнебашкирских отложений Куйбышевского Поволжья — от 1 до 1,8 см3/л Более высокая концентрация связана с поступлением радиогенного гелия Концентрация гелия в подземных водах составляет 0,33—0,43 см3/л (без учета вод лагун) Фактически вод в осадочных породах, возраста пород (увеличение времени накопления гелия) и поступлением гелия из фундамента
Предельная концентрация атмосферного аргона в пластовых водах составляет 0,33—0,43 см3/л (без учета вод лагун) Фактически концентрация аргона в водах нефтегазоносных бассейнов изменяется в более широких пределах Наблюдается та же закономерность изменения концентрации с глубиной и возрастом отложений, что и для гелия Повышенная концентрация связана с поступлением в пластовые воды радиогенного аргона в результате радиоактивного распада изотопа 40К Вместе с тем наблюдается пониженное содержание аргона (менее 0,3 см3/л), обусловленное влиянием нефтяных залежей аргон в результате высокой растворимости в нефти начинает поступать из вод в залежи
Азот из воздуха захватывается подземными водами в количестве от 3 до 18,3 см3/л Фактически его содержание в водах нефтегазоносных бассейнов значительно выше от 10 до 400 см3/л, реже до 1200 см3/л Один из источников азота — ОВ пород, в котором при высоком содержании протеина количество азота может достигать 10% Другим источником является азот, выделившийся в процессе метамор физма осадочных пород Содержание азота в осадочных породах (170—1200 г/т) почти на порядок выше, чем в изверженных (5— 50 г/т) и метаморфических (18—390 г/т)
Максимальное количество диоксида углерода, которое может быть поглощено водой из воздуха, составляет 0,814 см3/л Пресными инфильтрационными водами при 10° С и морской водой нормальной солености при 5° С захватывается примерно 0,36—0,37 см3/л углекислоты, которая в таком количестве быстро вступает в реакции и удаляется из пластовых вод Распространенный источник углекислого газа в водах — ОВ, обязательным продуктом абиогенного и биогенного превращения которого является углекислота Однако большая часть органогенной углекислоты, по-видимому, вступает в реакции с образованием карбонатов и бикарбонатов Большое количество диоксида
углерода поступает в пластовые воды в результате динамо- и термометаморфизма карбонатных и магматических пород; важную роль играет углекислота, поступающая из магмы (вулканогенная, магматическая). Углекислые воды достаточно широко распространены. Так, в районе Кавказских Минеральных Вод растворенные газы вод мезозойских отложений почти на 100% состоят из диоксида углерода при газонасыщенности 1600—2300 см3/л. Высокогазонасыщенные углекислые воды (до 18 800 см3/л) вскрыты в подошве осадочного чехла Шаимской площади в Западной Сибири.
Сероводород преимущественно вулканического происхождения широко распространен в природе, в частности во многих районах развития минеральных вод, в которых он наряду с углекислотой является основным компонентом. В нефтегазоносных бассейнах в зоне гипергенеза сероводород образуется при взаимодействии сульфатов с ОВ при участии сульфатвосстанавливающих бактерий. В погруженных частях бассейнов, где температура поднимается выше 70° С, генерация сероводорода происходит путем химического восстановления сульфатов. Этот высокотемпературный сероводород встречается в повышенных концентрациях, особенно под регионально выдержанными соленосными покрышками.
Водород в земной коре образуется несколькими путями: при разложении воды под действием радиоактивных элементов, реакции воды с оксидами металлов, разложении воды при высокой температуре на контакте с горными породами, при биохимических процессах. По мнению С. И. Мацуо, наиболее благоприятные условия для образования водорода имеются в магматических расплавах при температуре 1200° С. Несмотря на множество процессов генерации водорода, в пластовых водах он встречается редко и обычно в небольшом количестве, что обусловлено высокой химической активностью молекулярного водорода.
Углеводородные газы—наиболее распространенный компонент в пластовых водах нефтегазоносных бассейнов. Их основным источником в осадочных толщах является рассеянное и концентрированное ОВ. Интенсивность генерации углеводородных газов и их компонентный состав зависят от стадий литогенеза. На стадии диагенеза, до глубин 1000—1200 м, идет интенсивная генерация биохимического метана, характеризующегося легким изотопным составом (б13 С от — 5,5 до —9%). На стадии позднего протокатагенеза и мезокатагенеза интенсивность генерации углеводородных газов снижается, наряду с метаном генерируются и его гомологи с б13 С от —3 до —5,5% (зона генерации жирных газов). Еще глубже, на стадии апокатагенеза, вновь возрастает интенсивность генерации метана, однако и. с. у. этого метана еще более тяжелый.
В соответствии с общей зональностью нефтегазообразования наблюдается зональность газонасыщенности подземных вод углеводородными газами. В верхней зоне газообразования подземные воды насыщены метаном, давление насыщения зачастую предельное. В зоне генерации жирных газов в их составе появляются гомологи метана, подземные 20
воды, как правило, недонасыщены газами. В нижней газовой зоне вновь преобладает метан, газонасыщенность вод предельная или близкая к ней.
. ОСНОВЫ ГИДРОГЕОХИМИИ
Все подземные воды содержат в разном количестве растворенные соли, ионы, радиоактивные элементы, микроэлементы, коллоиды различных веществ, растворенные газы, ОВ, живые бактерии Для нефтегазовой гидрогеологии особенно важное значение приобретает изучение распространения в водах растворенных газов и ОВ.
ИЗОТОПНЫЙ СОСТАВ И СТРУКТУРА МОЛЕКУЛ ВОДЫ
По изотопному составу водорода и кислорода подземная гидросфера в разных ее зонах может значительно различаться.
Для гидрогеологии глубокозалегающих горизонтов наибольший интерес представляет изучение дейтерия (D) и изотопа кислорода 18О. Водород, образующий молекулу воды, имеет три изотопа: протий (Н), дейтерий (2Н, или D) и тритий (3Н, или Т). Кислород воды имеет изотопы 16О, 18О (остальные три изотопа кислорода — 14О, 15О и 19О — короткоживущие и поэтому не имеют практического значения) Таким образом, в природных условиях существует 18 разновидностей молекул воды, обладающей разными физическими свойствами. В основном (99,73%) масса воды имеет изотопный состав *Н216О.
В результате изотопного разделения водорода дейтерий накапливается главным образом в водах Мирового океана и в замкнутых морях, содержание его в снеговых и ледниковых водах минимально. Промежуточное положение по количеству дейтерия занимают подземные воды. Зная исходное содержание дейтерия в седиментогенных водах, можно по относительному его уменьшению судить о степени промытости водоносных горизонтов инфильтрационными водами.
Изучение распределения в водах изотопа 18О играет вспомогательную роль и проводится совместно с изучением дейтерия. Одновременное увеличение концентрации D и 18О считается признаком седиментационного морского происхождения пластовых вод и сохранности их от активного разбавления инфильтрационными водами.
Важную гидрогеохимическую информацию можно получить, изучая изотопный состав растворенных в подземных водах солей, ОВ и газов. Это относится к сере сульфатов, углероду растворенного ОВ и газов, к гелию. Р. Г. Панкиной было показано, как с помощью изучения изотопов серы определяют гидрогеологический режим морей прошлых геологических эпох, генезис сульфатов и т. д. По изотопному составу углерода углеводородных газов можно оценивать генезис подземных вод и глубину их циркуляции.
Молекулы воды представляют собой комбинацию ядер двух атомов водорода и одного атома кислорода, расположенных по углам равнобедренного треугольника Благодаря наличию водородных связей в расположении молекул жидкой воды высока степень упорядоченности, что сближает ее с твердым телом («жидкий кристалл»)
12.2 СОЛЕВОЙ И ГАЗОВЫЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Среди ионов и солей в подземных водах установлено более поло вины известных химических элементов Однако широким распространением среди них пользуются немногие Основные ионы — следующие шесть хлор ион, сульфат-ион, гидрокарбонат-ион, ионы натрия, кальция, магния В меньших количествах содержатся карбонат-ион, ионы калия, железа и некоторые другие В относительно небольшом и ни чтожном количествах содержатся ионы брома, иода, стронция, лития и других микроэлементов
Очень небольшая часть воды (около одной десятимиллионной доли) диссоциирована на ионы Н+ и ОН- Концентрация ионов водорода в воде характеризуется водородным показателем pH В нейтральной воде концентрация ионов Н+ и ОН- одинакова и pH = 7 Кислые воды имеют pH<7, а щелочные — pH > 7 Чаще всего подземные воды характеризуются величинами pH от 5 до 8
Вода, самое распространенное и, казалось бы, самое простое химическое соединение, обладает многими аномальными свойствами и на молекулярном уровне еще недостаточно изучена В зависимости от температуры и давления свойства воды как растворителя, так и транспортера других веществ, и особенно партнера в химических реакциях, сильно меняются
Все подземные воды в том или ином количестве содержат растворенные газы Особенно большое количество растворенных, преимущественно углеводородных, газов находится в пластовых водах нефтегазоносных бассейнов
Основной компонент подземных вод нефтегазоносных бассейнов — метан Гомологи метана — этан СаНе, пропан С3Н8 и бутаны С4Ню— встречаются в меньшем количестве Содержание метана варьирует в широких пределах — от нескольких кубических сантиметров в литре до 5000 см3/л В последнее время установлена высокая насыщенность углеводородными газами вод зон АВПД — 20—40 тыс см3/л
Азот — обязательный компонент вод нефтегазоносных бассейнов, в окраинных частях которых образуются провинции азотных газов Реже азотные воды характерны для внутренних частей бассейнов — например, отложения ротлигендеса Северо-Западной Европы и перм ские породы Чу-Сарысуйского бассейна Содержание азота в водах большинства бассейнов колеблется от 10 до 400 см3/л, возрастая от молодых отложений к древним Максимальная его концентрация (1000—1200 см3/л) отмечена в отложениях ротлигендеса
Диоксид углерода присутствует практически повсеместно
Обычно отмечаемая низкая его концентрация обусловлена несовершенством техники отбора. Углекислый газ постоянно образуется при окислении ОВ и УВ. В большом количестве он образуется в результате динамо- и термометаморфизма карбонатных и магматических пород. В таких районах концентрация углекислоты в подземных водах достигает 18—20 тыс. см3/л.
Сероводород в пластовых водах распространен неравномерно. Как и для углекислого газа, для отбора сероводорода нужны специальные пробоотборники и приемы отбора. Исследования А. И. Чистов- ского показали, что максимальное содержание сероводорода в подземных водах Среднего Поволжья составляет для пермских отложений 900—1300 см3/л, для каменноугольных 2000—3000 см3/л. В водах девонских и додевонских пород сероводород не обнаружен. В водах подсолевых отложений Прикаспийской впадины, по данным А. С. Зингера, О. И. Серебрякова, В. Г. Грушевого, содержание сероводорода достигает 17 500 см3/л.
Гелий, аргон и другие инертные газы (неон, криптон, ксенон) содержатся в пластовых водах в небольшом количестве или в виде следов. Они изучаются для генетических целей, а гелий, кроме того, является ценным промышленным сырьем.
Кислород в пластовых водах нефтегазоносных областей обнаруживается исключительно редко и в основном связан с зоной свободного водообмена. Он приносится с инфильтрационными водами из внешних очагов водного питания. Изредка кислород образуется непосредственно в глубоких зонах водоносных пластов при радиолизе воды, однако он не может накапливаться в существующих там геохимических условиях.
Распространение водорода в подземных водах недостаточно изучено. Обычно он встречается в небольшом количестве (<1 см3/л). Специальное изучение водорода в водах Волго-Уральского мегабассейна В. И. Вещезеровым, М. И. Зайдельсоном и Е. В. Стадником показало, что его содержание зависит от длительности стояния скважин. При изучении газов вод кембрийских отложений Якутии Л. М. Зорькиным и Вал. С. Лебедевым было установлено, что с приближением к глубинным разломам содержание водорода резко возрастает.
Главными источниками, определяющими геохимический фон по водорастворенному органическому веществу, являются рассеянное ОВ осадочных пород и ОВ седиментогенных вод, унаследованных от древних бассейнов осадконакопления. Критерием общего количества ВРОВ служит общее содержание органического углерода. Фоновая его концентрация различна для разных геологических районов и комплексов отложений. Так, например, содержание Сорг в водах Урало-Поволжья колеблется в пределах 50—150 мг/л, причем концентрация выше 100 мг/л характерна для вод отложений верхнего девона и нижнего карбона. На Южном Мангышлаке отмечается следующее среднее содержание Сорг, мг/л: в водах нижнемеловых отложений 35—60, верхней юры 230—275, средней юры от 25—50 до 130—225. В нефтеносных
районах на геохимический фон по ВРОВ накладывается ореольное диффузионное рассеяние ОВ из залежей УВ.
Органическое вещество подземных вод состоит из летучих и нелетучих компонентов. В летучих с водяным паром преобладают вещества, летучие в кислой среде, которые вместе с нелетучими составляют от 50 до 90% ВРОВ. По соотношению летучих и нелетучих компонентов ВРОВ делят на четыре класса: I — летучих более 70% (от их суммы с нелетучими), II — 70—50%, III — 50—30%, IV — 30%. В рамках классов выделяют три группы: первая и вторая по преобладанию соответственно кислых или основных (плюс нейтральных) веществ, третья — промежуточная.
Количество летучих веществ в ВРОВ не зависит от возраста отложений и характеризует только степень гидрогеологической закрытости. По составу летучих веществ ВРОВ мезозойских бассейнов отличается от'палеозойских принадлежностью к первой группе, т. е. относительной обогащенностью кислыми летучими веществами, тогда как ВРОВ палеозойских бассейнов относится ко второй или третьей группе, т. е. обогащено основными и нейтральными компонентами вне зависимости от минерализации и типа вод.
В состав нелетучих ВРОВ входят битумоидные и небитумоидные (гуминовые) компоненты.
Среднестатистическая величина содержания битумоидных веществ, экстрагируемых хлороформом, резко колеблется в водах молодых и древних отложений. Особенно бедны ими воды палеозойских пород Тимано-Печорского бассейна (СХб 0,5 мг/л), в водах девонских отложений Волго-Уральского мегабассейна концентрация СХБ повышается до 1,2 мг/л, воды каменноугольных пород содержат вдвое больше СХБ, т. е. количество битумоидов в них близко к их содержанию в водах юрских образований молодых платформ. Однако и в водах мезозойских отложений молодых платформ содержание битумоидов различно: в водах терригенной юры Западной Сибири и карбонатной юры Восточной Туркмении 2,5—5 мг/л, средней юры Туркмении и Южного Мангышлака около 1 мг/л. Воды кайнозойских отложений резко обогащены битумоидами (до 6,5—14 мг/л) по сравнению с водами более древних толщ, причем содержание СХБ уменьшается снизу вверх по разрезу. Водные битумоиды детально изучали А. Э. Конторович и В. П. Данилова, которые извлекали их из больших объемов вод не только хлороформом, но и изобутиловым спиртом. В водах Западной Сибири ими были установлены концентрации таких «аквабитумоидов» в несколько десятков миллиграммов на литр, в том числе до 40% УВ, из них до 27% насыщенных.
Среднее содержание органического азота в водах палеозойских и мезозойских отложений 0,04—0,20 мг/л. Наименьшие величины (менее 0,1 мг/л) характеризуют воды юры и мела Западной Сибири и мела Южного Мангышлака. Более богаты азотистыми соединениями воды палеозойских отложений Тимано-Печорского бассейна и мезозойских Восточной Туркмении. В 3—5 раз выше содержание 24
органического азота в водах кайнозойских пород Азово-Кубанского бассейна и Апшеронской нефтегазоносной области Азербайджана. Таким образом, содержание в водах азотистых компонентов не зависит от возраста отложений и определяется, по-видимому, составом исходного ОВ.
Важными характеристиками состава водных битумоидов являются величины йодатной окисляемости и отношения Оиод/СХБ, служащие косвенными показателями количества в их составе трудно окисляющихся веществ и степени их восстановленности (окисленности) Они максимальны для ВРОВ карбонатных келловей-оксфордских отложений Восточной Туркмении и кайнозойских образований Азово-Кубанского прогиба и повышены для ВРОВ пород, богатых битуминозным ОВ (альб Туркмении, юра Западной Сибири). Наименьшие величины Оиод отмечаются для ВРОВ отложений палеозоя Тимано-Печорского бассейна и карбона Урало-Поволжья.
Общее содержание летучих фенолов максимально для вод карбонатных отложений верхней юры. Их мало в водах палеозойских пород Тимано-Печорского и Волго-Уральского бассейнов (десятые доли миллиграммов на литр) и значительно больше в водах юрских отложений Западно-Сибирского и Каракумского бассейнов (до 7 мг/л). Концентрация нелетучих фенолов обычно ниже, чем летучих, но распределение тех и других примерно одинаковое. Их количество соотносится со степенью окисленности водных битумоидов и содержанием в породах рассеянных битумоидов. Наиболее высоко содержание нелетучих фенолов в водах кумской и майкопской свит Азово-Кубанского нефтегазоносного бассейна.
В распределении нафтеновых кислот в подземных водах отложений палеозоя и мезозоя четких закономерностей нет. Общее их содержание не превышает 6—7 мг/л, чаще составляя 2—5 мг/л. Значительно выше среднее содержание нафтеновых кислот в водах кайнозойских отложенний (20—60 мг/л в водах Азово-Кубанского бассейна и до 80 мг/л в водах Сахалина), однако в водах продуктивной толщи Апшеронского полуострова оно снижается до 5 мг/л. Нафтеновые кислоты имеют разные происхождение и состав, и их концентрация обус ловлена влиянием многих факторов: минерализацией и типом вод, составом нефтей и др.
Низшие жирные кислоты в подземных водах распространены повсеместно. Они летучи с водяным паром и иногда составляют до 100% фракции летучих веществ (по углероду). Высокая относительная концентрация их (выше 80% фракции летучих веществ) особенно часто встречается в водах палеозойских отложений, тогда как в водах мезозоя их медианные величины не превышают 30—50%. Абсолютная концентрация этих кислот колеблется в широких пределах, обычно составляя десятки и сотни миллиграммов на литр и даже больше. В их составе преобладает уксусная кислота, встречаются также масляная, пропионовая и другие (в небольшой концентрации).
Из УВ, входящих в состав ВРОВ, наиболее изучены моноарома-
25
тические УВ — бензол и толуол, в меньшей мере их гомологи. Абсолютная концентрация бензола и толуола не превышает десятые доли, редко первые единицы миллиграммов на литр. Однако иногда, особенно в водах, контактирующих с залежами ароматических нефтей и конденсатов, содержание аренов повышается до 20 мг/л (Восточное Предкавказье). Других гомологов бензола в водах содержится сотые и тысячные доли миллиграммов на литр. Насыщенные У В изучены слабо. Лишь в Куйбышевском Поволжье определена сумма жидких УВ, а также раздельно насыщенные УВ от Се до Сю и моноаромати- ческие УВ. Суммарное их содержание составляет от 0,05 до 4 мг/л.
Гетерогенные компоненты ВРОВ также изучены мало. По данным А. С. Зингера, содержание спиртов в водах газовых залежей и непродуктивных структур не превышает 0,8 мг/л, карбонильных соединений — десятых долей миллиграммов на литр, в водах же нефтяных и газонефтяных месторождений их количество повышается соответственно до 8,4 и 3—7 мг/л. Фоновые концентрации сложных эфиров выражаются единицами миллиграммов на литр, в водах продуктивных структур их содержание достигает 15—20 мг/л. Содержание углеводов и сероорганических соединений, по А. С. Зингеру, составляет от десятых долей до первых единиц миллиграммов на литр.
1.2.3. КЛАССИФИКАЦИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД ПО СОЛЕВОМУ И ГАЗОВОМУ СОСТАВУ
Минерализация воды представляет собой суммарное содержание в ней растворенных и коллоидных веществ. Обычно ее рассчитывают по содержанию макроэлементов в ионно-массовой или ионно-эквивалентной формах. Ионно-массовую форму в ионно-эквивалентную пересчитывают делением массы иона на его эквивалент или умножением на величину, обратную эквиваленту:
Ионы
Эквивалент
Множитель
сг
35,476(35,5)
0,0282
sor
48,03(48)
0,0208
НСОГ
61,00
0,0164
СОГ
30,00
0,0333
Na+
22,997(23)
0,0435
Са2 +
20,035(20)
0,0499
Mg2+
12,16(12)
0,0822
По степени минерализации (г/л) принято различать воды пресные (до 1), солоноватые (1 —10), соленые (10—50), рассолы (50). М. С. Гуревич и Н. И. Толстихин выделяют рассолы (г/л): слабые (50—100), крепкие (100—270), очень крепкие (270—350) и сверхкрепкие (> 350).
Для различия вод по химическому составу чаще всего пользуются классификацией О. А. Алекина (рис. 3). Воды разделяют по преобладающим анионам на три класса: гидрокарбонатный (гНСОг + гСОз), сульфатный (/SOi-) и хлоридный (гС1~). В каждом классе по преобла- 26
| Природные воды"
Г R/УГ R/Уfr^n ыfr^n ы| Гидрокарбонатные ] | Сульфатные | [
Г R/У
Г R/У
fr^n ы
fr^n ы
| сГ 11 Ma 11 Na 11 Ca 11 Mg 11 Na | | Ca " |1 Mg 1| Na |
Рис 3 Схема классификации природных вод (по О. А Алекину)Рис 3 Схема классификации природных вод (по О. А Алекину)
Рис 3 Схема классификации природных вод (по О. А Алекину)
Рис 3 Схема классификации природных вод (по О. А Алекину)
дающему катиону выделяют три группы: воды кальциевые, магниевые и натриевые. Типы вод подразделяют по соотношению между ионами (в миллиграмм-эквивалентах) на четыре типа:
воды первого типа характеризуются соотношением гНСОг > > (rCa2++ rMg2+), они обычно связаны с изверженными породами;
воды второго типа определяются соотношением гНСОГ < (гСа2+ + + rMg2+) < (гНСОг + rSO2-) и связаны с осадочными породами и продуктами их выветривания (поверхностные и грунтовые воды);
для вод третьего типа характерно соотношение rCl~>rNa_ или (гНСОГ+rSO2+) < (rCa2++rMg2+), к этому типу относятся воды морей и сильно минерализованные подземные воды;
в водах четвертого типа отсутствует гНСОГ, т. е. эти воды кислые и поэтому находятся только в сульфатном и хлоридном классах.
В нефтяной гидрогеологии широко пользуются генетической классификацией В. А. Сулина, позволяющей различать воды не только по их химическому составу, но и по условиям генезиса. По классификации В. А. Сулина все воды по соотношению между миллиграмм-эквивален-
Таблица 1
Классификация вод по В. А. Сулину
Тип вод
Диагностические коэффициенты
Характерная обстановка формирования вод
Сульфатно натриевый
Гидрокарбонат- но натриевый
Хлоридно-маг- ниевый
Хлоридно-каль- циевый
rNa + j rNa+ — rCI~ гС1_ ’rsOi-
rNa +rNa+—rCl~
гСГ > ’rSoi" >
rNa +, rCl- — rNa +
< i, < i
rClrMg2 +
rNa+rCl- — rNa +
rCl-’rMg2 +
Воды земной поверхности и зоны свободного водообмена
Воды земной поверхности, зон свободного и затрудненного водообмена
Воды морей и океанов и зоны затрудненного водообмена
Воды зон отсутствия или затрудненного водообмена, особенно при высокой их минерализации
тами ионов делятся на четыре генетических типа: хлоридно-кальциевый, хлоридно-магниевый, гидрокарбонатно-натриевый и сульфатно-натрие- вый (табл. 1). Внутри типов вод по преобладающему аниону выделяются группы вод- гидрокарбонатная, сульфатная и хлоридная, внутри групп по преобладающему катиону выделяются подгруппы: натриевая, магниевая, кальциевая
Существуют многочисленные классификации природных газов — по их генезису, химическому составу, формам нахождения и т. д. В растворенных газах пластовых вод преобладают три компонента: углеводороды, азот и углекислота (иногда совместно с сероводородом). Другие компоненты содержатся в крайне незначительном количестве По составу растворенных газов выделяют четыре класса (класс газов определяет компонент, содержание которого равно или более 50%): углеводородный (метановый), азотный, углекислый и смешанный (табл 2)
Таблица 2
Классификация растворенных в пластовых водах газов по их составу (по Л. М. Зорькину, 1973 г.)
Класс газа
Тип газа
Содержание компонентов
Углеводородный (метановый) С„Щ>50%
Метановый
75>CnHm>50, N2<25, CO2 + H2S<25
Азотно-метановый
C„Hm>50, 50>N2>25, CO2 + H2S<25
У глекисло-мета новый
75>C„Hm>50,50>(CO2 + H2S)>25,
N2<25
Азотный N2>50%
Азотный
N2>75, C„Hm<25, CO2 + H2S^25
Метано-азотный
75>N2>50, 50>C„Hm>25, CO2 + H2S<
<25
Углекисло-азогный
75>N2>50, 50 > (CO2 + H2S) >25, CH4<25
Углекислый
CO2 + H2S=50%
Углекислый
CO2 + H2>75, CH <25, N2<25
Азотно углекислый
75 > (CO2 + H2S) > 50, 50 > N2 > 25, CnHm<25
Метано-углекислый
75> (CO2 + H2S) >50, 50>C„Hm>25, N2<25
Углекисло-азотно- метановый
Углекисло-азотно- метановый
C„Hm<50, N2>25, CO2 + H2S>25
Мет а но- у гл еки ел о- азотный
N2<50, CO2 + H2S>25, CJ<>25
Метано-азотно- углекислый
CO2 + H2S<50, C„Hm>25, N2>25
Рис. 4. Диаграмма состава подземных вод (по В. А Сулину)
Рис. 5. Графическое изображение химического состава подземных вод (по В. Н. Корценштейну)
Рис 6 График круг газового состава вод
Рис 7 График треугольник газового состава подземных вод
Классы газов /—метановый // азотный Ш — углекислый IV смешанный
Для изображения состава вод пользуются формулами и графиками Общепринята формула Курлова — псевдодробь, в числителе которой указано содержание анионов, в знаменателе — катионов в процент эквивалентной форме, перед дробью указывают минерализацию, состав растворенных газов, микрокомпоненты, справа — температуру, дебит Графически состав вод и растворенных газов изображается с помощью диаграмм и графиков (рис 4—7)
ЗОНАЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ вод
Явление зональности широко распространено в природе, в част ности в подземной гидросфере осадочной оболочки Земли, где четко прослеживаются гидродинамическая зональность, зональность в соле вом и газовом составе подземных вод
На существование гидродинамической зональности в земной коре указывал еще В И Вернадский в работе «История природных вод» В частности, им отмечалось, что с глубиной пластовые воды становятся менее подвижными, а их режим подчиняется геологическим явлениям земных недр В дальнейшем разными исследователями предлагались различные схемы зональности подземных вод Б Л Личков выделил две гидродинамические зоны верхнюю, воды которой находятся в пря мой зависимости от поверхностных вод, а также от климатических условий, и нижнюю, залегающую ниже базиса эрозии, воды которой неподвижны в течение тысячелетий и не имеют наружного стока Ф А Макаренко выделяет три зоны интенсивного стока, замедленного стока, относительно застойных вод Границы между зонами он проводит по положению базиса эрозии и дренирования вод местного, речного и уровня моря Для крупных бассейнов пластовых вод гидродинамиче- 30
ская зональность наиболее полно рассмотрена Н. К. Игнатовичем, который при изучении подземных вод Русской плиты выделил три гидродинамические зоны (сверху вниз): активного водообмена, затрудненного водообмена и застойного режима. Указанным гидродинамическим зонам соответствуют три гидрохимические зоны: гидрокарбонатных, сульфатных и хлоридных вод. Однако методика проведения границ между зонами осталась неразработанной.
При выделении гидродинамических зон в северных районах европейской части СССР М. А. Гатальский основное внимание уделил минерализации вод и выделил четыре гидродинамические зоны (с минерализацией вод, г/л): интенсивного водообмена (<1), значительного водообмена (1—20), замедленного водообмена (20—100), весьма затрудненного водообмена (> 100). Однако такое выделение гидродинамических зон правомерно лишь для территорий, в разрезах которых отсутствуют галогенные отложения. М. Г. Сухарев при выделении гидродинамических зон предлагает использовать кроме минерализации газовый состав, окислительно-восстановительный потенциал, температурные условия и др. Однако и здесь границы между зонами проводятся условно. Л. Г. Заварзин выделил четыре гидродинамические зоны: аэрации, свободного водообмена, затрудненного водообмена и весьма затрудненного водообмена.
В последнее время при выделении гидродинамических зон стали учитывать природу энергетического потенциала водонапорных систем. Так, Ю. В. Мухин пришел к выводу о наличии в подземной гидросфере гидродинамических зон (сверху вниз): гидростатического, переходного и геостатического пластового давления. В зоне гидростатического давления происходит горизонтальное движение свободных гравитационных вод от областей современной инфильтрации и создания напоров к областям разгрузки. В зоне переходного пластового давления на глубине 500—1500 м и более отжимаются рыхлосвязанные воды. Здесь преобладает вертикальное или наклонное очень медленное перемещение подземных вод вверх по восстанию водоносного горизонта (комплекса). В зоне геостатического пластового давления на глубине 1500—4500 м и более заканчивается отжатие рыхлосвязанных вод и начинается отжим прочносвязанных вод. Движение подземных вод в пределах этой зоны очень замедленное. Вследствие существенного возрастания давления столба пород здесь преобладает тенденция к замедленной фильтрации отжатых флюидов снизу вверх в направлении к зоне переходного пластового давления.
Близкая схема гидродинамической зональности предложена А. Е. Ходьковым и Г. Ю. Валуконисом, которые выделяют три гидродинамические зоны: верхнюю зону, в которой формирование напора обусловлено различиями в гипсометрии областей питания, транзите и разгрузке подземных вод; среднюю зону переходных пластового и геостатического давления; нижнюю зону, где аномально высокое давление обусловлено исключительно упругорелаксационным режимом водовмещающих пород и неотектонически ми напряжениями.
Три гидродинамические зоны (сверху вниз) в континентальной земной коре намечают Ю. А. Ежов и Ю. П. Вдовин: гидростатическую, переходную и литостатическую. В верхней зоне доминирует нисходящее и горизонтальное, а в средней и нижней — восходящее движение подземных вод.
И. К. Зайцев гидродинамические зоны объединяет в два этажа: верхний, включающий зоны свободного и затрудненного водообмена, где движение подземных вод определяется гидростатическими напорами, и нижний, охватывающий зону весьма затрудненного водообмена, где напоры подземных вод формируются в результате различных причин. Причем на инфильтрационных этапах развития бассейна вертикальные разрезы характеризуются наличием всех трех гидродинамических зон, а на седиментационных этапах доминируют условия весьма затрудненного водообмена.
Генетический принцип выделения гидрогеологических зон использован также Г. В. Богомоловым, А. В. Кудельским, В. В. Колодием, выделившими три гидродинамические системы (табл. 3).
Гидрохимическая зональность заключается в закономерной смене генетических типов вод от сульфатно-натриевых через гидрокарбонат- но-натриевые и хлоридно-магниевые к хлоридно-кальциевым от областей внешнего питания к центральным наиболее опущенным частям бассейнов. При этом минерализация вод постепенно повышается: от пресных вод к солоноватым, далее к соленым и рассолам. Площадная зональность в разрезе отражается сменой типов вод и их минерализации с глубиной. От окраин бассейнов к их внутренним частям меняется и состав растворенных газов пластовых вод. Газовая зональность выражается в смене по площади и разрезу азотных газов через метано- азотные и азотно-метановые метановыми газами. Вместе со сменой состава газа наблюдается рост газонасыщенности пластовых вод и упругости растворенных газов.
Рассмотренная гидрогазохимическая зональность считается нормальной. Причины нормальной гидрогазохимической зональности подземных вод неоднократно обсуждались в литературе, однако исследователи не пришли к единому мнению. Не изучено до конца влияние на вертикальное распределение ионно-солевого состава и концентрации вод по разрезу гравитации и некоторых других явлений.
В ряде районов наблюдается инверсионный гидрогазохимический разрез. Типы инверсионных гидрогазохимических разрезов по происхождению объединяют в четыре группы: унаследованные инверсии, заложенные еще на стадии седиментации осадков и инверсии, формирующиеся под влиянием тектогенеза, климатических факторов и в процессе деятельности человека.
Первая группа инверсий формируется в результате: сохранения се- диментогенных пресных и солоноватых вод, хорошо изолированных водоупорами, выше которых водоносные горизонты заполнены водами с нормальной морской соленостью; сохранения древних инфильтрационных вод, причем благоприятные условия для их сохранения встреча- 32
3-7363-736Таблица 3
3-736
3-736
Принципиальная схема гидрогеологической зональности осадочной толщи земной коры (по В. А. Кудельскому, 1983 г.)
Гндродинамические системы
Стадия литогенеза осадочных пород
Особенности гидродинамики и флюидодинамики
Температура, °C
Давление
Грунтовые воды
Диагенез (при подъеме территории породы раз личных стадий преобразования)
Горизонты безнапорные и под гидростатическим давлением Интенсивные, преимущественно латеральные трансбассейновые перемещения подземных вод Питание водоносных горизонтов в основном инфильтрационное
До 50—60
Рпл = Рв <1 ргст
Квазиэлизионные
Поздний диагенез — катагенез
Движение подземных вод под воздействием градиентов давления сложной природы Примат вертикальных движений, сопряженных с элементами субгоризонтального центробежного перемещения подземных вод при активном воздействии флюидов термогидродинамической системы
60-200
Рпл — рв, локально
Ргст/* РпЛ/" Рв
Термогидродина мические
Метагенез (региональный метаморфизм)
Особенности обусловлены
наличием перегретых вод (гипотермы), суб- и надкритических водно-газовых смесей (флюидов)
преимущественным развитием надкритических (для воды) флюидов
200—450
450—700
Рв Рпл-*"Ргст периодически рПл> Ргст с релаксацией преимущественно в зонах разломов
Примечание рт<-, — геостатическое давление
ются очень редко; засоления вод верхних отложений солеродных бассейнов галитом, в результате чего они приобретают более высокую минерализацию, чем нижезалегающие.
Вторая группа инверсий формируется в результате: инфильтрации пресных вод в нижние горизонты (выше сохраняются соленые воды) в орогенные периоды (наблюдается при образовании сложного рельефа в горных районах); внедрения поднимающихся солоноватых вод через выводящие каналы грязевых вулканов в проницаемые пласты при сохранении соленых вод в менее проницаемых горизонтах; опреснения вод пароконденсатом, поднимающимся из высокотемпературных зон в глубокие коллекторские горизонты осадочного чехла.
Третья группа инверсий формируется: в криолитозоне в результате относительного повышения солености вод верхних горизонтов при образовании льда и газогидратов в районах многолетней мерзлоты (при замерзании воды и образовании газогидратов соли концентрируются в оставшихся незамерзших водах, соленость которых заметно повышается); в аридных зонах в результате интенсивного испарения грунтовых вод (последние становятся высокоминерализованными).
Четвертая группа инверсий формируется в результате техногенных процессов: искусственного засоления вод верхних горизонтов при нерациональном использовании ирригационных систем, сброса промышленных и бытовых стоков, закачки их в пласты и др.
Во многих нефтегазоносных бассейнах общая гидрохимическая зональность, выраженная в росте минерализации подземных вод с глубиной, нарушена: ниже зоны максимально минерализованных вод и рассолов вскрыты мало минерализованные воды.
В бассейнах с большой мощностью карбонатных отложений и хе- могенных пород, характеризующихся, как правило, высокой степенью минерализации подземных вод, гидрохимическая инверсия проявляется менее ярко, в основном выражаясь в уменьшении концентрации солей при сохранении их хлоридно-кальциевого типа. В разрезах, где присутствуют мощные толщи глинистых пород, на фоне снижения минерализации происходит замена хлоридно-кальциевых вод гидрокарбо- натно-натриевыми водами. Кроме того, эти воды имеют своеобразный микрокомпонентный состав (В>1>Вг), повышенное содержание сульфатов, кремнезема, ртути, органических кислот, присутствует диоксид углерода, иногда в значительных количествах.
Глубинные мало минерализованные (или пониженной минерализации) подземные воды являются продуктами регионального процесса — литогенеза и, следовательно, имеют региональное распространение [15].
Таким образом, из рассмотренных факторов, влияющих на формирование зональности (азональности) подземных вод, главнейшими являются факторы седиментационного накопления первичных вод в осадочных отложениях, факторы литогенеза и отжима вод при уплотнении осадков и факторы, влияющие на гидродинамику в пластах-коллекторах.
34
В обобщенном виде в пределах изученной части пластовых водонапорных систем можно выделить три гидродинамические и газогидрохимические зоны: свободного (активного) водообмена, затрудненного водообмена и застойного режима (весьма затрудненного водообмена), которые различаются как по генезису подземных вод, так и по природе энергетического потенциала.
Зона свободного водообмена занимает верхние части разреза до глубин около 500 м (зона аэрации, грунтовые воды, межпластовые безнапорные и пластовые напорные). В пределах зоны происходит интенсивное движение вод со скоростью от десятков сантиметров до метров в год и более, температура не превышает 20° С. Природа энергетического потенциала гидростатическая. Воды обычно пресные или слабой минерализации, инфильтрационного происхождения, различных генетических типов по В. А. Сулину. В районах развития галогенных отложений минерализация вод может быть повышенной. В подземных водах этой зоны развиты преимущественно атмосферные газы (азот, кислород, диоксид углерода). Геохимическая обстановка в зоне окислительная. На формирование геохимической характеристики вод большое влияние оказывают климатические и другие физико-географические условия.
Зона затрудненного водообмена — промежуточная между зоной свободного водообмена и застойного режима — залегает на глубинах 500— 1500 м. Воды пластовые, напорные. В пределах зоны воды движутся от областей инфильтрации к погруженным частям бассейна со скоростью от единиц до десятков сантиметров в год. Природа энергетического потенциала — гидростатическая. В пополнении ресурсов подземных вод зоны наряду с водами инфильтрационного генезиса определенную роль играют и седиментационные (воды захвата). Температура здесь обычно изменяется в диапазоне 20—40° С. Воды хлоридно- кальциевые, иногда хлоридно-магниевые и гидрокарбонатно-натриевые с минерализацией 5—10 г/л. В водах растворены обычно газы смешанного (азотно-углеводородного и углеводородно-азотного) состава. В этой зоне окислительная обстановка сменяется переходной (окислительно-восстановительной). В формировании геохимической обстановки подземных вод этой зоны поверхностные факторы заметной роли не играют.
Зона застойного режима занимает нижние части осадочного чехла и залегает на глубинах 1500 — 4000 м. Напоры подземных вод в пределах зоны в значительной степени определяются геостатическим давлением (эксфильтрационные водонапорные системы). Движение подземных вод очень замедленное, скорость — от единиц до нескольких десятков миллиметров в год. В нижних частях зоны застойного режима скорость подземных вод нередко сопоставима со скоростью тектонических движений водоносных комплексов. В таких условиях направление движения подземных вод может неоднократно меняться в течение периода развития бассейна. Температуры вод здесь 40— 100° С. Воды обычно высокоминерализованные (десятки — первые сотни граммов на 35
литр), хлоридно-кальциевого типа, главным образом седиментационного генезиса. В верхней части зоны преобладают воды захвата, с глубиной возрастает роль вод отжатия, возрожденных и литогенных вод. Последнее приводит к гидрогеологической инверсии, выражающейся в формировании глубинных вод пониженной минерализации. Газы, растворенные в водах, преимущественно углеводородного состава, в них наряду с метаном отмечается повышенное содержание его гомологов. В нижних частях этой зоны заметную роль в составе водорастворенных газов начинает играть диоксид углерода. Геохимическая обстановка в пределах зоны повсеместно восстановительная.
Многие исследователи гидрогеологическую зональность связывают со стадиями литогенеза осадочных пород (табл. 3). При таких сопоставлениях следует учитывать направленно-прерывистый характер развития водонапорной системы нефтегазоносного бассейна. Водонапорная система нефтегазоносного бассейна вначале развивается как эксфильт- рационная (см. раздел 1.4). Для нее характерны практически все стадии литогенеза в зависимости от мощности и термобарических условий недр. В эпохи перерывов осадконакопления в верхних частях бассейна развивается инфильтрационная водонапорная система — зона свободного водообмена. По мере увеличения глубины инфильтрации она охватывает последовательно зоны прото-, мезо- и апокатагенеза. Соответственно и зоны затрудненного и застойного режима перемещаются по зонам литогенеза.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ
Подземные воды нефтегазоносных бассейнов различаются по условиям происхождения, залегания и движения. Весьма часто генезис подземных вод определяет их условия залегания, а условия залегания (морфология скопления вод) определяют их условия движения. Однако не менее часто условия происхождения, залегания и движения вод не зависят друг от друга.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ
Наиболее крупная гидрогеологическая структура — гидрогеологический бассейн — скопление подземных вод, приуроченное к крупным тектоническим элементам земной коры. И. К. Зайцев (1974 г.) гидрогеологические бассейны разделил на два класса: артезианские структуры и гидрогеологические массивы. Среди артезианских структур им выделены: 1) артезианские бассейны (различного рода впадины), 2) артезианские своды (антеклизы и своды), 3) адартезианские бассейны (близки к артезианским, но отличаются от них широким распространением пластово-трещинных и трещинно-жильных вод), 4) вулканогенные суббассейны (скопление преимущественно покрово-порово-трещин- 36
ных вод). Среди гидрогеологических массивов выделены: 1) адмас- сивы, сложенные метаморфизованными осадочными и вулканогенными породами, и 2) вулканогенные супермассивы, образованные мощными толщами лав и их туфов, наложенных на другие гидрогеологические структуры (покрово-трещинно-поровые воды).
Крупным недостатком указанной схемы является отнесение к артезианским всех бассейнов подземных вод, приуроченных к осадочным отложениям различного рода впадин, без учета особенностей их гидродинамики и генезиса подземных вод. Это заставило нефтяников- гидрогеологов искать новые подходы к решению вопросов гидрогеологической систематики.
В нефтяной геологии в качестве основных единиц нефтегеологического районирования приняты нефтегазоносный бассейн (И. О. Брод, И. В. Высоцкий, В. Б. Оленин, В. Е. Хайн и др.) и нефтегазоносные провинция, область (А. А. Бакиров, Г. К. Дикенштейн, С. П. Максимов и Др-)- При выделении нефтегазоносных бассейнов основными являются условия генерации УВ, а при выделении провинций и областей — единство условий нефтегазонакопления. Однако и в том и другом случае ведущий фактор при нефтегазогеологическом районировании — тектонический. Выделение нефтегазоносных бассейнов и нефтегазоносных провинций — это два различных, но не исключающих друг друга принципа нефтегеологического районирования. Выбор одного из этих принципов определяется конкретными задачами той или иной работы [31]. При гидрогеологической систематизации «бассейновый» принцип предпочтителен, так как бассейны пластовых вод и нефтегазоносные бассейны приурочены к одним и тем же крупным, длительно развивающимся отрицательным элементам тектонических структур, заполненных осадочными породами. Н. Б. Вассоевич (1970 г.) нефтегазоносный бассейн назвал нефтегазоносным осадочным бассейном, и это понятие было более узким, чем понятие «осадочно-породный бассейн», так как не всякий осадочно-породный бассейн может быть нефтегазоносным.
М. И. Суббота, А. Ф. Романюк и Я. А. Ходжакулиев выделили четыре типа гидрогеологических бассейнов: 1) осадочно-породные депрес- сионные (бассейны артезианские и нефтегазоносные), 2) осадочно-породные горно-складчатые, 3) глыбово-массивные (гидрогеологические структуры щитов) и 4) океанические. Гидрогеологические бассейны имеют разную площадь: от нескольких тысяч до нескольких миллионов квадратных километров. Естественно, гидрогеологическая характеристика и условия нефтегазоносности разных по размерам бассейнов не одинаковы. По площади бассейны подразделяются на следующие группы (млн. км2):1—гигантские (> 1), 2—крупные (0,3—1), 3—средние (0,05—0,3), 4— мелкие (<0,05). '
В рассмотренных классификациях гидрогеологических структур в качестве классификационного признака взята морфология скопления вод. Однако при разработке гидрогеологической таксономии следует учесть и другие важные характеристики гидрогеологических структур: морфологию скопления вод, т. е. форму их нахождения в литосфере,
37
условия движения подземных вод (гидродинамические условия или природа энергетического потенциала) и генетическую природу подземных вод.
При всем многообразии геологических форм нахождения подземных вод в литосфере гидрогеологические бассейны по условиям залегания (морфологии скопления вод) в принципе можно разделить на два основных типа: бассейны пластовых вод и гидрогеологические массивы трещинных и жильно-трещинных вод (рис. 8, 9).
Бассейны трещинных и жильно-трещинных вод располагаются в пределах кристаллических щитов и горно-складчатых областей. Трещинная водоносность наблюдается и в кристаллическом фундаменте
Рис. 8 Схемы классификации гидрогеологических бассейнов и геогидродина- мических систем [19]
38
Е35 EZ3« ЕЕЗ7 ЕЗ» Е1» L^l® Ш" I if I»
Рис. 9. Схема гидрогеологического бассейна [19] (с дополнениями).
Бассейны А — пластовых вод, Б — трещинных и жильно трещинных вод, В — суббассейн грунтовых вод, водонапорные системы а — инфильтрационные, б—элизионные
/ — магматические и метаморфические породы, 2 — породы коллекторы, 3 — водоупоры, 4 — трещиноватая зона фундамента, 5 — тектонические нарушения, 6—уровень грунтовых вод, пьезометрический уровень водонапорной системы 7 — инфильтрационной, 8 — элизионной, 9 — направление движения подземных вод, 10— вертикальная разгрузка подземных вод 11, 12— области соответственно питания и разгрузки подземных вод
бассейнов пластовых вод, особенно в дрёвней коре выветривания фундамента. В покровных отложениях щитов нередко развиты поровопластовые воды. Залежи нефти и газа ассоциируются с бассейнами пластовых вод, поэтому на характеристике последних остановимся более подробно. Правда, встречаются залежи УВ и в фундаменте таких бассейнов, в его верхней трещиноватой части, однако генетически они едины с пластовыми залежами.
Под бассейном пластовых вод понимается скопление вод, приуроченное преимущественно к осадочным породам *, заполняющим отрицательные тектонические элементы земной коры (синеклизы, впадины, прогибы). Бассейн пластовых вод состоит из проницаемых водоносных пластов, объединяемых в горизонты, комплексы и этажи с напорными водами, разделенных водоупорами. В верхней части разреза бассейн пластовых вод венчается суббассейном безнапорных грунтовых вод. Ложем бассейна служат породы фундамента. Трещинные подземные воды, приуроченные к верхней трещиноватой части фундамента, по генетической природе близки к контактирующим с ними пластовым водам.
В нефтегазовой гидрогеологии широко используется термин «природная водонапорная система» (В. Н. Щелкачев, Г. В. Пыхачев, А. А. Карцев, В. Н. Корценштейн и др.). При всех терминологических различиях под природной водонапорной системой подразумевается водоносный пласт или совокупность водоносных (гидрогеологических) горизонтов или комплексов, содержащих напорные воды и приурочен-
Среди осадочных пород могут быть туфогенные и эффузивные коллекторы.
39
ных к определенным геологическим структурам. Так, природная водонапорная система может быть содержанием отдельного бассейна пластовых вод или системы бассейнов крупного сегмента земной коры. Например, водонапорная система Прикаспийской впадины или водонапорная система Восточно-Европейской платформы. В том и другом случае подразумеваются совокупности напорных горизонтов или комплексов подземных вод определенных тектонических элементов земной коры. Водонапорная сисюма может характеризовать и стратиграфический интервал разреза. Например, водонапорная система мезозойско-кайнозойских отложений Прикаспийской впадины. Таким образом, природная водонапорная система может иметь разный объем — от пласта до серии пда£тов, >а по площади — от гидрогеологического района до бассейна или группы сопряженных бассейнов. Поэтому при использовании термина «природная водонапорная система» необходима конкретизация объекта.
По условиям формирования гидродинамического потенциала природные водонапорные системы существенно различаются. Можно выделить две принципиально различные гидродинамические (геогидроди- намические) системы: безнапорных (грунтовых) и напорных (преимущественно пластовых) вод (см. рис. 8). По природе энергетического потенциала • геогидродицамические системы напорных вод подразделяются на инфильтрационные и эксфильтрационные.
В инфильтрационных водонапорных системах напор создается за счет инфильтрации атмосферных и поверхностных вод. Природа энергетического потенциала гидростатическая, и соответственно системы этого типа также называются гидростатическими. Для таких систем пластовое давление р определяется формулой p = Hyg, где Н — пьезометрический напор; у — плотность жидкости; g — ускорение силы тяжести.
В эксфильтрационных водонапорных системах напор в водоносных пластах создается за счет фильтрационного удаления жидкости из одних пластов (или их частей) в другие пласты (или их части) без пополнения запасов из внешних областей питания. Эксфильтрационные водонапорные системы подразделяются на элизионные литостатические (геостатические), геодинамические и термогидродинамические (термогидратационные).
В элизионных литостатических водонапорных системах напор создается вследствие выжимания вод из уплотняющихся осадков и пород в коллекторы и частично за счет уплотнения самих коллекторов с выжиманием вод из одних частей в другие. В результате процесса уплотнения образуется избыточное количество жидкости Q„36- Приращение давления происходит, по Р. Г. Семашеву, в соответствии с законом Др = (?изб/рУо, где Ар— приращение давления; р — коэффициент сжимаемости жидкости; Vo — общий объем жидкости в водонапорной системе.
Следовательно, в элизионной литостатической водонапорной системе рэл==(Яу + Ар)§.
40
Наибольшее количество жидкости отжимается из зон максимальной мощности осадков, т. е. из наиболее погруженных частей впадин. Системы эти закрытые: либо сообщения с земной поверхностью совсем нет, либо напор создается в зонах разгрузки. Вследствие этого в элизионных литостатических системах пластовое давление, как правило, выше условного гидростатического. И это превышение тем больше, чем больше степень закрытости системы.
В элизионных геодинамических водонапорных системах источником гидростатической энергии является геодинамическое давление: тектоническое сжатие приводит к возникновению высокой пластовой энергии. Такие системы встречаются преимущественно в областях интенсивной складчатости и повышенной сейсмичности. В складчатых областях и предгорных прогибах пластовое давление часто превышает условное гидростатическое в 1,8—2 раза.
В элизионных термогидродинамических водонапорных системах природа энергетического потенциала обусловлена высвобождением жидкости в процессе термической дегидратации минералов.
Природные ‘(водонапорные системы гидрогеологических бассейнов различаются и 'по происхождению подземных вод: инфильтрационные природные водонапорные системы содержат инфильтрационные водные растворы, литостатические элизионные — седиментогенные (талассоген- ные) водные растворы преимущественно морского генезиса, в термогидродинамических и геодинамических водонапорных системах значительную роль начинают играть литогенные и возрожденные водные растворы.
НЕФТЕГАЗОНОСНЫЙ БАССЕЙН КАК ЧАСТЬ БАССЕЙНА ПЛАСТОВЫХ ВОД
В бассейнах пластовых вод наблюдается сложное сочетание различных геогидродинамических систем с генетически разными классами подземных вод (рис. 9). Каждый бассейн пластовых вод венчается геогидродинамической системой безнапорных (грунтовых) вод. Глубже по разрезу бассейна пластовых вод довольно часто залегают безнапорные -пластовые воды (со свободным зеркалом подземных вод). Наконец, среди напорных вод прослеживается сложное сочетание инфильтрационных и эксфильтрационных водонапорных систем. Вполне допустимо, что даже в пределах одного и того же гидрогеологического горизонта или комплекса во внутренних частях бассейна развита эксфильтрационная водонапорная система, а в обрамлениях бассейна — инфильтрационная. Вследствие этого не так просто ограничить водонапорную систему нефтегазоносного бассейна в гидрогеологическом бассейне — бассейне пластовых вод.
И. О. Брод и его последователи считали, что нефтегазоносный бассейн является частью артезианского бассейна. Они исключали из него краевые зоны бассейна и прежде всего области инфильтрационного питания и прилегающие зоны «активного водообмена», где усло-
41
вия для сохранения УВ неблагоприятны. Интуитивно чувствуя исключительную роль подземных вод в онтогенезе нефти и газа, И. О. Брод тем не менее не смог определить водонапорную систему нефтегазоносного бассейна — к тому времени сведений о природных водонапорных системах было явно недостаточно для решения этого сложного вопроса.
Недостатком информации можно объяснить и появление впоследствии внутренне противоречивого понятия «нефтегазоносный артезианский бассейн». В классическом понимании артезианский бассейн представляет собой комплекс водоносных пластов, слагающих различного рода прогибы (впадины, синеклизы и т. д.) с внешней областью питания. Для таких бассейнов характерны воды инфильтрационного генезиса, а природа гидродинамического потенциала — гидростатическая (инфильтрационные водонапорные системы по А. А. Карцеву и др.) [19]. По мере разбуривания нижних этажей нефтегазоносных бассейнов все чаще стали вскрывать эксфильтрационные водонапорные системы с иными природой гидродинамического потенциала и генезисом подземных вод (литостатические, геодинамические и термогидратационные элизионные водонапорные системы). Ряд гидрогеологов (Н. И. Толстихин, В. А. Кирюхин и др.) такие водонапорные системы стали относить также к артезианским бассейнам, тем самым существенно расширив понятие «артезианский бассейн».
Так как и бассейны пластовых вод и нефтегазоносные бассейны приурочены к осад очно-породным бассейнам, последние являются для них родовым понятием. Для нефтегазоносного бассейна основной характеристикой служит онтогенез нефти и газа — генерация УВ, формирование и консервация их залежей. Практически все осадочные толщи содержат рассеянное ОВ, которое в благоприятных условиях генерирует УВ. Эти благоприятные условия сохраняются там, где осадочные породы хорошо изолированы от воздействия поверхностных факторов, иначе говоря, в зоне распространения эксфильтрационных водонапорных систем. Очевидно, формирующийся осадочно-породный бассейн будет полностью соответствовать нефтегазоносному с эксфильтрацион- ной водонапорной системой. Если процесс осадконакопления прерван и осадочно-породный бассейн выведен на дневную поверхность, то в краевых его частях и в покровных отложениях начнут формироваться инфильтрационные водонапорные системы, которые неблагоприятны для онтогенеза нефти и газа. Следовательно, границами нефтегазоносного бассейна следует считать границу между эксфильтрационными и инфильтрационными режимами в пределах водонапорных систем бассейна.
Однако в последнее время получены данные, что и к водонапорным системам с инфильтрационным режимом могут быть приурочены залежи УВ [30], что позволяет расширить объем нефтегазоносных бассейнов в пределах пластовых водонапорных систем.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКАЯ СТАДИЙНОСТЬ РАЗВИТИЯ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ
Бассейн пластовых вод с эксфильтрационной водонапорной системой первоначально начинает развиваться в пределах бассейна седиментации. На этом этапе границы бассейна пластовых вод с эксфильтрационной водонапорной системой и нефтегазоносного бассейна, совпадают. В эпохи перерывов в осадконакоплении при наступлении континентального режима в краевых частях и в верхних горизонтах осадочно-породного бассейна начинает формироваться инфильтрационная водонапорная система. В небольших по площади и маломощных осадочно-породных бассейнах инфильтрационный режим достаточно быстро распространяется на всю площадь и глубину бассейна пластовых вод, в крупных бассейнах эксфильтрационный режим сохраняется длительное время.
Глубина и скорость проникновения инфильтрационных вод в недра осадочно-породного бассейна определяются фациальными особенностями пластов-коллекторов, гипсометрическим положением областей инфильтрационного питания, степенью тектонической нарушенности слагающих бассейн пород и другими геологическими условиями. Глубоким разведочным бурением во внутренних частях почти всех нефтегазоносных бассейнов СССР установлены древние седиментогенные воды с той или иной долей литогенных вод, а сами водонапорные системы находятся на эксфильтрационных этапах развития. Глобальная направленность развития гидрогеологических структур осадочных бассейнов от эксфильтрационных к инфильтрационным системам неизбежна для любых тектонических элементов земной коры. Различна лишь интенсивность процесса: чем крупнее и глубже осадочный бассейн, тем длительнее процесс перестройки его водонапорной системы.
В направленном развитии водонапорной системы нефтегазоносного бассейна выделяют три этапа.
Первый этап — зарождение гидрогеологической структуры. Огромное геохимическое разнообразие глубинных подземных вод в осадочных породах закладывается в бассейне осадконакопления на стадии седиментогенеза, а их дальнейший облик определяется особенностями литогенеза пород. Так, воды, захороняемые вместе с осадками в пресноводных бассейнах, как правило, характеризуются невысокой минерализацией. Наоборот, для солеродных бассейнов характерны высокоминерализованные растворы. Взаимосвязь между особенностями геохимического облика глубинных подземных вод и пород в процессе литогенеза прослеживается во всех литогенетических зонах. Поэтому продуктом литогенеза являются не только нефть и газ (по Н. Б. Вас- соевичу), но и глубинные подземные воды. На стадии седиментогенеза еще в донных илах начинается преобразование седиментационных вод, илов, ОВ и эмиграция продуктов их преобразования.
Второй этап — дифференциация твердой и жидкой фаз, миграция флюидов и формирование залежей УВ. Если в донных илах со-
43
держание воды достигает 90%, то в метаморфических сланцах оно снижается до 1%. Следовательно, процессы литогенеза связаны преимущественно с удалением флюидной фазы — воды, нефти и газа. Поистине доминантой литогенеза является дифференциация жидкой и твердой фаз. В процессе этой дифференциации твердая (породы) и флюидная (вода, нефть, газ) фазы постоянно изменяются, воздействуя друг на друга.
Второй этап распадается на три подэтапа. На первом подэтапе происходит эмиграция седиментационных вод (на стадии диагенеза в интервале глубин до 600—800 м осадок теряет до 75% воды) и генерация биогенных газов — формируются месторождения биогенных природных газов. Второй подэтап характеризуется «рождением» литогенных, органогенных, возрожденных вод и вод отжатия, генерацией жирных газов и нефтей, формированием преимущественно нефтяных и газоконденсатных месторождений. Второй подэтап приурочен к глубинам 1—6 км и температурному интервалу 85—125° С. В этих условиях набухающие глинистые минералы превращаются в ненабухающие, что сопровождается высвобождением воды в объеме 14—15% от общего объема породы. Все это приводит к изменению химического состава глубинных подземных вод и к инверсии в гидрохимическом разрезе подземной гидросферы. На третьем подэтапе формируются преимущественно литогенные и возрожденные воды, но объем вновь образовавшихся вод незначителен. Из УВ генерируется преимущественно метан и формируются метановые месторождения нижней газовой зоны.
Рассмотренные подэтапы дифференциации твердой и жидкой фаз связаны со стадиями литогенеза: первый подэтап приходится на стадии диагенеза, раннего и среднего протокатагенеза, второй — на стадии позднего протокатагенеза и мезокатагенеза, третий — на стадии позднего мезокатагенеза и апокатагенеза.
Третий этап — инфильтрационное развитие гидрогеологической структуры, переформирование и разрушение залежей УВ.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ В НЕФТЕГАЗОПОИСКОВЫХ ЦЕЛЯХ
МЕТОДЫ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОГО ОПРОБОВАНИЯ
При подготовке для гидрогеологического опробования скважина — основной объект исследований подземных вод нефтегазоносных районов — должна быть обсажена колонной, интервалы, подлежащие опробованию, перфорированы. Затем снижением в колонне уровня жидкости, заполняющей ее перед перфорацией до устья, вызывают приток пластовых флюидов. Скважина считается подготовленной к исследованиям, если технические воды призабойной зоны и колонны заменены пластовыми. Для объективной оценки анализа фактического материала необходимо дать характеристику проведенных работ по 44
подготовке скважины к исследованиям, указать объем откачанной жидкости, изменение плотности, представить сведения о восстановлении уровня воды, указать период нахождения скважины в покое после освоения.
Уровень воды в скважинах замеряют от поверхности земли, плоскости ротора или верха фланца кондуктора. При высоких газовых факторах необходимо привести данные по газонасыщенности вод в связи с возможным выделением свободной газовой фазы в виде пузырьков.
Плотность пластовых вод входит во многие формулы при гидрогеологических расчетах. Особенно большое значение плотность имеет при расчетах приведенного давления и установлении гидродинамической составляющей перепада напоров. В практике гидрогеологических работ плотность воды устанавливают в полевых условиях ареометрами, а более точно в лабораторных условиях — пикнометрами. Весьма важно указать температуру воды, при которой определялась плотность. Приближенно плотность можно определить по минерализации воды (рис. 10).
Отбор глубинных проб воды занимает важное место при гидрогеологическом опробовании. Изучение газонасыщенности подземных вод в пластовых условиях возможно лишь посредством отбора проб специальными глубинными пробоотборниками (ПД-03, ПД-ЗМ, «Приз» и др.). Последние герметично закрываются на нужной глубине в момент отбора проб, т. е. при давлении, близком к пластовому. На дневной поверхности газ выделяется в свободную фазу и переводится в специальные емкости. Для более глубокой дегазации, особенно при малой газонасыщенности, пробоотборник подогревают. Однако этот способ малоэффективен при высокой концентрации в воде кислых газов (сероводорода, углекислоты), основная часть которых остается в растворенном состоянии в воде глубинной пробы. Эти недостатки обычного метода отбора глубинных проб устраняют применением других методик (В. И. Вещезерова и др.) и специальных приборов. В камерах последних определяемый кислый компонент пластовых вод химически связывается насыщенными растворами углекислого кадмия (для сероводорода) и гидроксидом бария (для углекислого газа).
Наряду с методом отбора глубинных проб, обычно применяемых
Рис. 10. График зависимости плотности пластовых вод от общей минерализации при температуре 20° СРис. 10. График зависимости плотности пластовых вод от общей минерализации при температуре 20° С
Рис. 10. График зависимости плотности пластовых вод от общей минерализации при температуре 20° С
Рис. 10. График зависимости плотности пластовых вод от общей минерализации при температуре 20° С
при высокой газонасыщенности пластовых вод, существуют и другие методы извлечения растворенных газов из слабогазонасыщенных вод. В этих случаях применяют термодегазаторы различной конструкции.
Отбор проб на химический анализ наиболее целесообразно производить глубинными пробоотборниками либо с устья скважины в условиях интенсивного самоизлива.
Измерения температуры в скважинах чаще всего проводят ртутными максимальными термометрами, выдерживаемыми 30 мин. Реже применяют электрические термометры. Однако довольно часто абсолютные величины температур, замеренные электрическими термометрами в большом диапазоне глубин (2—5 км), заметно расходятся с результатами замеров ртутными максимальными термометрами: расхождения в интервале указанных глубин достигают 10—20° С. Геотермические исследования в скважинах предусматривают достижение в них температурного равновесия между колонной, заполненной водой или глинистым раствором, и породами заколонного пространства. Такое равновесие устанавливается за 10—20 дней.
Вязкость пластовых вод определяют в лабораторных условиях. Для этого необходимо отобрать специальные глубинные пробы пластовых вод с указанием их температуры, минерализации, пластового давления, содержания в них растворенных газов и их состава.
2. МЕТОДЫ ОБРАБОТКИ МАТЕРИАЛОВ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Обработка фактических материалов по замерам уровня воды в скважине (или напора в случае переливающих скважин) предусматривает построение графика зависимости нарастания уровня от времени [29]. Кривая восстановления уровня может иметь крутой четкий перегиб, после чего она становится параллельной оси времени (рис. 11, а), или медленно выполаживается (рис. 11, б). При быстром восстановлении статического уровня достаточно сделать небольшое число замеров, чтобы убедиться в статическом его положении. При медленном установлении уровня время наблюдения увеличивается. Данные об абсолютных отметках статических уровней подземных вод изучаемого района являются основой для построения схем изопьез.
Обработку фактических материалов по газонасыщенности пластовых вод проводят на основе полученных с помощью пробоотборников данных исследования. Пользуясь соответствующими формулами, коэффициентами и номограммами В. Н. Корценштейна (1976 г.) и других авторов, необходимо пересчитать объем газа на сухое состояние, нормальные условия и на 1 л пластовой воды. Лишь после этого можно оперировать этими данными для сопоставления газонасыщенности различных проб воды друг с другом и для расчетов упругости растворенных газов.
Наиболее простой способ определения упругости, который может быть применен при низком давлении насыщения (до 5 МПа), основан 46
Рис 11 Кривые восстановления уровня воды в скважинах для пористых пород с хорошей проницаемостью (а) и глинистых песчаников с низкой проницаемостью (б).//| —- Н— пьезометрические уровни /[ — 1^ — время замеровРис 11 Кривые восстановления уровня воды в скважинах для пористых пород с хорошей проницаемостью (а) и глинистых песчаников с низкой проницаемостью (б).//| —- Н— пьезометрические уровни /[ — 1^ — время замеров
Рис 11 Кривые восстановления уровня воды в скважинах для пористых пород с хорошей проницаемостью (а) и глинистых песчаников с низкой проницаемостью (б).
//| —- Н— пьезометрические уровни /[ — 1^ — время замеров
Рис 11 Кривые восстановления уровня воды в скважинах для пористых пород с хорошей проницаемостью (а) и глинистых песчаников с низкой проницаемостью (б).
//| —- Н— пьезометрические уровни /[ — 1^ — время замеров
Рис 12 Зависимость растворимости метана в дистиллированной воде Кг от давления насыщения рнас и температуры (шифр кривых, ° С) (по О Каль- берсону и И Мак-Кетту)
на законе Генри: V = Kpp, где V—объем газа в 1 л пластовой воды, приведенный к температуре 4° С и атмосферному давлению; кр — коэффициент растворимости газа в воде при пластовых условиях, р — упругость растворенного газа. При сложном составе растворенных газов определяют парциальную упругость каждого из газов, а общую упругость находят как сумму парциальных упругостей.
Если давление насыщения выше предела применимости закона Генри, упругость газа определяют (с учетом температуры и минерализации) на основе графика О. Кальберсона и И. Мак-Кетта (рис 12). Подобные графики построены В. Н. Корценштейном (1976 г.) и для других компонентов природных газов. При сложном составе растворенных газов следует пользоваться расчетами упругости, основанными на фазовом равновесии сложных систем. Методика этих расчетов подроб-
Рис. 13. График-профиль состава растворенных газов пластовых вод верейско- верхнебашкирских отложений района Доно-Медведицких дислокаций и Жигулевско-Пугачевского свода (разрез по лигеии Мариновская—-Краснокамская площади) (по Л. М. Зорькину). .
/ —- метан; 2 — гомологи метана; 3 — азот; 4 — кислые газы, 5 — водород
но изложена в работе А. Ю. Намиота (1976 г.). Опыт гидрогеологических исследований,в нефтегазопоисковых целях показывает, что и при сложном составе растворенных газов применимы графики О. Каль- берсона и И. Мак-Кетта, так как погрешности, связанные с учетом закона Дальтона, ощутимы . лишь при установлении парциальной упругости тяжелых УВ, содержание которых в пластовых водах обычно невысокое.
Важный элемент систематизации данных по газонасыщенности подземных вод — составление различных графиков и карт. При большом количестве данных состав газов наносят на график-треугольник (см. рис. 7). Для выявления закономерностей в пределах одного гидрогеологического комплекса строят графики-профили состава * газов (рис. 13) или карты состава растворенных газов. Важным параметром пластовых вод является давление насыщения (упругости) газов. Данные по упругости газов обобщаются на графиках (рис. 14), нагляд- 48
Гидростатическое давление, МПа
Рис. 14. График упругости растворенных газов в водах базального горизонта Березовского газоносного района Западной Сибири (по Л. М. Зорькину).
Зоны / — перенасыщенных газовых растворов, характеризующаяся формированием залежей на современном этапе геологического развития территории, 2 — недонасыщенных газовых растворов в при- контурных участках разрушающихся газовых залежей, 3, 4 — высоконедонасыщенных газовых растворов Северо-Сосьвинского свода и Атлымской ступени (3) и Ляпинской впадины и смежных территорий Северо-Сосьвинского свода (4)
но показывающих соотношение давления насыщения и гидростатического (пластового) давления. Так же строятся карты упругости газов или карты коэффициента насыщенности рг/рв (р? — давление насыщения газа, рв — гидростатическое давление).
Систематизация и обработка результатов изучения химического состава подземных вод имеет целью установить взаимосвязь химического состава воды с литолого-фациальными особенностями водовмещающих пород, гидродинамическими условиями региона и залежами УВ. Наиболее распространенные способы систематизации и обработки химических анализов воды — это построение гидрохимических графиков (см. рис. 5) и составление гидрохимических профилей и карт. Наибольший интерес представляют карты изменения общей минерализации, а также содержания отдельных компонентов, таких, как хлор, бром, иод, сульфат-ион и др. [29].
В практике гидрогеологических исследований нефтегазоносных районов систематизацию, анализ и обработку результатов геотермических наблюдений производят прежде всего по следующим направлениям:
4-736
построение графиков изменения температуры с глубиной по исследованным скважинам;
составление геотермических профилей, на которых отображено распределение изотерм на различных глубинах;
составление карт или схем изотерм поверхности различных горизонтов;
составление карт изотерм по срезам на различных глубинах;
построение обобщенного графика изменения температуры с глубиной для района в целом.
ДИНАМИКА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Основная задача гидродинамических исследований нефтегазоносных территорий заключается в установлении величины приведенного пластового давления (напора вод), направления движения, скорости и расхода подземных вод. Наибольшие трудности возникают при изучении гидродинамических условий глубоко погруженных отложений, имеющих сложные фильтрационные характеристики. Это вызывает необходимость изучать распределение проницаемых пород в водоносных горизонтах и комплексах. Прямой метод определения особенностей динамики подземных вод путем закачки индикаторных веществ и прослеживания их распространения для глубоко .погруженных горизонтов практически непригоден из-за малой скорости их перемещения. Поэтому часто используют косвенные методы, основанные на .изучении пластового давления или напоров подземных вод, изменения давления в зонах ВПК и ГВК, региональной гидрогазогеохимической зональности и т. д. Следует также указать на определенную условность применяемых методов изучения движения подземных вод. Практически не разработаны методы для решения задач по динамике элизионных (седимен- тогенных) вод, хотя такие попытки неоднократно предпринимались.
ВИДЫ ДВИЖЕНИЯ ПОДЗЕМНЫХ вод И ЭЛЕМЕНТЫ ПОТОКА
В гидродинамике обычно различают молекулярный и механический энергомассоперенос подземных вод. Наибольший интерес в нефтегазовой гидрогеологии представляют процессы механического, или фильтрационного, энергомассопереноса.
Фильтрационным потоком обычно называют условный поток, проходящий через всю породу. Реальный поток фильтруется по открытым (сообщающимся) порам и трещинам.
К основным элементам фильтрационного потока относят [25] пьезометрический напор, напорный градиент, линии равных напоров, линии тока, скорость фильтрации и расход потока.
Напор (пьезометрический напор) подземных вод (рис. 15) определяют по формуле H — p/y-{-z, где р— гидростатическое давление в 50
Рис. 15. Схема пьезометрического напоРис. 15. Схема пьезометрического напора подземных водра подземных водРис 16. Гидродинамическая сеткаРис 16. Гидродинамическая сетка
Рис. 15. Схема пьезометрического напо
Рис. 15. Схема пьезометрического напо
ра подземных вод
ра подземных вод
Рис 16. Гидродинамическая сетка
Рис 16. Гидродинамическая сетка
данной точке потока, у — плотность воды (отношение p/у, или Лр, представляет собой пьезометрическую высоту, т. е. высоту подъема воды над данной точкой потока под влиянием гидростатического давления р), z—высота данной точки потока над выбранной плоскостью сравнения (0—0).
Гидравлический уклон (напорный градиент) — величина падения напора ЛЯ на единицу длины AL по направлению фильтрации (A///AL). В пределах потока напоры распределены в соответствии с положением пьезометрической поверхности. Поверхность, характеризующаяся во всех точках одинаковыми напорами, называется поверхностью равных напоров. Следы пересечения поверхностей равных напоров являются линиями равных напоров. Их проекции на горизонтальную плоскость называются гидроизопьезами.
Линии токов S пересекают поверхности равных напоров N под прямым углом. Система линий равных напоров и перпендикулярных к ним линий тока образует гидродинамическую сетку (рис. 16).
Направление движения подземных вод определяют по карте приведенных напоров (гидроизопьез) или давлений путем проведения линий тока, перпендикулярных к простиранию гидроизопьез или изобар. Соответственно поток подземных вод будет направлен в сторону падения приведенных напоров или давлений.
Для определения скорости фильтрации и расхода потока обычно используют закон Дарси, отражающий линейную зависимость между скоростью фильтрации и напорным градиентом: Q/F = v = k^H/^L, где Q — расход потока; F—площадь поперечного сечения фильтра; и — скорость движения частиц жидкости; к — коэффициент фильтрации, зависящий от проницаемости фильтра; АЯ — потеря напора при фильтрации (перепад напора); L — длина фильтра; \H/\L— напорный градиент.
Поскольку коэффициент фильтрации к прямо пропорционален проницаемости фильтрующей среды (породы) кП и обратно пропорционален вязкости фильтрующейся жидкости ц, то предыдущее уравнение
51
Рис. 17. Зависимость вязкости вод ц от температуры t (по В. Н. Корценштей- ну, 1976 г.).Воды: / — минерализованные (210 г/л, давление 10 МПа), 2 — пресные (давление 0,1 МПа)Рис. 17. Зависимость вязкости вод ц от температуры t (по В. Н. Корценштей- ну, 1976 г.).Воды: / — минерализованные (210 г/л, давление 10 МПа), 2 — пресные (давление 0,1 МПа)Рис. 18. Зависимость вязкости рассолов р. от содержания в них солей М при разной температуре (шифр кривых, °C: / — по данным лабораторных измерений, 2 — по результатам интерполяции)Рис. 18. Зависимость вязкости рассолов р. от содержания в них солей М при разной температуре (шифр кривых, °C: / — по данным лабораторных измерений, 2 — по результатам интерполяции)
Рис. 17. Зависимость вязкости вод ц от температуры t (по В. Н. Корценштей- ну, 1976 г.).
Воды: / — минерализованные (210 г/л, давление 10 МПа), 2 — пресные (давление 0,1 МПа)
Рис. 17. Зависимость вязкости вод ц от температуры t (по В. Н. Корценштей- ну, 1976 г.).
Воды: / — минерализованные (210 г/л, давление 10 МПа), 2 — пресные (давление 0,1 МПа)
Рис. 18. Зависимость вязкости рассолов р. от содержания в них солей М при разной температуре (шифр кривых, °C: / — по данным лабораторных измерений, 2 — по результатам интерполяции)
Рис. 18. Зависимость вязкости рассолов р. от содержания в них солей М при разной температуре (шифр кривых, °C: / — по данным лабораторных измерений, 2 — по результатам интерполяции)
может быть записано в виде v = (/cn/p)(A7/7AL). Величину напорного градиента определяют по карте гидроизопьез. Значение кп и р, устанавливают по результатам лабораторных исследований. Кроме того, вязкость воды можно определять по графикам (рис. 17, 18).
Скорость фильтрации не равна действительной скорости движения вод, а характеризует лишь фильтрационный поток, приходящийся на весь объем породы. Средняя действительная скорость и — и/т, где т — коэффициент эффективной пористости (отношение объема сообщающихся пор к общему объему породы). Эффективную пористость определяют в лабораторных условиях.
Расход потока Q в подземных водах рассчитывают по формуле Q = muF, где F— эффективная площадь поперечного сечения водопроводящих пород.
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ ДВИЖЕНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Применяемые методы оценки особенностей динамики подземных вод глубоко погруженных горизонтов носят приближенный характер. Это обусловлено сложностью строения водонапорных систем нижних этажей нефтегазоносных бассейнов. Тектоническая нарушенность, приво- 52
дящая к межпластовым перетокам подземных флюидов, разбитость на отдельные разобщенные друг с другом блоки, наличие непроницаемых барьеров, изоляция водовмещающих толщ от основных областей питания и другие факторы часто не позволяют однозначно судить о региональных гидродинамических особенностях
В этом случае особое значение приобретает комплексность применения различных методов, обеспечивающих контроль и достоверность получаемых результатов Наиболее разработаны для изучения движения подземных вод методы приведенных давлений или напоров, основанные на анализе данных о статических уровнях, давлении или нарорах и плотности подземных вод.
Расчет приведенных давлений, или напоров. Сложность изучения характера перемещения вод глубоких горизонтов обусловлена в первую очередь изменчивостью их минерализации (плотности). Поэтому вскрываемые скважинами на разных глубинах исследуемые горизонты различаются по величине плотности воды, и, следовательно, перепад напоров не может однозначно интерпретироваться как проявление динамичности подземных вод. Плотность подземных вод у, гидростатическое давление р и пьезометрические высоты h связаны друг с другом зависимостью p = p0-^-^h, где ро—атмосферное давление на поверхности жидкости
Сопоставление напоров вод разной минерализации по площади развития водоносных комплексов и в вертикальном разрезе проводят путем определения приведенных давлений (напоров). Под приведенным напором подземных вод понимают их давление (напор) на условно выбранной единой горизонтальной плоскости сравнения. Исходным материалом для расчета приведенных давлений является положение статических уровней в скважинах.
В связи с тем что глубоко погруженные горизонты находятся в сфере воздействия высоких температуры и давления, а также насыщены растворенными газами, при расчетах приведенных напоров необходимо вводить поправки. Работами В. И. Сергеевич и Т. П. Жузе показано, что с возрастанием давления плотность минерализованных вод увеличивается по линейному закону. В среднем при возрастании давления до 50 МПа плотность воды увеличивается на 2—3%. Средние величины коэффициента сжимаемости (доля уменьшения объема воды при увеличении давления на 0,1 МПа) для слабоминерализованных гидрокарбо- натно-натриевых, сульфатно-натриевых и хлоридно-магниевых вод в диапазоне изменения давления до 50 МПа составляют (3,8—4,5) X ХЮ 6 МПа. Для рассольных вод хлоридно-кальциевого типа коэффициент сжимаемости в таком же диапазоне изменения давления меняется в пределах (2,7—3,8)-10-6 МПа. Поправочный коэффициент на сжимаемость вод разного типа в интервале давления до 25 МПа может быть определен графически (рис. 19).
Величины поправок к плотности воды на температурное расширение и сжатие имеют противоположные знаки и могут компенсироваться при температуре более 30—40° С и давлении более 8—12 МПа. Влиянием
Рис. 19. График для определения поправочного коэффициента на сжимаемость пластовых вод различных типов п при разном давлении.
1 — хлоридно-кальциевые рассолы, 2 — хлоридно- магниевые, сульфатно- и гидрокарбонатно-нат- риевые воды
растворенного в воде газа можно пренебречь при низком его содержании (до 1 м3/м3).
Расчет приведенных давлений обычно выполняют по формуле А. И. Силина-Бекчурина:
zt
Рприв = р,+ ^Y^^Z,го
где рПрив — приведенное давление на заданной плоскости сравнения, за которую принимают горизонтальную плоскость на глубине забоя наиболее глубокой скважины, вскрывшей данный водоносный горизонт (комплекс); pi — гидростатическое давление жидкости на плоскости сравнения zi, расположенной гипсометрически выше выбранной плоскости сравнения Zo; у — плотность воды как однозначная функция глубины погружения горизонта (комплекса); $ У (2) dz — статическое давление гипотетического столба воды между исследуемой точкой z, и плоскостью сравнения z0, т. е. приращение статического напора между этими гипсометрическими уровнями, которое в упрощенном виде можно обозначить ^p.
Существующие методы определения приведенных давлений представляют собой различные варианты решения подынтегрального выражения в исходном уравнении, т. е. способов нахождения приращения статического напора Ар, отражающего высоту столба жидкости между точками замера и общей плоскостью сравнения.
Среди разработанных к настоящему времени методов определения приведенных напоров различают по крайней мере три группы.
К первой группе относят методы, в основе которых лежит упрощенный вариант формулы А. И. Силина-Бекчурина:
Рприв=pi + [ (у 1 + У 2)/2 ] (z (— Zo),
где у( и уг — плотность воды соответственно в точке замера пластового давления zi и на выбранной плоскости сравнения zo.
В данном случае априорно предполагается постоянство плотности вод в пласте на горизонтальной плоскости сравнения, а также прямо- 54
линейная зависимость плотности подземных вод от глубины залегания горизонта (комплекса). Эту группу методов чаще используют в слабо- изученных районах или для приближенных оценок. Указанные методы наиболее применимы для горизонтов, насыщенных слабоминерализованными водами, а также горизонтов, в пределах которых плотность воды изменяется незначительно.
Вторая группа методов, связанная с разработками С. С. Бондаренко (1961 г.), И. К. Зерчанинова (1971 г.) и других исследователей, позволяет пренебречь жесткими условиями однозначности и прямолинейности в изменении плотности подземных вод с глубиной залегания водоносного горизонта. Расчет приведенных давлений здесь проводят путем попарного сопоставления напоров соседних скважин по выбранному профилю, последовательно от одной скважины к другой по формуле
Рприв=р1+ Y' + V° (21 — Zo)+ ^^^-(22 —21)+Vl ^2V‘~-' (21 — 2<_ 1), где i — последовательный ряд скважин на расчетном профиле, р, — пластовое давление в рассчитываемой скважине I на глубине 21; у0— плотность пластовой воды в начальной (нулевой) скважине выбранного профиля на плоскости 20; yi, уг, . ., Т< —i — плотности в последующих скважинах профиля; у, — плотность в (конечной) рассчитываемой скважине Ц 20, 2i, 22, .... 2<-i, 2, — глубины замера плотности и давления в соответствующих скважинах расчетного профиля.
Аналогичен метод расчета приведенных давлений не по парам, а по тройкам скважин, предложенный Ю. П. Гаттенбергером в 1973 г. В этом случае приведенные давления определяют по формуле, учитывающей нелинейность изменения плотности воды с глубиной в интервале глубин каждой тройки скважин.
Третья группа включает методы, основанные на изучении эмпирической зависимости плотности подземных вод от глубины залегания водоносного горизонта. Кривая такой зависимости чаще описывается уравнением H = ayh, где Н — глубина залегания водоносного горизонта; у — плотность пластовой воды; а — постоянный коэффициент, характеризующий глубину раздела пресных и минерализованных вод данного горизонта; b — постоянный коэффициент, отражающий степень нарастания плотности подземных вод с глубиной погружения горизонта (комплекса). Числовые коэффициенты а и b определены В. В. Ягодиным (1957 г ) на примере девонских отложений Урало-Поволжья путем решения системы двух уравнений, составленных по двум произвольно выбранным точкам на некотором участке кривой.
Другое решение задачи предлагают Г. П. Якобсон и Ю. М. Качалов (1965 г.). На примере нижнекембрийского водоносного комплекса Восточно-Европейской платформы с помощью статистического анализа ими определены цифровые параметры а и b логарифмической кривой корреляционной зависимости плотности подземных вод от глубины залегания комплекса. При этом за общую плоскость сравнения принимается уровень моря, что позволяет выражать приведенные напоры в абсолютных отметках.
Определение наклона поверхности газожидкостных контактов. Данные о форме поверхности ВНК или ГВК могут дать дополнительную информацию о динамике подземных вод. Поверхность ВНК или ГВК характеризуется равным давлением, если вода неподвижна. В случае движения подземных вод контакт залежи смещается. Вертикальное смещение контакта залежи АА связано с перепадами приведенного давления или напора, которое определяется по формуле В. П. Савченко (1952 г.) и М. Хэбберта (1953 г.): АА = [ув/(Ув — Тф)]АД, где ув и уф—плотность воды и флюида (нефти или газа); А// — перепад приведенных напоров.
Следует отметить, что указанный способ изучения движения подземных вод возможен только для залежей, имеющих свободную гидравлическую связь с водонапорной системой пласта. Не представляется возможным давать заключение по особенностям движения подземных вод в случае запечатанных залежей. Необходимо также учитывать влияние капиллярных сил, приводящих к неравномерному распределению переходной зоны нефть — вода или газ — вода.
Определение региональных гидрогазогеохимических условий. Результаты анализа региональных гидрогазогеохимических карт, построенных для отдельных водоносных комплексов, могут оказаться полезными при выяснении особенностей динамики подземных вод. Например, данные такого анализа могут быть использованы для выяснения общего направления стока подземных вод для водонапорных систем инфильтрационного типа. Обычно в областях современной инфильтрации воды пресные или маломинерализованные сульфатно-натриевого или гидрокарбонатно- натриевого типа, слабо насыщенные газами азотного состава. По мере удаления от областей питания в сторону погружения водоносных комплексов возрастает общая минерализация вод, тип вод через хлоридно- магниевый меняется на хлоридно-кальциевый, водорастворенные газы обогащаются УВ, возрастают газонасыщенность вод и упругость газов, и т. д. На таких картах нередко представляется возможным проследить фронт продвижения инфильтрационных вод.
Особое значение результаты анализа региональных гидрогазогеохимических карт приобретают при установлении зоны встречи подземных вод инфильтрационного и элизионного (седиментационного) потоков, которая на региональных гидрогазогеохимических картах отмечается областью резкого «возмущения» гидрогазогеохимических ингредиентов вследствие изменения физико-химических свойств воды. Нередко к таким зонам приурочены области нефтегазонакопления.
Изучение вертикального движения подземных вод. При исследовании вертикальных перетоков подземных вод используют результаты изучения пластового давления и плотности подземных вод в смежных горизонтах, а также гидрогазогеохимические данные. Если приведенное давление в верхних горизонтах меньше, чем в нижних, то вероятен переток подземных вод из нижних горизонтов в верхние. Если соотношение приведенных давлений обратное, то возможен переток сверху вниз.
Для подтверждения реальности межпластовых перетоков используют результаты гидрогазогеохимических исследований. Так, в случае восхо- 56
дящих перетоков в верхних горизонтах образуются гидрохимические, газовые и геотермические аномалии. Такие аномалии известны во многих нефтегазоносных бассейнах. С зонами скрытой разгрузки подземных вод нередко связаны месторождения нефти и газа.
ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ БАССЕЙНОВ
Геотермия — важный раздел нефтегазовой геологии и гидрогеологии. Возможности применения геотермических материалов для решения задач нефтегазовой геологии и гидрогеологии освещены в работах В. Н. Дах- нова и Д. И. Дьяконова, Ф. А. Макаренко, Б. Ф. Маврицкого, Ш. Ф. Мехтиева, А. X. Мирзаджанзаде, С. А. Алиева, Г А. Черемен- ского, В. Г. Осадчего, А. И. Лурье, В. Ф. Ерофеева, Н. М. Фролова, П. Ф. Швецова и др.
Формирование теплового поля гидрогеологических бассейнов происходит в результате влияния множества процессов, которые подразделяются на две группы: приводящие к генерации тепла и способствующие перераспределению его в осадочных толщах.
К числу процессов, приводящих к генерации тепла в недрах, относятся эндогенные (радиоактивный распад элементов, превращение механической энергии тектонических движений в тепловую, различного рода экзотермические реакции и др.) и экзогенные (солнечная и космическая радиация). Теоретические и экспериментальные исследования свидетельствуют о преимущественно эндогенном источнике тепловой энергии Земли в результате распада радиоактивных элементов. Под действием радиоактивного распада 2—3 млрд, лет назад на глубине 150—600 км в зависимости от исходных термических параметров (коэффициент теплопроводности, генерация теплового потока и т. д.) в мантии Земли была сформирована расплавленная зона. Дальнейшая эволюция расплавленного слоя привела к формированию современного геотермического поля земной коры.
Основными факторами, способствующими перераспределению тепловой энергии в земной коре, являются тектонический, литологический и гидрогеологический.
Исходным материалом для геотермических построений служат результаты температурных измерений. Значения температуры могут изменяться в широком диапазоне — от отрицательных в районах развития криолитозоны до нескольких сотен градусов в геосинклиналях и вулканических областях. Сезонные климатические колебания температуры оказывают влияние в основном на верхние части разреза, до глубины нейтрального слоя (не более 20—30 м), где температура близка к среднегодовой температуре на земной поверхности.
Закономерное возрастание температуры обычно прослеживается ниже нейтрального слоя. Интервал, в пределах которого наблюдается повышение температуры на один градус, называется геотермичес- 57
кой ступенью (измеряется в метрах на градус Цельсия). Повышение температуры на единицу длины (обычно на 100 м) называется геотермическим градиентом (измеряется в градусах Цельсия на 100 м). Важным геотермическим параметром является плотность теплового потока, которая определяется как произведение геотермического градиента на теплопроводность. Данные по теплопроводности в настоящее время имеются для всех типов пород и флюидов [36].
Региональное тепловое поле нефтегазоносного бассейна зависит от возраста тектогенеза. Наиболее напряженным геотермическим режимом характеризуются бассейны молодых платформ и геосинклиналь- ных областей, в пределах которых плотность теплового потока и геотермические градиенты в среднем в 2—3 раза выше, чем на щитах и древних платформах. Так, плотность теплового потока составляет, 10"6 мВт/м2: в областях докембрийского тектогенеза 0,51 до 1,48 (среднее 0,89), каледонской складчатости 0,68—1,71(1,11), герцинской 0,6—1,91(1,28), мезозойской 1—2,21 (1,47), кайнозойской 0,33—3,60 (1,78), в районах кайнозойского вулканизма на континентах от 1,20 до 3,49 (среднее 2,19). По данным Ф. А. Макаренко, Б. Г. Поляка, Я. Б. Смирнова и др., средневзвешенная величина плотности теплового потока на континентах равна 1,19-10-6, а для океанов 1,17Х ХЮ-6 мВт/м2. В. Ли и Г. Макдональд определили средние значения плотности теплового потока для океанов, континентов и Земли в целом соответственно как 1,48, 1,65 и 1,53-10-6 мВт/м2. В. Г. Поляком и Я. Б. Смирновым подсчитано, что кондуктивный поток тепла через поверхность континентов равен 7,11 -1012 Дж/с. По данным Я. Б. Смирнова, общие теплопотери Земли составляют (2,52 + 0,25) • 1013 Дж/с. Установлено также [36], что присутствие в пластах скоплений УВ приводит к повышению плотности теплового потока вне зависимости от возраста складчатости бассейна.
К. Ф. Богородицкий для различных тектонических зон приводит следующие величины геотермического градиента, °C/100 м: древние щиты (Балтийский и Украинский) 0,6—0,9; платформы с докембрийским фундаментом (Восточно-Европейская и Восточно-Сибирская) 1,0—2,5; платформы с палеозойским фундаментом (Западно-Сибирская) 2,5—3,5; тектонические сооружения герцинской и каледонской фаз складчатости 1,5—2 (Урал), 2,5—3,5 (Тянь-Шань), 2—3 (Алтай), 2— 2,5 (Саяны); тектонические сооружения альпийской фазы складчатости 2—3,5 (Карпаты), 4—6 (Крым и Кавказ), 3—5 (Копетдаг).
На распределение теплового поля в земной коре оказывает также влияние литологический фактор. По удельному тепловому сопротивлению выделяют теплопроводящие толщи (метаморфические, магматические, карбонатные и галогенные породы) и теплоизолирующие (глины, угли, сухие и газонасыщенные рыхлые породы). Поэтому бассейны с разным литологическим составом пород характеризуются разными геотермическими условиями. Например, регионы, разрезы которых представлены преимущественно породами с высокой теплопроводностью (карбонатные или соленосные толщи), имеют более низкие величины
геотермического градиента, плотности теплового потока и высокую геотермическую ступень.
Роль подземных вод в перераспределении теплового поля заключается в смещении и рассеянии восходящих тепловых потоков при латеральном движении вод от областей инфильтрации к областям разрузки. В результате области инфильтрационного питания бассейнов характеризуются низкой, а области разгрузки подземных вод повышенной напряженностью теплового поля. Как считают Н. М. Кругликов и В. И. Лялько, количество тепла, теряемого подземным потоком при движении по пласту, можно с определенной точностью подсчитать. Наибольшие потери (до 25% и более) происходят в зоне активного водообмена. По данным Ф. А. Макаренко, Б. Г. Поляка, Я. Б. Смирнова, С. И. Сергиенко и др., региональный вынос тепла подземными водами на территории СССР в удельном выражении составляет 1,6-10~7 мВт/м2, в Восточном Предкавказье эта величина равна 1-106 мВт/м2, а на участках гидротермальных систем Курило- Камчатского региона достигает 0,55-10-5, в Исландии — 1 • 10“6 и Новой Зеландии — 7, ЫО"6 мВт/м2.
Окраинные области гидрогеологических бассейнов вследствие инфильтрации атмосферных осадков характеризуются пониженными значениями температуры. Мощность зоны холодных вод сокращается вниз по разрезу и в направлении погруженных внутренних частей бассейнов с одновременным возрастанием температуры. На региональном фоне области локальной и -региональной разгрузки подземных вод, обычно приуроченных к зонам разрывных нарушений, отмечаются повышенной напряженностью теплового поля. Выявление таких зон, особенно в новых районах, в связи с частой приуроченностью к ним залежей нефти и газа приобретает практическое значение. Повышенной напряженностью теплового режима на региональном фоне отмечаются локальные и более крупные положительные структуры независимо от того, содержатся в их недрах скопления УВ или же отсутствуют. Формирование этих аномалий обычно объясняется тепловой анизотропией пород и дополнительным переносом тепла к сводам антиклинальных структур из синклинальных прогибов или же движением флюидов по разломам из нижележащих горизонтов в вышележащие.
Повышенная напряженность теплового поля на региональном фоне отмечается в отложениях, перекрывающих соляные купола, поднятия магматических, метаморфических, карбонатных и других пород, обладающих низким тепловым сопротивлением.
Известны положительные тепловые аномалии, отмечаемые только в верхних частях осадочного чехла, обусловленные геохимическими реакциями (окисление ОВ, сульфидов и др.), подводом горячего флюида тектоническим нарушениям и т. д. Примером аномалии, связанной с окислением ОВ, может служить гора Янгтау ^ Башкирской АССР, где, по мнению Г. Ф. Пилипенко, окислению подвергаются битуминозные мергели с содержанием ОВ 12—14%. Максимальная температура здесь на глубине 80 м составила 400° С. В. Ф. Ерофеевым (1973 г.)
описаны тепловые аномалии в Косьвинско-Чусовской седловине, где на Истонской структуре с глубины 100—150 м наблюдался выход промывочной жидкости с температурой до 50° С, и в Предуральском прогибе (Урминская и Сюмсинская площади и др.). Пониженная напряженность теплового поля наблюдается в некоторых газоносных структурах вследствие адиабатического эффекта при миграции газа.
Ниже приведены наиболее высокие температуры, замеренные в глубоких скважинах.
Скважины
Глубина, м
Температура, °C
Шебелинская (около г. Харькова)
4207
143
Галюгаевская (под г. Моздок)
5320
190
Медведовская (около г. Майкопа)
6319
223
Минибаевская в Татарии (кристаллический фундамент)
4700
90
Кольская опорная (фундамент)
12 000
200
Берта-Роджерс-1 (США)
9588
242
Температурные условия существенно влияют на характеристики пластовых вод, нефтей и газов. В первую очередь это относится к изменению плотности и вязкости воды, растворимости газов в водах и нефтях, плотности нефтей и т. д.
Плотность подземных вод, входящих во многие формулы гидрогеологических расчетов, снижается с ростом температуры. В некоторых случаях тепловое влияние настолько сильно, что плотность высокоминерализованных вод и рассолов нередко приближается к плотности дистиллированной воды. Особенно сильно на плотность подземных вод температура влияет в диапазоне от 50 до 250° С (рис. 20).
Рис. 20. Зависимость плотности дистиллированной воды у от температуры /Рис. 20. Зависимость плотности дистиллированной воды у от температуры /Температура существенно влияет и на величину упругости водорастворенных газов. При этом различают два интервала: от 0 до >80— 90 °C — возрастание температуры сопровождается увеличением упругости, от 90 до 175° С—намечается падение упругости газа по мере
Рис. 20. Зависимость плотности дистиллированной воды у от температуры /
Рис. 20. Зависимость плотности дистиллированной воды у от температуры /
Рис. 21. Зависимость упругости водорастворенного метана рг от'температуры t при разном газовом факторе (шифр кривых, л/л) (по экспериментальным данным О. Кальбер- сона и И. Мак-Кетта)
роста температуры (рис. 21). При температуре 374,1° С (критическая) вода существует в породах в виде водяного газа.
Температурные условия оказывают также заметное влияние на свойства нефти и газа. С повышением температуры (в условиях постоянного давления) уменьшаются плотность и вязкость нефти, увеличивается ее растворимость в воде и газах. С возрастанием температуры происходят изменения в углеводородном составе нефти (метанизация нефти). При высокой температуре (более 300 ° С) начинается деструкция нефти (газификация). С увеличением температуры в условиях небольшого давления возрастает вязкость газов, уменьшается растворимость их в нефти.
1.8. МЕТОДЫ ПАЛЕОГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Палеогидрогеология занимается реконструкцией гидрогеологических условий в прошлые геологические эпохи с целью выяснения роли древних подземных вод в образовании различных полезных ископаемых и формировании их скоплений, а в последующем и в сохранении (или разрушении) последних. В развитие палеогидрогеологии важный вклад внесли П. Н. Чирвинский, К. И. Маков, Б. Ф. Маврицкий, Г. В. Богомолов, М. А. Гатальский, А. А. Карцев, С. Б. Вагин, Е. А. Басков, Я. А. Ходжа- кулиев, Е. В. Пиннекер, И. К. Гавич, В. А. Кудряков, В. В. Колодий, Л. А. Абукова и др.
Применительно к проблеме поисков нефти и газа палеогидрогеология решает следующие задачи:
периодизация гидрогеологической истории с целью выделения гидрогеологических циклов и этапов;
количественная оценка масштабов седиментационного (элизион- ного) и инфильтрационного водообменов, изменения их соотношения в течение геологической истории;
изучение генезиса и возраста подземных вод;
изучение горных (поровых) растворов, отжатых из кернов при высоком давлении, с целью выяснения гидрогеологических аспектов генезиса нефти и газа;
реконструкция палеотемпературных условий в различные периоды гидрогеологической истории (в результате этого возможно определение изменения во времени гипсометрического положения и регионального распространения оптимальных для нефте- и газообразования температурных зон, продолжительности их существования и времени образования УВ);
восстановление палеогидрохимических условий с целью определения гидрохимической среды накопления и преобразования ОВ;
изучение эволюции газового режима подземных вод, количественного и качественного состава водорастворенных газов с целью подсчета их количества за гидрогеологическую историю;
восстановление палеогидродинамических условий: установление зон открытой или скрытой разгрузки, положения областей создания напора (питания) и путей миграции, районов преимущественного распространения элизионного и инфильтрационного гидродинамических режимов;
выявление количественных палеогидрогеологических показателей нефтегазоносности с целью оконтуривания территорий с различными нефтегазогенерирующими и нефтегазоаккумулирующими возможностями и оценкой их перспектив.
Периодизация гидрогеологической истории. В истории бассейна подземных вод или отдельных его элементов принято выделять гидрогеологические циклы. Под гидрогеологическим циклом, по А. А. Карцеву и С. Б. Вагину, следует понимать отрезок гидрогеологической истории, начинающийся с трансгрессии, осадконакопления и образования седиментогенных (элизионных) вод, включающий этапы последующей регрессии, денудации и инфильтрации и заканчивающийся новой трансгрессией. Различают современные и древние гидрогеологические циклы, а следовательно, современную и древнюю инфильтрацию.
Каждый гидрогеологический цикл, в свою очередь, подразделяется на элизионный (седиментационный) и инфильтрационный этапы. Термин «седиментационный» справедлив лишь для указанных этапов первого гидрогеологического цикла, когда происходит накопление отложений водоносного комплекса. Для последующих же циклов гидрогеологической истории водоносного комплекса эти этапы правильнее называть элизионными, так как в течение их происходит отжатие вод, захваченных осадками при седиментации.
Элизионный этап начинается с тектонического погружения и трансгрессии моря, когда происходит накопление осадков (формирование водоносных комплексов) и седиментогенных вод. Элизионный этап прекращается, когда на значительной части или на всей территории, занятой седиментационным бассейном, отрицательный знак колебательных движений сменяется на положительный — происходят поднятие, регрессия моря и денудация водоносных пород. С этого момента наступает вторая часть гидрогеологического цикла — инфильтрационный этап. В течение этого этапа в водоносный комплекс поступают инфильтрогенные воды. Они постепенно вытесняют и замещают воды седиментационного генезиса. Масштабы такого замещения зависят от геологического строения гидрогеологического бассейна, продолжительности инфильтрационного этапа и интенсивности инфильтрации. Инфильтрационный этап заканчивается, когда при новом тектоническом погружении море перекрывает наземные выходы водоносных пород и начинается накопление более молодых отложений, а также исчезает возможность активной инфильтрации (в отдельных местах может происходить в ограниченном объеме инфильтрация морских вод). На этом гидрогеологический цикл завершается и начинается новый.
В течение элизионного этапа нового гидрогеологического цикла вновь накапливаются седиментогенные воды, но уже в более молодых отложениях. В породах, образовавшихся в течение предыдущего цикла, 62
происходит перераспределение вод, продолжается отжатие древних седи- ментогенных вод из глин в породы-приемники.
Периодизацию гидрогеологической истории проводят на основе анализа палеогеографических и палеотектонических условий, литологостратиграфической характеристики и тектонического строения структурных элементов. Примером расчленения гидрогеологической истории на циклы и этапы может служить схема гидрогеологических циклов Каракумского бассейна (рис. 22).
Количественная оценка масштабов водообмена. Каждому конкретному этапу (элизионному и инфильтрационному) гидрогеологического цикла присущ свой характер водообмена. Весьма важна количественная оценка водообмена для определения масштабов нефтегазообразования и нефте- газонакопления, а также гидрогеологических условий сохранности в прошлом залежей УВ. С этой целью А. А. Карцевым и С. Б. Вагиным введены условные показатели интенсивности элизионного (ПИЭВ) и инфильтрационного (ПИИВ) водообмена: ПИЭВ = КгАтг/(Кптп), nnnB = FMT/( Vn/nn), где Кг — объем глин данного водоносного комплекса (реконструируется в соответствии с характером уплотнения их с глубиной и с учетом современной мощности); \т,— изменение пористости глин за изучаемый отрезок геологического времени, 14 — объем песчаных коллекторов данного водоносного комплекса; шп — пористость песчаников данного водоносного комплекса ко времени расчета (находят
по количественным зависимостям пористости песчаников во времени) ; F — поперечное сечение древнего подземного потока; и — средняя скорость потока подземных вод, взятая по аналогии с таковой для сходных современных бассейнов (для горных зон создания напора 1 —10 м/год, предгорных бассейнов с горными зонами создания напора 0,1 — 1 м/год, бассейнов платформенных равнинных или предгорных с холмисто-равнинными зонами создания напора 0,01 — 0,1 м/год); т — длительность инфильтрационного этапа (поданным геохронологии).
Очевидно, что значения ПИЭВ будут тем выше, чем интенсивнее на элизионных этапах гидрогеоло-
Рис. 22. Схема гидрогеологических циклов Каракумского бассейна.
Этапы 1 — седиментационный (элизионный), 2 — инфильтрационный, 3 — седиментационный (элизионный) и инфильтрационный, продолжающиеся на части территории
Тархан
Апшерон ,Чокрак
— Дат - , Маастрихт Турон - Сеноман-
|ей
&
8
S
й
Гидрогеологические циклы
юрский
П
мело-вой
Шпале-оге-новый
W
неогеновый
ПЕС
Баррем готерив Валанжин " Титон
Кимеридж ' Оксфорд
КелловейБатБайосАален
8
гических циклов шли процессы отжатия седиментогенных вод и чем на большей территории они были развиты. Для юрского водоносного комплекса Каракумского бассейна ПИЭВ седиментационного этапа одноименного гидрогеологического цикла в пределах зон нефтегазообразования, расположенных на прогнутых тектонических элементах (Мургабская впадина, Предкопетдагский прогиб и др.), составляет 0,36. Это примерно в два раза превышает значения ПИЭВ зон нефтегазонакопления, приуроченных к крупным приподнятым тектоническим структурам (Центральнокаракумский свод, Чарджоуская и Бухарская ступени и др.).
Значения ПИИВ возрастают в тех частях и секциях разреза, где в течение геологической истории создавались благоприятные условия промывания территории инфильтрогенными водами и, следовательно, разрушения уже сформированных скоплений УВ. Для современного инфильтрационного этапа фронт распространения инфильтрогенных вод может быть зафиксирован по значениям ПИИВ меньше 1.
Изучение генезиса и возраста подземных вод. При палеогидрогео- логических реконструкциях серьезное внимание уделяется установлению генезиса и возраста подземных вод. В настоящее время наиболее надежным методом в этом отношении является анализ изотопного состава подземных вод, подробно рассмотренный в работах М. Г. Тарасова, Ю. Б. Селецкого, Ф. А. Алексеева, В. Е. Ветштейна и др., которые показали, что информативны при изучении генезиса вод изотопы 18О, |6О, ’Н, D, а также их соотношения D/'H, |8О/16О. Так, на основе изучения изотопного состава вод Предкавказья М. Г. Тарасов приходит к выводу, что каждому типу подземных вод (метеорным, ювенильным, талассоген- ным, литогенным) присущ свой характер количественных зависимостей содержания в подземных водах изотопов. Например, по мере разбавления метеорных вод талассогенными возрастают концентрации изотопов D и 18О, а литогенным водам свойственны низкие концентрации D и высокие — 18О.
Достаточно часто при определении генезиса вод используют так называемые генетические коэффициенты rNa/rCl, С1/Вг. Значения rNa/rCI <0,87, по мнению А. А. Карцева, в большей степени типичны для вод морского генезиса и rNa/rCl> 0,87 — инфильтрационного. Коэффициент С1/Вг в качестве диагностического предложен А. П. Виноградовым. Как известно, хлор и бром — близкие по физико-химическим свойствам элементы, находящиеся в парагенетической связи. В то же время соли хлора и брома обладают неодинаковой растворимостью и при кристаллизации выпадают отдельно, что важно при установлении генезиса вод. Воды относят к инфильтрогенным, если С1/Вг> 300, и к седиментогенным, если С1/Вг<300. На величины обоих коэффициентов могут оказывать влияние и другие факторы. Например, значения коэффициентов могут аномально повышаться в районах развития соленосных отложений вследствие их выщелачивания, коэффициент С1/Вг может также понижаться в результате поступления в воды биогенного брома из ОВ.
Методы расчета абсолютного возраста подземных вод по соотноше-
нию содержания в них гелия и аргона были предложены В. П. Савченко и А. А. Козловым. Результаты апробации показали, что их использование дает лишь приближенные результаты.
Изучение горных растворов. Горные растворы — это связанные воды водоупорных и проницаемых пород, а также защемленные свободные воды, которые сингенетичны содержащим их породам и сохранили первоначальный химический состав или мало изменились во времени.
Горные растворы, находящиеся в породах с разным генезисом, и разного литологического состава, при определенных нагрузках выше- залегающих толщ, перепадах давления и температуры принимают участие в водном балансе различных зон осадочного чехла и миграции элементов, а также в других геологических процессах. Поэтому всестороннее изучение их имеет важное научное и практическое значение. Так, горные растворы глинистых пород отражают условия первичного осадконакопления, что может быть использовано при составлении палео- гидрохимических карт. Качественная и количественная оценка органической составляющей горных растворов поможет выявить новые аспекты нефтегазообразования, а именно гидрогеологические.
Горные растворы получают центрифугированием, замещением жидкостями и отпрессованием. Широко используют метод отпрессования, с помощью которого можно выделять растворы из горных пород с естественной влажностью. В специальных лабораториях растворы отжимают на гидравлических прессах ПСУ-250, ПСУ-125 и ПСУ-50. В. Ф. Симоненко с сотрудниками (1980 г.) создана установка для моделирования глубинных процессов, которая надежно обеспечивает отжатие горных растворов. Методика отбора образцов пород и химического анализа отжатых горных растворов детально изложена в работах Г. В. Богомолова, Л. И. Матвеевой, М. Ф Козлова, Я. А. Ходжакулиева, М. И. Субботы, О. П. Абрамовой и др.
Реконструкция палеотемпературных условий. Палеотемпературные построения базируются на исследованиях в двух направлениях. К первому направлению относятся определения палеотемператур по геохимическим, минералогическим, физико-химическим изменениям в горных породах — методы так называемой геологической термометрии. Широкое применение получил метод восстановления палеотемператур, основанный на использовании зависимости между показателем отражения витринита и пластовой температурой. Исследованиями И. И. Аммосова, В. С. Вышемирского, М. Ф. Двади и других установлено, что наиболее чутко на температурные условия реагирует рассеянное угольное вещество пород.
Среди методов другого направления, основанных на изучении плотности теплового потока и тепловых свойств пород, выделяют два, получивших наибольшее распространение,— методы Ю. А. Таранухи и А. М. Никанорова (1968 г.) и В. Ф. Борзасекова и Я. А. Ходжакулиева (1972 г.). Последние авторы учитывают помимо собственно геотермических параметров пластовых систем палеоклиматические условия и
65
законы уплотнения глинистых частей разреза. Расчет палеотемпературы Тн на глубину Н при п-слойной толще на рассматриваемый период предлагается проводить по формуле
к = п TH = tcp-V~ ^ ГдА^, к=1
где /ср — средняя годовая температура воздуха на рассматриваемый период (по данным палеоклиматологии); hk—мощность стратиграфического комплекса на рассматриваемый период; Г^ — геотермический градиент стратиграфического комплекса на рассматриваемый период; Н — глубина залегания расчетной поверхности на рассматриваемый период.
На построенных по этой методике палеотемпературных разрезах можно проследить температурные условия наиболее важных в отношении нефтегазообразования и нефтегазонакопления этапов истории бассейна (рис. 23).
Восстановление палеогидрохимических условий. На первых порах развития палеогидрогеологии С. Я. Шагаянцем, К. В. Филатовым, Б. Ф. Маврицким, И. С. Грамбергом и др. предпринимались отдельные попытки восстановления характера изменения химизма подземных вод во времени. Количественную оценку эволюции химического состава подземных вод позволяет осуществить методика, разработанная Г. П. Волобуевым и А. М. Никаноровым (1971 г.), которые исследуют изменение химического состава подземных вод в связи с природными параметрами (глубина погружения пород и геологическое время), а не с доминирующими геологическими процессами (диффузия, гравитационное пере-
Рис. 23 Схема поэтапного прохождения основных водоносных комплексов Дарья- лык-Дауданского прогиба. Центральнокаракумского свода и Бахардокской моноклинали через оптимальную для процессов нефтегазообразования температурную зону (60—150° С)
Водоносные комплексы 1 — юрский, 2 — неоком аптский, 3 — альб сеноманский, 4 — верхняя гра ница (60°С) выделенной зоны
Цифры в кружках — палеотемпература по кровле комплексов на соответствующий период времени, °C
распределение, осмотический эффект, выщелачивание, катионный обмен и др.).
Л. А. Абуковой (1979 г.) для областей платформенного типа разработана методика палеогидрохимических реконструкций на основании учета факторов, определяющих исходный состав вод (литолого-фациального, палеогеографического) и контролирующих изменение химического состава после их захоронения (температуры, давления, гидродинамики). Первую группу факторов и гидродинамический режим, существовавший в течение геологической истории, используют для районирования территории и разреза с целью выделения геологических тел, характеризующихся однородными литолого-фациальными, палеогеографическими условиями и одинаковыми условиями создания напора (главным образом, инфильтрационного), что определяет общий исходный состав подземных вод. Основанием для выделения расчетных объемов служат серии палеотектонических, палеогеографических, палеогидродинамических карт, сведения о палеоклимате изучаемой территории и карты современной гидродинамики.
Последующая процедура палеогидрохимических реконструкций сводится к расчету (с применением ЭВМ) уравнений вида М = = f(T, р) и I = f(M) (где М — минерализация подземных вод, I — содержание z-ro компонента подземных вод), интерпретация которых применительно к задачам палеогидрохимического анализа позволяет получить и количественные, и качественные изменения химического состава подземных вод во времени (рис. 24).
Экстраполяция выявленных зависимостей в ретроспективном плане оправданна по следующим соображениям.
Современный химический состав подземных вод — лишь фрагментарное состояние единого геологического процесса, не прерывающегося в течение всей истории развития бассейна.
Современный химический состав подземных вод бассейнов платформенного типа обусловлен теми же факторами и той же степенью воздействия каждого из них, как и в предшествующие геологические эпохи, что в свою очередь предопределено:
относительным постоянством во времени границ водоносных комплексов и расположения областей создания напора;
унаследованностью палеотектонических режимов;
относительным постоянством теплового потока в осадочном чехле в течение всей истории его развития.
Рекомендуется использовать значения палеотемператур, рассчитанные по методу В. Ф. Борзасекова, Я. А. Ходжакулиева, и, таким образом, при определении палеоминерализации подземных вод будут учтены: истинная глубина погружения исследуемых водоносных комплексов, время, соответствующее погружению слагающих пород на данную глубину, значения палеотемпературных градиентов осадочных толщ, палеоклиматические условия на расчетные периоды времени, т. е. те факторы, которым различные исследователи отводят определенную роль в формировании химического состава подземных вод.
Рис. 24 Схематическая палеогидрохимическая карта неоком-аптского водоносного комплекса (аптский горизонт) Каракумского бассейна к концу элизион- ного этапа палеогенового цикла
/ — разведочные площади (цифры — палеоминерализация, г/л), 2— изоминеры, г/л 3 — границы зон распространения вод различного химического состава (типы вод по В А Сулину) 4 гидро карбонатно натриевый, 5 — сульфатно натриевый, 6 — хлоридно-кальциевый, 7 — основные тектонические нарушения, 8 — граница распространения верхнеюрских соленосных образований, 9 — совре менные геоструктурные элементы I— Южно-Мангышлакско Устюртская зона поднятий, II — Туаркыр ская зона поднятий, ///— Верхнеузбойский прогиб, IV—Дарьялык Дауданский прогиб, И — Цент ральнокаракумский свод, VI—Бахардокская моноклиналь, VII—Предкопетдагский краевой прогиб, VIII—Заунгузская впадина, IX—Чарджоуская ступень, X— Бухарская ступень, XI — Репетек Ке лифская зона поднятий, XII — Мургабская впадина, XIII—Бадхыз Карабильская зона поднятий, XIV—Бешкентский прогиб, XV — мегантиклиналь Юго Западного Гиссара
Изучение эволюции газового режима подземных вод. Для оценки палеогазонасыщенности вод исследуются газово-жидкие включения в минералах и анализируется биогенный азот в составе растворенного газа. На наличии определенной связи газонасыщенности с пластовой температурой основан предложенный Ю. А. Спеваком методический прием восстановления палеогазонасыщенности подземных вод в прошлые этапы геологической истории. Для реконструкции количественных и качественных характеристик газовой составляющей подземных вод большое значение имеет учет изменения состава подземных вод с возрастом водовмещающих пород: с увеличением возраста бассейнов в составе газа повышается роль тяжелых УВ и азота, а также концент- 68
рация редких газов в подземных водах. В общем случае молодые бассейны характеризуются высокой насыщенностью вод газами преимущественно метанового состава. Ценными для установления газового состава вод в прошлые геологические эпохи являются находки травертинов, сульфидных соединений, различных озокеритов и других захороненных следов, связанных с деятельностью природных газов.
Я. А. Ходжакулиев, Л. А. Абукова (1981, 1985 гг.) предприняли попытку реконструкции палеогазонасыщенности подземных вод на основе следующих положений:
исходный качественный и количественный состав газов подземных вод находится в прямой зависимости от литолого-фациальных, биологических и гидрохимических условий среды и времени захоронения ОВ;
состав и количество водорастворенных газов на различные периоды геологической истории во многом контролируются температурой, давлением, а также минерализацией и солевым составом подземных вод,
любые изменения термодинамических и гидрохимических условий влекут за собой перестройку газогидрохимического поля изучаемой территории, в частности при восходящих движениях, сопряженных с резким ослаблением термобарических условий, водорастворенные газы выделяются в свободную фазу.
Практически метод реализован с помощью аппарата математической статистики (множественная регрессия), позволяющего получать эмпирическую зависимость вида V = f(M, Т, р), где V, М, Т, р— соответственно газонасыщенность, минерализация, температура подземных вод и геостатическое давление кровли данного водоносного комплекса на расчетный период времени.
Восстановление палеогидродинамических условий. Обоснование путей миграции углеводородных флюидов невозможно без применения одного из основных направлений палеогидрогеологии — палеогидродинамики, позволяющей с количественной стороны оценить региональные и вертикальные перемещения во времени подземных вод, а вместе с ними и УВ.
На элизионных этапах движение вод обусловлено уплотнением осадков. По мере роста геостатической нагрузки вышележащих пород происходят уплотнение глин и отжатие содержащихся в них седимен- тогенных вод, которые попадают в породы-коллекторы. Движение элизионных (отжатых) вод в коллекторах обусловлено разностью геостатической нагрузки в областях максимальных прогибаний и поднятий. Прогибы рассматриваются как области создания напора (питания), а поднятия — как очаги разгрузки. На инфильтрационных этапах развития бассейнов движение вод зависит от гипсометрического положения выходов коренных пород на дневную поверхность и масштабов инфильтрации. Зоны нефтегазообразования генетически связаны с областями развития элизионного гидродинамического режима, приуроченными, как правило, к территориям стабильного погру-
жения, где активно развиваются процессы отжатия обогащенных ОБ седиментационных вод из глинистых водоупоров в проницаемые породы.
Известны различные методические приемы восстановления палео- гидродинамических условий нефтегазоносных бассейнов. В целом возможно выделение двух основных методов. Первый, разработанный А. А. Карцевым, С. Б. Вагиным, Я. А. Ходжакулиевым и примененный ими на территориях Предкавказья и Средней Азии, базируется на анализе изменения мощности отложений водоносных комплексов и перекрывающих их водоупоров по площади с установлением необходимых при этом параметров водонапорной системы (количество отжатых вод, коллекторские свойства водовмещающих пород, абсолютная разница в мощности отложений и т. п.). Методические отличия построения предлагаемых палеогидродинамических схем от обычных карт изопахит заключаются в том, что для характеристики каждого последующего этапа наращивается мощность покрывающих отложений. Такой подход к построениям дает возможность судить о том, сохраняются ли на новом этапе развития прежние гидродинамические условия.
Ф. П. Самсоновым, Ю. М. Качаловым и Г. П. Якобсоном предложена методика количественной оценки палеогидродинамической обстановки. Основываясь на представлении о непрерывности осадконакопления, а следовательно, и о неустановившемся характере движения подземных вод на элизионных этапах развития водоносных комплексов, эти авторы для вычисления пьезонапоров (палеоуровней) использовали уравнение Г. Н. Каменского для неустановившегося движения вод в конечных разностях, преобразовав его применительно к напорному потоку для условий элизионного водообмена.
Второе направление объединяет работы, в которых механизм формирования палеогидродинамического режима количественно описывается методами аналогового моделирования. При этом группа используемых факторов наряду с зависимостями, положенными в основу вышерассмотренного приема, значительно расширяется за счет учета областей создания напоров и возможного инфильтрационного питания, очагов разгрузки подземных вод, глубин и условий залегания, распространения водоносных и водоупорных комплексов, участков возможной гидравлической связи водоносных горизонтов с морем, изменения внешних и внутренних границ исследуемых водоносных комплексов, которые имели место на протяжении геологической истории развития системы в целом.
Моделирование палеогидродинамической истории формирования водонапорной системы должно рассматриваться как последовательное динамическое развитие образующих ее водоносных и относительно водоупорных комплексов. По И. К. Гавич, В. Б. Адилову, А. М. Овчинникову процесс моделирования (с применением ЭВМ) должен включать:
анализ и восстановление истории образования и развития внешних и внутренних границ комплексов и действовавших на них гра- 70
личных условий (строят серии карт древних областей питания и создания напоров, карт древних очагов разгрузки);
анализ условий формирования пьезометрических напоров водоносных комплексов в течение истории их развития (строят серии графиков и карт палеограничных условий, карт литолого-фациального строения и относительной проводимости комплексов, сводных расчетных схем);
выявление основных факторов, формирующих динамику подземных вод, и получение количественных показателей, характеризующих ее изменение при развитии водонапорной системы в целом (по результатам моделирования строят серии карт палеоизопьез для основных водоносных комплексов бассейна);
выяснение основных закономерностей динамики подземных вод и образования месторождений некоторых полезных ископаемых, и в частности нефти и газа.
РОЛЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В ФОРМИРОВАНИИ И РАЗРУШЕНИИ ЗАЛЕЖЕЙ НЕФТИ И ГАЗА
Ведущая роль подземных вод в процессах миграции УВ и формирования их залежей признается большинством исследователей. Еще в первых работах М. Менна (1913 г.), Дж. Рича (1921, 1923 гг.) и других исследователей были изложены представления об образовании залежей УВ в результате выделения газов из подземных вод и всплывания капелек нефти. В последнее время изучением гидрогеологических условий формирования залежей нефти и газа занимались многие исследователи. Наиболее полно изучены вопросы миграции и гидрогеологические условия формирования залежей газа.
УСЛОВИЯ МИГРАЦИИ НЕФТИ И ГАЗА В ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ СТРУКТУРАХ
Изучением вопросов миграции углеводородных газов и нефти занимались многие советские и зарубежные исследователи: В. А. Соколов, И. О. Брод, В. П. Савченко, И. В. Высоцкий, М. Ф. Двали, С. Г. Не- ручев, С. П. Максимов, Н. А. Еременко, А. Э. Конторович, А. А. Карцев, А. Леворсен, М. Маскет, В. Гассоу, Б. Тиссо, Д. Вельте, Дж. Хант и др. Известны различные классификации процессов миграции нефти и газа. Выделяют миграцию вертикальную и латеральную, или пластовую, первичную и вторичную. Под первичной миграцией понимают перемещение нефти и газа из нефтегазоматеринских (преимущественно из слабопроницаемых, тонкодисперсных) пород в прилегающие коллекторы, а под вторичной — перемещение нефти и газа по коллекторским пластам с последующим образованием их залежей.
Проблема первичной миграции (эмиграции) УВ из нефтегазоматеринских, преимущественно глинистых толщ, является наиболее сложной в общей проблеме генезиса УВ и формирования их скоплений. Мно-
II।।110 0,10,2 0,3 0,4Массовая доля битумоидовII।।110 0,10,2 0,3 0,4Массовая доля битумоидов
II।।11
0 0,10,2 0,3 0,4
Массовая доля битумоидов
II।।11
0 0,10,2 0,3 0,4
Массовая доля битумоидов
гие исследователи миграцию УВ связывают с подземными водами. Реальность водной формы миграции УВ становится особенно ясной, если учесть, что нефть, газ и глубинные подземные воды — неизбежные продукты литогенеза, общего процесса, при котором происходит дифференциация твердой и жидкой (флюидной) фаз [16].
Здесь важно иметь в виду два обстоятельства: первое — на каждой стадии литогенеза генерируется определенная ассоциация УВ и формируются (рождаются) определенного типа подземные воды; второе — в процессе литогенеза эмиграция нефти, газа и воды протекает син
хронно, на что указывает однотипность изменения пористости глин и песчано-алевритовых пород и содержания в них битумоидов с глубиной (рис. 25).
Представляется возможным выделить три крупных этапа дифференциации твердой и жидкой фаз.
Первый этап приурочен к стадии диагенеза и раннего протокатагенеза к интервалу глубин до 1200—1500 м. На этом этапе генерируются биохимические газы, а из осадков удаляются воды, унаследованные от бассейна седиментации, с глубиной возрастает роль физически и химически связанных вод. Совместно с отжимаемыми водами в водорастворенном состоянии эмигрируют значительные объемы углеводородных газов. Однако благодаря малой газоемкости вод и интенсивной генерации газов возможна их свободная миграция.
Второй этап приходится на интервал позднего протокатагенеза и мезокатагенеза, когда генерируются жирные газы и нефти и удаляются физически и химически связанные воды. Повышенная и высокая температура, большое внутрипоровое давление и особые свойства
этих вод способствуют выносу больших масс жидких УВ, жирных и сухих газов в виде водных растворов. Кроме истинных растворов важную роль в эмиграции УВ на этом этапе играют газоконденсатные растворы, эмульсии нефти в воде.
Третий этап дифференциации твердой и жидкой фаз приходится на стадии позднего мезокатагенеза и апо- катагенеза, когда идет генерация сухого метанового газа, а из пород удаляются химические связанные воды; в составе газов с глубиной возрастает доля углекислоты. Наличие пресных литогенных вод, высоких температуры
Рис. 25. Изменение пористости пород и содержания битумоидов с глубиной (по А. А. Кузьмину, В. К. Солодкову, 1976 г.). Пористость пород- 1 — глинистых, 2—песчано-алевритовых, 3 — содержание битумоидов
и давления способствует выносу УВ в виде истинных водных растворов. Однако объем литогенных вод незначителен, и определенная часть газа эмигрирует в свободном состоянии.
Миграции УВ в водорастворенном состоянии. Возможность водной эмиграции углеводородных газов определяется их хорошей растворимостью. Экспериментально установлен широкий диапазон изменения растворимости природных газов в зависимости от минерализации, температуры и давления. Так, растворимость метана в дистиллированной воде изменяется от 0,05 м3/м3 при давлении 1 МПа и нулевой температуре до 50,3 м3/м3 пци давлении 188,8 МПа и 280° С и до 135,2 м3/м3 при 354° С и том ж? давлении. Минерализация значительно снижает растворимость углеводородных газов: при 250° С, давлении 107,8 МПа и минерализации 280 г/л растворимость метана снижается до 6,5 м3/м3.
Фактическая газонасыщенность подземных вод нефтегазоносных бассейнов изменяется в широких пределах. Хорошо изучена газона- сыщеннбсть подземных вод до глубин 3—4 км, где она обычно составляет 1—5 м3/м3, реже более. С глубиной возрастают температура и давление и, следовательно, увеличивается газоемкость подземных вод. Минерализация снижает растворимость газов, однако с глубин 3— 4 км и менее появляются маломинерализованные щелочные воды, что резко сказывается на газоемкости вод. Особенно высокой газонасыщен- ностью характеризуются подземные воды зон АВПД с низкой минерализацией. Так, по данным Р. М. Новосилецкого (1982 г.) в зоне АВПД Керченского полуострова средняя газонасыщенность до глубин 3000 м составила 5 м3/м3, в интервале 3000—4000 м 7 м3/м3, а на глубинах 4000—5000 м до 19 м3/м3. Газосодержание здесь в отдельных скважинах равнялось 25—45 м3/м3 (площади Горностаевская и Кореньков- ская), а на Фонтановской площади достигала 150—200 м3/м3. В Пред- карпатье в скв. 2 площади Брыня при самоизливе газовые факторы достигали 690 м3/м3. В последних двух случаях высокие газовые факторы, по-видимому, обусловлены наличием диспергированного газа и дегазацией подземных вод еще в пластовых условиях в связи со скачкообразным падением давления при вскрытии пластов зон АВПД. Но даже с учетом сказанного видно, что с ростом давления растворимость углеводородных газов в подземных водах становится уникальной.
Данные о высокой газонасыщенности вод глубоких зон нефтегазоносных бассейнов получены и зарубежными исследователями. Так, газонасыщенность вод в скв. 1 площади Эдна-Делкабр, пробуренной на побережье Мексиканского залива (США), на глубине 3800 м составила 9,3 м3/м3. При исследовании глубинной пробы воды из нефтеносного горизонта на побережье Мексиканского залива установлена газонасыщенность вод в 27 м3/м3. Наконец, из скважины, пробуренной на глубину 6000 м близ Батон-Ружа в Луизиане (США), получен приток воды с газонасыщенностью 92,8 м3/м3.
Значительное повышение растворимости УВ в подземных водах с ростом давления весьма важно для объяснения процессов эмиграции
УВ, так как главным агентом первичной миграции являются поровые растворы материнских пород. Но поровые растворы испытывают не гидростатическое, а горное давление. Так, в зонах АВПД Южно- Каспийского бассейна (площади Сангачалы-море — Дуванный-море — о-в Булна), по данным X. Б. Юсуфзаде, Г. И. Набиева и Э. Н. Дергунова (1978 г.), поровое давление в глинах почти вдвое превышает аномально высокое давление в пластах-коллекторах. Благодаря высокому поровому давлению газоемкость подземных вод становится значительной уже на малых глубинах и существенно возрастает в зоне мезокатагенеза. Повышению внутрипорового Давления способствуют процессы литогенеза, генерация жидких и газообразных УВ, более быстрый рост горного давления по сравнению с оттоком поровых вод. Высокое поровое давление приводит, с одной стороны, к поглощению поровыми водами огромных объемов УВ, и с другой — к микроразрывам горных пород, к образованию системы микро- и макротрещин, по которым флюид (нефть, газ, вода) струйно мигрирует в коллектор.
Наряду с высоким поровым давлением существенное влияние на вынос УВ из материнских толщ оказывают химически и физически связанные воды, переходящие в свободную фазу в процессе литогенеза. Связанная вода при выходе из поля воздействия поверхностных сил характеризуется повышенными агрессивностью и растворяющей способностью. По мнению В. Ф. Симоненко, структура отжимаемой воды, отличаясь от той, которая была ей свойственна в связанном состоянии, в то же время отличается от структуры свободной воды. В таком состоянии отжимаемая вода находится при фильтрации по капиллярной (субкапиллярной) системе уплотняющихся глинистых пород. Для оценки роли связанной воды в эмиграции УВ В. Ф. Симоненко рассмотрена растворяющая способность воды в связи с изменение^ ее полярности. Как известно, в области низкой температуры (10—40° С) вода является популярным растворителем с очень высокой диэлектрической постоянной. В области высоких температур полярность воды невелика. Так, при температуре 280—300° С диэлектрическая постоянная воды ,< 20.
По данным М. П. Гавриша, И. С. Галинкора и С. П. Малинина снижение полярности воды с ростом температуры способствует растворимости неполярных органических соединений. По мнению А. М. Блох, поверхностные силы минеральных частиц, как и температура, но еще более интенсивно снижают полярность связанной воды, тем самым существенно повышают растворимость УВ. Таким образом, поровые воды способны растворять огромные объемы жидких и газообразных УВ и тем самым обеспечивать их вынос из материнских пород. Так как процессы генерации и эмиграции УВ неразрывны, для жидких компонентов важно совпадение зоны интенсивного нефтеобразования с зоной выхода в свободную фазу больших объемов химически и физически связанных вод.
Растворимость УВ в воде с ростом минерализации снижается почти на порядок. Но связанные воды мало минерализованные, и минерали- 74
зация их тем меньше, чем прочнее связь вода — порода. Следовательно, в процессе литогенеза прогрессивно снижается минерализация поровых вод и возрастает их способность растворять УВ.
С ростом температуры повышается растворимость УВ. Но роль температуры проявляется не только в повышении растворимости УВ, но и в снижении адсорбционной емкости пород. Так, по данным У. М. Дау, при повышении температуры от 32 до 38° С адсорбционная емкость адсорбентов для УВ С2 —- С6 снижается на 25%. Адсорбционная емкость пород уменьшается и в результате перестройки глинистых минералов: адсорбционная емкость гидрослюд снижается в 3—4 раза по сравнению с адсорбционной емкостью монтмориллонита.
Установлено, что при 374° С взаимная растворимость УВ и воды становится неограниченной: образуется однородный водогазонефтяной раствор — флюиды находятся в надкритическом или близком к нему состоянии. Существенное повышение растворимости УВ с ростом давления и при снижении полярности воды делает реальным допущение, что состояние взаимной растворимости в системе поровая вода т^УВ наступает при более низкой температуре и, следовательно, на относительно небольших глубинах. Все это позволяет очень высоко оценивать роль водной эмиграции жидких и газообразных УВ в широком интервале глубин.
Миграция нефти в жидкодисперсном состоянии. Проблема миграции нефти в жидкодисперсном состоянии давно привлекала внимание исследователей. Экспериментальное изучение коллоидной растворимости бензола, толуола и гептана в воде с добавкой натриевых солей олеиновой и стеариновой кислот от 0,1 до 0,3 моль/л позволило М. И. Гербер сделать вывод о лучшей растворимости УВ в коллоидных растворах по сравнению с водой. Растворимость УВ возрастает с увеличением концентрации солей органических кислот. Так, при концентрации олетата натрия 0,1 моль/л (25° С) толуола растворяется 19 мл/л, а при концентрации 0,28 моль/л при той же температуре 80 мл/л. Аналогичные исследования в США были проведены Е. Бейкером.
В последние годы Л. Н. Капченко, Н. М. Кругликовым, В. И. Сер- гиевичем, Т. Т. Сафроновой развиваются представления о квазиспон- танном эмульгировании в естественных условиях при наличии двух фаз и перемещении УВ в виде тонкодисперсных эмульсий в воде. Необходимое условие образования эмульсий — присутствие в одной из фаз (водной или углеводородной) ПАВ. Самопроизвольное эмульгирование происходит вследствие перераспределения ПАВ между обеими фазами. Такие эмульсии характеризуются предельно низким поверхностным натяжением, высокой дисперсностью и устойчивостью. Роль ПАВ в подземных водах выполняют жирные кислоты и другие компоненты растворенного ОВ.
Весьма важен вопрос о возможности прохождения мелких капелек эмульсий УВ через поры глинистых пород. Диаметр пор в глинистых породах колеблется от 10-3 до 10~5 мм. Предполагают, что нефть диспергируется в воде до частичек размером 105—10~6 мм, что указы-
75
вает на возможность миграции жидких УВ через глинистые породы в тонкодисперсном состоянии.
Миграция нефти в виде газовых растворов. Способность сжатых газов растворять жидкие и твердые вещества установлена еще в прошлом столетии. Впервые идею о возможности миграции нефти в однофазном газовом состоянии в условиях высоких температуры и давления высказал Дж. Рич (1927 г.). Большое значение этих явлений для миграции нефти было показано В. А. Соколовым (1948 г.).
Растворимость нефти в различных газах существенно различается. Растворимость нефти в углекислом газе значительно выше, чем в метане. По данным Т. П. Жузе (1976 г.), добавка к метану его гомологов резко увеличивает растворяющую способность газовой смеси. Как и для водных растворов, фактор давления играет важную роль для выноса жидких УВ в виде газовых растворов. Из материалов исследований Т. А. Капелюшникова, Т. П. Жузе, С. Л. Закс, М. И. Гербер и других следует, что в газовой смеси, состоящей из 93% метана, 7% этана, пропана, бутана, азота и углекислоты, при 100° С и давлении 39,2 МПа в 1 м3 газа может раствориться 26—35 кг нефти, при той же температуре и давлении 68,6 МПа — 97—113 кг. При температуре 200° С и давлении 88,2 МПа в 1 м3 сжатого газа может раствориться 169—212 кг нефти. При высоких температуре и давлении в сжатых газах могут практически раствориться все компоненты нефти (В. А. Соколов, 1965 г.). Указанное давление в поровом пространстве нефтематеринских пород формируется в интервале глубин 1,5—4 км, т. е. охватывают всю зону интенсивной генерации нефти.
В реальных геологических условиях возможность эвакуации жидких УВ из нефтематеринских пород сжатыми газами исследователями оценивается неоднозначно. Некоторые геологи роль сжатых газов в эмиграции нефти считают незначительной. Основные возражения сводятся к тому, что для выноса нефти генерируемых количеств газа недостаточно и что природные газы преимущественно метановые, т. е. не переводят в газовую фазу высококипящие компоненты нефти при существующих пластовых температуре и давлении.
В связи с этим следует подчеркнуть масштабность газогенерации. Высокая обогащенность подземных вод нефтегазоносных бассейнов углеводородными газами позволяет оценивать роль газовых растворов в качестве главного механизма эмиграции нефти. При этом следует учесть, что в подземных водах растворено менее 10% газа, генерируемого осадочными толщами бассейна. Процессу нефтеобразования сопутствует генерация жирных газов. Содержание гомологов метана в битуминозных породах, как показала Е. А. Рогозина, достигает 73% при высокой концентрации углекислоты. Все это позволяет высоко оценивать роль газовых растворов в эмиграции нефти.
Для понимания особенностей дифференциации твердой и жидкой фаз также следует учитывать возможность растворения воды в газе. Данные табл. 4 показывают, что в недрах глубоких депрессий поровые воды эмигрируют из глин в газообразном состоянии. Более того, реаль- 76
Таблица 4
Растворимость воды в метане, кг/м3 (no Т. П. Жузе, 1981 г.)
Давление, МПа
Температура, °C
37,8
100,4
138
204
10
0,077
0,875
2,400
11,822
20
0,104
0,981
2,700
12,272
30
0,121
1,235
2,936
12,857
40
0,130
1,304
3,098
13,431
50
0,130
1,344
3,183
13,448
60
0,136
1,363
3,352
13,558
70
0,138
1,401
3,323
13,677
но допустить, что и в коллекторе глубоких депрессий находится газовая фаза с растворенной водой.
При эмиграции углеводородных газов большое значение имеет диффузия, так как она протекает постоянно при наличии перепада давления или концентрации. А перепады давления (концентрации) газа между материнской толщей и смежным коллектором могут достигать больших величин. Между тем дальность диффузии в системе материнская порода^ коллектор невелика. Выполненные расчеты показали, что основная масса газообразных УВ (65—70%) их глинистых толщ эмигрирует путем диффузии. Механизм этот позволяет понять причину существенного отличия газов, сорбированных ОВ, от газов подземных вод.
При учете всех форм миграции УВ эвакуация нефти и газа из материнских толщ в коллектор представляется в следующем виде. В материнской толще происходит рост внутрипорового давления в связи с литогенезом — генерацией нефти, газа, высвобождением химически и физически связанной воды, ростом горного давления. Рост внутрипорового давления приводит к гидроразрыву пород. Вначале возникают мелкие волосяные трещины, которые, сливаясь, образуют более крупные каналы. По этой системе пор, микро- и макротрещин происходит миграция сложных флюидальных систем: истинных, коллоидных, водных растворов. Следы этой миграции можно наблюдать в естественных обнажениях в виде многочисленных трещин горных пород, залеченных обломками терригенных пород, кальцитом и другими минералами.
Эмиграция флюидальной системы происходит ступенчато. Вначале система перемещается по порам, капиллярам и микротрещинам материнских пород. Основной флюидоноситель — сжатый газ и вода со структурой, отличающейся от структуры как связанной, так и свободной, гравитационной воды. Это — модифицированная вода с высокой растворяющей способностью, связанной с низкой полярностью и большим внутрипоровым и внутрикапиллярным давлением. Вторая ступень — миграция по открытым трещинам. При этом давление в системе скачкообразно падает от внутрипорового к давлению в трещине, что сопровождается нарушением физико-химического равновесия в сис-
теме. Третья ступень — миграция по коллекторским пластам. Давление в системе снижается от давления в трещине до гидростатического. Происходит дальнейшая дифференциация фаз на нефть, углеводородные газы и пластовую воду.
Рассматривая миграцию УВ по коллекторам, следует подчеркнуть преобладание двух форм миграции: водорастворенной (пассивная миграция) и струйной (активная миграция).
Значение миграции водорастворенных УВ, особенно газов, предопределяется вездесущностью вод и их высокой растворяющей способностью. Для нефтяных УВ водорастворенная миграция в пластах-коллекторах, вероятно, менее значительна, так как водные растворы УВ в коллекторских пластах находятся в иных термодинамических и физико-химических условиях. Так, УВ, растворенные в модифицированной воде, в коллекторе выделяются в свободную фазу в связи с потерей водой аномальных свойств и снижением давления от геостатического до гидростатического. Последнее справедливо и для немодифициро- ванной воды.
Исключительно важное значение струйной миграции нефти и газа придает В. П. Савченко. По его представлениям, струйная миграция газа и нефти — единственная форма миграции, обеспечивающая перенос этих флюидов после образования самостоятельной фазы в проницаемых водонасыщенных породах.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ ЗАЛЕЖЕЙ
Гидрогеологические условия формирования залежей УВ в значительной степени определяются условиями первичной миграции.
С учетом особенностей эмиграции УВ можно выделить две обстановки: 1) формирование залежей происходит путем мобилизации УВ пластовых вод водонапорных систем; 2) в коллектор УВ поступают в виде самостоятельной фазы либо углеводородная фаза образуется в момент внедрения однофазового раствора из материнской породы в коллектор, т. е. формирование залежей происходит в процессе струйной миграции.
Формирование залежей газа, по-видимому, происходит преимущественно в результате мобилизации водорастворенного газа. В подземной гидросфере растворены гигантские количества природных газов. Без преувеличения можно сказать, что объем водорастворенных газов гидросферы Земли близок к объему ее атмосферы. Глобальные ресурсы природных газов в подземных водах осадочной оболочки планеты оцениваются в 1016—1017 м3. Следует подчеркнуть, что суммарное количество водорастворенных газов в подземных водах как для отдельных бассейнов, так и для планеты в целом на 1—2 порядка больше прогнозных запасов (мировые прогнозные запасы горючих газов на континентах, в зоне шельфов и мелководных морей составляют 10*5 м3, а разведанные промышленные запасы 1014 м3). Иначе говоря, коли-
чества водорастворенных углеводородных газов более чем достаточно для формирования любых, в том числе и уникальных по запасам, месторождений горючих газов.
В коллекторские пласты основная масса углеводородных газов поступает в результате диффузии из смежных нефтегазогенерирующих толщ, в виде насыщенных водных растворов, в результате прорыва свободного газа (струйная миграция). Какие-то объемы газа генерируются в самих коллекторских толщах. Скорость насыщения пластовых вод углеводородными газами зависит от ряда причин: от обогащен- ности пород ОВ, интенсивности процессов газогенерации, сохранности газа, минерализации и температуры подземных вод, гидростатического давления и т. д. По достижении предела насыщенности вод газ начнет выделяться в свободную фазу. Тот газ, который поступает в коллектор в виде струи свободного газа, в дальнейшем мигрирует по коллектору до ближайшей ловушки в форме свободных струйных потоков.
Однако и при .постоянном газовом факторе пластовые воды могут оказаться предельно насыщенными и газ начнет выделяться в свободную фазу. По мнению Н. М. Кругликова, механизм насыщения может быть обусловлен: восходящим движением пластовых вод, подъемом территории при эпейрогенических движениях, внедрением пластовых вод в благоприятную температурную зону, снижением регионального базиса разгрузки, ростом минерализации вод.
Из множества факторов формирования залежей газа, очевидно, ведущим является тектонический режим регионов, определяющий в итоге термодинамические условия подземных вод. Тектонический режим существенно влияет на онтогенез нефти и газа. Так, при отрицательных эпейрогенических движениях в связи с ростом температуры в осадочных породах усиливаются процессы генерации УВ. При подъеме территории УВ начинают выделяться в свободную фазу и формируют залежи. Эти знакопеременные движения действуют подобно поршню: при опускании территории (рост давления и температуры) усиливаются процессы генерации УВ, при подъеме территории УВ «вытягиваются» в свободную фазу. И чем интенсивнее менялись частота и амплитуда движений, тем дальше зашли процессы онтогенеза нефти и газа. Уже наличие залежей свободного газа указывает на то, что эти системы в течение своего геологического развития неоднократно находились в состоянии перенасыщения. Вместе с тем следует подчеркнуть, что перенасыщенные водонапорные системы мы фиксируем крайне редко. Последнее обусловлено не их отсутствием, а неустойчивостью таких систем. То, что залежи своими корнями уходят в водонапорные системы, подтверждается законом геохимического тождества природных газов водонапорных систем: геохимическому типу водорастворенных газов соответствует аналогичный тип газов газовых залежей.
В результате положительных эпейрогенических движений, роста горных сооружений и локальных структур пластовое давление может значительно снизиться и вызвать интенсивное выделение растворенных газов в свободную фазу. Неоген-четвертичное время характеризуется
79
общим усилением тектонической жизни Земли. На это же время приходится почти повсеместное снижение уровня Мирового океана — регионального базиса стока подземных вод осадочной оболочки. Все это привело к резкому изменению термодинамических условий водонапорных систем и выделению значительных объемов газа из пластовых вод. Последнее подтверждается временем формирования газовых залежей Скифской, Туранской, и Западно-Сибирской плит и наличием перенасыщенных газовых растворов в зонах орогенов.
В предельно газонасыщенных водах выделение газа в свободную фазу происходит по всей толще водонасыщенного коллектора, и нужно воздействие определенных сил, чтобы рассеянные по порам коллектора пузырьки газа мигрировали под водоупорную кровлю и образовали бы достаточно крупную гомогенную массу, способную к самостоятельной струйной миграции. Всплыванию пузырьков газа по поровому пространству коллектора препятствуют силы сцепления и поверхностного натяжения, последнее особенно значительно при переменном сечении пор, что фактически и наблюдается. Ранее предполагалось, что для преодоления сил сцепления и поверхностного натяжения достаточно гидродинамических сил. Однако существующих гидростатических перепадов вследствие их исчезающе малых значений в узком сечении пор явно недостаточно. По-видимому, основной механизм гомогенизации УВ — тектонические движения. При тектонических подвижках отдельные поры и микротрещины будут то расширяться, то сжиматься, что приводит к проталкиванию нефти и газа. j
Под влиянием сил всплывания это проталкивание направлено вверх, в результате пузырьки газа накапливаются под покрышкой. При образовании крупного пузыря газа может начаться струйная миграция до ближайшей ловушки.
Интенсивность тектонических движений исключительно высока: осадочные пласты находятся в постоянном движении, «встряхиваются» в результате проявления эндогенных и экзогенных процессов. Под влиянием силы тяготения Луны и Солнца земная кора ежедневно то поднимается, то опускается на какую-то величину в зависимости от расстояния до экватора. Грандиозность приливных явлений можно сравнить с современными тектоническими движениями. Так, по замерам территория Москвы испытывает поднятие, равное 0,0037 м/год, или 0,000016 см/сут, а приливное поднятие дважды в сутки достигает 0,4 м (А. Ф. Лопатин, 1979 г.). Благодаря полусуточному и суточному изменению раскрытости трещин," пор и микротрещин и перераспределению пластового давления возникают периодические колебания дебитов родников и статического уровня в колодцах и скважинах. В геологическом прошлом приливные явления имели большее значение, так как приливы по амплитуде превышали современные ввиду более близкого расположения Луны и Земли. Не меньшее влияние оказывают океаны и моря: гигантские волны во время штормов буквально сотрясают осадочные слои. Сила ударов такова, что штормы в Бискайском заливе отмечаются сейсмическими станциями в Москве. Еще больший эффект образуется 80
от разрядки эндогенных напряжений — землетрясений, число которых достигает 100 тыс. в год, а иногда и более.
Не до конца ясен механизм формирования залежей, обогащенных сероводородом. Часть исследователей (А. Л. Козлов, И. С. Старобинец, Р. Г. Панкина и др.) считает, что сероводород в залежи поступает из пластовых вод. Однако сероводород имеет высокую растворимость. Так, в 1 л пластовых вод подсолевых отложений Астраханского свода в Прикаспийской впадине (с учетом температуры, минерализации и давления) может раствориться 415 л сероводорода. Фактическая же газонасыщенность составила 17 л/л. Трудно допустить, что водонапорные системы когда-либо достигали предельного насыщения по сероводороду Очевидно, в большей степени правы те исследователи (А. С. Зингер, Л. М. Зорькин, Д. Хант и др.), которые обогащение залежей сероводородом объясняют окислением УВ сформировавшихся залежей, откуда впоследствии сероводород мигрировал в контурные воды. По мнению В. С. Гончарова, факт приуроченности повышенных концентраций сероводорода к основным зонам газонакопления указывает на миграцию кислых компонентов из залежей в воду. Это подтверждается большей упругостью сероводорода в залежах по сравнению с подошвенными водами в ряде регионов.
Вопросы формирования залежей нефти в результате ее выделения из пластовых вод менее разработаны. Вероятно, для нефти и жирных газов основной механизм эмиграции — газовые растворы и истинные водные растворы в модифицированной воде. Однако эти растворы, попадая в коллектор, тут же распадаются, и далее нефть (и конденсат) по коллектору мигрирует струйно. Возможно, важную роль в формировании залежей играет нефть, находящаяся в тонкодисперсном состоянии. С этих позиций определенный интерес представляет оценка дальности миграции жидких УВ при формировании залежей. Исследования А. А. Трофимука, В. С. Вышемирского и других показывают, что величины запасов нефтяных месторождений хорошо согласуются с объемами материнских пород в зонах, оконтуренных по мульдам впадин. Расстояния от мелких месторождений до наиболее удаленных участков, откуда могла мигрировать нефть в залежь, достигают 20—25 км; для крупных месторождений эти расстояния составляют обычно 50—70 км, редко 140—150 км.
Анализ имеющихся материалов указывает на сопряженность эмиграции, миграции и условий формирования залежей нефти и газа. Это находит подтверждение и в закономерностях изменения химического состава газов в ряду: газы рассеянного ОВ->-газы подземных вод—>-газы нефтегазовых скоплений. Сорбированные газы ОВ нефтематеринских пород состоят из метана и его гомологов, причем доля гомологов в источнике миграции может составлять более 50%. Отмечается высокая концентрация углекислоты. Для газоматеринских пород (арконовый тип ОВ) состав сорбированных газов преимущественно метановый, но и в этом случае содержание гомологов метана значительно— 10—20%. А в составе водорастворенных углеводородных газов
Таблица 5
Состав свободных и водорастворенных газов (объемная доля, %) северной части Тюменской области
Месторожде
Место взятия пробы
h2s + CO2
сн4
с2н6+в
М2 +редкие
Губкинское
Залежь
Контурные воды
0,53
0,47
96,95
97,6
0,54
0,02
1,96
1,53
Тазовское
Залежь
Контурные воды
0,50
0,20
98,6
98,8
0,10 Следы
0,80
0,90
преобладает метан — 98% и более. Такую дифференциацию газов между материнской толщей и коллектором обеспечивает диффузия вследствие разной диффузионной проницаемости пород для метана и его гомологов. Существенно отличаются газы нефтематеринских толщ и от газов газовых залежей. Однако последние идентичны водорастворенным газам, что указывает на их формирование в результате дегазации вод. В качестве такого примера приведем месторождения севера Тюменской области (табл. 5).
Газы нефтяных и газоконденсатных месторождений значительно отличаются от газов вмещающих водонапорных систем. Вместе с тем нефткные газы близки по составу газам нефтематеринских пород. Это указывает на ведущую роль газовых растворов (струйная миграция) в их формировании, так как с газовыми растворами из нефтематеринских толщ эмигрируют как жирные газы, так и жидкая .нефть. При небольшой роли газовых растворов в формировании залежей УВ состав газов контурных вод незначительно отличается от газов залежей (табл. 6, Пунгинское месторождение).,И эти различия тем значительнее, чем большую роль в формировании залежей играла струйная эмиграция (табл. 6, Коробковское и Султангуловское месторождения). По-види- мому, большая часть нефтяных залежей сформирована в результате струйного выноса нефти (газовые растворы) из нефтегазогенерирующих толщ или в виде растворов модифицированной воды.
П. Царевым (1976 г.) рассмотрен газогидратный механизм формирования залежей газа. Этот механизм считается более универсальным, так как может протекать при недонасыщении пластовых вод
Таблица 6
Состав свободных и водорастворенных газов (объемная доля, %) месторождений, сформировавшихся с участием струйной эмиграции
Месторождение
Место взятия пробы
H2s + co2
сн4
С2Н4 + в
N2 +редкие
н2
Пунгинское
Залежь
0,75
89,44
5,67
4,14
Не обн.
(Западная Сибирь)
Контурные воды
2,79
93,47
0,96
2,16
»
Коробковское
Залежь
0,18
81,29
17,41
1,12
(Урало-Поволжье)
Контурные воды
1,50
75,94
2,79
10,91
8,86
Султангуловское
Залежь
3,85
90,25
58,65
17,25
Не обн.
(Урало-Поволжье)
Контурные воды
2,34
25,2
4,34
65,22
»
растворенным газом [16]. Образование гидрата начинается на границе двух фаз: жидкой и газовой. Появление свободной газовой фазы при недонасыщении пластовых вод — явление, очевидно, не такое уж редкое (внедрение в коллектор высокогазонасыщенных вод, резкие тектонические подвижки, изменение температуры). Существование хотя бы одного пузырька газа, по мнению В. П. Царева, обусловит появление твердой фазы — гидрата, и начнется процесс образования залежи. Газовая фаза может существовать и в виде слоя, адсорбированного на поверхности зерен породы.
1.9.3. РОЛЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В РАЗРУШЕНИИ ЗАЛЕЖЕЙ НЕФТИ И ГАЗА
Существование нефтяных и газовых залежей — это непрерывная борьба двух противоположных процессов: концентрирования и рассеяния УВ. Первоначально УВ рассеяны по всему объему осадочных пород нефтегазоносного участка литосферы, и нужны определенные геологические и гидрогеологические условия, чтобы рассеянные УВ могли сконцентрироваться в ловушках. С первых этапов формирования залежей УВ начинается процесс рассеяния их из залежей. Характер рассеяния зависит от геохимической обстановки: на стадии формирования количество УВ, поступившее за единицу времени в залежь, намного превысит массу УВ, рассеявшихся из залежи. По мере снижения интенсивности генерации УВ и их поступления в залежь процессы рассеяния все более и более начинают преобладать.
Разрушение залежей нефти и газа может быть механическим, физическим, физико-химическим, химическим и биохимическим. Благодаря рассеянию УВ из залежей вокруг последних образуется специфическое геохимическое поле, характеризующееся аномальными концентрациями отдельных компонентов залежи или продуктов их взаимодействия с веществом вмещающих пород и вод.
Механическое разрушение залежи обусловлено вымыванием нефти или газа из ловушки подземными водами вследствие возрастания гидравлических уклонов или изменения емкости и конфигурации ловушки, а также фильтрацией нефти и газа через ловушку. Основное условие сохранности залежи — неравенство 0<а, где 6 — угол наклона ВПК (ГВК), а — угол падения крыла ловушки в тыловой по отношению к потоку воды части залежи (рис. 26).
Наиболее полно возможность вымывания залежи водами описывается уравнением М. Хэбберта и В. П. Савченко:
tg6 = TB//(YB-VH(r)).
где i — гидравлический градиент; ув, ун(г) — плотности пластовой воды, нефти или газа. Ориентировочно для нефтяных залежей tg0 = 2—10, для газовых tg0 = 1 —1,5, т. е. нефтяные залежи легче подвергаются вымыванию, чем газовые.
Рис. 26. Схематический разрез, показывающий соотношение между наклоном плоскости ВНК и потенциометрической поверхностью (стрелками показано направление движения воды) (по А. Леворсену, 1970 г.) z — высота смещения ВНК, Л — величина наклона потенциомет рической поверхности в пределах залежиРис. 26. Схематический разрез, показывающий соотношение между наклоном плоскости ВНК и потенциометрической поверхностью (стрелками показано направление движения воды) (по А. Леворсену, 1970 г.) z — высота смещения ВНК, Л — величина наклона потенциомет рической поверхности в пределах залежи
Рис. 26. Схематический разрез, показывающий соотношение между наклоном плоскости ВНК и потенциометрической поверхностью (стрелками показано направление движения воды) (по А. Леворсену, 1970 г.) z — высота смещения ВНК, Л — величина наклона потенциомет рической поверхности в пределах залежи
Рис. 26. Схематический разрез, показывающий соотношение между наклоном плоскости ВНК и потенциометрической поверхностью (стрелками показано направление движения воды) (по А. Леворсену, 1970 г.) z — высота смещения ВНК, Л — величина наклона потенциомет рической поверхности в пределах залежи
Фильтрация нефти и газа через покрышку связана с возникновением в последней разрывов и трещин, а также с высоким давлением в залежи. Условия перетока определяются соотношением давлений над и под покрышкой. Переток нефти (газа) по трещинам происходит при следующем соотношении давлений: р«, г> рв + h^B, где рн, г — давление в залежи под покрышкой; рв — гидростатическое давление над покрышкой; И — МОЩНОСТЬ ПОКрЫШКИ, ув — ПЛОТНОСТЬ ВОДЫ. ПрИ рн, г<Рв + + /гун, г вертикальная восходящая миграция нефти и газа по трещинам в покрышке невозможна (гидродинамическая покрышка).
Во многих нефтегазоносных бассейнах пластовое давление растет с глубиной, что способствует механическому разрушению залежей. Существование сосредоточенной разгрузки, достигающей дневной поверхности, подтверждается многочисленными нефтегазопроявлениями во всех известных нефтегазоносных регионах.
Физико-химическое разрушение залежей происходит путем растворения УВ в подземных водах и их диффузии. При этом нефтяные залежи дегазируются, что сопровождается увеличением плотности нефтей. Уменьшение газового фактора и снижение давления насыщения в направлении от наиболее приподнятой части залежи к контуру установлено на многих месторождениях Северного Кавказа, Урало-По- волжья, Западной Сибири, Северной Америки и других нефтегазоносных регионов.
Диффузия газов в подошвенные и контурные воды интенсивно протекает при глубоком нарушении фазового равновесия в системе залежь—контурные воды и повышенной динамичности подземных вод. Диффузионные потери газа из залежи через покрышки будут значительны при большой диффузионной проницаемости покрышек. В результате диффузии газов из залежей и их растворения в подземных водах газовые залежи могут подвергаться полному уничтожению. Однако этот процесс более вероятен для древних нефтегазоносных бассейнов (длительность процессов рассеяния) и для залежей с малыми запасами. По мнению И. В. Высоцкого (1979 г.), величина диффузионных потерь газа из скоплений соизмерима с современными запасами газа в месторождениях.
Химическое разрушение залежей происходит путем окисления УВ кислородом и сульфатами подземных вод и тесно связано с б и о- химическим разрушением — «поеданием» УВ бактериями. Гидрогеологические условия химического и биохимического разрушения залежей описаны в работах А. А. Карцева.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ КРИТЕРИИ ОЦЕНКИ ПЕРСПЕКТИВ НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ
В предыдущих разделах была показана исключительно важная роль подземных вод на всех этапах образования нефти и газа, их миграции, формирования и сохранения их залежей, что определяет возможность использования гидрогеологических критериев при прогнозировании нефтегазоносности недр. Гидрогеологические нефтегазопоисковые показатели весьма разнообразны, и особенности их использования на разных этапах геологоразведочного процесса могут существенно различаться. Поэтому изучение гидрогеологических критериев следует начинать с классификации и выяснения оптимальных (наиболее благоприятных) их комплексов, методики использования показателей при поисках месторождений нефти и газа.
В настоящее время существует большое число разнообразных схем классификаций гидрогеологических показателей. Наиболее полные сводки исследований, посвященных вопросам изучения гидрогеологических показателей нефтегазоносности, и современное состояние этих вопросов описаны в работах В. А. Кротовой, А. А. Карцева, А. С. Зингера, М. Е. Альтовского, М. А. Гатальского, М. И. Субботы, В. Ф. Клейменова, Е. В. Стадника, Я- А. Ходжакулиева и др.
Разработка классификационных схем гидрогеологических показателей оценки перспектив нефтегазоносности идет по трем направлениям- первое — все показатели разделяют на прямые и косвенные, при этом принимают, что прямые однозначно указывают на наличие залежей нефти и газа, а косвенные характеризуют благоприятные условия для сохранения этих залежей; второе — показатели группируют по классам изучаемых информационных объектов, например, различают показатели общегидрогеологические, палеогидрогеологические, гидрохимические, газовые, геотермические и др.; третье — предусматривают выделение специфических показателей для определения наличия нефти и газа, условий формирования, сохранения залежей, условий наличия ловушек и др
Большинство исследователей справедливо считает, что для всех гидрогеологических бассейнов не существует универсальных гидрогеологических показателей. Бассейны, различаясь по особенностям геологического строения, характеризуются и своим набором гидрогеологических показателей. Результаты многолетних исследований в различных бассейнах и анализ существующих классификаций позволяют определить следующую совокупность гидрогеологических показателей оценки перспектив нефтегазоносности: общегидрогеологические и палеогидро-
геологические, гидродинамические, гидрохимические (сюда включаются ВРОВ и газы), геотермические и микробиологические.
Обычно при оценке перспектив нефтегазоносности по гидрогеологическим данным различают региональную, зональную и локальную оценки перспектив нефтегазоносности недр. В процессе региональной оценки рассматриваются гидрогеологические условия нефтегазоносных бассейнов или их частей, а при зональной — отдельных территорий или зон внутри бассейна. Главная задача гидрогеологических исследований при локальной оценке нефтегазоносности заключается в получении информации, которая прямо или косвенно указывала бы на наличие или отсутствие залежей нефти и газа в пределах рекомендуемой для разбуривания локальной площади (объекта).
До сих пор при прогнозировании не всегда используют всю совокупность гидрогеологических показателей, что приводит к снижению эффективности их использования в нефтегазопоисковой практике. Кроме того, степень применимости тех или иных показателей в различных гидрогеохимических обстановках и районах различна. Даже в пределах одного бассейна, но в разных гидрогеохимических обстановках информативность одних и тех же гидрогеохимических показателей различна. В связи с этим и методика оценки перспектив нефтегазоносности по результатам глубинного гидрогеологического опробования водоносных горизонтов в конкретных гидрогеохимических обстановках имеет свои особенности. Поэтому региональная, зональная и локальная оценка перспектив нефтегазоносности должна по возможности осуществляться комплексно с использованием всех имеющихся показателей.
Общегидрогеологические показатели
В группу общегидрогеологических показателей обычно включают следующие характеристики: тип бассейна (или его части), его размеры и объем осадочных пород; особенности водоносных комплексов, их выдержанность и коллекторские свойства; надежность региональных водоупоров; характер распределения по площади и разрезу гидрохимических, газовых и температурных параметров; положение региона или локального участка в пределах бассейна и др.
Перспективы нефтегазоносности бассейнов возрастают с увеличением площади бассейна и объема слагающих бассейн осадочных толщ. Необходимое условие нефтеносности бассейна — достаточная глубина (более 1—2 км) погружения осадочных пород. В настоящее время большинством исследователей (Н. Б. Вассоевич, С. Г. Неручев, В. П. Савченко, А. А. Карцев и др.) за минимальные глубины погружения, необходимые для осуществления процессов нефтеобразования, принимаются глубины в среднем 1500—2000 м. В зависимости от типа ОВ и возраста пород, температурных условий эта глубина может варьировать. Минимальная граница погружения пород для образования промышленных газовых месторождений снижается — в среднем 300— 800 м и даже меньше. Гидрогеологические бассейны небольших разме- 86
ров (1—5 тыс. км2 и менее), если даже они и заполнены мощной осадочной толщей, характеризуются меньшими перспективами нефтегазоносности, так как в них обычно недостаточна по размерам «нефтегазосборная площадь» и облегчены условия для разрушения УВ инфильтрационными водами.
Важным критерием нефтегазоносности бассейнов или их частей является присутствие водоупоров. Длительная сохранность нефтегазовых залежей обеспечивается наличием региональных водоупоров значительной мощности. Такими водоупорами служат мощные толщи соленосных, гипсоангидритовых, глинистых, глинисто-карбонатных и других изолирующих пород, например, в Волго-Уральском нефтегазоносном мегабассейне — кунгурская гипсоангидритовая (до 500—1000 м) толща, в Западно-Сибирском мегабассейне — мощная (до 50—1000 м) глинистая турон-нижнеолигоценовая толща, на Северном Кавказе — глинистые породы майкопской свиты мощностью 500—1000 м и т. д.
Анализ особенностей распределения гидрохимических, газовых и температурных параметров подземных вод позволяет в ряде случаев наметить в разрезе и по площади осадочных бассейнов зоны, благоприятные для сохранения залежей нефти и газа. Например, в направлении возрастания минерализации и содержания микрокомпонентов (брома, иода, бора, алюминия и др.), увеличения общей газонасыщен- ности вод, упругости газов, степени прогретости недр и т. д. нарастают перспективы нефтегазоносности. Характер распределения гидрогеологических показателей по площади развития водоносных комплексов позволяет проследить, насколько далеко от обрамления бассейнов распространяются области, промытые инфильтрационными водами, с неблагоприятными условиями для сохранности залежей нефти и газа. Здесь рассмотрены только главные общие гидрогеологические показатели перспектив нефтегазоносности, на самом деле их перечень этим не исчерпывается.
Палеогидрогеологические исследования
Основные задачи палеогидрогеологии заключаются в выяснении гидрогеологической обстановки минувших геологических эпох с целью определения влияния подземной гидросферы на процессы образования и миграции нефти и газа, формирования, сохранения и разрушения их залежей. Для решения этих задач исследуются специальные вопросы, которые рассмотрены в разделе 1.8.
Формирование и сохранение залежей нефти и газа связаны главным образом с водами седиментационного генезиса, т. е. элизионный водообмен рассматривается как благоприятный показатель нефтегазоносности недр. С инфильтрационным водообменом связываются основные гидрогеологические процессы, приводящие к разрушению скоплений нефти и газа. Поэтому сравнительная оценка интенсивности и времени проявления элизионного и инфильтрационного водообмена в гидрогеологической истории бассейна или водоносного комплекса позволяет по-
лучить ценные данные при оценке перспектив нефтегазоносности. Так, если в пределах бассейна или водоносного комплекса инфильтрационный водообмен на прошлых этапах гидрогеологической истории был сравнительно непродолжительным и по своим масштабам незначительным по сравнению с элизионным водообменом, то это может расцениваться как благоприятный признак нефтегазоносности. В качестве примера можно привести данные А. А. Карцева, С. Б. Вагина, Е. А. Баскова (1969 г.) по Западно-Сибирскому мегабассейну, Я. А. Ходжакулие- вым и Л. А. Абуковой [39, 40] по Каракумскому бассейну. Количественная оценка масштабов элизионного водообмена имеет к тому же практическое значение, так как рна может быть использована совместно с другими данными при оценке запасов нефти и газа. Принципиальные возможности такой оценки, например, показаны в работах А. А. Карцева (1970, 1971 гг.).
Генетическая связь во времени нефтегазонакопления с элизионными этапами гидрогеологической истории и зонами палеопьезоминимумов проверена на многих нефтегазоносных территориях. Так, исследованиями А. А. Карцева, С. Б. Вагина, В. А. Кудрякова, Я. А. Ходжа- кулиева, Г. П. Якобсона и других авторов установлено, что зоны палеопьезоминимумов для мезозойских отложений Средней Азии соответствуют современным зонам нефтегазонакопления — Центральнокаракумской, Марыйской, Бухарской.
В результате изучения палеотемпературных условий на различных этапах гидрогеологической истории бассейна или отдельного водоносного комплекса могут быть намечены области повышенной температуры, которая способствовала наиболее полному превращению ОВ в направлении образования УВ, а также определена продолжительность «прогрева». Так, при температуре 70—150° С, необходимой для протекания главной фазы нефтеобразования, образуются жидкие и газообразные УВ; температурный диапазон 150—250° С ведет к деструкции сложных УВ нефтяного ряда и накоплению газообразных, главным образом метана. В качестве примера можно привести детальные исследования по изучению палеотемпературных условий водонапорной системы Каракумского бассейна [39, 40].
Гидродинамические показатели
К собственно гидродинамическим критериям нефтегазоносности относятся показатели процессов водообмена и гидрогеологическая закрытость недр, соотношение пьезометрических уклонов и падения горизонтов, скорость движения подземных вод, очаги разгрузки вод (пьезоминимумы) и др.
Выше отмечалось, что в вертикальном разрезе нефтегазоносного бассейна выделяют три гидродинамические зоны: активного, затрудненного водообмена и застойного водного режима. В зоне свободного водообмена, как правило, не встречаются промышленные залежи нефти и газа, зато широко представлены твердые нафтиды, а иногда и жидкие 88
окисленные нефти. Основные ресурсы нефти и газа связаны с зоной застойного водного режима и в незначительной степени — с зоной затрудненной циркуляции подземных вод.
Понятие «гидрогеологическая закрытость или раскрытость структур» было впервые введено Н. К. Игнатовичем (1948 г.), однако он не дал количественного выражения этого понятия. М. А. Гатальский (1954 г.) конкретизировал это понятие, предложив использовать отношение минерализации воды к глубине залегания опробуемого горизонта. В. А. Кротова для характеристики закрытости структур использовала бромный показатель, получаемый при делении содержания брома в миллиграммах на литр (умноженного на 100) на глубину залегания горизонта в метрах, а также величину хлорбромного коэффициента. Территории и части разреза, характеризующиеся максимальными значениями коэффициентов гидрогеологической закрытости, обычно наиболее благоприятны в отношении нефтегазоносности. Однако коэффициент закрытости недр не всегда можно применить, например в случае наличия в разрезах соленосных отложений, а также на больших глубинах, где наступает предел насыщения вод солями. На основании изучения величины гидрогеологической закрытости структур можно выявлять зоны разгрузки подземных вод, с которыми нередко связаны залежи нефти и газа и которые сопровождаются гидрохимическими и температурными аномалиями.
Величины гидравлических уклонов ВНК и ГНК, по А. А. Карцеву,— прямые гидрогеологические показатели условий сохранности залежей нефти и газа при механическом разрушении водами. По его данным, залежи нефти не могут сохраниться, если а> 5t, а залежи газа не сохраняются при а> I (а — угол падения пластов на крыльях сводовых ловушек, z — гидравлический уклон). Благоприятным признаком сохранения залежей также считается значительное расстояние между областями питания и разгрузки в сочетании с небольшой разностью их абсолютных отметок. Вместе с тем повышение скорости движения седиментационных вод при палеогидрогеологических исследованиях А. А. Карцевым, С. Б. Вагиным, и Е. А. Басковым рассматривается как положительный признак при формировании залежей нефти и газа.
Важный показатель при изучении нефтегазоносности недр — данные о гидродинамических аномалиях, которые выражаются в локальных понижениях и повышениях напоров подземных вод — в пьезоминимумах и пьезомаксимумах. Как показали исследования А. М. Овчинникова, В. А. Кротовой, Я. А. Ходжакулиева и др., к пьезометрическим минимумам, связанным с очагами разгрузки подземных вод, часто приурочены области локализации нефти и газа. В. А. Кудряков разделил все пьезоминимумы на переточные, преградные и фронтальные. Особое место при поисках залежей приобретают пьезоминимумы переточного типа. Роль пьезоминимумов в формировании скоплений УВ и их поисковое значение установлены в ряде нефтегазоносных бассейнов, показана связь размещения залежей нефти и газа с глубинными гидроди-
намическими аномалиями, с которыми также совпадают гидрохимические и геотермические аномалии.
Гидрохимические показатели
Большинство показателей солевого состава вод характеризует геохимическую среду пластовой системы, степень гидрогеологической закрытости недр, возможность протекания тех или иных химических и биохимических процессов. В разное время в качестве показателей солевого состава вод выдвигались самые разнообразные химические компоненты вод и различные коэффициенты, устанавливаемые из их соотношений. В последующем многие из этих показателей были отвергнуты как недостаточно обоснованные В настоящее время для не'фтегазопоисковых целей используют следующие показатели солевого состава вод: тип вод и характер общей минерализации, коэффициенты метаморфизации вод, сульфатность, содержание микроэлементов (аммония, иода, брома, бора и др.), редких и рассеянных элементов (стронция, ванадия, никеля, меди, молибдена и др.).
Тип вод и минерализация, величины отношений отдельных солевых компонентов (rNa/rCl, (rCl—rNa)/rMg, rCa/rMg и др.), особенности микрокомпонентного состава вод (по брому, бору) не имеют непосредственной связи с нефтегазоносностью и отражают главным образом характер гидрогеологической закрытости недр, т. е. они являются косвенными показателями и в ряде случаев успешно используются при региональной и локальной оценке продуктивности недр.
Другие гидрохимические показатели, в первую очередь содержание сульфатов и гидрокарбонатов, для многих разрезов эффективны, нередко связаны с биохимическим и физико-химическим взаимодействием залежей УВ с подземными водами. Эти же показатели малоэффективны в случае залегания вод в соленосных отложениях и на больших глубинах.
Редкие и рассеянные элементы (ванадий, никель, хром, медь, кобальт, молибден, олово, свинец и др.) для отдельных геолого-гидрогеологических условий могут быть надежными признаками наличия залежей нефти и газа
Основная часть изучаемых компонентов водорастворенного ОВ связана с залежами нефти и газоконденсата и лишь частично с залежами углеводородных газов. Вокруг залежей в подземных водах образуются ореолы рассеяния ОВ. Фоновое же содержание ОВ, встречаемого практически во всех водах, образуется в результате превращения веществ, содержащихся в самих подземных водах и извлекаемых последними непосредственно из водовмещающих и водоупорных толщ. Какая-то часть этого ВРОВ могла сохраниться в седиментационных водах с момента осадконакопления. Для нефтегазопоисковых целей наиболее интересна та часть ОВ, которая является продуктом рассеяния УВ залежей в окружающие их воды.
Исследованиями в различных нефтегазоносных районах установ-
лено, что по мере приближения к залежам газа, газоконденсата, легкой нефти содержание Сорг обычно возрастает, главным образом за счет летучих компонентов. Отмечается такая связь между содержанием Сорг нелетучих битумоидных веществ, извлекаемых из вод хлороформом, и нефтегазоносностью.
В подземных водах нефтегазоносных бассейнов преобладают те или иные азотистые соединения. Данные о распределении в подземных водах различных форм азота и величины их соотношений, отражающие незакономерное изменение этих показателей в приконтурных водах залежей УВ, затрудняют использование органического азота как прямого показателя при прогнозе нефтегазоносности; его следует отнести в разряд косвенных показателей. К косвенным показателям принадлежат также органические кислоты — нафтеновые, гуминовые и жирные, так как для окончательных выводов об их применимости в качестве прямых нефтегазопоисковых показателей данных недостаточно.
Среди ароматических УВ в наибольшей степени изучены бензол и толуол, которые большинство исследователей относит к прямым показателям нефтегазоносности. Распределение концентраций бензола и толуола в водах не коррелируется ни с величиной минерализации подземных вод, ни с литологическим составом водовмещающих пород. Основными источниками толуола и бензола в пластовых водах являются залежи нефти и газоконденсата.
Повышенное содержание летучих фенолов тяготеет к приконтурным водам залежей парафинистой легкой нефти и газоконденсата; летучие фенолы отсутствуют или содержатся в малых количествах в водах газовых залежей и водах, контактирующих с залежами тяжелых нефтей. Указанное позволяет считать наличие фенолов в подземных водах признаком нефтяных и газоконденсатных залежей.
Отметим, что в данном разделе проведен анализ только основных показателей — компонентов ОВ подземных вод, апробированных в различных нефтегазоносных районах. Наиболее полный перечень показателей ОВ подземных вод приведен в работах Е. А. Барс, С. С. Коган, А. С. Зингера, Я. А. Ходжакулиева, М.- И. Субботы, О. П. Абрамовой и др.
Газовые показатели
Важное значение при нефтегазопоисковых работах имеют углеводородные газы, которые нередко непосредственно связаны с залежами нефти и газа. Однако и другие газы, присутствующие в залежах в незначительных концентрациях и эмигрирующие из них в воды, могут дать ценную поисковую информацию.
Показатели нефтегазоносности по водорастворенным газам в последнее время рассмотрены в ряде специальных инструкций и монографий [16, 29].
При оценке региональной и локальной нефтегазоносности обычно применяют следующие показатели газовой группы: общая газонасы-
91
щенность и упругость газов подземных вод, коэффициент насыщения воды газом, содержание в водорастворенных газах метана, тяжелых УВ (предельные и непредельные УВ), азота, диоксида углерода, сероводорода, водорода, кислорода, гелия и аргона; соотношения газовых компонентов — СН4/ТУ, ТУ/СН4, СН4/С2Н6 и СН4/С3Н8, ЛС4Ню/п- С4Ню и г-СдН i г/«-С5Н ] 2, С2Нб/С2Н4, С3Н8/С3Нб, С4Ню/С4Н8, Na/УВ, Аг • 100/N2-2,68, Не/Аг, б13С; парциальные упругости метана, его гомологов, азота, диоксида углерода, сероводорода, водорода, кислорода, гелия и аргона.
Перспективы нефтегазоносности бассейнов с подсчетом прогнозных запасов могут определяться, исходя из особенностей газонасыщенности подземных вод. Возможность такой оценки определяется закономерностью, согласно которой прогнозные запасы УВ составляют лишь часть водорастворенных газов и в общем случае пропорциональны их запасам.
Закономерности изменения газовых показателей в зоне влияния залежей различны для разных гидрогеохимических обстановок, что определяет специфику использования этих показателей, при оценке перспектив нефтегазоносности локальных участков. С приближением к залежи в составе растворенных газов нарастает концентрация УВ, при уменьшении содержания азота увеличиваются газонасыщенность вод, упругость газов и отношение pJpB. В обстановке предельной насыщенности вод газами (обстановка формирования залежей) в прикон- турных частях залежей состав подземных вод не меняется. Отмечается лишь некоторое уменьшение газонасыщенности вод, упругости газов и отношения рг/рв, что объясняется дегазацией подземных вод в зоне влияния залежей.
Установленные особенности изменения качественных и количественных характеристик газов подземных вод позволяют считать параметры газоносности вод надежными показателями региональной и локальной оценки перспектив нефтегазоносности. К разряду прямых показателей относят повышенное по сравнению с фоном количество метана и его гомологов, газонасыщенность вод углеводородными газами, общую и парциальную (по углеводородным газам) упругость газов. Наличие гомологов метана, в особенности бутана, пентана, гексана, в газах, кроме того, может указывать и на характер залежи (нефтяная или газовая). Другие газовые показатели — повышенное содержание «безаргонного» азота и диоксида углерода, коэффициенты СН4/ТУ, СН4/С2Нб, СН4/С3Н8, г-С4Ню/п-С4Ню, /-C5Hi2/n-C5Hi2, М2/УВ, 6|3С, Не/Ar являются косвенными.
Геотермические критерии
Данные геотермических исследований используют для установления как региональных условий нефтегазообразования и нефтегазо- накопления, так и возможной продуктивности локальных структур. В качестве геотермических показателей обычно используют темпера- 92
туру, геотермические ступень и градиент, плотность теплового потока.
Установлено, что зоны максимальной прогретости осадочных пород являются своеобразными «реакторами», в пределах которых нефтегазовый потенциал ОВ осадочных пород реализуется наиболее полно. При диагностике условий и зон нефтеобразования особую важность приобретают вопросы выяснения палеотемпературной обстановки нефтегазоносных пород.
Температура прямым образом влияет на растворимость УВ. При температуре 80—120° С коэффициенты растворимости углеводородных газов минимальны, а следовательно, в этом температурном интервале существуют наиболее благоприятные условия для формирования газовых залежей за счет разгазирования подземных вод.
На основе интерпретации геотермических материалов можно устанавливать вероятные области питания, стока и разгрузки водоносных комплексов, что имеет принципиальное значение при оценке перспектив нефтегазоносности.
В ряде случаев намечается зависимость между нефтегазоносностью и геотермическими условиями недр. Так, в различных районах Волго- Уральского мегабассейна на региональном геотемпературном фоне выявляются зоны с аномально высокой напряженностью теплового поля, приуроченные к тектонически ослабленным участкам (Доно- Медведицкий вал, Степновско-Советские, Жигулевские системы дислокаций), с которыми связана региональная нефтегазоносность. Эти зоны, обычно являющиеся областями межпластовой разгрузки пластовых вод и УВ, фиксируются на общем фоне аномалиями повышенной температуры и пониженной геотермической ступени. Указанную зависимость можно учитывать при оценке перспектив нефтегазоносности как крупных территорий, так и локальных площадей. Изменение температурного режима в пределах нефтегазоносного бассейна обычно приводит к качественной смене залежей УВ. Так, с возрастанием температуры в направлении к Прикаспийской синеклизе и Предуральскому прогибу отмечается увеличение содержания газов в нефтях, нефтяные месторождения сменяются нефтегазовыми и, наконец, в наиболее погруженных районах находятся преимущественно газоконденсатные и газовые месторождения.
В сводовых частях локальных структур часто отмечаются температурные максимумы. С температурными аномалиями обычно совпадают газогидрохимические и газодинамические аномалии, свидетельствующие о вертикальной разгрузке подземных вод. Однако не все структуры, в недрах которых выявлены залежи нефти и газа, отмечаются геотермическими максимумами. Ряд продуктивных площадей на региональном геотемпературном поле отмечается фоновой или даже пониженной температурой.
Микробиологические критерии
К микробиологическим показателям нефтегазоносности относятся микроорганизмы, использующие в качестве источников жизнедеятель-
93
ности различные УВ. Установлена приуроченность к месторождениям УВ различных видов микроорганизмов, избирательно использующих метан и его гомологи. Наиболее показательны в нефтегазопоисковом отношении бактерии, окисляющие пропан, бутан и частично пентан.
Микроорганизмы разных видов, используемые при поисках нефти и газа, как показали Г. А. Могилевский и Е. В. Стадник, могут служить прямыми (организмы, окисляющие газо- и парообразные УВ), косвенными (водородокисляющие, десульфатизирующие организмы) и контрольными (организмы, разрушающие клетчатку, метан- и водо- родобразующие) показателями нефтегазоносности. М. Е. Альтовский к благоприятным показателям нефтегазоносности относит наличие в подземных водах бактерий, окисляющих водород, ксилол, толуол и нафталин. Среди микробиологических показателей В. А. Кротова различает только региональные показатели, к которым относит наличие сульфатредуцирующих бактерий в активном состоянии или активных процессов сульфатредукции.
Распространение жизнеспособной микрофлоры и, в частности, образующей и окисляющей УВ имеет большую глубину развития, чем это представлялось ранее. Так, в разрезе Северного Устюрта зона развития активной микрофлоры прослежена до глубины 1100 м, Нижнего Поволжья — до 1200 м и Южного Мангышлака — до 1600 м. В подземных водах Северного Кавказа она опускается до 2000 м. Основным фактором, ограничивающим распространение на глубину микрофлоры, является температура. Вместе с тем количество микроорганизмов и их интенсивность развития с глубиной обычно уменьшаются.
Анализ материалов позволяет считать микробиологические показатели (наличие бактерий, окисляющих газообразные и жидкие УВ, сульфатредуцирующих, денитрифицирующих и др.) главным образом косвенными индикаторами нефтегазоносности. Отсутствие микрофлоры в подземных водах в ряде случаев нельзя рассматривать как отрицательный показатель, так как жизнедеятельность микроорганизмов зависит от различных факторов (температуры, pH среды, минерализации и др.). Важное значение микробиологические показатели приобретают при нефтегазопоисковых работах, проводимых по приповерхностным водам.
Оптимальный комплекс гидрогеологических показателей при оценке перспектив нефтегазоносности
Для оценки перспектив нефтегазоносности в разное время было предложено более 100 различных гидрогеологических показателей. Наиболее важные рассмотрены выше. В процессе практической деятельности изучать все показатели не представляется возможным, так как это занимает очень много времени и не обеспечивает экспрессности выдачи необходимой информации при геологоразведочных работах на нефть и газ. Среди гидрогеологических показателей имеются более 94
или менее надежные, информативные во многих районах или только на ограниченных участках. Однако среди них можно выделить общий оптимальный комплекс показателей, который может быть использован при оценке перспектив нефтегазоносности любых нефтегазоносных бассейнов с разными геологическим строением и гидрогеологическими особенностями.
Как и большинство авторов (М. А. Гатальский, А. А. Карцев, В. А. Кротова, Э. Е. Лондон и др.), мы рекомендуем различать оптимальные комплексы гидрогеологических показателей, с одной стороны, для региональной и зональной оценки (рис. 27), с другой — для локальной оценки перспектив нефтегазоносности (рис. 27). Подобное разделение показателей позволяет проводить оценку как крупных бассейнов (территорий) и зон, так и локальных участков, которые по сумме положительных показателей выделяются как наиболее перспективные. Такая классификация вытекает также из сущности геологоразведочных работ на нефть и газ: на начальных стадиях поисков в пределах новых территорий обычно принято проводить региональную и зональную оценку, осуществляемую на региональном этапе геологоразведочных работ на нефть и газ, а затем уже переходить к оценке локальных участков или структур (поисковый этап геологоразведочных работ). При этом различают следующие основные виды показателей, вытекающие из анализа общегидрогеологических и палеогидрологи- ческих условий, гидродинамической обстановки, гидрохимической характеристики, газовой составляющей подземных вод, геотермических условий и микробиологической характеристики. Одни и те же показатели могут быть использованы и при региональной, и при локальной оценке перспектив нефтегазоносности.
Региональные и зональные показатели. Оценка перспектив нефтегазоносности в пределах осадочного бассейна (или его части) и отдельных территорий (или зон) заключается в выяснении потенциальных возможностей нефтегазообразования и нефтегазонакопления в недрах крупной территории (всего осадочного бассейна или его части) и отдельных районов (или зон). Указанные задачи могут решаться на основе изучения отмеченных выше гидрогеологических показателей с использованием других геологических материалов. По результатам изучения палеогидрогеологических показателей и современных гидрогеологических условий представляется возможным определять прогнозные запасы нефти и газа в недрах как всего осадочного бассейна, так и его частей и отдельных зон.
Локальные показатели. Оптимальный комплекс гидрогеологических показателей локальной оценки перспектив нефтегазоносности, как это делают и другие исследователи (В. А. Сулин, А. А. Карцев, В. А. Кротова, Э. Е. Лондон и др.), мы рекомендуем подразделять на группу прямых и косвенных показателей (рис. 27). Среди прямых локальных показателей различают показатели ореольного рассеяния компонентов из залежей и показатели биохимического и физико-химического взаимодействия залежей нефти и газа с подземными водами.
Оптимальный комплекс показателей
Гидродинами
ческие
Гидрохимические
Газовые
Геотермические
Характер водообмена (зоны свободного и затрудненного водообмена и застойных вод)
Тип вод и характер минерализации
Содержание метана и его гомологов
Зоны с оптимальной температурой (60-120 °C), благоприятной для процессов нефтега зиобразования, разгазирования подземных вод и сохранности залежей УВ
Сульфатность
Общая газонасы- щенность вод и упругость газов
Микроэлементы (NH4, 1, Вг,Видр.)
Скорость движе- чия подземных во; (для установления благоприятных
нефтегазонакоп - пения)
Парциальная упругость метана и его гомологов
Редкие и рассеянные элементы (Sr, V, Ni, Си,Мо и др.)
Наличие геотермических аномалий во внутренних районах бассейна, связанных с зонами разгрузки подземных вод
Коэффициент насы щенности вод газами
Коэффициенты: М2 /УВ, Не/Аг, СН4/ТУ, 613С,
С3Н8/С3Н6' С4Н,о'С4Н8
Нафтеновые, гуминовые и жирные кислоты
Соотношение пьезометрическ их уклонов и падения горизонтов
Геотермическая зональность, позволяющая проводить региональную оценку нефтегазоносности
Органический углерод и его окисляем ость
Области питания и разгрузки подземных вод (наличие пьезомаксимумов и пьезомини- мумов)
Органические азот и фосфор
Бензол, толуол и фенолы
Ресурсы растворенных газов
Микробиологи -чес кие
Бактерии,окисляющиеметан,пропан,парообразныеУВи водород
Бактерии, окисляющие жидкие УВ~бензол, толуол,нафталин и др.
Сульфатредуциру-ющие бактерии вактивном состоя-нии или следыих жизнедеятель-ности (наличиесероводорода,пирита и др. )
Денитрифицируй ющие и целлюлозоразрушающие бактерии
736
Рис. 27. Оптимальные
комплексы региональных и зональных и локальных гидрогеологических
показателей перспектив нефтегазоносности
Локальные показатели ореольного рассеяния флюидов залежей включают компоненты, мигрирующие от залежей и генетически связанные с залежами, и являются прямыми признаками наличия нефти и газа. Специфические показатели наличия нефтяных и газоконденсатных залежей — повышенное содержание в растворенных газах гомологов метана, сопровождающееся увеличением содержания в водах бензола, толуола, аммония.
Локальные показатели биохимического и физико-химического взаимодействия залежей с подземными водами также генетически связаны с залежами нефти и газа, но отражают условия их разрушения под действием окислительно-восстановительных процессов.
Косвенные локальные показатели нефтегазоносности несут информацию о существующих в недрах условиях, благоприятных для формирования и сохранения углеводородных скоплений.
При оценке локальных структур необходимо учитывать смещение зоны взаимодействия залежи по направлению движения подземных вод (лобовой и тыловой эффекты).
Достоверность прогноза локальных структур по гидрогеологическим данным может быть повышена с помощью методов математической статистики с использованием современной вычислительной техники. Эти методы позволят установить оптимальную границу между фоновыми и поисковыми характеристиками в пределах определенных газогеохимических обстановок, относительную поисковую информативность и величину верхнего предела фона для каждого показателя. Указанное дает возможность по единичным пробам судить о перспективности исследуемого объекта. Например, проба газа, полученная с показателями выше верхнего предела фона, характеризует перспективные участки и, наоборот, пробы с газовыми показателями ниже этого предела довольно определенно свидетельствуют о бесперспективности разведуемой площади. Такие оценки для различных нефтегазоносных регионов проводились ранее [16, 29].
НЕФТЕГАЗОПРОМЫСЛОВАЯ ГИДРОГЕОЛОГИЯ
Нефтегазопромысловая гидрогеология оформилась как самостоятельное направление в гидрогеологии. В процессе разведки ведут наблюдения за бурящимися скважинами, выделяют и опробуют водоносные горизонты, оценивают ресурсы подземных вод, проектируют подземные водозаборы, проводят гидрогеологические наблюдения в процессе эксплуатации залежей нефти и газа.
Сейчас большинство нефтяных месторождений эксплуатируют с использованием закачки вод в пласты. Поэтому особое значение имеет изучение химического состава закачиваемых вод и распределение этих вод в отдельных пластах и горизонтах. Многие вопросы нефтегазопромысловой геологии изложены весьма подробно в работах Ю. П. Гат- тенбергера, В. П. Дьяконова [6], А. С. Гаджи-Касумова, А. А. Карцева 98
(1984 г.), А. А. Карцева, А. М. Никанорова [20], В. Г. Каналина и др. [17].
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ ПРИ БУРЕНИИ СКВАЖИН
При разбуривании разведочных площадей гидрогеологические наблюдения производят с целью уточнения условий проводки скважин и вскрытия пласта, определения местоположения различных жидкостей, газов и их контактов, установления возможных гидравлических межпластовых связей, прогнозирования режимов нефтегазоносных пластов. Комплекс гидрогеологических исследований заключается в определении статических уровней и пластового давления, дебитов, температуры в пластах, гидродинамических параметров водоносных пластов и взятии проб для определения химического и газового состава вод.
Для определения положения уровня используют электроуровнемеры. Для постоянной записи колебаний уровня воды в скважинах применяют пьезографы, которые автоматически записывают колебания уровня с большой точностью. В нефтяной гидрогеологии используют также погружные пьезографы. В переливающих скважинах манометрами замеряют избыточное устьевое давление.
Пробы воды из переливающих скважин отбирают с устья. В скважинах с установившимся уровнем пробы воды отбирают желонками или глубинными пробоотборниками.
Пластовое давление в водяных скважинах определяют расчетным путем по положению статического уровня и плотности воды. Прямое определение пластового давления производят глубинными манометрами.
Для замера пластовой температуры используют ртутные, манометрические, электрические и контактные термометры. Хорошие результаты получают на максимальных термометрах. В настоящее время используют и различные термографы с автоматизированной записью.
Пласты, вскрытые при бурении, опробуют в необсаженных и обсаженных скважинах. В необсаженных скважинах опробование производят с помощью испытателей пластов. Они позволяют получить в основном качественную характеристику пласта, выяснить, насыщен ли пласт газом, водой. Наиболее полные сведения получают в результате исследований обсаженных скважин (см. раздел I. 5)
Производительность водоносного пласта ориентировочно определяют в период возбуждения пласта по темпу понижения уровня в процессе откачки или по скорости восстановления уровня во время остановки скважины. Пласт считают неводоносным, если приток из него не превышает 3 м3/сут.
Для определения установившегося притока производят откачку воды при постоянном динамическом уровне в течение нескольких суток. Зная объем мерной емкости и время ее заполнения, определяют дебит воды Переливающие скважины обычно исследуют методом установившихся отборов на нескольких режимах. Режим истечения регулируют с помощью шайб или задвинской "на устье скважины. На каждом режиме
99
скважина работает не менее 2 сут. Устьевое избыточное давление замеряют образцовым манометром. Если температура выходящей воды более 30—35° С, то применение метода установившихся отборов требует замеров давления на забое скважины в процессе работы на каждом режиме.
После замера установившегося притока скважину останавливают для определения статического уровня и пластового давления воды. На основании полученных замеров восстановления уровня во времени строят кривую восстановления уровня (см. рис. 11). По этой кривой определяют статическое положение уровня и оценивают коэффициент продуктивности. В переливающих скважинах измеряют восстановление устьевого избыточного давления или замеряют восстановление уровня, навинчивая трубы над устьем скважины; исследованиями методом восстановления забойного давления определяют такие параметры, как гидропроводность и пьезопроводность.
Гидрогеологические данные по месторождению изображают на типовых гидрогеологических разрезах, различных гидрогеологических картах по отдельным пластам или горизонтам (гидропьез, минерализации, газового состава, температуры и т. д.).
В процессе разведки месторождений нефти и газа данные по исследованию скважин позволяют с высокой степенью точности определить начальное пластовое давление, уточнить положение контактов газ—вода и нефть—вода, установить степень смещения залежи.
Пластовое давление в какой-либо точке кровли водоносного пласта р„л, вскрытого скважиной, определяют по формуле рПл = 0,1у/7, где Н — высота столба, м; у — средняя по стволу скважины плотность воды при 20° С, г/см3.
Эта формула справедлива в случае, когда плотность воды мало изменяется. Однако плотность воды зависит от таких параметров как давление и температура. Для учета этих факторов при расчете средней плотности воды по стволу скважины Ю. П. Гаттенбергером (1979 г.) были предложены расчеты, по которым можно найти среднеарифметическую плотность воды в стволе скважины.
Перечисленные методы при определении пластового давления дают приближенные результаты. В. С. Федорцовым и В. П. Дьяконовым была предложена следующая формула, уточняющая расчет пластового давле
но
ния: рпл = О,1//уо + О,1 ydH, где у0 — плотность воды, равная 1 г/см3;
о
0,1 \ ^dH—приращение давления при изменении плотности воды по о
стволу скважины вследствие изменения температуры и давления. Формулой можно воспользоваться, имея замеры температуры, минерализации и газонасыщенности вод по стволу скважины.
Для определения положения ГВК и ВПК и смещения 'залежей нефти и газа (см. раздел 1.9) используют уравнение В. П. Савченко: Мг — 100
= 10(pi — ргМУв —?н), где Д/г— разность отметок ВНК (вертикальное смещение) по краям залежи, м; р\ и р2 — приведенное давление воды по краям залежи, МПа; ув, ун — плотность воды, нефти (газа) в пластовых условиях, г/см3. Смещение залежи происходит в сторону уменьшения приведенного давления воды.
Одновременно М. Хэбберт предложил аналогичную формулу, определяющую зависимость наклона поверхности газожидкостных контактов от гидравлического уклона.
В случае вскрытия пласта одной скважиной, т. е. при условии что контакт считается горизонтальным, высотное положение ГВ К определяют по формуле М. А. Жданова: hTBK = hB — (рвп — ргп) • Ю/ув, где /грвк ~ высотное положение ГВК по отношению к уровню моря; /гв — высотное положение точки замера давления в водяной части пласта; рв п, рг п — давление соответственно в водяной и газовой частях пласта; ув — плотность воды.
Для определения высотного положения предположительно горизонтального ВПК М. А. Ждановым приводится формула:
^ВНК ~ [^вУв АнУн (Рв-П Рн-п)]" 10/(ув Ун),
где Лвнк — высотное положение ВНК; hH — высотное положение точки замера в нефтяной части пласта; ун — плотность нефти; рн п — давление в нефтяной части пласта.
В. П. Савченко для определения высотного положения предположительно горизонтальных ВНК и ГВК предложил примерно аналогичную формулу.
Расчет по формулам М. А. Жданова позволяет определить высотное положение контактов в виде отметок над уровнем моря. Формулы В. П. Савченко позволяют вычислить высоту точки замера давления над контактом в нефтяной или газовой залежи. Величины гидравлического уклона или перепада пластового давления берутся непосредственно по замерам пластового давления или статического уровня вод в скважинах. Обычно замеры делают в скважинах, вскрывших водоносную часть пласта в тыловой и лобовой частях залежи относительно направления движения подземных вод.
Для определения положения нефтяной оторочки газовой залежи, по В. П. Савченко, необходимо иметь замеры статического уровня воды по двум скважинам. Если имеется перепад давления, нефтяную оторочку следует ожидать с той стороны газовой залежи, где статические уровни меньше. В случае отсутствия здесь оторочки ее не будет и на других участках структуры.
Статические уровни, химический состав пластовых вод с успехом используют при сопоставлении пластов какого-либо месторождения, и в частности при сопоставлении линзовидных коллекторских толщ. Гидрогеологические данные иногда позволяют выявить разрывные нарушения по резкому изменению химического состава вод в зонах тектонической нарушенности.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ НАБЛЮДЕНИЯ
ПРИ РАЗРАБОТКЕ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Отличительной чертой эксплуатации месторождений нефти и газа является постоянное перемещение больших масс жидкости и объемов газа как внутри пластов, так и при межпластовых перетоках. Особую роль в этих процессах играет вода, в больших количествах закачиваемая в пласты. В результате длительной разработки и интенсивной закачки воды в пласты естественные водонапорные системы, к которым приурочены залежи нефти, превращаются в искусственно созданные техногенные системы.
В процессе разработки путем исследования наблюдательных скважин уточняют геологическое строение залежей, оценивают сооб- щаемость залежи с законтурной водоносной зоной, выявляют гидродинамическую связь пластов в многопластовых месторождениях, уточняют упругий запас жидкости и режим разработки. Особые разделы промысловой гидрогеохимии — изучение изменения химического состава вод в процессе разработки, изучение их коррозионных свойств, изучение и предотвращение выпадения твердых осадков, контроль за закачкой воды в пласты и оценка обводненности эксплуатационных скважин.
По наблюдательным и эксплуатационным скважинам осуществляют контроль за изменением пластового давления. По полученным данным строят карты изобар, позволяющие следить за разработкой залежи. Данные, полученные по этим скважинам, используют для уточнения границ литологически неоднородных пластов, определения гидродинамической сообщаемости залежей с законтурными частями, оценки упругого запаса водонапорных систем и режимов залежей.
Для контроля за разработкой залежей используют графики изменения уровней в наблюдательных скважинах, на которых показывают изменение уровня относительно его первоначального положения. Совместно с кривой отбора жидкости эти графики позволяют представить изменения, происходящие в пласте. Продвижение подземных вод в зависимости от длительности эксплуатации изображается на специальных картах. Сравнение карт, составленных на различные даты, с картой первоначального состояния ВНК показывает фронт продвижения воды.
Прогнозирование режима залежи основывается на изучении общих гидрогеологических условий района. Водонапорный режим характерен для горизонтов с относительно высокой скоростью подземного потока, т. е. для пластов с большим перепадом напоров и хорошей проницаемостью, что характерно для предгорных бассейнов. При наличии крупных водонапорных систем с малой скоростью подземного потока и небольшими гидравлическими градиентами можно предположить существование упруговодонапорного режима, что и свойственно бассейнам платформенного типа. В гидродинамически застойных зонах, если залежь контактирует с ограниченным водоносным горизонтом, может быть упругий или упруговодонапорный режим, который в процессе разработки сменяется режимом растворенного газа. Такими свой- 102
ствамй, в частности, характеризуются литологические экранированные залежи.
Следует учитывать, что режимы залежей как производное от типа водонапорной системы существуют только в случае непосредственной связи залежи со всей системой. Ввиду этого необходимо еще в начале разработки хотя бы ориентировочно представить характер взаимосвязи залежи с законтурной зоной. Более достоверно взаимосвязь нефтяной и водной зон пластов определяют при эксплуатации залежей по данным о пластовом давлении в наблюдательных скважинах. При первоначальном изучении залежи хорошие результаты дает гидропрослушивание скважин в нефтяной и водной зонах. Водяные скважины реагируют на импульс, получаемый при отборе жидкости в нефтяной скважине. Гидропрослушивание результативно только при взаимодействии прослушиваемых скважин. Если импульс давления от прослушиваемой скважины не отмечен, то это еще не значит, что между скважинами нет связи.
Для установления режима разработки залежи необходимо определить упругий запас жидкости в пласте. По В. Н. Щелкачеву, под упругим запасом жидкости понимается количество жидкости, которое извлекается из пласта при снижении в нем давления за счет упругости пласта и находящейся в нем жидкости и определяется по формуле: Д1/3 = (трж — MVoApo, где АУ3 — упругий запас жидкости внутри объема пласта V при изменении давления на величину Др0; Го — объем пласта, в котором произошло падение давления Др0; т — пористость пласта; рж,Рс — коэффициенты сжимаемости соответственно жидкости и скелета породы.
Объем пласта Го эквивалентен той его части, которая вошла в зону воронки депрессии разрабатываемого месторождения. Радиус воронки депрессии и среднее снижение давления Ар0 оценивают по изменению уровней в наблюдательных законтурных скважинах. Вышеприведенная формула справедлива для случая, когда весь газ растворен в нефти.
Упругий запас жидкости зависит от коэффициента сжимаемости жидкости, насыщающей пласт. Коэффициент сжимаемости пластовой воды изменяется очень мало, но при выделении из воды растворенного газа в свободную фазу резко увеличивается величина коэффициента сжимаемости двухфазовой смеси вода—газ. Упругий запас жидкости может увеличиваться в несколько раз.
Воронка депрессии от разрабатываемой залежи, распространяясь по водоносной части нефтегазоносного пласта, вовлекает в зону действия и другие залежи, вызывая в них изменение пластового давления, наклон контакта и перетоки УВ из одних залежей в другие. Поэтому, приступая к разведке или разработке новых залежей, необходимо учитывать возможность их взаимосвязи с уже разрабатываемыми залежами.
Гидрогеологические исследования помогают определить наличие или отсутствие гидравлической сообщаемости между пластами в одном месторождении. При разработке многопластовых месторождений этот
103
вопрос имеет принципиальное значение. О сообщаемости пластов судят по равенству начальных приведенных напоров, сходству ионно-солевого и газового состава вод и состава нефтей и газрв. Используют и данные о равенстве отметок ВНК и ГВК.
В процессе эксплуатации залежей гидрохимические показатели меняются во времени. При отборе жидкости из какой-либо скважины минерализация воды может увеличиваться или уменьшаться, меняется ионно-солевой и газовый состав, положение уровней. Эти изменения обусловлены как продвижением к забою скважины новых количеств воды, которая ранее находилась в удаленных участках пласта и имела несколько иной химический состав, так и закачкой речной или морской воды. Последние отличаются от пластовой воды и содержат ряд таких химически активных веществ, как кислород и различные соединения серы, что приводит к усилению окислительно-восстановительных процессов, к увеличению содержания в водах сульфатов, сероводорода, углекислоты.
В начале 50-х гг., когда проблема закачки воды в пласт приобрела важное значение, перед геологами встал вопрос о возможности использования вод различного состава. При закачке вод, содержащих много железа, коллоидов, взвесей, плохо растворимых гидрокарбонатов и сульфатов кальция, наблюдались случаи выпадения этих составляющих из раствора, что приводило к закупорке пор. Закачка поверхностных вод, содержащих кислород, сульфаты кальция и магния, в пласты со щелочной водой приводила к выпадению в осадок элементарной серы вследствие реакции между сероводородом и кислородом, а также карбонатов кальция, образующихся при взаимодействии сульфатов кальция с содой. Была подмечена лучшая нефтевымывающая способность щелочных вод по сравнению с жесткими. В то же время оказалось, что в песчано-глинистых породах закачка щелочных вод способствует разбуханию глин, что снижает пористость и проницаемость.
Для увеличения нефтеотдачи при закачке воды в пласт необходимо знать минерализацию и химический состав пластовой воды в различных участках залежи. Для этого составляют карточки по скважинам с указанием продукции, полученной в процессе эксплуатации. Сравнивают минерализацию и химический состав пластовой и закачиваемой вод. По изменению химического состава определяют появление закачиваемой воды в исследуемой скважине. Изучение этих данных позволяет судить о направлении и скорости продвижения закачиваемой воды в пласте. Полученные данные наносят на первичную гидрохимическую карту, что позволяет определить направление распространения закачиваемых вод.
А. Р. Ахундовым в случае закачки в пласт морских вод предложена формула для определения пропорций двух смешивающихся вод в составе смесей: Х= 100(С — В)/(А — В), где X— содержание первой воды в составе смеси; А, В, С— содержание какого-либо компонента соответственно в первой воде, второй воде и в образовавшейся воде-смеси (состав смешивающихся вод известен). Формула справедлива для тех 104
случаев, когда не происходит вторичных процессов выпадения осадков, выделения газов.
Для определения соотношения объемов и состава смешивающихся вод А. Р. Ахундов предложил график (рис. 28) в виде прямоугольного треугольника, по осям которого откладываются значения показателей анионного (по оси ординат) и катионного (по оси абсцисс) состава «чистых» и смешивающихся вод в процент-эквивалентной форме. Треугольник представляет собой часть графика-квадрата Н. И. Толстихина, на который наносятся линии равного процентного содержания закачиваемых морских вод в смесях с пластовыми водами. Поле изолиний может быть распространено на весь график-квадрат при условии наличия вод соответствующего состава. Сечение изолиний (изоконцентрат) — через 10%, за нуль приняты пластовые, за 100% морские воды.
Участок, прилегающий к оси абсцисс в правом углу графика-треугольника, определяет состав и место морской воды, закачиваемой в нефтеносные пласты. Биссектриса прямого угла треугольника делит плоскость графика на два равновеликих треугольника. Поле верхнего треугольника, прилегающего к оси ординат, соответствует щелочным водам, а поле нижнего треугольника, прилегающего к оси абсцисс,— жестким водам, как пластовым, так и смешанным.
Методика определения соотношения объемов пластовой и закачиваемой морской воды по графику проста и не требует больших затрат времени. По содержанию ионов rCa2++rMg2+ и гНСОГ + гСО2- находят точку с соответствующими координатами, положение которой определяет процентное содержание морской воды в смеси изучаемых вод. График имеет дополнительные шкалы для ионов rCl~-j-rSOi- и rNa+ + + гК+, которые служат для проверки достоверности интерпретации, поскольку эти пары анионов и катионов дают в сумме с двумя другими парами (гНСО3- + гСО2- и rCa2+ + rMg2+) по 50%-экв. Опыт практического применения графика показал, что погрешность определения объемов морской воды не превышает 5—10%.
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В НАРОДНОМ ХОЗЯЙСТВЕ
ПРОМЫШЛЕННЫЕ ВОДЫ
Под промышленными понимают воды, содержащие полезные компоненты в количестве, при котором их извлечение и последующее использование в народном хозяйстве экономически эффективно. В настоящее время в СССР и других странах из подземных вод извлекают иод, бром, бор, рубидий, калий, магний, поваренную соль, сульфаты натрия и калия и другие компоненты. Практический интерес могут представлять воды, содержащие следующие микрокомпоненты в количестве (мг/л) свыше: иода 10, брома 200, окиси бора 250, магния 100, калия 1, лития 10, рубидия 3, цезия 0,5, стронция 300, германия 0,05. Перечисленные концентрации не строго узаконены, они зависят от технического уровня производства, а также от других причин, обусловливающих важность для промышленности указанных компонентов.
По геолого-структурным особенностям, характеру коллекторов, источникам формирования эксплуатационных запасов и другим природным признакам месторождения промышленных вод разделяются на: месторождения в гидрогеологических бассейнах платформ;
месторождения в гидрогеологических бассейнах складчатых областей;
месторождения в озерных понижениях.
Месторождения в гидрогеологических бассейнах платформ обычно связаны с глубокозалегающими водоносными горизонтами (1000— 1500 м и более). Они имеют большие размеры и сравнительно спокойное залегание продуктивных водоносных горизонтов и, как правило, характеризуются относительной однородностью фильтрационных свойств водовмещающих пород, выдержанностью гидрохимических показателей, высокими гидростатическими напорами и значительными эксплуатационными запасами, формирующимися главным образом за счет упругих запасов водоносных горизонтов. По характеру коллекторов выделяют водоносные горизонты поровые, порово-трещинные, трещинные и трещинно-карстовые. Шире всего развиты и наибольший практический интерес представляют водоносные горизонты с поровыми и поровотрещинными коллекторами. Трещинные и трещинно-карстовые коллекторы приурочены в основном к локальным зонам.
Месторождения в гидрогеологических бассейнах складчатых областей также приурочены обычно к глубоким частям разреза, но имеют меньшие размеры и более сложные геологическое строение и гидрогеологические условия. Фильтрационные свойства пород могут существенно изменяться, иногда на небольшом расстоянии. Гидрохимическая обстановка часто весьма сложная. При наличии крутых складок глубины залегания продуктивных горизонтов на сравнительно небольших расстояниях могут изменяться в широких пределах. Месторождения, как правило, многопластовые, как гидравлически связанные, так и 106
разобщенные. Разрывными нарушениями месторождение может быть разделено на отдельные тектонические блоки, либо гидравлически связанные, либо изолированные друг от друга. Эксплуатационные запасы промышленных вод в бассейнах складчатых областей могут формироваться как за счет упругих запасов вод оцениваемого горизонта, так и за счет перетекания промышленных вод из других горизонтов. По характеру коллекторов водоносные горизонты пластово-поровые, реже пластово-трещинные.
Месторождения в древних и современных бессточных озерных понижениях, заполненных рассолами (рапой) различного состава, широко распространены в южных областях СССР: в Прикаспийской и При- аральской низменностях, на юге Западно-Сибирской низменности, в Казахском нагорье, на Памире и других районах. Водоносные горизонты, находящиеся на небольших глубинах, имеют ограниченное площадное распространение. По особенностям геологического строения и гидрогеологических условий выделяются месторождения в терригенных и галогенных озерных отложениях.
ТЕРМАЛЬНЫЕ ВОДЫ
Проблема использования термальных вод представляет в настоящее время практический интерес. В ряде стран (США, Италии, Японии, Новой Зеландии, Исландии и др.) построены геотермальные и гидротермальные станции. В Советском Союзе наиболее перспективным для практического использования геотермальной энергии является Паужет- ский район (Южная Камчатка). Здесь открыты два месторождения — Паужетское и Кошелевское — с промышленными запасами пароводяной смеси. В Петропавловском районе выявлено несколько месторождений высокотермальных вод, представляющих значительный интерес для строительства геотермальных электростанций на специальных теплоносителях (фреоновые и др.). Опытные станции подобного рода построены на базе Паратунского месторождения термальных вод. В перспективе большой практический интерес представляет Мутновско-Жир- новский район. Так, Жирновские источники изливают кипящую воду и выпускают пароводяные струи с температурой до 150° С. Их дебит достигает 1000 м3/сут.
На территории СССР по состоянию на 1980 г. разведанные запасы термальных вод составляют 800 тыс. м3/сут и пароводяной смеси около 42 тыс т/сут. Что касается прогнозных запасов термальных вод в условиях самоизлива (на расчетный период эксплуатации 25 лет), то они оцениваются примерно в 2 млн. м3/сут и пароводяной смеси 223 тыс. т/сут. К основным перспективным районам Советского Союза относятся: Предкавказье, Закавказье, Камчатская и Сахалинская области, обладающие наиболее высоким геотермическим потенциалом.
Под месторождением термальных вод следует понимать пространственно оконтуренную в разрезе и по площади водонапорной системы (бассейна) зону с водоносными комплексами (горизонтами), заклю-
107
чающими термальные воды, которые отвечают кондиционным требованиям и добыча которых по комплексу геолого-экономических показателей возможна в количествах, достаточных для рационального их использования в народном хозяйстве. Часть месторождения, где наиболее рационально располагать водозабор, называется эксплуатационным или водозаборным участком. В пределах месторождения может быть один или несколько водозаборов.
Месторождения термальных вод подразделяются:
по геологическим условиям — на месторождения пластового, трещинно-жильного и смешанного типов;
по сложности гидрогеотермических условий — на месторождения с простыми и сложными гидрогеотермическими условиями;
по числу продуктивных водоносных горизонтов — на однопластовые и многопластовые;
по числу объектов разработки — на однообъектные и многообъектные;
по фазовому состоянию термального флюида — на месторождения термальной воды, пароводяной смеси и сухого пара.
По характеру практического использования в народном хозяйстве термальные воды подразделяют на: теплоэнергетические — для выработки электроэнергии; теплотехнические — для отопления и горячего водоснабжения; хозяйственно-бытовые — для бытовых, гигиенических и технологических нужд; бальнеологические — для лечебных и спортивно- оздоровительных целей. Термальные воды используют в народном хозяйстве главным образом как тепло-энергетическое сырье. Все остальные виды использования вод (бальнеология, извлечение ценных компонентов, розлив минеральных вод и другие) попутные, и в каждом конкретном случае вопрос о целесообразности использования термальных вод для этих целей решается особо.
При разработке термальных вод важным показателем является наличие токсичных веществ (фенолов, бензола, мышьяка, аммиака и др.). Термальные воды подразделяются на: токсичные, в которых содержание компонентов превышает нормы предельно допустимой концентрации, и нетоксичные, в которых содержание компонентов отвечает этим нормам.
ЛЕЧЕБНЫЕ МИНЕРАЛЬНЫЕ ВОДЫ
Подземные минеральные воды широко используют в качестве лечебных как для наружного, так и внутреннего применения.
К минеральным водам В. В. Иванов (1978 г.) относит природные воды, содержащие в повышенных концентрациях те или иные минеральные (реже органические) компоненты и газы и (или) обладающие какими-либо специфическими физическими свойствами (радиоактивностью, активной реакцией и др.), благодаря которым эти воды оказывают на организм человека лечебное действие.
Общие закономерности распространения подземных минеральных
вод находят наиболее четкое отражение в гидрохимических провинциях минеральных вод. Под провинциями минеральных вод понимают территории, характеризующиеся однотипностью химического состава и единством процессов образования распространенных в их пределах основных типов минеральных вод.
На Карте минеральных вод СССР (1968 г.) выделяют пять провинций минеральных вод.
Провинция термальных вод областей новейшего вулканизма: зона современного активного вулканизма (Юго-Восточная Камчатка и Курильские острова) и зона четвертичного вулканизма (Восточная Камчатка и Малый Кавказ).
Провинция углекислых вод молодой магматической деятельности (области- Закарпатская, Большекавказская, Кавказские Минеральные Воды; Малокавказская, Южно-Памирская, Тянь-Шаньская, ВосточноСаянская, Забайкальская, Южно-Приморская, Центральнокамчатская).
Провинция азотных термальных вод молодых тектонических движений (области: Восточно-Кавказская, Центральнопамирская, Тянь- Шаньская, Алтайская, Тувинская, Саяно-Байкальская, Южно-Забайкальская, Зейско-Буреинская, Южно-Приморская, Северо-Охотская, Чукотская).
Провинция азотных, азотно-метановых и метановых вод артезианских бассейнов (выделяют 24 бассейна на платформах в краевых прогибах и 25 бассейнов и групп бассейнов в межгорных впадинах, содержащих разнообразные по ионному составу и минерализации воды и рассолы)
Провинция радоновых кислородно-азотных вод массивов кислых кристаллических пород (выделяют ряд обособленных районов, частично совмещающихся со второй и третьей провинциями минеральных вод).
В пределах первой, второй, третьей и пятой провинций месторождения минеральных вод имеют обычно локальный характер и приурочены к ограниченным по площади трещинно-жильным зонам, реже небольшим участкам трещинно-пластовых горизонтов. В пределах четвертой провинции месторождения минеральных вод имеют, как правило, региональное распространение и занимают значительные площади водоносных горизонтов.
По химическому (ионному и газовому) составу, физическим свойствам и лечебному значению природные минеральные воды разделяют на восемь основных бальнеологических групп: без специфических компонентов и свойств, углекислые; сульфидные; железистые, мышьяковистые и «полиметалльные» с повышенным содержанием нескольких металлов (марганца, меди, свинца, цинка, алюминия и др.), бромные, иодобромные и иодные, радоновые (радиоактивные); кремнистые термальные; слабоминерализованные — с высоким содержанием ОВ (типа нафтуси и др.).
В СССР используется более 500 месторождений минеральных вод (курортами и санаториями 273, местными бальнеолечебницами, про-
109
филактериями 171, заводами разлива 139) *. Наиболее широко курорты и санатории используют воды без специфических компонентов и свойств, особенно в пределах европейской части СССР, в значительно меньших размерах — наиболее ценные углекислые и сульфидные воды. В азиатской части СССР сульфидные воды эксплуатируют незначительно — только в трех весьма небольших месторождениях (Ангарском, Чимион- ском и Арчманском). Все остальные типы минеральных вод используют в значительно меньших масштабах, примерно 5—15 месторождений минеральных вод каждого типа.
ГАЗЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД КАК ВОЗМОЖНЫЙ ИСТОЧНИК ЭНЕРГЕТИЧЕСКИХ РЕСУРСОВ
В подземных водах нефтегазоносных бассейнов растворены гигантские количества углеводородных газов. Даже весьма скромные подсчеты показывают, что лишь в водах нефтегазоносных бассейнов СССР содержится до 4000 трлн, м3 метана (табл. 7), а глобальный объем растворенных углеводородных газов планеты составляет 1016—1017 м3. Утилизация даже небольшой доли этих газов представила бы практический интерес. Вместе с тем не следует забывать о трудностях практического осуществления такого проекта, поскольку любой метод использования растворенных газов неизбежно связан с вовлечением в технологию их добычи колоссальных масс подземных вод.
Опыт освоения водорастворенных газов весьма мал (Япония, Италия, США и Непал). В Японии разрабатывают миоценовые водоносные горизонты с газонасыщенностью 1100—2000 см3/л. Годовая добыча в бассейне Ниигата составила более 100 млн. м3, в бассейне Южный Канто 1 млн. м3/сут. В Италии разрабатывают высокогазонасыщенные воды четвертичных и кайнозойских отложений Паданской долины. В Непале, в южной части долины Катманду, разрабатывают воды четвертичных озерно-речных отложений с газонасыщенностью 2500 см3/л (G. Thapa, 1984 г.).
Американские исследователи считают перспективным освоение водорастворенных газов зон АВПД (Edgar С. Hammershaimb, Velio A. Kuusheraa, 1984 г.). По их данным, лишь в водоносных горизонтах песчаников прибрежной части штатов Техас и Луизиана содержится 162 трлн, м3 газа. Здесь выполнены эксперименты на пяти полигонах, где были вскрыты водоносные горизонты на глубинах 3600—5100 м с температурой 100—160° С и давлением 56—95 МПа. Наряду с растворенными углеводородными газами использовались тепловая энергия рассолов и гидравлическая энергия АВПД.
В США считается рентабельным использование пластовых вод с газовым фактором 7 м3/м3 и дебитом 3 тыс. м3/сут, если коллектор содержит 12 км3 воды с температурой более 150° С и минерализацией
Данные В. В. Иванова (1982 г.) на 1.1. 1981 г.
ПО
Объемы растворенных газов пластовых вод нефтегазоносных бассейнов СССР (по Л. М. Зорькину, В. Н. Корценштейну, Б. В. Стаднику и др., 1980 г.)
Геологическая структура
Нефтегазоносный бассейн
Возраст вмещающих пород
Объем растворенных газов, трлн м1
Восточно- Европейская
Прибалтийский
Pzi
0,01
платформа
Волыно-Подольский
Pzi
17
Среднерусский
Pza—PR
0,3
Тимано-Печорский
Mz—Pz2
280
Припятско-Днепровско-Донецкий
Pz2
57
Прикаспийский
Kz-Pz2
980
Волго-Уральский
Pz2
140
Сибирская платформа
Иркутский
Pz3—PR
32
Тунгусский
PZ3—PR
167
Лено-Вилюйский
Mz— Pz3
355
Анабаро-Ленский
Mz—Pza
59
Енисей-Хатангский
Mz—Pz3
132
Западно-Сибирская плита
Западно-Сибирский
Mz
1000
Скифская и Туранская
Азово-Кубанский, Среднека-
Kz—Mz
180
плиты
спийский
Kz—Mz
259
Туранская плита
Кызылкумский
Kz—Mz
44
Чу-Сарысуйский
Mz—Pz
21
Каракумский (совместно с Северо-Устюртским)
Kz—Mz
86
Современные геосинкли-
Охотеко-С ахалинекий
Kz
240
нали и кайнозойские про-
Южно-Каспийский
Kz
120
гибы
Предкарпатский
Kz
15,2
менее 60 г/л. При испытании скважин, вскрывших зоны АВПД, в СССР получены газовые факторы и дебиты, близкие к рентабельным.
В подземных водах зон АВПД сконцентрирован значительный энергетический потенциал, представляющий несомненный интерес в условиях все уменьшающихся природных ресурсов традиционных видов топлива — нефти, газа, угля. Дебиты скважин и газовые факторы в большинстве случаев удовлетворительные. Эта часть проблемы не встречает принципиальных возражений. Главные трудности в захоронении сточных вод. Огромные количества последних составят, очевидно, многие сотни тысяч кубометров в сутки. Необходимость закачки этих вод в водоносные горизонты безусловно появится, и здесь возникнут задачи экономического обоснования рентабельности извлечения растворенного газа, поскольку закачка высоконапорных вод в пласт потребует крупных затрат.
Исходя из приведенных соображений, вопрос о газах подземных вод как возможном источнике энергетических ресурсов пока еще не 111
нашел определенного решения. Однако уже сейчас ясно, что во многих случаях водорастворенные газы могут быть рентабельно использованы для местного энергоснабжения. Для дальнейшего решения проблемы нужно картирование ресурсов водорастворенных газов. Основными параметрами для выделения ресурсов являются газовый фактор подземных вод, их минерализация, температурная и гидродинамическая характеристика.
В заключение отметим, что месторождения промышленных, лечебных и термальных вод в большинстве своем приурочены к одним и тем же бассейнам пластовых вод, что ставит вопрос об их комплексной эксплуатации.
ОХРАНА НЕДР И ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЫ ПРИ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТАХ НА НЕФТЬ И ГАЗ
Интенсивный рост хозяйственной деятельности человека резко усиливает негативное техногенное воздействие на верхнюю часть земной коры, нарушая естественные условия геологической среды. В нарушении экологии окружающей среды существенная роль принадлежит и геологоразведочным работам на нефть и газ.
В районах проведения геологоразведочных работ на нефть и газ проблема охраны окружающей среды состоит прежде всего в сохранении от нарушения естественного режима пресных подземных вод — этого самого активного и «легкоранимого» компонента верхних слоев земной коры. Комплекс гидрогеологических исследований, выполняемых одновременно с геологоразведочными работами на нефть и газ, должен служить целям своевременного получения необходимой информации о ненарушенных гидрогеологических условиях разведуемых территорий и прогнозирования их возможных изменений в результате антропогенного воздействия.
источники И ТИПЫ ЗАГРЯЗНЕНИЙ ГЕОЛОГО-ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ ПРИ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫХ РАБОТАХ НА НЕФТЬ И ГАЗ
Техногенным загрязнением подземных вод считается появление в них вредных примесей в количестве, нарушающем способность среды к самоочищению, что делает эту воду частично или полностью непригодной для использования. Количественной характеристикой загрязнения служат определенные нормы ПДК отдельных компонентов. Загрязнение пресных подземных вод выражается в увеличении их минерализации, повышении содержания нетипичных для них компонентов (хлоридов, сульфатов, кальция, железа и др.), появлении в водах несвойственных им веществ (неорганических и органических), изменении температуры, величины pH, появлении запаха, окраски, микроорганизмов.
При поисково-разведочных работах на нефть и газ основными источниками загрязнения являются:
Скважины — структурные, поисковые и разведочные, геофизические, водоснабженческие и др. Загрязнение может происходить при их некачественных проводке, изоляции отдельных интервалов разреза и последующей ликвидации, что нередко приводит к нарушению сплошности осадочного чехла, затрубным межкомплексным перетокам. Загрязнение возможно и при опробовании и испытании разведочных скважин с применением методов интенсификации притока, а также при их опытно-промышленной эксплуатации.
Наземные сооружения — накопители промстоков, нефтехранилища, хранилища буровых промывочных жидкостей, химреагентов и др.
Геофизические работы — проведение сейсмических профилей, де- тализационная скважинная и наземная сейсморазведка с применением буровзрывных работ также может значительно ослабить надежность водоупоров. По образующимся в результате геофизических работ «окнам» возможно засоление пресных вод, используемых для водоснабжения.
Основные загрязняющие вещества, формирующие техногенные потоки от перечисленных источников загрязнения при геологоразведочных работах на нефть и газ,— нефтепродукты, газовые смеси, пластовые высокоминерализованные воды, химические реагенты (соляная кислота, ПАВ и др.), ряд компонентов промывочных жидкостей.
Концентрация отдельных компонентов в промывочных жидкостях во много раз превышает ПДК. Так, содержание фенолов нередко превосходит ПДК на два-четыре порядка, содержание хлоридов часто выше ПДК в десятки раз, соединений хрома — на три порядка, нефтепродуктов — более чем на порядок. Характерна величина такого суммарного показателя, определяющего общую загрязненность, как биохимическое потребление кислорода (количество кислорода в миллиграммах, расходующееся на окисление находящихся в 1 л воды ОВ в аэробных условиях в результате происходящих в воде биологических процессов) — в промывочных жидкостях она превышает нормативы в 400—'500 раз. Помимо этого в буровых растворах содержится большое число химических веществ, которые следует рассматривать как загрязнители: сивушные масла, в составе которых присутствуют спирты Сз—С8 и выше, нитропроизводные, полифосфаты и другие вещества, для которых не установлены ПДК.
Расход химических реагентов — потенциальных загрязнителей при проведении буровых работ на нефть и газ — весьма внушителен. Для бурения и крепления скважин расход технической воды часто предусматривается в количестве от 40 до 20 м3/сут при испытании одного объекта; одновременный слив промывочной жидкости после окончания бурения скважины составляет около 250 м3. Для приготовления буровых растворов используют до 25 наименований химреагентов и материалов, помимо нефти и нефтепродуктов. Число химических добавок к буровым 8-736 113
растворам постоянно увеличивается за счет новых, предлагаемых для увеличения эффективности бурения.
При геологоразведочных работах на нефть и газ загрязнение может быть химическим, углеводородным, тепловым. Углеводородное (нефтяное) загрязнение, являющееся разновидностью химического, выделяется в обособленный тип в силу значимости негативного воздействия на геолого-гидрогеологическую среду, что связано с высокой токсичностью и миграционной способностью отдельных компонентов нефти.
Химическое загрязнение подземных вод проявляется в увеличении их общей минерализации, в росте концентраций отдельных макро- и микрокомпонентов, в появлении в подземных водах несвойственных им минеральных и органических соединений. Наиболее часто встречаемые виды химического загрязнения подземных вод — хлоридное, сульфатное, нитратное, фенолами, ПАВ, тяжелыми металлами и др. Химическое загрязнение подземных вод происходит как при фильтрации с поверхности из хранилищ промстоков, земляных амбаров для буровых растворов, складов химреагентов, загрязненных поверхностных водостоков, так и при внедрении в водоносные горизонты высокоминерализованных вод нижележащих горизонтов при межпластовых перетоках. Химическому загрязнению подземных вод сопутствуют, как правило, их интенсивная окраска, запах и повышенная температура вод.
Углеводородное загрязнение подземных вод происходит как с поверхности земли из нефтехранилищ и отстойников, складов горючесмазочных материалов, так и в результате межпластовых перетоков. Высокая адсорбционная способность нефтяных УВ на поверхности грунтов увеличивает время пребывания их в подземной гидросфере.
Тепловое загрязнение выражается в увеличении температуры подземных вод против фоновых значений. Тепловому загрязнению сопутствуют, как правило, уменьшение содержания кислорода в воде, изменение ее химического и газового состава, «цветение» воды и увеличение содержания в воде микроорганизмов. Тепловое загрязнение подземных вод обусловливается как поступлением в водоносные горизонты нагретых сточных вод с поверхности, так и внедрением вод нижележащих горизонтов вследствие затрубных перетоков.
ПОКАЗАТЕЛИ ЗАГРЯЗНЕНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Предельно допустимые концентрации веществ как показатели качества вод для санитарно-бытового водопользования приведены в табл. 8.
В загрязнении подземных вод в зависимости от концентрации загрязнителя и размеров загрязненных площадей — участков выделяются следующие стадии.
Стадия загрязнения — концентрация загрязнителя в воде превышает фоновую, но не достигает величин ПДК. При этом свойства воды находятся в пределах нормы и наблюдаемые изменения не препятствуют 114
Предельно допустимые концентрации вредных веществ в воде водоемов санитарно-бытового водопользования
Наименование ингредиентов
Лимитирующим показатель вредности
ПДК В водах1 мг/л
Хлориды
Органолептический
350
Сульфаты
»
500
Нефть
многосернистая
»
0,1
прочая
»
0,3
Керосин
»
0,3
Бензин
»
0,1
Нафтеновые кислоты
»
0,3
Бензол
Санитарно токсикологический
0,5
Ксилол
Органолептический
0,5
Толуол
»
0,5
Фенолы, образующие хлорфенол 2
»
0,001
Пиридин
Санитарно-токсикологический
0,2
Свинец
»
0,1
Мышьяк
»
0,5
Ртуть (в неорганических соедине
»
0,005
ниях)
Селен
»
0,01
Цианиды (простые)
»
0,1
Фтор (в соединениях)
»
1,5
Тетраэтилсвинец
»
Отсутствие 3
Гексахлорбензол
»
0,05
Нитрохлорбензол
0,05
Формальдегид
»
0,5
Урсол
»
0,1
Нитрил акриловой кислоты
»
2,0
Гексоген
»
0,1
Медь
Общесанитарныи
0,1
Цинк
»
1,0
Никель
»
0,1
Кобальт
1,0
Кадмий
»
0,01
Хлор свободный
»
Отсутствие 4
Сульфиды 5
»
Отсутствие
Тринитротолуол
»
'0,5
Хром
трехвалентный
Органолептический
0,5
шестивалентный
»
0,1
Железо
»
0,5
Барий
»
4,0
Четыреххлористый углерод
»
5,0
Хлорбензол
0,1
Динитробензол
0,5
Динитрохлорбензол
0,5
Дихлорбензол
»
0,03
Трихлорбензол
»
0,03
Скипидар
»
0,2
Дихлорэтан
»
2,0
Пикриновая кислота
»
0.5
Динитронафталин
»
1,0
Тетранитрометан
»
0,5
Продолжение табл. 8
Наименование ингредиентов
Лимитирующий показатель вредности
ПДК в водах1, мг/л
Стирол
»
0,1
Бутиловый спирт
»
1,0
Метилэтилкетон
»
1,0
Циклогексан
»
1,0
Хлорпрен
»
0,1
Сапонин
»
0,2
1 При загрязнении воды водоемов санитарно-бытового водопользования комплексом веществ приведенные в таблице ПДК для отдельных компонентов должны приниматься с учетом следующих указаний:
при осуществлении предупредительного санитарного надзора ПДК каждого вещества, входящего в комплекс, должна быть уменьшена во столько раз, сколько вредных веществ с одинаковыми лимитирующими показателями предполагается к спуску со сточными водами или содержится в водоеме;
при осуществлении текущего санитарного надзора сумма концентраций всех веществ, выраженная в процентах от существующих ПДК для каждого вещества в отдельности, не должна превышать 100%.
2 Для пунктов водопользования, использующих водоем в качестве источника хозяйственнопитьевого водоснабжения.
3 В пределах наиболее чувствительного метода исследования.
4 С учетом хлоропоглощаемости
5 С учетом кислородного режима для зимних условий.
ее использованию для хозяйственно-питьевых нужд; изменения в составе воды указывают на наличие источника загрязнения.
Опасная стадия загрязнения — концентрация загрязнителя достигла ПДК и выше, а площадь загрязненных участков подземных вод составляет 0,02—0,5 км2. Это загрязнение особенно опасно, если загрязненные участки расположены в густонаселенных районах, вблизи действующих или проектируемых водозаборов.
Чрезвычайно опасная стадия загрязнения — содержание загрязнителя в подземных водах значительно превышает ПДК, а в случае высокотоксичных загрязнителей достигает ПДК, площадь загрязненных участков 0,5—1 км2 и более.
Если на первых двух стадиях нарушенный естественный режим подземных вод при определенных усилиях поддается успешному и сравнительно быстрому восстановлению, то ликвидация последствий третьей стадии загрязнения нуждается в проведении более трудоемких и продолжительных мероприятий.
Существенное по масштабам загрязнение пресных (и минеральных) вод нередко происходит при межпластовых перетоках рассолов из глубоких горизонтов по стволу скважины. Это «скрытое» загрязнение часто происходит многие годы после некачественной ликвидации скважин. При этом идет активный процесс развития значительного по площади ореола загрязнения геолого-гидрогеологической среды.
Распространение нефтяного загрязнения определяется физико- химическими свойствами нефтепродуктов и параметрами среды. В водоносном горизонте нефть и нефтепродукты могут находиться в виде однофазного жидкого слоя, истинного раствора, тонкодисперсных эмульсий, сорбированном породой. Остаточное насыщение водонасыщенных 116
грунтов нефтью при вытеснении ее пластовой водой составляет 18— 20%. По мере продвижения «нефтяного тела» в водоносном пласте образуется зойа остаточного нефтяного насыщения, которая по объему значительно превышает само первоначальное «нефтяное тело».
Растворимость компонентов нефти в воде колеблется в очень широких пределах — от достаточно высокой (низкомолекулярные карбоксильные соединения, фенолы, азотистые основания и др.) до весьма низкой, составляющей 10-4 мг/л и менее. Усредненные величины растворимости нефти и нефтепродуктов, по данным ряда исследователей, составляют, мг/л: нефти до 30—50, бензина до 50—500, керосина до 5. При насыщении воды растворимыми нефтепродуктами содержание их в воде превышает ПДК на несколько порядков. Опасность нефтяного загрязнения для подземных вод увеличивается вследствие весьма ограниченных возможностей их самоочищения от растворенных нефти и нефтепродуктов. Поэтому даже относительно небольшие количества нефти могут загрязнить большие площади и сохраняться длительное время. Так, по данным Д. Ш. Новосельцевой (1986 г.), при фильтрации, например, с поверхности земли всего 1 м3 нефти (этого частого вида загрязнений) площадь участка с нефтяным загрязнением поверхностного слоя грунтовых вод составит более 5 тыс. м2, а время существования такого участка — сотни лет. Чем больше объем инфильтрованной нефти, тем, естественно, больше масштабы загрязнения. А эти объемы в условиях поисково-разведочных площадей могут быть весьма значительными.
В состав промывочных жидкостей входит большое число химических веществ, которые могут рассматриваться как нейтральные, т. е. не разлагающиеся, не сорбирующиеся из водных растворов и не реагирующие с породой и пластовой водой. Такими компонентами являются соли неорганических кислот, растворенные нефтепродукты, органические кислоты, фенолы, полифосфаты и многие другие. Содержание этих компонентов — загрязнителей промывочных жидкостей значительно превышает ПДК. Даже при сравнительно кратковременном поступлении таких растворов в водоносный горизонт в нем после прекращения поступления остается определенный объем загрязненного раствора, так называемый «пакет», который затем передвигается в коллекторе, фильтруясь вместе с потоком вмещающей пластовой воды.
Следует отметить еще один вид загрязнения геологической среды — за счет амбаров, прудов-отстойников сточных вод и пр. Широко используемые при буровых работах, они часто являются длительными источниками загрязнения. Даже после ликвидации этих сооружений фиксируются значительные по площади ореолы с загрязненными нефтью и нефтепродуктами грунтами, вытянутые в направлении естественного потока подземных вод.
ОХРАНА ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ
Охрана окружающей геологической среды при проведении геологоразведочных работ на нефть и газ — актуальная общегосударствен-
117
ная задача. Под охраной важнейшего составного компонента этой среды — подземных вод понимается применение мер для сохранения их естественного качества и количества. В число подлежащих охране подземных вод входят: пресные воды, минеральные лечебные воды, минеральные промышленные воды, термальные воды. Охрана подземных вод предусматривает выявление потенциальных источников загрязнения, эффективную очистку и утилизацию различных стоков, проектирование и внедрение безотходной технологии при бурении скважин и эксплуатации месторождений, захоронение стоков, дренажи. При этом следует проводить также восстановление (рекультивацию) нарушенных разведочными работами земель.
Задачи рационального использования в народном хозяйстве подземных вод прежде всего требуют их охраны от истощения и загрязнения. Истощение подземных вод — снижение их запасов — происходит во многих случаях при нарушении правил и режима проводки буровых скважин, самоизливах на поверхности, межпластовых перетоках и т. д.
Нарушение естественного гидродинамического и гидрохимического режима подземных вод фиксируется образованием техногенных гидродинамических, гидрохимических и газогидрохимических аномалий. Для того чтобы определить подобные аномалии, необходимо перед началом геологоразведочных работ или при их планировании иметь все нужные материалы по гидрогеологии района, по имеющимся и проектируемым водозаборам. Источником информации являются материалы государственной гидрогеологической съемки масштаба 1 :200 000 и более крупные, данные изысканий для водоснабжения, ирригации, гидротехнического строительства и т. д.
На региональном и поисковом этапах нефтеразведочных работ прогноз загрязнения осуществляют путем наблюдений по имеющимся водо- пунктам и двум-трем скважинам на основные водоносные горизонты (в том числе используемые для хозяйственно-питьевых нужд) в 50—200 м ниже по потоку от буровой площади. Из режимных скважин один раз в месяц отбирают пробы воды на химический анализ и замеряют статический уровень. Срок наблюдений, как считает Ф. П. Самсонов, 1 — 2 года. Если за этот период не будет обнаружено признаков загрязнения, то режимные скважины сохраняют для дальнейших наблюдений на последующих этапах геологоразведочных работ или ликвидируют при необнаружении месторождения. Для прогнозирования загрязнений подземных вод при авариях требуется значительный объем специальных гидрогеологических работ.
На разведочном этапе резко увеличивается плотность возможных очагов загрязнения. Вследствие этого необходимо на основе имеющихся материалов или детальных гидрогеологических работ выполнить построения, отражающие естественную динамику и химизм вод водоносных горизонтов зоны активного водообмена в пределах разведочной площади и смежных участков. Затем следует создать наблюдательную сеть для контроля измерений гидрогеологической обстановки.
Особо опасные загрязнения подземных вод отмечаются на этапе
эксплуатации месторождений нефти и газа Здесь очаги загрязнения различного происхождения часто связаны гидродинамическими и физико-химическим взаимодействием между собой и водозаборами, сооруженными для водоснабжения промысла
При разработке нефтяных и газовых месторождений без поддержания пластового давления нередко фиксируется значительное истощение глубоких водоносных горизонтов. Отмечается также по площади месторождения истощение водоносных горизонтов зоны активного водообмена вследствие их нерациональной эксплуатации для хозяйственно-питьевых нужд В то же время при поддержании давления в продуктивных водоносных горизонтах эксплуатируемого месторождения часто образуются обширные купола репрессии, отрицательно воздействующие-на гидродинамический режим пресных, минеральных и термальных вод При перетоках купола репрессии влияют на режим вод зоны активного водообмена. В связи с этим отмечаются случаи заболачивания, подтопления и т. д. При закачке вод для поддержания пластового давления происходят сложнейшие, чаще негативные, изменения солевого и газового состава вод продуктивных отложений, а также верхних водоносных горизонтов. Возникающие при разработке залежей нефти и газа депрессии вызывают просадки земной поверхности, а иногда и землетрясения.
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОДЗЕМНЫХ ВОД НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ СССР
Как уже отмечалось (см. раздел 1.4), при описании гидрогеологических условий нефтегазоносных территорий был использован бассейновый принцип нефтегеологического районирования, так как он в большей мере отвечает поставленной задаче, хотя и в этом случае авторы не избежали ряда противоречий. Особенно это проявляется в несопоставимости размеров отдельных бассейнов и водонапорных систем и в трудностях определения границ водонапорных систем нефтегазоносных бассейнов в ряде регионов.
Нефтегазоносные бассейны подразделяют на внутриплатформенные, эпиплатформенные, орогенные, складчато-платформенные, внутрисклад- чатые и приокеанические [35]. При описании бассейнов, кроме типа бассейна, учитывалось их расположение в пределах СССР. В связи с этим на территории СССР выделены четыре крупных региона:
Восточно-Европейская платформа и Предуральский передовой прогиб —- Тимано-Печорский, Волго-Уральский, Днепровско-Донецкий, Припятский, Прибалтийский и Волыно-Подольский нефтегазоносные бассейны. Прикаспийский бассейн, вслед за А. А. Карцевым (1963 г.), рассматривается как наложенный бассейн на южную окраинную часть Волго-Уральского мегабассейна;
эпигерцинские платформы и территории альпийской складчатости на юге и юго-западе СССР — Предкарпатский, Закарпатский, Причерноморско-Крымский (Северо-Черноморский), Азово-Кубанский, Средне-Каспийский (Мангышлакско-Терско-Каспийский), Южно-Каспийский, Каракумский, Северо-Устюртский, Чу-Сарысуйский, Ферганский и Афгано-Таджикский нефтегазоносные бассейны; Средне-Каспийский бассейн как единая водонапорная система состоит из двух частей: восточной — Южно-Мангышлакский и западной — Терско-Каспийский (или Терско-Кумский) бассейны;
Западно-Сибирская плита и Восточно-Сибирская платформа — Западно-Сибирский, Иркутский, Тунгусский и Лено-Вилюйский нефтегазоносные бассейны; под Иркутским бассейном понимают Присаяно- Енисейский и Прибайкало-Ленский бассейны [35];
Дальний Восток — выделяют большое число нефтегазоносных бассейнов, однако гидрогеологическая изученность их крайне невысока, лучше изучены гидрогеологические условия месторождений Северного Сахалина (Охотско-Сахалинский бассейн) и Колпаковской впадины на Камчатке (Охотско-Камчатский бассейн).
120
ILL ВОДЫ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
И ПРЕДУРАЛЬСКОГО КРАЕВОГО ПРОГИБА
ТИМАНО-ПЕЧОРСКИЙ БАССЕЙН
Тимано-Печорский нефтегазоносный бассейн занимает северо-восточную часть Русской плиты, его контуры условно проводят по восточному склону Тиманского кряжа, Колвинско-Полюдовскому поперечному поднятию и восточной границе Западно-Уральского надвиго-складчатого пояса. Общая площадь бассейна около 350 тыс. км2. Существенный вклад в изучение геологии, нефтегазоносности и гидрогеологии бассейна внесли А. Я. Креме, Б. Я. Вассерман, Н. Д. Матвиевская, В. М. Матусевич, Б. Н. Любомиров, Г. П. Лысенин, Н. И. Невская, Ю. Д. Николаев и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Тимано-Печорский бассейн включает четыре надпорядковые структуры: Тиманский кряж (его юго-восточную часть), Печорскую синеклизу, северные части Предуральского краевого прогиба и Западно- Уральского надвиго-складчатого пояса, разделяемые на ряд крупных тектонических элементов (рис. 29), в пределах которых выявлено мно-
Рис 29 Схема гидроизопьез среднеде- вонско-нижнефранского гидрогеологического комплекса Тимано-Печорского бассейна.
а — гидроизопьезы приведенных напоров подзем ных вод, м, б — участки сверхгидростатического давления, месторождения в — нефтяные, г — нефтегазовые или нефтегазоконденсатные, д — газовые или газоконденсатные (/ — Ярегское, 2 — Нижнеомринское, 3 — Западно-Тэбукское, 4 — Печоро-Кожвинское, 5 — Пашшорское и Верхнегрубешорское, 6 — Лаявожское, 7 — Усин ское, 8 — Салюкинское, 9 — Вуктыльское, 10 — Рассохинское), е — границы распространения комплекса, ж — надпорядковые тектонические элементы А — Мезенско Вычегодская синеклиза, Б — Тиманский кряж, В—Печорская синеклиза, Г — Предуральский краевой прогиб, Д — За падно-Уральский надвиго-складчатый пояс, Е — Центральноуральское поднятие
жество локальных структур. Современный структурный план в основном сформирован в визейско-триасовый этап герцинского тектогенеза.
В основании вскрытого разреза залегает складчатый фундамент, представляющий собой верхнепротерозойский (рифей-вендский) структурно-формационный ярус и сложенный сильно метаморфизованными осадочными породами и магматогенными образованиями, интенсивно дислоцированными в байкальский цикл тектогенеза.
Фундамент рассекается разломами, проникающими в осадочный чехол и создающими блоковое строение региона.
Осадочный чехол имеет мощность до 6—7 км в Печорской синеклизе и до 10—12 км в Предуральском прогибе, в основании его залегают отложения кембрия и ордовика мощностью более 1 км. С размывом они перекрываются известняками и доломитами силура (мощность до 400 м). Терригенно-карбонатные отложения девонского, каменноугольно-нижнепермского возраста мощностью более 6 км характеризуются большим числом стратиграфических перерывов с выпадением свит и ярусов. Мезозойско-кайнозойские отложения распространены только в северных районах бассейна.
В осадочном чехле бассейна выделяют три структурно-формационных яруса, соответствующие основным циклам развития территории и разделенные крупными стратиграфическими несогласиями: ордовикско- нижнедевонский (до 3—3,5 км), среднедевонско-триасовый (до 7—8 км) и юрско-кайнозойский (до 0,8—1 км).
Нефтегазоносность установлена почти по всему разрезу — от пород складчатого фундамента (Южный Тиман) до мезозойских (северные районы бассейна). В разрезе осадочного чехла выделяют регионально нефтегазоносные комплексы: среднедевонско-нижнефран- ский, верхнедевонский, нижнекаменноугольный, среднекаменноугольнонижнепермский и верхнепермско-триасовый. Выявлено около 110 месторождений нефти и газа, в том числе более 70 промышленных. Наиболее продуктивны среднедевонско-нижнефранские терригенные и каменноугольно-нижнепермские карбонатные отложения. Промышленные залежи выявлены в интервале глубин от 120—150 м (Ярегское месторождение тяжелой нефти на Южном Тимане) до 4200—4500 м (Коман- диршорское газоконденсатное месторождение в Денисовской впадине).
Гидрогеологическая изученность неравномерна и в целом недостаточна. Лучше исследованы юг Печорской синеклизы и некоторые структуры Печоро-Колвинского авлакогена, хуже — Западно-Уральский надвиго-складчатый пояс, имеющий сложное строение. Более изучена верхняя часть осадочного чехла (до глубины 3,5—4 км), данные по более глубоким горизонтам весьма ограничены, хотя на ряде площадей бурением охвачен интервал глубин до 5,5—6,4 км.
В соответствии со структурно-формационными ярусами в разрезе бассейна выделяют четыре гидрогеологических этажа: верхнепротерозойский, ордовикско-нижнедевонский, среднедевонско-триасовый, юрско- кайнозойский. Первый этаж ввиду сложности строения и недостаточной изученности не расчленяется, в остальных этажах выделяют регио- 122
нально распространенные нефтегазоводоносные и разделяющие их нефтегазоводоупорные комплексы. Объем комплексов на разных структурах неодинаков, границы между ними из-за фациальной изменчивости пород могут проходить на различном стратиграфическом уровне. В ряде районов вследствие размывов наблюдается выпадение из разреза некоторых комплексов. Большинство водоносных комплексов содержит зональные и локальные водоупоры, которые наряду с региональными нередко служат покрышками нефтяных и газовых залежей.
В верхнепротерозойском этаже водовмещающие породы представлены пористыми, трещиноватыми, часто выщелоченными и кавернозными известняками, доломитами, гипсами. Водоупорной кровлей этажа служит толща афонинских глин мощностью до 40—60 м.
В ордовикско-нижнедевонском этаже выделяют два гидрогеологических комплекса: ордовикско-силурийский и нижнедевонский, разделенные водоупором нижнедевонских глин, глинистых известняков и доломитов мощностью до 40—60 м. Верхним водоупором этажа служит толща ангидритов, глинистых доломитов и известняков нижнего девона мощностью до 200—300 м.
Среднедевонско-триасовый гидрогеологический этаж состоит из семи гидрогеологических комплексов: среднедевонско-нижнефранского, верхнедевонско-нижнекаменноугольного, визейско-серпуховского, каменноугольно-нижнепермского, верхнепермского, нижнетриасового и средневерхнетриасового.
В юрско-кайнозойском этаже выделяют два гидрогеологических комплекса: средневерхнеюрский и мел-четвертичный. Мел-четвертичный водоносный комплекс с точки зрения нефтегазоносности не представляет интереса. Он содержит пресные гидрокарбонатные кальциевые и натриевые воды. В средневерхнеюрском комплексе установлены нефтегазо- проявления. Комплекс может быть промышленно перспективным в центральной, наиболее погруженной, части бассейна.
Водовмещающие породы характеризуются большой фильтрационной и емкостной неоднородностью. В терригенных водоносных комплексах от средневерхнеюрского до верхнепермского пористость песчаников изменяется от 4—10 до 30—35%, проницаемость от (0,5—3)-10-15 до (400—900) • 10“15 м2 и даже 4100-10-15 м2, а водопритоки в скважины обычно составляют 100—200 м3/сут, достигая 2500 м3/сут. С глубиной фильтрационные свойства ухудшаются, и в интервале глубин 2—4,5 км открытая пористость в большинстве случаев не превышает 8—10%, а проницаемость (20—30) • 1015 м2. Но и здесь нередко имеются пласты и толщи с высокими коллекторскими свойствами. Пористость закарс- тованных известняков и доломитов в флюидоносных комплексах от каменноугольно-нижнепермского до верхнедевонско-нижнекаменноугольного нередко достигает 20—25%, иногда 30—34%, проницаемость повышается до (100—150) • 10“15 м2 и даже до (3000—4000) • 10“15 м2. Водопритоки в скважины колеблются от 1—5 до 200—300 м3/сут, а порой до 1000—1500 м3/сут. Среднедевонско-нижнефранский комплекс характеризуется пористостью 6—20% и проницаемостью от (4—10) • 10“15 до
(150—500)-10-15 м2, а в отдельных случаях до 1500-Ю-15 м2. Водо- притоки составляют 3—125 м3/сут и более.
На территории бассейна выявлены водонапорные системы инфильтрационного, элизионного и промежуточного типов. К инфильтрационным системам с выраженными областями инфильтрационного питания, создания напора и разгрузки подземных вод относятся мезозойско-кайнозойские гидрогеологические комплексы, а на западе Печорской синеклизы и в Косью-Роговской впадине — также комплексы от верхнепермского до верхнедевонско-нижнекаменноугольного. Их области питания находятся на Тимане, Урале, поднятиях Чернышова и Чернова, некоторых водораздельных участках, а региональная разгрузка осуществляется, вероятно, в Баренцево море. Дренирующее влияние оказывают долины крупных рек. На остальной части территории эти комплексы представляют собой, судя по всему, системы промежуточного типа.
Водонапорной системой элизионного типа является среднедевонско- нижнефранский гидрогеологический комплекс. Отметки приведенных напоров изменяются от 63—70 м на Тимане до 1000—1200 м и больше на Печоро-Колвинском авлакогене и Верхнепечорской впадине (рис. 29), что отражает различное энергетическое состояние недр. Наличие пьезоминимумов и пьезомаксимумов в подошвенных водах многих месторождений указывает на широкое развитие процессов вертикальной миграции флюидов: их восходящее движение, иногда с разгрузкой на поверхности, установлено в Большеземельской тундре [37] и в ряде других районов.
Пьезомаксимумы часто совпадают с проявлениями сверхгидростатического давления, природа которого до конца не выяснена; предполагается, что важную роль в его образовании играет тектонический фактор. Зоны сверхвысокого давления на севере бассейна контролируются надежными флюидоупорами, прежде всего — нижнефранским глинистым. В ряде случаев пластовое давление превышает условное гидростатическое на 30—50%.
При анализе характера изменения пластовой температуры на горизонтальных срезах зафиксирована температура от — 3° С в зоне многолетнемерзлых пород (северная и северо-восточная части региона) до 100—116° С на глубинах 4—6 км. Геотермические поля обнаруживают резкую дифференциацию уже на срезе —1000 м, где температура варьирует от 14—16° С в Варандей-Адзьвинской зоне до 36—39° С на юге Ижма-Печорской впадины. На отметке —2000 м температура колеблется от 33—37 до 80—85° С, —3000 м от 54—57 до 83—93° С, —4000 и —5000 м соответственно 102° С и 185° С (по расчетам У. И. Моисеенко, 1983 г.). Плотность теплового потока на территории изменяется от 40 до 80 мВт/м2, составляя в среднем 53 мВт/м2. Геотермические аномалии на глубинах 5—10 км, вероятно, вызваны существованием магматических очагов расплава базальтового слоя, находящихся на глубине 24—42 км.
Тимано-Печорскому бассейну свойственна как нормальная, так и инверсионная гидрохимическая зональность. При нормальной зональности для всех комплексов характерны нарастание 124
минерализации с глубиной и преобладание на глубинах 2—4,5 км рассолов хлоридно-кальциевого типа с соленостью от 70—100 до 250— 280 г/л с содержанием, мг/л: брома до 900—1100, иода до 20—56, сульфат-нона до 700—1200, гидрокарбонат-иона до 800—1000. В водах присутствуют калий, барий, стронций, бор, аммоний, марганец, двух- и трехвалентное железо. Как правило, высока степень метаморфизации вод (rNa/rCl 0,6—0,8).
Гидрохимическая инверсия выражается в появлении на глубинах 2—4,5 км вод с пониженной минерализацией и нередко в изменении их типа (Н. М. Невская, 1979 г.) Это явление обнаружено в водоносных комплексах от каменноугольно-нижнепермского до ордовикско-силурийского в северных впадинах Предуральского прогиба (рис. 30). Здесь встречены воды гидрокарбонатно-натриевого типа с минерализацией 3— 11 г/л, с резко пониженным содержанием брома (до 17 мг/л), иода (до 1—3 мг/л), сульфат-иона (до 66 мг/л) и высокой концентрацией гидрокарбонат-иона (1100—4000 мг/л и более). Опреснение вод в глубоких горизонтах можно объяснить процессами гидрослюдизации монтмориллонита и внедрением из глубинных частей разреза водогазовых флюидов, образовавшихся в результате регионального метаморфизма или поствулканической деятельности и обогащенных углекислотой, а иногда и сероводородом
Растворенные газы и ОВ подземных вод изучены слабо. Имеющиеся данные показывают, что в среднедевонско-нижнефранском, каменноугольно-нижнепермском и ряде других водоносных комплексов газона- сыщенность вод и содержание в составе газов УВ, особенно тяжелых, возрастают вниз по разрезу и в сторону Предуральского прогиба. На глубинах 2—4,5 км преобладают газы углеводородно- азотного и азотно-углеводородного состава. Доля УВ заметно увеличивается вблизи нефтяных и газовых залежей. На ряде северных площадей в водах присутствует сероводород: максимальное количество его (4250 мг/л) отмечено в ордовикско-силурийском комплексе. По данным С. И. Сергеенко
Рис 30 Гидрохимическая схема сред- недевонско-нижнефранского водоносного комплекса Тимано-Печорского бассейна
а—изоминеры, г/л, области распространения вод б, в — хлоридно кальциевого, г, д — гидро- карбонатно натриевого типов (б, г— установлен ные, в, д — предполагаемые)
Остальные условные обозначения см на рис 29
и др. (1983 г.), концентрация ВРОВ колеблется от 20 до 380 мг/л. Высоко содержание органических кислот, в том числе жирных (до 200— 300 мг/л). В водах присутствуют битумоиды, бензол, фенолы и другие соединения. Установлена связь количества и состава ВРОВ с составом углеводородных флюидов в залежах.
Подземные воды месторождений
Ярегское нефтяное месторождение (открыто в 1932 г. и разрабатывается шахтным способом с 1939 г.) приурочено к пологой антиклинальной складке, расположенной на Ухтинской брахиантиклинали (Южный Тиман). Площадь месторождения около 30 км2.
Разрез сложен верхнепротерозойскими, среднедевонскими, нижне- франскими и четвертичными отложениями. Выделяют верхнепротерозойский гидрогеологический этаж и среднедевонско-нижнефранский водоносный комплекс. Массивно-пластовая сводовая залежь тяжелой нефти вскрыта на глубине 120—150 м в среднедевонских, отчасти ниж- нефранских песчаниках. Коллекторы трещинно-поровые, с пористостью 3—34% (в среднем 15%) и проницаемостью (2—1200)-10-15 м2.
Верхнепротерозойский гидрогеологический этаж содержит воды хло- ридно-кальциевого типа с минерализацией 25—50 г/л (табл. 9). Газовый состав вод не изучен. Начальные статические уровни неизвестны. В настоящее время воды сильно дренированы шахтами. Водопритоки в скважины и шахты достигают 3000—5800 м3/сут.
Воды среднедевонско-нижнефранского комплекса в основном хло- ридно-кальциевого типа с минерализацией 17—27 г/л, с незначительной концентрацией брома. Водорастворенные газы метанового состава (табл. 10). Пластовая температура 14—18° С. Комплекс дренирован нефтешахтами Водопритоки в скважины и подземные выработки колеблются от 20—50 до 1800—2000 м3/сут. Песчаные прослои в толще нижнефранских глин, экранирующих залежь, содержат пресные и солоноватые воды гидрокарбонатно-натриевого типа. В растворенном газе преобладает метан. Замеренные статические уровни располагаются на отметках 120—150 м.
Лаявожское нефтегазоконденсатное месторождение (открыто в 1971 г.) находится на одноименной антиклинали в северной части Лайского вала, расположенного в Денисовской впадине. Площадь месторождения 355 км2.
Вскрытый разрез сложен породами от девонского до четвертичного возраста (рис. 31). Выделяют среднедевонско-нижнефранский, верхнедевонско-нижнекаменноугольный, визейско-серпуховский, каменноугольно-нижнепермский, верхнепермский, нижнетриасовый, средневерхнетриасовый, средневерхнеюрский, мел-четвертичный водонефтегазоносные и нижнефранский, нижнекаменноугольный, серпуховский, нижневерхнепермский, нижнетриасовый, верхнетриасовый, юрско-меловой водоупорные комплексы.
Таблица 9
Химический состав подземных вод месторождений Тимано-Печорского бассейна
Возраст пород
Интервал перфо рации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), иг экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы,
М, г/л у, г/см3
Тип вод
Воды
С1"| SO4”
нсо3-
Са2 +
Mg2 +
Na +
К +
Вг”
Ярегское месторождение
pr2
477
30200
851
Следы
80
1,4
3100
153
900
74
14300
625
57
He onp.
48,6
1035
XK
Нижние
pr2
242—315
17000
20
250
1500
400
8600
76
27,9
479
0,4
4,1
73
36
374
1021
d2
162—219
10400
5
410
800
250
5500
He onp
17,4
Подошвен-
293
0,09
6,7
39
10,7
240
1012
ные
Dsfi
97—110
1600
45
20
0,4
790
12,9
30
1,3
20 2
1300
55
»
3,7
1003
ГКН
Верхние
;
Таявожс
кое м.ест
орождение
D2—Daf 1
4450—4500
115300
450
30
15000
1200
554000340
628
10
188,5
XK
Нижние
3253
9,5
0,5
750
97
24078,7
345001000
TT28
2553—2611
65800
1040
1010
5300
1300
243
110,4
Нижние
C2-3
1856
w
ТЖ
76T
TOK
7502" 25^
14
1076
»
краевые
2443—2448
60600
1220
. 800
4700
1400
32300
218
101,4
Подошвен-
1710
75,4
737"
"23K
7TK
7705"
17
1072
ные
2431—2438
69100
600
90
8600
1500
32400
225
112,7
Нижние
Pi
1950
w
732"
726"
1409
15
TOTO
»
краевые
P2
1869—1893
44300 w
10
07
10
0J
5800 "238"
1300 766"
19700 “858“
132
9
71,3 T053
»
Верхние
1534- 1539
36500
10
20
5200
900
1610050
58,9
Ti
10З0
О
07
"258"
70
"TUTT —
TO43
T2 3
1237—1253
17400
490
20 07
70
1,1
2300
7TK
200 77"
8300
64
7
28,3 T020
»
»
5 j3
630—636
1700 "70~
160 KT
240
800 4
4 07
1200
5
He onp
3,4
1003
CH
»
м Продолжение табл. 9
ОО
Возраст пород
Интервал перфо- рации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л V, г/см3
Тип вод
Воды
С1“
SO2"
нсо3_
Са2 +
Mg2 +
Na +
К +
Вг —
1“
d2
3450—3456
39400
1110
490 T9Z
100
230
Усинское месторождение
255
33
65,3
1046
хк
Подошвенные
300 ТБТ
400 "30"
21700
944
D3fm
2571—2744
49100
1650
6100
1240
22800
247
Не опр.
80,4
Краевые
1357
34
33“ 280
39Г
T9Z
“992“
I960
»
D3fm
1972—2195
41400
840
300
1100
21900
181
68,7
"ПБ8”
2400
14,6
159
39"
953
»
1050
»
»
D3fm
2026—2032
50900
380
6500
2100
23000
379
85,7
1436
33
170
32Z
Т73"
"T99Z
4
1963
»
»
Ci
2327—2432
43500
1500
5400
1100
20900
197
72,8
"1227"
32
23
368"
ЖГ
"907"
5
1054
»
»
C2
1457—1461
49900
110
100
7300
3900
16700
175
78,3
Подошвен-
1408
"23“ 20 93
90
366"
"320"
"728""
6
1959
»
ные
c3
1391 — 1399
47800
1348
6500 "323"
3900
320"
16300
707
163
Не опр.
74,7
1952
»
»
J
327,5
40
П2
20
04
^60
20 Т
10 оз
60 Z7
Не опр.
0,3
Т999
гкн
Верхние
В
уктыльс
кое мест
орождение
D3fm —
4966—5446
146700
590
120
17500
750
74000
131
6
239,8
хк
Нижние
c,t
4138
123" 530
23"
875
"623"
32t7
ТТ59
Civ2
3670—3684
150800
270
9600
2400
82500
336
9
246,6
Подошвен-
4249
1 I
HO
"ЖГ
"200"
3588"
ТТ68
»
ные с газом
То же
c2
3840—3850
147900
580
10000
2700
79700
362
9
241,3
4170
12
10
500
"225"
3464
ТТБ2
»
Civs
3519—3550
150700
700
10000
1400
84100
317
13
247,2
хк
Подошвен-
4251
14,5
03
498
ТГГ
3655
ТТ67
ные с газом
Cl 2
3462-3503
148400
670
70
10800
1200
82000
317
13
243,7
4187
14
гз
540
"102"
3563
ГТБ8
»
С-Р,С-Р,3448—350015400434470014,63587—40141575009604443T9J2782—3287300310 оз3448—350015400434470014,63587—40141575009604443T9J2782—3287300310 оз20 03 110570 "93"20 03 110570 "93"10100 "30Г"5500 377100310100 "30Г"5500 37710031500ТЖ200"W2031500ТЖ200"W20385100600"3712" T5J95600620415416220W85100600"3712" T5J95600620415416220W252,9 ИБО»Подошвенные260,8 НТО»Краевые0,84гкнКонденсатоTOOTгенные внутри залежи252,9 ИБО»Подошвенные260,8 НТО»Краевые0,84гкнКонденсатоTOOTгенные внутри залежи228141595He onp228141595He onp
С-Р,
С-Р,
3448—3500
15400
4344
700
14,6
3587—4014
157500
960
4443
T9J
2782—3287
30
03
10 оз
3448—3500
15400
4344
700
14,6
3587—4014
157500
960
4443
T9J
2782—3287
30
03
10 оз
20 03 110
570 "93"
20 03 110
570 "93"
10100 "30Г"
5500 377
1003
10100 "30Г"
5500 377
1003
1500ТЖ200"W203
1500ТЖ200"W203
85100600
"3712" T5J95600620
415416
220W
85100600
"3712" T5J95600620
415416
220W
252,9 ИБО
»
Подошвенные
260,8 НТО
»
Краевые
0,84
гкн
Конденсато
TOOT
генные внутри залежи
252,9 ИБО
»
Подошвенные
260,8 НТО
»
Краевые
0,84
гкн
Конденсато
TOOT
генные внутри залежи
22814
1595
He onp
22814
1595
He onp
Примечание Содержание ионов аммония и бора в водах месторождений, мг/л Лаявожское, скв I—соответственно 47 и 66, скв 28— 111и65,скв 155 (Т]) — 40 и 32, Вуктыльское, скв 31 — 142 и 54, скв 9 — 56 и 22 (в остальных случаях аммоний и бор не определяли)
Таблица 10
Характеристика газов подземных вод месторождений Тимано-Печорского бассейна
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Глубина, м и спо соб отбора пробы
Темпе ратура пласта, °C
Минера лизация воды, г/л
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
Общая УПРУ ГОСТЬ газа, МПа
Рг/Рв
н2
со2
сн4
с2н6
с3н8
С4Ню + + в
N2 + pea кие
Ярегское месторождение
D2ef
215—218
Бутыль Савченко
Не опр
~20
Не опр.
Не обн
2,2
96,1
0,5
1,2
Не опр
D2ef
187
187, бутыль Савченко
14
25
»
1,0
98,2
0,2
0,6
»
D3fi
92
92, бутыль Савченко
Не опр
»
»
0,9
97,3
Не обн
1,8
»
Лаявожское месторождение
Р1
2431—2438
2430, ПД-3
60,8
112,7
1050
0,5
10,1
40,3
U
0,2
0,2
48,6
8,2
0,34
р2
1869—1893
1800, ПД-3
44
71,3
790
Не обн
0,2
78,4
1,4
0,4
0,8
19,0
4,5
0,26
Т1
1534—1539
1510, ПД-3
32,7
58,9
650
Не обн
78,8
1,6
0,1
Следы
19,5
3,0
0,22
Усинское месторождение
~ D213450-3456 I2000, ПД-3I77,1I65,3I1410I1,210,4 I 86,8 II 7,1 II4,5|10,5| 0,28
w 0213086-3095)3000, ПД-3|69,8|64,9I1080I3,610,6 | 76,4 |I 10,0 II9,4I6,8I 0,21
□ Продолжение табл. 10
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Глубина, м, и способ отбора пробы
ратура пласта, °C
Минерализация воды, г/л
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
Общая упру- ГОСТЬ газа, МПа
рг/р«
н2
со2
сн.
С2Н6
СзН8
С4Н,о + + В.
Мг + ред-
D3fm
1972—2195
2006, ПД-3
36
72,5
560
Не обн.
0,5
44,3
7,8
11,0
4,1
32,3
2,4
0,15
С;
1765—1850
1624, ПД-3
34,1
43,7
520
1,2
75,1
Следы
1,7
Не обн.
22,0
2,3
0,13
С3
1391 — 1399
1360, ПД-3
27,5
75,1
920
»
0,1
87,4
1,7
0,2
0,1
10,5
4,9
0,34
Вуктыльское месторождение
С2
С2
C1V3
С| _2
С1 _2 С-Р,
3840—3850
3630—3690
3519—3550
3508—3560
3462-3503
3587—4014
3500, ВПП-300
3500, ВПП-300
2500 ПД-3
3500, ПД-3
2700, ПД-3
3465, ПД-ЗМ
73
68,2
44,4
68
53,967
241,3
241,6
247,2
222,7
243,7
260,8
480
740
1510
750
1900
490
Не обн.
»
Не обн. 0,2
Не обн.
»
74,5
68,4
87,8
86,7
81,8
74,4
3,5
2,3
4,9
3,4
5,7
2,5
0,4 0,3 1,3 0,4 2,0 0,3
0,1 0,1
1,5
0,1
5,1Следы
21,5
28,9
4,9
9,4
5,4
22,8
11,7
17,7
16,8
16,3
17,8
12,5
0,35 0,43
0,55 0,48 0,62 0,34
Примечания. 1. Сероводород отсутствует. 2. Объемное содержание
%: Ярегское, скв, Усинское, скв. 1 (С0 —0,07 (аргона 0,08); Вуктыльское, скв. 13—0,08 (аргона 0,04), скв. 70—0,05, скв 9—0,24 (в остальных случаях гелий и аргон не определяли).
гелия и аргона
водах
месторождений,
180—0,06,
скв. 3—1,8;
[FIV ЕЗ* ^Зз ^3^ ^§5 ^5 ^^7 ^^8 |vvv|9 |3-3<]/0 У—\11 Ё^]72 [5^/5 Г*2Й> ЕЕ75 |L^76 tnnTTTTj77 gg/S
Рис. 31. Сводный гидрогеологический разрез Лаявожского месторождения.
/ — галька и валуны, 2—песок и супесь, 3— суглинок, 4— песчаник и алевролит, 5— глина и аргиллит, 6 — мергель, 7—известняк, 8— доломит, 9 - гипс и ангидрит, 10—глинистость пород, 11 — стратиграфическое несогласие, 12 — абсолютная отметка статического уровня в пересчете на пресную воду, м, на схеме месторождения: 13—изогипсы кровли нижнепермских известняков, км/ 14— скважина, 15— общий контур продуктивности, 16 — линия разреза, на разрезе по линии-I—I • 17 — водоупорный комплекс (основная покрышка на месторождении), 18 — газовая или газоконденсатная залежь
Пластово-массивная сводовая, литологически ограниченная с севера газоконденсатная залежь с 20-метровой нефтяной подушкой приурочена к нижнепермским и средневерхнекаменноугольным известнякам. Она вскрывается на глубинах 2300—2450 м. Пачками глинисто-карбонатных пород залежь разделена на несколько эксплуатационных объектов. Коллекторы трещинно-порово-каверновые со средней пористостью 15— 22% и проницаемостью (45—810) ПО-15 м2, а в наиболее закарсто- ванных интервалах до (1,4—6,4) -10 —12 м2. Кроме того, в базальном пласте нижнего триаса обнаружена мелкая газовая залежь (пористость песчаников 11—25%, проницаемость до 650-10“15 м2).
Среднедевонско-нижнефранский комплекс вмещает рассолы хло- ридно-кальциевого типа с минерализацией 188,5 г/л, обогащенные бромом (628 мг/л), с присутствием иода (10 мг/л) и бора (66 мг/л). Пластовая температура достигает 112,8° С. Комплекс на данной площади находится в зоне сверхгидростатического давления: получен фонтан сильно газированной воды дебитом 1000 м3/сут при статическом устьевом давлении 15,2 МПа.
Визейско-серпуховский комплекс водоносный, притоки в скважинах из интервала глубин 2770—2900 м и достигают 200 м3/сут.
Каменноугольно-нижнепермский комплекс содержит рассолы хло- ридно-кальциевого типа с минерализацией 98—128 г/л и концентрацией, мг/л: брома 217—293, иода 14—24, бора 65. Растворенные газы азотно- метанового состава, газовый фактор до 1050 см3/л (см. табл. 9, 10). Уровни вод в скважинах устанавливаются около отметки 15 м. Дебиты изменяются от 3—10 до 300—450 м3/сут, а из закарстованных интервалов получены притоки 1500—1700 м3/сут.
Воды верхнепермского и нижнетриасового комплексов — того же типа, с минерализацией 55—86 г/л, содержат бром (94—405 мг/л) и иод (7—18 мг/л). Газонасыщенность вод 650—790 см3/л, газ азотно- метанового состава.
В средневерхнетриасовом комплексе минерализация вод снижается до 28 г/л без изменения типа. Количество брома уменьшается до 64, а иода до 7 мг/л.
Средневерхнеюрский комплекс вмещает в основном солоноватые (3—5 г/л) воды сульфатно-натриевого типа, содержание брома до 6 мг/л, иод отсутствует.
Усинское нефтяное месторождение (открыто в 1963 г., эксплуатируется с 1972 г.) приурочено к одноименной антиклинальной структуре, расположенной на юго-восточном окончании Колвинского мегавала. Площадь месторождения около 200 км2.
Разрез сложен породами от силурийского до четвертичного (за исключением меловых) возраста. В нем выделяют ордовикско-силурийский (верхняя часть), нижнедевонский, среднедевонско-нижнефранский, верхнедевонско-нижнекаменноугольный, визейско-серпуховский, камен- ноугольно-нижнепермский, верхнепермский, нижнетриасовый, средневерхнетриасовый, средневерхнеюрский (нижняя часть) и четвертичный водонефтегазоносные комплексы, разделенные нижнедевонскими (ниж- 132
ним и верхним), нижнефранским, нижнекаменноугольным, серпуховским, нижневерхнепермским, верхнепермским, нижнетриасовым и верхнетриасовым флюидоупорами.
На месторождении выявлены три нефтяные залежи. Верхняя — сводовая массивная залегает на глубине 1200—1300 м в закарстованных средневерхнекаменноугольных и нижнепермских известняках. Их пористость 1—36% (среднее 20%), проницаемость (1—1780) • 10“15 м2 (в среднем 38-Ю"15 м2). Средняя — небольшая пластовая залежь — приурочена к доломитам серпуховского яруса; подстилается и перекрывается сульфатными толщами. Пористость пород 6—34% (среднее 26%), проницаемость (2—950)-Ю-15 м2 (среднее 110-Ю"15 м2). Нижняя залежь — пластовая структурно-стратиграфическая, связана с живет - скими песчаниками. Вскрывается на глубине 3200—3300 м. Пористость песчаников 11 —17%, проницаемость (2—200)-Ю"15 м2 (среднее 114-Ю"15 м2).
Среднедевонско-нижнефранский комплекс содержит воды хлоридно- кальциевого типа с минерализацией 48—66 г/л. Концентрации брома 183—255, иода 32—47 мг/л. Растворенный газ — преимущественно метанового, реже азотно-метанового состава. Газовый фактор от 720 до 1410 см3/л. Воды высоконапорные, на всех скважинах наблюдался перелив. Дебиты воды варьируют от 2—5 до 130—160 м3/сут и даже до 500 м3/сут. Пластовая температура 70—78° С.
Воды верхнедевонско-нижнекаменноугольного комплекса — хлорид- но-кальциевые, с минерализацией 68—107 г/л, содержат бром (180—380 мг/л) и иод (до 29 мг/л). По данным исследования скв. 1, газонасыщенность вод 560 см3/л, газы имеют азотно-метановый состав. Статические уровни рассолов устанавливаются на отметках 0 ч 25 м. Водопритоки колеблются от 0,3—5 до 40—100 м3/сут.
Визейско-серпуховский комплекс вмещает воды хлоридно-кальцие- вого типа с минерализацией 43—79 г/л, с небольшим содержанием брома (до 200 мг/л) и иода (до 10 мг/л). Растворенный газ — азотно- метанового состава, газовый фактор 520 см3/л (скв. 1). Некоторые скважины переливают, дебиты составляют 0,7—25 м3/сут
В каменноугольно-нижнепермском комплексе присутствуют воды того же типа с минерализацией 60—88 г/л. Количество брома 129— 197, иода 2,5—10 мг/л. Состав растворенных газов — азотно-метановый, газонасыщенность 920 см3/л (скв. 17). Уровень подземных вод в скважинах устанавливается на отметках 40—50 м, водопритоки достигают 100—230 м3/сут
На Усинском месторождении довольно четко прослеживается гидрохимическая инверсия, выражающаяся в снижении минерализации вод в среднедевонско-нижнефранском комплексе без изменения их типа, но с уменьшением концентрации щелочно-земельных элементов и ростом отношения rNa/rCl (до 0,85—0,87).
Вуктыльское нефтегазоконденсатное месторождение (открыто в 1964 г., введено в опытно-промышленную эксплуатацию в 1968 г.) находится на севере Верхнепечорской впадины и приурочено к одноименной сложно-
133
построенной валообразной дизъюнктивно-пликативной структуре, представляющей собой высокоамплитудную асимметричную антиклиналь, срезанную взбросо-надвигом. Площадь месторождения около 375 км2.
Вскрытый разрез (до глубины 6,4 км) слагается силурийскими, девонскими, каменноугольными, пермскими, триасовыми и четвертичными отложениями (рис. 32). Возможно выделение ордовикско-силурийского, нижнедевонского, среднедевонско-нижнефранского, верхнедевонско- нижнекаменноугольного, визейско-серпуховского, каменноугольно-ниж- непермского, верхнепермского, нижнетриасового и четвертичного водонефтегазоносных комплексов и нижнедевонского, нижнефранского, нижнекаменноугольного и нижневерхнепермского флюидоупоров. Четко выраженный серпуховский флюидоупор отсутствует, в связи с чем визей- ско-серпуховский и каменноугольно-нижнепермский комплексы составляют единую гидродинамическую систему.
Пластово-массивную газоконденсатную залежь вмещают преимущественно карбонатные каменноугольные и нижнепермские отложения, залегающие на глубинах 2000—3400 м. Коллекторы трещинно-порово- каверновые обычно с пористостью 2—12% и проницаемостью (0,1 — 100) • •10~15 м2. В узких максимально закарстованных интервалах разреза, тяготеющих к среднекаменноугольным, серпуховским и верхневизейским образованиям, пористость возрастает до 20—28% и даже до 34%, а проницаемость достигает (1,5—4,5)-10-12 м2. В южной части структуры на глубине 3680 м встречена небольшая пластовая сводовая газоконденсатная залежь в песчаниках бобриковского горизонта средневизейского подъяруса с пористостью 6—12%.
Верхнедевонско-нижнекаменноугольный комплекс содержит воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 217—244 г/л в фа- менско-турнейских до 250—268 г/л в бобриковских отложениях. В пределах комплекса намечается гидрохимическая инверсия, выражающаяся в уменьшении минерализации вод с глубиной без изменения их типа. Дебиты воды изменяются от 0,5—2,5 до 14—20 м3/сут и более. Нижняя часть комплекса находится в зоне сверхгидростатического давления: на глубине 4600 м пластовое давление превысило 62 МПа, а на 5500 м — 79 МПа, что на 35—46% больше условного гидростатического. Температура на глубине 5200 м 100,1° С, а на глубине 5850 м и 116,6° С.
Воды визейско-серпуховского и каменноугольно-нижнепермского комплексов хлоридно-кальциевого типа, с минерализацией 230—270 г/л. Рассолы содержат, мг/л: брома до 440—612, иода до 15—18, бора Tio 54. Растворенный газ метанового и азотно-метанового состава, газонасыщенность 1500—1900 см3/л (см. табл. 9, 10). В водах обнаружены, мг/л: бензол 0,3—0,5, фенолы 0,02—1, нафтеновые кислоты 0,1—4,4. Температура в подошвенных водах основной залежи (на глубине 3470—3500 м) 64—68° С. Статические уровни пластовых вод с плотностью 1160—1170 кг/м3 в ненарушенных условиях устанавливались на отметках -47-468 м. Величина водопритоков колеблется
от 0,6—6 до 120—230 м3/сут.
134
гидрохимические показатели100200*?,г/л1 I 1 I1 I ,2- / 300 600 ЗО^мг/л100 300 500 Вг,мг/л—1 I—(—I 10 20 1,мг/л0,6 0,7 rNa/rCl —I1—1—L_1_Jгидрохимические показатели100200*?,г/л1 I 1 I1 I ,2- / 300 600 ЗО^мг/л100 300 500 Вг,мг/л—1 I—(—I 10 20 1,мг/л0,6 0,7 rNa/rCl —I1—1—L_1_JРазрез по линии I-1Разрез по линии I-1Схема ^. (t месторожденияСхема ^. (t месторождения2|с3-Р1-4F2|с3-Р1-4FР2Р2Д-з^-^Д-з^-^? .1? .1-6t=v= км S-D1-6t=v= км S-D1Состав растворенных газов, объемная доля,%Состав растворенных газов, объемная доля,%Газонасыщен ность вод0,5 1,0 рг/р6Газонасыщен ность вод0,5 1,0 рг/р6Pv/РъPv/Ръ■rNa■rNa40 8040 80ТУ м2+ редкиеТУ м2+ редкие0,5 1,5 Vr, л/л0,5 1,5 Vr, л/л
гидрохимические показатели
100200*?,г/л
1 I 1 I1 I ,2- / 300 600 ЗО^мг/л
100 300 500 Вг,мг/л
—1 I—(—I 10 20 1,мг/л
0,6 0,7 rNa/rCl —I1—1—L_1_J
гидрохимические показатели
100200*?,г/л
1 I 1 I1 I ,2- / 300 600 ЗО^мг/л
100 300 500 Вг,мг/л
—1 I—(—I 10 20 1,мг/л
0,6 0,7 rNa/rCl —I1—1—L_1_J
Разрез по линии I-1
Разрез по линии I-1
Схема ^. (t месторождения
Схема ^. (t месторождения
2|с3-Р1
-4F
2|с3-Р1
-4F
Р2
Р2
Д-з^-^
Д-з^-^
? .1
? .1
-6t=v= км S-D1
-6t=v= км S-D1
Состав растворенных газов, объемная доля,%
Состав растворенных газов, объемная доля,%
Газонасыщен ность вод
0,5 1,0 рг/р6
Газонасыщен ность вод
0,5 1,0 рг/р6
Pv/Ръ
Pv/Ръ
■rNa
■rNa
40 80
40 80
ТУ м2+ редкие
ТУ м2+ редкие
0,5 1,5 Vr, л/л
0,5 1,5 Vr, л/л
Рис. 32. Сводный гидрогеологический разрез Вуктыльского месторождения (изогипсы проведены по кровле артинских отложений).
1 — разрывные нарушения.
Остальные условные обозначения см на рис. 31
В газоконденсатной залежи Вуктыльского месторождения в большом количестве содержатся .водяные пары, переходящие при снижении давления в скважинах в жидкую фазу. Конденсатогенные воды (см. табл. 9) — преимущественно пресные, гидрокарбонатно-натриевого типа с повышенным относительным содержанием сульфатов, с очень высокими значениями отношений rNa/rCl, гНСОз/rCl, rSO4/rCl. Обычно эти воды поступают в газовые скважины в объеме не более 1 м3/сут.
ВОЛГО-УРАЛЬСКИЙ МЕГАБАССЕЙН
Волго-Уральский нефтегазоносный мегабассейн площадью более 1,3 млн. км2 представляет собой сложно построенную область прогибания на востоке Восточно-Европейской платформы. Бассейн ограничивается Тиманом, Токмовским сводом, Воронежской антеклизой. Каспийским морем, Уралом. На южной окраине мегабассейна располагается наложенный Прикаспийский бассейн мезозойско-кайнозойских водоносных комплексов. Существенный вклад в развитие представлений о гидрогеологическом строении Волго-Уральского мегабассейна внесли Е. А. Барс, М. М. Булычев, М. А. Гатальский, М. И. Зайдельсон, А. С. Зингер, Л. М. Зорькин, Ю. М. Качалов, А. Н. Козин, В. А. Кротова, В. И. Малиновская, Е. В. Стадник, Ж. С. Сыдыков, Л. А. Таль- нова, А. И. Чистовский, Г. П. Якобсон и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
В пределах Волго-Уральского мегабассейна выделяют разнородные надпорядковые структуры: Предуральский краевой прогиб, собственно платформенную область (Волго-Камскую антеклизу) и Прикаспийскую синеклизу — глубоко погруженную краевую часть Восточно-Европейской платформы.
В основании водонапорной системы мегабассейна залегает складчатый кристаллический фундамент, представленный метаморфическими и магматическими породами архейского и нижнесреднепротерозойского возраста. Глубина поверхности фундамента изменяется от 1,5—2 км на вершинах платформенных сводов до 4—5 км и более в окружающих своды впадинах, до 10—12 км в Предуральском прогибе и до 20—22 км в центральных районах Прикаспийской синеклизы. В строении осадочного чехла мегабассейна участвуют породы от верхнего протерозоя до современных включительно. Одна из характерных особенностей разреза осадочного чехла — наличие мощных (в Прикаспийской синеклизе до 3—4 км в первичном залегании) соленосных отложений нижней перми, разделяющих разрез на подсолевой и надсолевой водонефтегазоносные этажи.
Верхний протерозой представлен преимущественно терригенными породами. Большой мощности эти отложения достигают вдоль западного склона Уральского хребта, где по данным сейсморазведки она составляет 7 км. Большая мощность верхнепротерозойско-нижнепалео- 136
зойских отложений ожидается во внутренних районах Прикаспийской синеклизы. Нижний палеозой (ордовик, силур) вскрыт на Соль-Илецком выступе, где он представлен сероцветными терригенными толщами.
В разрезе подсолевого верхнего палеозоя выделяют средневерхнедевонский терригенный, верхнедевонско-нижнекаменноугольный карбонатный, нижнекаменноугольный терригенный, нижнесреднекаменноугольный карбонатный, среднекаменноугольный терригенный, средневерхне- каменноугольно-нижнепермский карбонатный литолого-стратиграфические комплексы. Мощность их изменяется от первых десятков метров до 1 —1,5 км. В южной, юго-восточной и восточной частях Прикаспийской синеклизы в подсолевом этаже выделены три литолого-стратиграфических комплекса: верхнедевонско-турнейский терригенный (мощность до 2 км), каменноугольный карбонатный (более 2 км) и нижнепермский терригенный (около 1,2 км).
В Предуральском прогибе основную часть палеозойского орогенного этажа составляет молассовая формация пермского возраста, которая разделяется кунгурской соленосной толщей на надсолевой и подсолевой комплексы. Нижний доорогенный этаж сложен образованиями палеозоя и верхнего протерозоя платформенного типа
Региональный водоупор соленосных отложений кунгура имеет наибольшую мощность в Прикаспийской синеклизе. Разрез центральных участков синеклизы выполнен преимущественно галитом, а в бортовых зонах развиты сульфатно-карбонатные осадки. Первоначальная мощность соленосной толщи здесь составляет 3—5 к-м, а на соляных куполах-гигантах типа Индер достигает 9 км
Надсолевой верхнепермско-палеогеновый комплекс более полно представлен в Прикаспийском наложенном бассейне. В нижней части комплекса (верхняя пермь, нижний и верхний триас) выделяется толща пестроцветных и красноцветных пород (пески, песчаники и глины с прослоями мергелей и известняков). Юрские отложения залегают несогласно на триасовых, сложены преимущественно терригенными породами, в нижней части грубообломочными, в верхней части более отсортированными. В верхнеюрских отложениях встречаются пачки мергелей и глинистых известняков, а в среднеюрских — углистые прослои Меловые отложения залегают на юрских с размывом. Нижний мел представлен преимущественно терригенными породами, в верхнем мелу возрастает роль карбонатных пород — мергелей, известняков, писчего мела.
В междуречье Урала и Волги широко развиты отложения палеогена, представленные глинами, часть известковистыми и опоковидными, с редкими прослоями мергелей, песчаников и алевролитов. Осадочный разрез Прикаспийской синеклизы завершается покровным (неоген- четвертичным) структурно-формационным этажом (или комплексом), имеющим повсеместное распространение и плащеобразно с резким несогласием перекрывающим различные по возрасту породы. Разрез представлен преимущественно терригенными породами.
Нефтегазопроявления, залежи У В в Волго-Уральском мегабассейне установлены в стратиграфическом диапазоне от девона
до плиоцен-четвертичных отложений включительно. Освоение мегабассейна было начато в конце XIX — начале XX вв. В 1892 г. были поданы первые заявки на проведение нефтегазопоисковых работ в Южно- Эмбенском районе; в 1899 г. на площади Карачунгул с глубины 40 м из мезозойских отложений был получен первый фонтан нефти. В 1929 г. в районе Верхнечусовсих городков в Пермской области при бурении на калийные соли был получен фонтанный приток нефти из артинских рифогенных известняков, перекрытых мощной галогенной толщей Кунгура. К 1985 г. в пределах мегабассейна выявлено более 850 месторождений нефти и газа.
Наиболее важные продуктивные комплексы в подсолевом палеозое — терригенные толщи среднего и верхнего девона и нижнего карбона, среднекаменноугольная терригенно-карбонатная толща, средне- верхнекаменноугольно-нижнепермская карбонатная толща. В пределах Волго-Камской антеклизы преобладают нефтяные залежи. В сторону Предуральского прогиба и Прикаспийской синеклизы возрастает газоносность отложений. В Прикаспийской синеклизе в подсолевом средне- верхнекаменноугольно-нижнепермском комплексе выявлен ряд месторождений: Астраханское, Карачаганакское, Жанажольское, Карпен- ское и др.
Региональная нефтегазоносность надсолевых отложений установлена в Прикаспийской синеклизе. Промышленные скопления УВ приурочены к восточным и южным районам синеклизы, в основном к верхнепермско- триасовым, юрским и нижнемеловым породам. Месторождения чаще всего связаны с солянокупольными структурами и их склонами.
Регионально газоносен покровный комплекс отложений (верхний плиоцен), с которым связаны многочисленные газопроявления и ряд залежей (площади Азау, Порт-Артур, Ушкультас и др.). Большая их часть выявлена в центральных районах междуречья Волги и Урала, где установлена максимальная мощность осадков.
В осадочной толще Волго-Уральского мегабассейна выделяют три гидрогеологических этажа: подсолевой, надсолевой и покровный, которые в свою очередь подразделяют на ряд водоносных комплексов и горизонтов (Ю. В. Мухин, Л. М. Зорькин, Е. В. Стадник, Г. П. Якобсон и др.).
Г. П. Якобсон в подсолевом этаже выделяет 12 водоносных, водоносно-водоупорных и водоупорных комплексов:
нижневерхнебавлинский водоносный — терригенные отложения ниж- не- и верхнебавлинской свиты (венд) — распространен в основном в восточной и южной частях мегабассейна, мощность его варьирует в широких пределах, нередко достигая 1000—1500 м;
верхнебавлинский водоносно-водоупорный — глинистая толща верхней части верхнебавлинской свиты (венд), мощность увеличивается в юго-восточном направлении от 50 до 500 м;
среднедевонский водоносный — в основном песчаные сравнительно маломощные (20—60, реже 140—200 м) отложения среднего девона (эйфельский ярус);
138
среднедевонский водоносно-водоупорный — терригенно-карбонатные, преимущественно водоупорные отложения бийского и койвенского горизонтов живетского яруса, мощность обычно не превышает 20—60 м, хотя местами достигает 200—250 м;
средневерхнедевонский водоносный — песчано-глинистые и песчаные отложения пашийского горизонта, мощность 70—120 м, реже 220— 280 м, в составе комплекса регионально прослеживаются четыре продуктивных нефтегазоносных пласта Д-IV, Д-Ш, Д-П, Д-1;
верхнедевонский водоносно-водоупорный — главным образом глинистые породы кыновского и карбонатные саргаевского горизонтов мощностью до 20—50 м, местами до 200 м (Мелекесско-Радаевская впадина) и 600—700 м (Кажимский прогиб), в составе комплекса здесь выделяют несколько пористых пластов-коллекторов под общим индексом Д-0, которые играют в разрезе сравнительно незначительную роль, залегая локально;
верхнедевонско-нижнекаменноугольный водоносный — преимущественно карбонатные отложения нижневерхнефранского и фаменского ярусов и турнейского яруса, мощность 300—600 м;
нижнекаменноугольный водоносно-водоупорный — отложения Малиновского надгоризонта, бобриковского и тульского продуктивных горизонтов визейского яруса, мощность до 300—350 м; в средней и верхней частях комплекс представлен главным образом толщей глин, аргиллитов и глинистых известняков, переслаивающихся с продуктивными песчаниками и алевролитами, а в нижней — в основном глинами, аргиллитами и глинистыми известняками тульского горизонта, на юго- востоке увеличивается мощность карбонатных пород;
нижнесреднекаменноугольный водоносный — карбонатные отложения окского и серпуховского надгоризонтов визейского яруса и намюрского яруса, а также башкирского яруса, мощность колеблется от 120 до 640 м;
среднекаменноугольный водоносно-водоупорный — преимущественно водоупорные отложения верейского горизонта верхнего карбоната — глины, реже песчаники и известняки мощностью 25—100 м, реже 170— 200 м;
средневерхнекаменноугольно-нижнепермский водоносный — карбонатные отложения каширского, подольского и мячковского горизонтов московского яруса карбона и ассельского яруса нижней перми, на востоке бассейна включаются карбонатные породы сакмарского и артин- ского ярусов, мощность 550—840 м, на востоке увеличивается до 1200— 1300 м;
нижнепермский водоупорный — соленосные и соленосно-карбонат- ные сакмаро-артинские и кунгурские отложения, максимальная мощность (1100 м и более) наблюдается в юго-восточной и южной частях мегабассейна.
В разрезе надсолевого гидрогеологического этажа выделяют пять водоносных и относительно водоупорных комплексов: пермско-триасовый, нижнесреднеюрский, верхнеюрский, нижнемеловой и верхнемело-
139
вой. Региональным водоупором служит палеогеновая глинистая толща. Разрез выполнен преимущественно терригенными отложениями мощностью от нескольких десятков метров до 6 км и более в центральной части Прикаспийской синеклизы. Водовмещающими породами служат в основном песчаники, реже карбонаты.
В разрезе покровного гидрогеологического этажа выделен неогеновый водоносный комплекс мощностью от нескольких десятков метров в окраинных зонах впадины до 1 —1,5 км в наиболее погруженных ее частях. Водовмещающими отложениями служат песчаные разности пород.
Водообильность водоносных горизонтов изменяется в широких пределах. Наиболее высокие притоки в скважинах получены из эйфельско-жи- ветских отложений на вершине Пермского свода (до 2—3 тыс. м3/сут), из терригенных отложений бобриковского горизонта в центральных районах мегабассейна (Жигулевско-Пугачевский свод, Бузулукская впадина), из зон древнего карста в визейско-башкирских карбонатных отложениях, из терригенных отложений нижнего мела на востоке Прикаспийской синеклизы. Крайне низкими притоками характеризуются отложения рифея, большая часть карбонатных пластов девона, карбона и перми. Судя по данным скв. 20 000, пробуренной на Миннибаевской площади, водообильность трещиноватых пород кристаллического фундамента оказалась достаточно высокой (120 м2/сут) даже на глубине около 5000 м — почти на 2000 м ниже контакта с осадочным чехлом.
Рассмотрим палеогидрогеологические условия Волго-Уральского мегабассейна. В течение протерозойской, палеозойской, мезозойско- кайнозойской эр на территории центральных и восточных областей Русской плиты, согласно Г. П. Якобсону и Ю. М. Качалову, сменились девять гидрогеологических циклов: рифейский, вендский, нижнекембрийский, среднекембрийско-ордовикско-нижнедевонский, средневерхнедевон- ско-нижнекаменноугольный (дояснополянский), нижнекаменноугольный (добашкирский), средневерхнекаменноугольно-нижнепермский, верхнепермский, мезозойско-кайнозойский [41].
В рифейском и в первой половине вендского гидрогеологических циклах в связи с отсутствием регионально развитых глинистых слоев в центральных и восточных областях флюиды (воды, УВ) перемещались главным образом в вертикальном направлении к поверхности континентального или морского водоема на сравнительно небольшом расстоянии от мест их отжимания. Существовала прерывистая миграция УВ на небольших участках, не происходило их сбора с больших площадей и преобладало их активное рассеяние.
С образованием бавлинского регионального водоупора седиментационные воды и УВ перемещались от областей максимального прогибания — Верхнекамской впадины, Бирской седловины, Серноводско- Абдуллинской впадины к западным периферийным частям мегабассейна (современным территориям Токмовского, Татарского и Коми-Пермяцкого сводов), где находились области конечной разгрузки вод и разрушения УВ в связи с отсутствием на этих участках водоупорных верхне- 140
бавлинских отложений. Гидрогеологически благоприятные зоны для нефтенакопления, очевидно, существовали в восточных и центральных районах мегабассейна
Нижнекембрийский и среднекембрийско-ордовикско-нижнедевонский циклы ввиду маломощности отложений характеризовались ослабленным элизионным водообменом.
В истории развития средневерхнедевонско-нижнекаменноугольного (дояснополянского) и нижнекаменноугольного (добашкирского) комплексов преобладали элизионные водообмены, сопровождавшиеся значительным отжатием в коллекторы седиментационных вод и УВ. Распространение отложений, обогащенных ОВ, в сочетании со значительным развитием на территории коллекторов и нефтегазоводоупоров являлось положительным фактором. С развитием структуры мегабассейна, его расширением и углублением потенциальная энергия в нем увеличивалась. Направление движения седиментогенных вод и УВ на всех элизионных этапах гидрогеологического развития бассейна в общем совпадали.
К числу важных палеогидрогеологических факторов, способствовавших образованию в Волго-Уральском мегабассейне нефтегазовых месторождений, относится и ограниченность площадей инфильтрации поверхностных вод, которые существовали в сравнительно редкие и короткие континентальные периоды и занимали незначительные участки.
Весьма благоприятным для формирования и сохранения месторождений был и характер пьезометрической поверхности на элизионных этапах развития рассматриваемых воДоносно-водоупорных комплексов. С начала образования мегабассейна на повторяющихся длительных элизионных этапах в общем наследовалось местоположение в нем основных областей максимальных и минимальных напоров. В результате этого в палеозое преобладала определенная преемственность основных направлений движения подземных вод и УВ.
Средневерхнекаменноугольно-нижнепермский цикл был наиболее важным и завершающим при формировании седиментогенных вод и миграции УВ в отложениях средневерхнедевонского и нижнекаменноугольного комплексов. В этот период отложения погрузились в среднем с 1300—1400 до 1900—2000 м (по подошве) и отжимались последние значительные массы седиментационных вод и УВ в обстановке деформирования основных внутренних структур мегабассейна Очевидно, именно в данный цикл формировалась наиболее значительная часть нефтегазовых месторождений в палеозойских отложениях В дальнейшем преобладали инфильтрационные этапы [41]
Количество УВ, поступивших в коллекторы терригенного девона в продолжение среднего и верхнего палеозоя, намного превышает установленные в девонских отложениях запасы. Нефтяные залежи терригенного девона могли образоваться за счет внутренних ресурсов без поступления УВ извне. Наибольшие массы микронефти генерировались в пределах Мелекесско-Радаевской впадины, Жигулевско-Оренбургского свода и прибортовых частей Прикаспийской синеклизы Максимальное
количество их выносилось из кыновско-саргаевских отложений Мелекес- ско-Радаевской и Бузулукских впадин. В районах повышенной генерации УВ — в основных зонах нефтеобразования — формировались и значительные массы седиментогенных вод, которые способствовали перемещению УВ к зонам нефтенакопления.
Обширным пьезоминимумом на протяжении всех гидрогеологических циклов выделялась территория Альметьевской вершины Татарского свода, где формировалось Ромашкинское месторождение, и смежные участки Нижнекамской системы дислокации. В этих районах наблюдалось наиболее значительное внутрикомплексное движение флюидов со стороны смежных южных и северных погруженных структур. Именно сюда постоянно устремлялась основная масса формирующихся на эли- зионном этапе седиментогенных вод и УВ из областей повышенных напоров и распространения пород, обогащенных ОВ: Мелекесско-Рада- евской впадины, южных и восточных погруженных склонов Татарского свода, юго-восточных склонов Верхнекамской впадины.
Формированию нефтегазовых скоплений на юго-восточных склонах Белебей-Шкаповской вершины Татарского свода, в северной части Бирской седловины, на западных склонах Пермско-Башкирского свода способствовало снижение на их площадях перепадов палеонапоров седиментационных вод.
На формирование вод и УВ нижнекаменноугольного водоносноводоупорного комплекса основное влияние оказало развитие Камско- Кинельской системы прогибов. Мощные глинистые осадки служили основными источниками поступления в коллекторы седиментационных вод и УВ. Общее количество УВ, продуцируемых в породах Камско- Кинельской системы прогибов, и количество эмигрировавшей микронефти оценивается Ю. М. Качаловым, Г. П. Якобсоном, И. П. Мясниковой (1970 г.) соответственно в 9,65-109 и 3,06-109.
Наиболее благоприятная для нефтенакопления палеогидрогеологи- ческая обстановка в среднекаменноугольном комплексе на элизионных этапах развития, так же как и в девоне и нижнем карбоне, складывалась в западных районах мегабассейна, на Альметьевской вершине Татарского свода и ее склонах, где к концу нижнепермского времени напоры седиментационных вод среднего карбона были минимальными, т. е. существовал гидродинамически замкнутый пьезоминимум. Все это привело к формированию значительных скоплений нефти (Шугуровское, Аксубаевское, Ромашкинское месторождения). Вместе с тем с начала мезозоя в периоды преобладания инфильтрационных режимов здесь в этих отложениях условия для формирования залежей были неблагоприятными.
Условия нефтенакопления по палеогидрогеологическим данным в среднекаменноугольном комплексе улучшаются в южном направлении. Исходя из палеогидродинамических предпосылок, к наиболее перспективным относят районы Жигулевско-Оренбургского свода и его северных склонов, Серноводско-Абдуллинского прогиба и южных склонов Белебеевской вершины Татарского свода, а также западные склоны 142
Пермско-Башкирского свода, восточные борта Верхнекамской впадины и Бирской седловины.
Анализ палеогидрогеологических материалов показывает, что на элизионных этапах развития мегабассейна район Соль-Илецкого выступа фундамента (где образовалось Оренбургское газоконденсатное месторождение) длительное время располагался на основных путях перемещения значительных масс седиментогенных вод, формировавшихся в Бузулукской впадине, бортовой зоне и в самой Прикаспийской синеклизе, а также в южной части Предуральского прогиба. Район Соль-Илецкого выступа в нижней перми представлял собой территорию, по палеогидрогеологическим условиям наиболее благоприятную для нефтегазонакопления в южных областях Волго-Уральского мегабассейна.
Важнейшим источником УВ для южных районов мегабассейна явились палеозойские отложения Прикаспийской синеклизы, что подтверждается предельной газонасыщенностью подземных вод. Накопление мощных толщ солей и осадочных пород верхней перми — мезозоя-кайнозоя способствовало и длительным процессам выжимания высокогазонасыщенных подземных вод и УВ в прибортовые районы синеклизы. Поэтому прибортовые районы Саратовской, Волгоградской и Оренбургской областей высокоперспективны для поисков крупных месторождений преимущественно газа и газоконденсата.
Интенсивное поднятие Уральской горной системы в верхнепермском цикле развития мегабассейна обусловило выход коллекторов средневерхнедевонского и нижнекаменноугольного комплексов на дневную поверхность и привело к резкому изменению сложившихся в течение палеозойской эры гидродинамических и гидрохимических условий в восточных и северных районах мегабассейна. С этого времени инфильтрационный водообмен все глубже охватывает палеозойские гидрогеологические комплексы.
Современные гидродинамические условия водоносных комплексов имеют сложный характер: на фоне региональных закономерностей изменения напоров наблюдаются положительные и отрицательные пьезоаномалии, к которым зачастую приурочены гидрохимические и геотермические аномалии.
Пьезометрические уровни вод комплексов подсолевого этажа изменяются по площади от 400 до 10 м и ниже. Более высокие уровни приурочены к западным склонам Урала (где они достигают максимальной величины), Тиману, Коми-Пермяцкому своду и наиболее приподнятым частям Татарского свода, Воронежской антеклизе и другим положительным структурам, которые вместе с тем служат основными областями инфильтрационного питания мегабассейна.
Особенности гидродинамики подсолевого этажа рассмотрим на примере средневерхнедевонского водоносного комплекса (рис. 33). Общее снижение пьезометрических уровней вод комплекса в основном идет со стороны Коми-Пермяцкого свода, Немской и Кукморской вершин Татарского свода, откуда они снижаются в юго-восточном направлении в сторону Верхнекамской впадины, Бирской седловины, Абдуллин-
143
Рис. 33. Карта пьезометрической поверхности подземных вод средневерхнедевонского гидрогеологического комплекса отложений Волго-Уральского мегабас- .сейна (по Г. П. Якобсону).*
1 — мыходу пород комплекса на поверхность и примерная отметка уровня подземных вод по долинам • рек,-2— пидроизопьезы, м, 3— скважины, по которым определены приведенные уровни вод, 4— область отсутствия отложений водоносного комплекса, 5 — западная граница складчатого Урала; 6—западный борт Предуральского прогиба (по артинским отложениям), 7—борт Прикаспийской синеклизы, 8—водораздельная линия горных сооружений Урала, Тимана, 9—геоструктурные эле менты /—Северодвинская впадина, // — Московская синеклиза, ///—восточные склоны Воронежской антеклизы, IV — Токмовский свод, V — Рязано-Саратовский прогиб, VI — Сысольский свод, VII—Предтиманский прогиб, VIII—Кировско-Кажимский прогиб (Вятско-Сысольская зона дислокаций), IX — Казанская седловина, X—Коми-Пермяцкий свод, XI—Верхнекамская впадина, XII — Камский свод, XIII — Котельнический свод, XIV и XV — Северная (Немская и Кукморская) и Альметьевская вершины Татарского свода, XVI — Камеко Кинельская впадина, XVII — Мелекесс-Радаев- ская впадина, XVIII, XIX, XX — Соликамская, Юрюзано-Сылвенская, Бельская депрессии, XXI — Пермско-Башкирский свод, XXII — Бирская седловина, XXIII — Бузулукская впадина, XXIV — Жигулевско-Оренбургский свод
ской и Бузулукской впадин и далее к Прикаспийской синеклизе. Основная особенность строения пьезометрической поверхности вод данного комплекса в юго-восточных районах — закономерный ее наклон к при- бортовым районам Прикаспийской синеклизы. Несмотря на небольшое количество данных по напорам вод, здесь можно наметить отдельные депрессионные понижения и валоподобные возвышения.
Зона наиболее интенсивного дренирования, отражающаяся соответствующим изменением изопьез, прослеживается от центральных районов Татарского свода в направлении южных областей Бирской седловины. Возможно, это обусловливается повышенной в этом районе трещиноватостью и мощностью коллекторских пород, вследствие чего здесь наблюдается более активное проявление динамики вод комплекса. На участках западной окраины Альметьевской вершины Татарского свода (районы Чистополя, Муслюмово) и на участках, обрамляющих с запада Белебей-Шкаповскую вершину Татарского свода, также можно ожидать усиления водообмена по сравнению с областями, приуроченными к центральным и юго-восточным районам Белебей-Шкаповской вершины. Юго-западнее свода отчетливо очерчивается обширная по площади депрессия, которая, зарождаясь южнее Казанской седловины, прослеживается в Мелекесской и даже Бузулукской впадинах. Несравненно более мощная депрессионная зона выделяется на южных склонах Токмовского свода и в южной половине Рязано-Саратовской впадины. Эта зона, очевидно, в значительной мере обусловлена системой разломов, секущих Токмовский свод с северо-востока на юго- запад.
Несмотря на выходы отложений комплекса на дневную поверхность и наивысшие напоры вод на Урале, влияние уральского стока в комплексе почти не ощущается. Оно заметно лишь в районе краевых юго- восточных склонов, обрамляющих платформу, начиная примерно с широты Каратау и южнее, в районах Бельской депрессии и на примыкающих участках платформы. Большая тектоническая осложненность пород комплекса на западных склонах Урала и наличие Предураль- ского прогиба сводят почти на нет водное подпитывание комплекса со стороны восточного обрамления плиты.
При более детальном рассмотрении пьезометрической поверхности вод комплекса отмечаются многочисленные пьезоминимумы и пьезомаксимумы (рис. 33), которые часто приурочены к структурам третьего порядка. Среди них можно назвать, например, пьезомаксимумы в районах Краснокамско-Полазненского и Лобановского валов (более резкие и рельефные в районе Куедино-Гожанского вала), в районе Чекмагуш- ского, Кондринского и Серафимо-Балтаевского валов. Весьма заметный максимум наблюдается на участках юго-восточного окончания Туйма- зинского вала и на Шкаповском валу. К числу значительных пьезомаксимумов также относятся районы Большекинельской структуры и структур в районах Сосновки, Пилюгино-Садки, Муханово, Кикино и др.
Пьезометрические максимумы, помимо их приуроченности к положительным структурам, совпадают с выявленными и предполагаемыми 10-736 145
здесь зонами разломов. Все это свидетельствует о возможности поступления в отложения среднего и верхнего девона вод из смежных комплексов, по-видимому, по тектоническим нарушениям в региональных водоупорах. Пьезометрические максимумы в этих районах наряду с участием в гидродинамическом взаимодействии комплексов могут, очевидно, играть заметную роль в изменении гидрогеохимического режима этих участков, оказывать влияние на нефтегазовые скопления.
Действительная скорость движения вод комплекса колеблется в очень широких пределах. Минимальная скорость фиксируется на восточных склонах северной вершины Татарского свода по линии Глазов— Краснокамск — 3 см/год, а южнее Казанской седловины, в Ме- лекесской впадине, она равна 2 см/год. В восточных районах платформы скорость вод близка к 6—7 см/год в районах Елабуга — Чекмагуш и 8—9 см/год — Мелекесс — Алакаевка. В районе Куединского пьезометрического максимума скорость вод резко возрастает до 327 см/год.
В нижнекаменноугольном комплексе в целом наблюдаются более повышенные пьезометрические уровни, чем в водах девонского и ри- фейско-вендско-нижнекембрийского комплексов. Это говорит о возможности преобладающего поступления вод из нижнекаменноугольных отложений (там, где нижняя глинистая пачка комплекса отсутствует или уменьшается в мощности) в нижележащие комплексы и об ограниченности поступления вод вверх из нижележащих комплексов.
Мощный дренирующий канал Камско-Кинельской впадины, очевидно, играет большую роль в активизации водообмена Волго-Уральского мегабассейна, как бы разделяя ее на более приподнятую в отношении напоров северную часть и сравнительно пониженную южную. Весьма интересна «изрезанность» последней: в этой части величина напора часто варьирует в пределах многих десятков метров в близко расположенных участках.
Усложненность пьезометрической поверхности нижнекаменноугольного комплекса, по-видимому, вызвана насыщенностью области тектоническими нарушениями при незначительной мощности покрывающего водоупора. Основные в этой серии минимумов — Белебей-Шкаповская вершина Татарского свода, Камско-Кинельская впадина (район Меле- кесской и Бузулукской структур), откуда движется, очевидно, один из основных потоков вод комплекса, направленный к северным бортам Прикаспийской синеклизы.
Во внутренних районах Прикаспийской синеклизы подсолевые водоносные комплексы характеризуются элизионным режимом. Поток седиментационных вод отжимается к бортам впадины, где в зоне при- бортовых разломов происходит внутриформационная разгрузка.
Для водоносных комплексов надсолевого гидрогеологического этажа Прикаспийского наложенного бассейна характерно снижение уровней подземных вод от окраин бассейна к центральным. Разгрузка вод в основном происходит во внутренних его районах в зонах соляных куполов и акватории Каспийского моря. Скорость пластовых вод составляет не более 1—2 м/год. Показательна в этом отношении схема гидроизо- 146
пьез среднеюрского водоносного комплекса (рис. 34), где уровни воды приведены к плотности 1,06 г/см3.
Для покровного неогенового (плиоценового) водоносного комплекса областями питания служат окраинные части Прикаспийской синеклизы. Движение подземных вод в региональном плане направлено с запада, севера и востока в сторону внутренних частей синеклизы и акватории Каспийского моря. Скорость движения вод 1—3 м/год.
Минерализация вод нижнего гидрогеологического этажа изменяется в широких пределах, возрастая от областей инфильтрационного питания к внутренним областям мегабассейна. От окраин мегабассейна к внутренним районам увеличиваются степень метаморфизации вод, содержание, мг/л: брома до 2678, иода до 35, бора до 200 и аммония до 630.
Так, в наиболее развитом по площади мегабассейна средневерхнедевонском водоносном комплексе преобладают хлоридно-кальциевые, реже хлоридно-магниевые рассолы. Их метаморфизованность по площади развития комплекса меняется в очень широких пределах: отношение rNa/rCl варьирует от 1 (и выше) до 0,43, а минерализация вод колеблется от десятков граммов на литр до 320 г/л (рис. 35). В пределах
р^У Е=32 КЗ5 I *92 к К^5 [^|g
Рис 34. Схема гидроизопьез среднеюрского водоносного комплекса Прикаспийской синеклизы (по В Г Козлову, Е В. Стаднику)
/ — система бортовых уступов Прикаспийской синеклизы, 2— разломы герцинских складчатых соору жений, 3 — изопахиты среднеюрских отложений, м, 4— скважины (цифра — абсолютная отметка статического уровня в скважине м), 5— гидроизопьезы, м, 6—направление движения пластовых вод
Рис. 35. Карта метаморфизации и минерализации подземных вод гидрогеологического комплекса средневерхнедевонских отложений Волго-Уральского мегабассейна (по Г. П. Якобсону).
1 — скважины, использованные при построении карты; 2 — изолинии коэффициента rNa/rCl; 3 — границы зон распространения вод комплекса разной минерализации, г/л; 4— 10 — 100 5 — 100—200, 6 — 200—260, 7 — > 260.
Остальные условные обозначения см. на рис. 33
Бирской седловины, Абдуллинской и Бузулукской впадин и на юго- восточных склонах Русской плиты метаморфизованность вод средневерхнедевонского водоносного комплекса характеризуются отношением rNa/rCl ниже 0,68. Наиболее метаморфизованы воды в областях, прилегающих к Юрюзано-Сылвенской депрессии, северным и западным бортам Прикаспийской синеклизы. Изменение химического состава вод 148
комплекса совпадает с направленностью движения подземных вод. В формировании химического состава вод существенную роль играют выщелачивание солей и процессы катионного обмена, палеогидродинамика и современные гидродинамические условия [60].
В недрах Прикаспийской синеклизы в подсолевом гидрогеологическом этаже развиты практически бессульфатные хлоридно-кальцие- вые рассолы с минерализацией до 400 г/л и более. Как доказано в работах-Ю. А. Пецюхи и Л. А. Анисимова (1977 г.) и А. С. Зингера, Г. С. Долгова и Д. А. Федорова (1980 г.), в балансе вод этого этажа, по-видимому, существенную роль играют седиментогенные и литогенные воды, что подтверждается вскрытием здесь опресненных глубинных вод. По данным Л. Д. Тальновой и Г. С. Долговой (1985 г.), в подсолевом комплексе синеклизы выделяются две гидрохимические инверсии. Первая незначительная по объему (100—150 м) зона гидрохимической инверсии наблюдается в разрезе нижнепермских или на границе нижнепермских и каменноугольных отложений. Возникновение ее обусловлено засолоненностью нижнепермских вод в период формирования солеродного бассейна. Наблюдаемое здесь различие минерализации вод в границах распространения зоны инверсии не столь существенно, что может быть связано с последующим частичным опреснением соленых нижнепермских вод водами, выделяющимися в процессе ангидритизации гипсов, лежащих в подошве соли.
Ниже по разрезу следует зона, характеризующаяся одновременным нарастанием минерализации и метаморфизации вод и сменяющаяся второй, нижней зоной гидрохимической инверсии. Эта зона охватывает значительно большую по величине часть разреза. Для нее характерно и более резкое уменьшение минерализации вод с глубиной. Относительная опресненность вод второй зоны инверсии связывается в основном с водами, выделяющимися в процессах катагенетического преобразования минералов осадочных пород на больших глубинах.
Для надсолевого гидрогеологического этажа западной половины Прикаспийской синеклизы характерен преимущественно хлоридно-каль- циевый тип вод, для восточной — смешанный. От окраин впадины к центру возрастает концентрация солей от 50—100 до 10 000 мг-экв/л (рис. 36), улучшается закрытость недр. Содержание брома и иода в этом направлении возрастает соответственно от нескольких десятков до 600—800 мг/л и от 1 до 15—20 мг/л.
При рассмотрении гидрогеологических условий надсолевого этажа наложенного Прикаспийского бассейна следует учитывать исключительно сложное его строение, обусловленное солянокупольной тектоникой: сложная мозаика соляных куполов разбивает водонапорную систему этажа на отдельные «гидрогеологические ванны».
Из водовмещающих отложений верхнего (покровного) гидрогеологического этажа наиболее полно изучены воды плиоценового водоносного комплекса, общая минерализация которых нарастает от окраинных частей мегабассейна к внутренним и в южном направлении от единиц до 100—200 г/л. Тип воды в этом направлении меняется с гидрокарбо-
натно-натриевого через хлоридно-магниевый на хлоридно-кальциевый с одновременным увеличением содержания брома и иода соответственно до 80—100 и 200 мг/л.
Анализ данных о водорастворенных газах Волго-Уральского мегабассейна позволил установить изменение их состава, объемов и суммарной упругости в направлении от окраин мегабассейна к его внутренним частям.
Для подсолевых водоносных комплексов состав растворенных газов изменяется от азотного до метанового. Азотные газы приурочены на юге к западным окраинам мегабассейна (восточный склон Воронежской антеклизы), а на севере (Среднее Поволжье и Прикамье) распространены и в более восточных районах. В направлении на восток в растворенных газах возрастает доля метана, что выражается в появлении в начале зоны метано-азотных, затем азотно-метановых и, наконец, метановых газов. На севере мегабассейна зона метановых газов в виде узкой полосы выделяется вдоль Предуральского прогиба, на юге она занимает обширную площадь к западу и северу от бортового уступа Прикаспийской синеклизы.
От западных окраин мегабассейна на восток к Предуральскому прогибу и Прикаспийской синеклизе одновременно с увеличением доли метана появляются тяжелые УВ: вначале этан, затем пропан и бутан.
Количество растворенных газов и их суммарная упругость также' возрастают от западных окраин мегабассейна к Предуральскому прогибу и Прикаспийской синеклизе. Наибольшая газонасыщенность и суммарная упругость установлены в прибортовой зоне Прикаспийской синеклизы. Здесь по фактическим данным Л. М. Зорькиным впервые в 1961 г. были выявлены предельно газонасыщенные воды.
В водах отложений среднего и верхнего девона общая газонасыщенность возрастает от нескольких десятков кубических сантиметров в литре в районе Мелекесско-Радаевской впадины, Жигулевско-Пугачевского свода, Уфимской моноклинали до 1000—1500 см3/л в Бузулукской впадине и в бортовых районах Прикаспийской синеклизы. Общая упругость водорастворенных газов также увеличивается в том же направлении. На большей части территории мегабассейна воды комплекса недонасыщены газом (рг/рв<0,6). В прибортовых районах Прикаспийской синеклизы газонасыщенность подземных вод возрастает часто до предельной (рис. 37).
Соответственно газонасыщенности изменяется и упругость водорастворенных газов — от нескольких десятков до 25—40 МПа. Содержание водорастворенного газа в отложениях девона в Нижнем Поволжье колеблется от нескольких десятков кубических сантиметров в литре (Тамбовская и другие площади) до 1000 см3/л (Паникская площадь). В Саратовском Заволжье с северо-востока на юг общее содержание газов возрастает от 590 см3/л до 970 см3/л.
В отложениях девона внутренних областей мегабассейна преимущественное развитие имеют две зоны азотно-метановых и метановых газов. В районах Жигулевско-Пугачевского свода, северной половины 150
Рис. 36. Схема минерализации и гидрогеологической зональности пластовых вод пермско-триасового водоносного комплекса Прикаспийской синеклизы (по Е. В. Стаднику, В. Г. Козлову).
Зоны распространения вод /—смешанного типа, 2 — хлоридно кальциевого типа, 3 — изоминеры, мг-экв/л
Остальные условные обозначения см на рис 34
Бузулукской впадины распространены газы первой зоны, характеризующиеся обычно величинами газонасыщенности 100—400 см3/л, упругостью 5—12 МПа, со значительным содержанием гомологов метана, почти полным отсутствием кислых газов, особенно сероводорода. Коэффициент газонасыщенности меняется здесь от 0,2 до 0,4. Южная часть Бузулукской впадины и юго-западные склоны Восточно-Оренбургского свода (Колганская, Шуваловская и другие площади) характеризуются широким развитием метановых газов с высокими газонасыщенно- стью и упругостью, величинами коэффициента газонасыщения 0,5— 0,8 и выше, малым содержанием тяжелых УВ, отсутствием сероводорода.
Зона метановых газов в отложениях терригенного девона северозападных прибортовых частей Прикаспийской синеклизы охватывает почти полностью Степновский вал, южные склоны Балаковского и Клинцовского выступов, северную часть внешней зоны бортовых дислокаций синеклизы в районе Миусской, Марьевской, Ершовской структур.
Состав растворенных газов терригенного нижнекаменноугольного гидрогеологического комплекса на территории мегабассейна также изменяется от азотного и метано-азотного до азотно-метанового и метанового (рис. 38). Метановые газы встречены в водах преимущественно Нижнего Поволжья, северного и северо-западного бортов Прикаспийской синеклизы. На севере провинции метановый состав растворенных газов отмечается на восточной половине Башкирского свода и в Пред- уральском прогибе.
Содержание растворенных газов в водах терригенных отложений нижнего карбона меняется в широких пределах: на территории Саратовского и Волгоградского правобережья с запада на восток от 150 см3/л (Колокольцевская площадь) до 1226 см3/л (Песчаноуметская площадь), в Саратовском Заволжье и вдоль северного борта Прикаспийской впадины с севера на юг от 427 до 1250 см3/л; в Куйбышевской и Оренбургской областях от 57 см3/л (Белозерская площадь) с запада на восток и с севера на юг до 840 см3/л (Стрельный Овраг); на территории Башкирии и Татарии с запада на восток от 92 до 151
Рис 37 Схематическая карта состава растворенных газов пластовых вод гидрогеологического комплекса средневерхнедевонских отложений Волго-Уральского мегабассейна (по Г П Якобсону).
/ — скважина (в числителе—газовый фактор, см3/л, в знаменателе — давление насыщения, МПа), 2— состав преобладающих водорастворенных газов (площадь квадратиков примерно соответствует а — 200 см3/л азота, 6 — 400 см3/л метана), зоны распространения водорастворенных газов 3 метановых, 4 — азотно метановых, 5 — метано азотных, 6 — азотных
Остальные условные обозначения см на рис 33
462 см3/л, в Пермской области в том же направлении от 140 до 545 см3/л.
Упругость растворенных газов подземных вод комплекса меняется в Нижнем Поволжье (правобережье Саратовской и Волгоградской областей) от 1,2 до 25 МПа, возрастая с запада на восток в сторону Прикаспийской синеклизы, в Саратовском Заволжье и вдоль северного обрамления Прикаспийской синеклизы от 7 до 23,3 МПа, непосредственно в прибортовой зоне (Карповская площадь) равна 46,1 МПа." В Среднем Поволжье диапазон колебаний упругости газов более узкий: от 1,31 МПа (Белозерская площадь) до 7,27 МПа (Бобровская площадь). На продуктивных площадях, в зоне влияния залежей, упругость раство- 152
клинклинРис. 38 Карта состава растворенных газов пластовых вод нижнекаменноугольных терригенных отложений Волго-Уральского мегабассейна (по Л. М Зорькину)Изогазы, % / — метана, 2 — гомологов метана, 3 — азота, зоны газов 4 — метановых, 5 — азотно мета новых, 6 — метано азотных, 7 — азотных, 8 — гра ницы Прикаспийской синеклизы и Предуральского прогибаРис. 38 Карта состава растворенных газов пластовых вод нижнекаменноугольных терригенных отложений Волго-Уральского мегабассейна (по Л. М Зорькину)Изогазы, % / — метана, 2 — гомологов метана, 3 — азота, зоны газов 4 — метановых, 5 — азотно мета новых, 6 — метано азотных, 7 — азотных, 8 — гра ницы Прикаспийской синеклизы и Предуральского прогиба
клин
клин
Рис. 38 Карта состава растворенных газов пластовых вод нижнекаменноугольных терригенных отложений Волго-Уральского мегабассейна (по Л. М Зорькину)
Изогазы, % / — метана, 2 — гомологов метана, 3 — азота, зоны газов 4 — метановых, 5 — азотно мета новых, 6 — метано азотных, 7 — азотных, 8 — гра ницы Прикаспийской синеклизы и Предуральского прогиба
Рис. 38 Карта состава растворенных газов пластовых вод нижнекаменноугольных терригенных отложений Волго-Уральского мегабассейна (по Л. М Зорькину)
Изогазы, % / — метана, 2 — гомологов метана, 3 — азота, зоны газов 4 — метановых, 5 — азотно мета новых, 6 — метано азотных, 7 — азотных, 8 — гра ницы Прикаспийской синеклизы и Предуральского прогиба
ренных газов более высокая — до 14 МПа. В региональном плане ее значения возрастают с севера на юг и с запада на восток к Прикаспийской синеклизе и Предуральскому прогибу. На территории Татарии и Башкирии упругость растворенных газов вод терригенных отложений нижнего карбона возрастает с запада на восток от 1,9 до 7 МПа, в Пермской области от 3,48 до 9,55 МПа.
Таким образом, на территории Нижнего Поволжья пластовые воды характеризуются более высокой газонасыщенностью. На территориях Куйбышевской и Оренбургской областей, Татарии, Башкирии и Пермской области даже контурные воды нефтяных месторождений недона- сыщены — дефицит насыщения достигает 23—24 МПа.
Коэффициент насыщенности газами пластовых вод Нижнего Поволжья и северо-западного борта Прикаспийской синеклизы изменяется
153
от 0,09 (Колокольцевская площадь) до 0,99—1 (Каменская, Карпов- ская площади), на территории Саратовско-Волгоградского правобережья он повышается с запада на восток в сторону Прикаспийской синеклизы, где к востоку от площадей Каменская, Коробки пластовые воды полностью насыщены растворенными газами". В Саратовском Заволжье и вдоль северного борта Прикаспийской синеклизы коэффициент газонасыщенности увеличивается с севера на юг от 0,07 (Белозерская площадь) до 0,26 (Бобриковская площадь); в контурных скважинах, где наблюдается влияние залежей УВ, возрастает до 0,8—0,9.
На территории Башкирии и Татарии коэффициент насыщенности возрастает с запада на восток от 0,17 до 0,34 (в приконтурных водах продуктивных структур до 0,91, Новобавлинская площадь), в Пермской области также с запада на восток от 0,21 до 0,51 (в приконтурных водах продуктивных структур до 0,6—0,9).
Таким образом, по составу газов в подсолевом гидрогеологическом этаже Волго-Уральского мегабассейна выделяют три геохимические провинции: азотных газов (северные районы мегабассейна), метановых газов (прибортовые районы Прикаспийской синеклизы и Предуральско- го прогиба) и кислых газов (внутренние районы Прикаспийской синеклизы) .
Описанная зональность изменения качественного и количественного состава водорастворенных газов отвечает характеру нефтегазоносности территории. В Нижнем Поволжье, где воды имеют высокую газонасы- щенность, а водорастворенные газы — преимущественно метановый состав, по всему разрезу подсолевого палеозоя содержатся залежи газа, реже встречаются газонефтяные и нефтяные месторождения с высокими газовыми факторами. Для Куйбышевской и Оренбургской областей, Татарии, Башкирии и Удмуртии в подсолевом палеозое, где газонасыщенность пластовых вод наиболее низкая, а в составе растворенных газов значительную роль играет азот, встречаются преимущественно нефтяные месторождения с азотным составом попутных газов и азотными газовыми шапками. В Прикаспийской синеклизе в гидрогеологическом комплексе верхнекаменноугольно-карбонатных нижнепермских отложений распространены газовые и газоконденсатные месторождения с высокой концентрацией кислых компонентов (сероводорода, углекислоты).
Газонасыщенность подземных вод надсолевого гидрогеологического этажа Прикаспийской синеклизы подробно рассмотрена в ряде работ Л. М. Зорькина и др. (1964, 1973, 1975 гг.). Воды пермско-триасового гидрогеологического комплекса в восточной половине синеклизы имеют газонасыщенность 100—200 см3/л, которая возрастает к западу до 400 см3/л. Соответственно меняется и упругость газов — от 0,1 до 13 МПа. В междуречье Волги и Урала водорастворенные газы имеют азотно-метановый и метановый состав с газонасыщенностью до 736 см3/л и упругостью до 35,4 МПа. На площадях Акоба и Колганы (глубины 2300 и 2500 м) вскрыты метановые воды с предельной газонасыщенностью.
В водах нижнесреднеюрского и верхнеюрского комплексов в пределах восточной половины синеклизы и вдоль западного ее обрамления содержатся азотные газы с низкой упругостью, газонасыщенность всего 20—50 см3/л. В междуречье Волги и Урала и в Южно-Эмбен- ском нефтеносном районе растворенные газы азотно-метанового и метанового состава с газонасыщенностью 250—500 см3/л и упругостью 3,1 — 12,9 МПа.
Меловые водоносные комплексы еще более обеднены растворенными газами. Зона развития азотных газов расширяется. В Южно-Эмбен- ском районе в нижнемеловом комплексе развиты метано-азотные воды. Газонасыщенность не более 20—50 см3/л, воды резко недонасыщены. В междуречье Волги и Урала и к акватории Каспийского моря развиты преимущественно метановые газы, газонасыщенность возрастает до 380—420 см3/л, упругость до 4,3—8,8 МПа.
Рассматривая в целом состав водорастворенных газов надсолевого гидрогеологического комплекса Прикаспийской синеклизы, можно выделить несколько геохимических зон. В восточной половине синеклизы в Актюбинском Приуралье и Западном Примугоджарье выделяется зона преимущественно азотных вод. Однако в подземных водах пермско- триасового комплекса на указанной территории заметную роль начинает играть метан, вплоть до образования зоны азотно-метановых газов. Южнее, в пределах Южно-Эмбенского нефтеносного района, во всех водоносных комплексах (кроме меловых) выделяется зона азотно-мета- новых газов. В меловых отложениях, и особенно в альб-сеноманских, развиты в основном азотные газы. В западной половине синеклизы в междуречье Волги и Урала состав газов в водах преимущественно метановый и лишь в окраинных частях синеклизы азотно-метановый.
Выделенные зоны можно объединить в две геохимические провинции: восточную — азотных газов и западную — метановых газов. Условно граница между ними проводится по р. Урал. Отмеченным геохимическим провинциям соответствуют и зоны нефтегазонакопления: на востоке — зона преимущественного нефтенакопления, на западе — газонакопления и, возможно, газонефтенакопления.
В покровном гидрогеологическом этаже состав водорастворенных газов изменяется от азотного в зоне малой мощности плиоцена до метанового в наиболее погруженных частях междуречья Волги и Урала. Газонасыщенность изменяется от 14 до 970 см3/л, упругость газов от 0,1—0,2 до 5 МПа, возрастая от зоны азотных к зоне метановых газов. В зоне метановых газов по всем испытанным объектам газонасыщенность вод практически предельная.
В газовом составе пластовых вод, а вернее, в их газонасыщенно- сти, наиболее полно отражаются процессы генерации, аккумуляции и рассеяния УВ. С этих позиций в осадочном разрезе Волго-Уральского мегабассейна отчетливо выделяются четыре самостоятельных со своими газогидрохимическими особенностями гидрогеологических мегацикла онтогенеза нефти и газа: кайнозойский, верхнепермско-мезозойский, палеозойский и верхнепротерозойский.
По данным И. П. Мясниковой, в Волго-Уральском мегабассейне отчетливо проявляется зональность в распределении водорастворенного О В в пластовых водах средневерхнедевонского и нижнекаменноугольного терригенных комплексов. Содержание Сорг и летучих жирных кислот в водах увеличивается с севера и северо-запада на юг и юго-восток. Наиболее низкое количество Сорг (не менее 45 мг/л), летучих жирных кислот (до 0,1 мг-экв/л) и аквабитумоидов (до 0,5 мг/л) характерно для северных и западных частей Верхнекамской впадины, Пермского свода, Казанской седловины, северо-западной части Мелекесской впадины. Воды со средними значениями Сорг (45— 55 мг/л) распространены на Альметьевской и Кукморской вершинах Татарского свода, в прилегающих районах Верхнекамской впадины.
Устойчиво высокое содержание ВРОВ свойственно водам южных районов Волго-Уральского мегабассейна (Бузулукская впадина, Серно- водско-Абдуллинский прогиб, Сорг 50—75 мг/л и Восточно-Оренбургского валообразного поднятия — более 75 мг/л). Аналогично изменяется в этом направлении геохимическая характеристика пород: увеличивается их степень восстановленности, среднее содержание Сорг возрастает с севера на юг от 0,4 до 1%, а хлороформного битумоида от тысячных долей процента до 0,04—0,1%. Мощность нефтематеринских отложений в южных районах достигает 50 м, породы залегают на больших глубинах (более 2000—2500 м) при температуре 60° С и выше.
Воздействие указанных факторов, главным образом обогащенно- сти пород ОВ и битумоидом, безусловно, отражается, но в различной степени и на содержании других компонентов ВРОВ: летучих и нелетучих фенолов, битуминозных веществ, бензола и др. Зональность в распределении их по площади мегабассейна ввиду незначительного содержания (доли миллиграмма на литр) проявляется менее отчетливо по сравнению с зональностью распределения суммарного содержания ОВ в водах. Воздействие геохимических факторов проявляется в некотором различии фоновой концентрации ВРОВ в отдельных частях мегабассейна (табл. 11).
В составе ВРОВ наибольший интерес для нефтепоисковых целей представляют битуминозные вещества, летучие и нелетучие фенолы и бензол. Битуминозные вещества составляют небольшую часть ВРОВ: СХБ обычно не превышает 10% от Сорг. В водах девонских каменноугольных отложений концентрация СХБ составляет в среднем 1,5 мг/л. Нелетучие фенолы присутствуют в битуминозной части ОВ почти всех изученных пластовых вод, отобранных из продуктивных частей разреза. Содержание их в приконтурных водах отдельных месторождений нефти достигает 2,7—3 мг/л, фоновая концентрация не превышает 0,1 мг/л. Летучие фенолы присутствуют во всех пластовых водах, среднее содержание их закономерно увеличивается на юг и юго-восток. Фоновые значения — 0,3 мг/л для терригенных отложений девона, нижнего карбона и верейского горизонта Верхнекамской впадины, Татарского свода, 0,4 мг/л для Пермско-Башкирского свода и 0,5—0,6 мг/л для южного Урало- Поволжья.
Таблица 11
Среднее содержание ВРОВ в водах терригенных средневерхнедевонских и нижнекаменноугольных отложений Волго-Уральского мегабассейна (по И. П. Мясниковой)
Компоненты ВРОВ
Северные районы
Южные районы
Непродук тивные участки
Продуктивные участки
Фоновая концентрация
Непродук тивные участки
Продуктивные участки
Фоновая концентра-
Битуминозные вещества (аквабитумоиды), СХБ, мг/л
0,5
1,0
0,5
0,7
1,6
0,7
Фенолынелетучие,
мг/л
<0,1
0,30
0,1
0,1
0,7
0,1
Бензол, мг/л
0
Следы — 0,2
0
<0,001
0,15
0,001
Фенолы летучие, мг/л
0,4
0,85
0,4
0,4
1,9
0,5
Летучие жирные кислоты, мг-экв/л
0,1
0,15
0,1
0,1
0,4
0,1
Бензол — наиболее эффективный показатель продуктивности локальных структур. Фоновая концентрация бензола в водах Урало-Поволжья менее 0,001 мг/л, т. е. условно фон равен нулю. Бензол обнаруживается лишь в водах, испытывающих влияние залежей УВ. Содержание бензола в приконтурных водах определяется концентрацией его в нефтях. Максимальное количество установлено в водах месторождений легких нефтей и газоконденсата. В случае тяжелых нефтей*и нефтей, бедных легкими ароматическими УВ, бензол в водах может не обнаруживаться.
Температура пород осадочного разреза мегабассейна изменяется в широких пределах. Исследования Аралсорской (СГ-1) и Биик- жальской (СГ-2) сверхглубоких скважин показывают, что температура по разрезу осадочного чехла в пределах глубин от 100 до 6500 м изменяется от 10 до 163° С. Для палеозойских отложений в общем случае прогретость пород увеличивается в южном и юго-восточном направлениях. Так, на срезе —2000 м наблюдается рост температуры с северо- запада на юго-восток от 30—40 до 50—60° С. Этот рост происходит, однако, неравномерно и на региональном температурном поле выделяется ряд положительных и отрицательных отклонений от фона; например, повышенной температурой характеризуются породы внутренних частей депрессий Предуральского прогиба, района Жигулевских дислокаций, Краснокамско-Полазненского вала, пониженной — центральные районы (Татарский свод, Мелекесская впадина), юго-восточный склон платформы, а также восточный борт Предуральского прогиба, тяготеющий к западному склону Урала. Локальные температурные аномалии установлены на некоторых высокоамплитудных поднятиях (Кулешов- ском, Коробковском и др.).
Температурный режим в надсолёвом гидрогеологическом комплексе Прикаспийской синеклизы также дифференцирован. Температура 157
по кровле соленосной толщи изменяется от 15 до 81° С. Наиболее охлаждены недра восточных районов синеклизы, где геотермическая ступень варьирует в пределах 33—312 м/° С. Над сводами соляных тел фиксируются повышенные температурные аномалии. Водоносные терригенные толщи отличаются от водоупорных пластов более низкой геотермической ступенью. Для литологически однородных комплексов отмечается уменьшение геотермической ступени в направлении внутренних частей Прикаспийской синеклизы.
В отложениях верхнего (покровного) гидрогеологического этажа температура по подошве неогеновой части разреза колеблется в пределах 14—36° С, последовательно нарастая от окраинных его частей к внутренним. Геотермическая ступень меняется от 19 до 70 м/° С.
Подземные воды месторождений
В качестве наиболее типичных ниже описываются гидрогеологические условия Ярино-Каменноложского, Арланского, Ромашкинского, Мухановского, Оренбургского и Астраханского месторождений.
Ярино-Каменноложское нефтяное месторождение приурочено к Каменноложскому валу на границе Пермского свода и Косьвинско- Чусовской седловины Предуральского прогиба. Брахиантиклинальная складка меридионального простирания с крутым западным и более пологим восточным крыльями имеет размеры 40X6 км. Разрез представлен терригенными, карбонатными и сульфатными породами от среднего девона до кунгурского яруса перми (рис. 39). Нефтеносные песчаники бобриковского горизонта и карбонатные отложения турней- ского, серпуховского и башкирского ярусов.
Подземные воды нижнего этажа до подошвы сульфатно-карбонат- ной толщи кунтура представлены крепкими рассолами хлоридно-нат- риево-кальциевого типа с повышенным содержанием брома, иода, аммония (табл. 12). Обращают на себя внимание близкие значения гидрохимических показателей по разрезу, что может указывать на вертикальную гидродинамическую связь водоносных комплексов нижнего и среднего карбона. В водорастворенных газах содержание метана достигает 56,5%. Газонасыщенность вод колеблется от 250 до 625 см3/л, а общая упругость — от 5 до 11 МПа (табл. 13). Характерно неравномерное распределение метана в законтурных водах крутого западного и пологого восточного крыльев: на западе содержание метана резко снижается, а на востоке остается высоким. Статические уровни вод терригенных отложений девона и нижнего карбона устанавливаются на отметках 20—32 м.
Арланское нефтяное месторождение расположено в северо-западной части Бирской седловины. Разрез месторождения представлен мощной толщей терригенных осадков бавлинской свиты, среднего и верхнего девона. Начиная с верхов фаменского яруса развиты два типа разрезов — шельфовый карбонатный и депрессионный терригенный. Терригенные осадки завершаются отложениями тульского гори- 158
^^/ ^^2 ^3 ЕЗ ЕЗ5 ^Ш5 |° О I?
Рис. 39. Гидрогеологический разрез Ярино-Каменноложского месторождения (по И. Н. Шестову).
/ — известняки, 2 — доломиты, 3 — глины (аргиллиты), 4 — песчаники, алевролиты, 5 — гипс, ангидрит; 6 — основные водоупоры, 7 — зоны древнего карста
зонта. Выше залегают карбонатные породы карбоната и перми. В кунгурском ярусе развита пачка гидрохимических осадков, экранирующая водоносные комплексы нижнего гидрогеологического этажа. Выше этой границы залегают красноцветные породы верхней перми и неогеновые и четвертичные осадки.
g Таблица 12
Химический состав подземных вод месторождений Волго-Уральского мегабассейна
Возраст пород
Интервал перфорации,
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л у, г/см3
rNa
То"
ci-.
SO;+ |НСОГ+СО32-
Са2 +
Mg2+
Na+ + K+
nh4+
в3+
Вг-
Г
Ярино-Каменноложское месторождение
D3f
2052—2110
163 800
433
He обн.
20 240
4 350
77 410
314
195
1012
16,7
264
0 71
4620
9,0
1010
358
3366
1,178
Civ
1742—1745
154 000
534
22 100
3 800
66 600
115
247
4344
11,14
»
1101,5
"зТГ
"2940"
Не опр.
750
12,5
М78
0,68
Civ
1671-1684
165 500
576
100
20 500
3 500
77 500
223
618
14
268
0,72
4666
12,0
1,78
1,20
291
3368
1,18
Civ
1702—1752
161 000
580
70
18 760
3410
75 520
Не
257
4546
11,2
1,48
936
339~8
3283^8
опр.
665
12,9
М73
0,72
C2b
1385-1395
164 900
611
120
18 700
3 600
79 000
Не опр.
48
744
13
264,5
0,74
4650
12,73
0,21
931
296,7
3435,8
1,175
Арлане кое месторождение
D3f
166 500
1
10
29 230
4 470
66 010
Не опр.
1400
274,7
0,61
4696
0,03
0,03
1459
367,7
2870
75
3
1,186
Gt
168 400
650
122
8 520
3 300
93 690
147
342
4
276,1
0,87
4748
13,34
2,0
425,2
271,6
4074
1,188
Gv
169 300
320
70
8 050
2,730
95 700
95
325
3
274,7
0,86
4775
6,43
1,18
401,9
224,6
4160,6
1,181
Gv
166 800
50
90
8 290
2 540
94 600
156
346
273,3
0,87
4704
21,5
1,53
413,7
212,8
4113,4
1,182
С2Ь
154 200
840
10
13 100
3 560
78 780
95
542
4
250,5
0,79
4348
17,30
0,2
654,6
292,3
3425
1,178
С2ш
156 00
980
260
13 200
4 850
77 500
180
430
252
0,76
4402
20,0
4,3
657,4
399
3369
1,179
P1S
130 600
2 520
420
9 630
3 890
67 100
230
416
213
0,79
3683,7
31,2
7,8
480,5
320,3
2917,7
1,144
9EZ.-TI
Ромашкине кое месторождение
AR
4700—5099
209 500
5900
0
0
11
1,8
92 000
4600
He обн.
29 900
1302
1,6
277
18,71
8
333,4
1,223
0,22
D2gv
1768-1786
170 500
4809
0
0
49
0,1
21 600
1079
3 780
3,11
78 650
3419
203
He onp.
814
9,9
274,5
1,1867
0,71
D3f
1648-1653
172 500
4
25
24 100
4 300
76 200
He onp.
921
He onp.
277
0,68
4867
0,30
0,41
1207,7
353,8
3312
1,183
D3f
1639-1642
174 800
500
He обн.
24 120
4 720
77 050
He onp.
100
800
9 10
281,3
0,68
4930
11,30
1203,7
387,9
3350,6
1,19
D3fm
1280—1200
157 800
940
140,
12 400
3 700
81 500
229
453
11,8
255,5
0,80
4450
19,66
2,29
619,7
308
3544
U7
C.v
890
150 400
940
270
11 600
3 100
78 900
He
onp.
245
0,80
4240
19,66
4,42
579
255,7
3430
1,164
Civ
1154—1176
148 500
950
60
9410
3 030
80 240
159
He onp.
466
7
148,5
0,73
4182
19,84
0,99
46,97
249,4
3489
1,163
Civ
940—1000
151 000
920
20
12 100
3 500
77 900
198
413
11,2
146,0
0,79
4257
19,16
0,25
602
289
3386
1,160
C>v
772—790
39 960
3 850
70
2 050
670
24 170
36
84
2
70,8
0,93
1127
80,23
*1,15
102,25
55,1
1051
1,049
Civ
698
33 400
4 730
310
1 950
750
20 300
,He
onp.
61,5
0,93
OS
943,8
93,53
5,12
97,28
61,4
882
1,045
5s Продолжение табл. 12
Возраст
Интервал перфорации, м
Ионный
состав, мг/л (в числителе]
, мг экв/л
(в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
rNa
пород
cr,
sor
НССГГ+СС/Ь
Са2 +
Mg2+
Nah+K +
nh4+
в3+
Вт"
г
У, г/см3
<CJ
Сз
279
16
0,44
1163
24,2
190
3,12
265
132,2
113
9,34
120
5,23
Не опр.
1,89 1,0017
1,20
Мухановское месторождение
D2gv
2996—3001
176 100
4971
9 0,19
Не обн.
47 100
2356
4 340
297,5
53 300
2320
Не опр.
28
1782
9,2
280,8
1,199
0,46
D3f
2857—2870
179 300
120
150
46 600
5 100
53 400
30
1800
9
285
0,46
5056,8
2,43
2,41
2318
420,1
2323
1,204
D3fm
2575—2605
150 900
4256
190
3,89
70
1,19
25 000
1249,3
4 900
400,3
60 100
2611,6
»
51
954
16
241
1,168
0,61
Civ
2139—2180
166 600 4699'
30 0,66
Не. обн.
22 100
1103
4 600
380
74 000
3217
223
50
798
15
267,3
1,182
0,69
C,s
2729—2151
169 900
47,97
1 520
31,7
»
4 000
200
500
447
109 000
4747
45
61
186
6
281
1,18
0,94
Civ
1800—1840
149 300
4209
2 080
43,21
»
3 600
180,4
200
20
93 200
4051
37
54
186
5
248
1,166
0,94
P1K
380—434
160 800
2 260
390
4 000
1600
98 200
67
63
127
3
267
0,94
4534
47,05
6,36
200
12,8
4261
1,179
P2kz
225—278
164 400
4636
2 000
41,5
190
3,05
4 000
200
1 700
141
99 800
4340
Не
опр.
124
272
1,179
0,94
Таблица 13
Характеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений Волго-Уральского мегабассейна
Воз-
пород
Интервал перфорации,
Температура
та, °C
зация г/л
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
Общая упругость газа, МПа
Рг/р.
н2
со2
H2S
сн4
С2Н6
с,н8
с4н,„
N2 + редкие
Не
Аг
Ярино-Каменноложское месторождение
D3f
2052—2110
32
264
265
Не обн.
4,0
Не обн.
56,5
4,0
0,5
35,0
0,434 |Не опр
11,15
0,52
Civ
1654
22
255
520
»
1,7
»
23,0
0,6
74,7
Не
опр.
10,32
0,60
C1V
1702—1752
25
259
402
»
0,8
»
48,5
3,7
Не
опр.
47,0
»
7,10
0,42
C1V
1666—1708
25
263
252
»
4,2
»
19,5
1,19
73,0
0,42 I 0,140
5,4
0,31
C.v
1735—1742
28
257
296
»
Не обн.
»
42,6
5,50
51,9
Не
опр.
6,2
0,34
C2b
1107-1159
20
264
»
1,8
»
34,6
5,3
3,30
1 5,20
52,0
»
6,7
0,43
Ромашкинское месторождение
AR
4 700—5099
90
333
450
3,07
2,16
Не обн.
11,02
2,31
0
1 0,676
67,2
6,21
1,12
12,0
0,2
D2gv
1755—1764
37
275
322
Не обн.
2,7
»
64,7
1,6
23,2
Не
опр.
5,28
0,25
D2gv
1668—1678
35
270
309
»
2,2
»
53,8
9,0
Не
опр.
35,0
0,56
0,09
6,3
0,32
D3f
1500
30
250
262
»
1,3
»
42,6
2,7
53,4
Не
опр.
10,31
0,57
D3fm
1280—1290
27
256
197
»
2,3
»
17,2
3,8
76,8
»
4,43
0,30
C|V
1222-1229
21
270
156
»
1,5
»
16,3
1,0
81,2
»
3,3
0,23
Civ
940—1000
18
70
117
»
0,9
»
4,7
0,8
93,6
»
0,1
0,08
Мухановское месторождение
D2gv
2982-2987
74
285
431
2,14
0,54
Не обн.
89,9
2,04
Не опр.
4,45
1,12
Не опр.
10,7
0,30
D3f
2888-2900
70
260
540
6,6
0,61
»
63,5
1,11
0,46
Не опр.
27,6
1,37
1,44
13,2
0,39
Civ
2208-2223
50
250
230
12,2
1,30
»
47,4
5,50
0,80
>
40,4
0,335
0,05
5,3
0,20
Civ
2113-2138
47
280
139
14,2
0,6
0,4
11,4
3,10
51,2
0,26
0,008
3,7
0,15
P=
320—324
190
Не опр.
Не обн.
32,1
43,5
1 -
12,3
0,034
0,035
Не опр.
Рис. 40. Гидрогеологический разрез Ромашкинского месторождения (по В. Г. Герасимову).
1 — кристаллические породы, 2 — нефтеносные пласты
Остальные условные обозначения см. на рис 39.
Продуктивные горизонты Арланского месторождения связаны в основном с нижнекаменноугольной терригенной толщей, в которой выделено восемь пластов. Главные пласты (С-П, C-IV) относятся к бобриковскому горизонту. Нефти тяжелые (0,894—0,904), сернистые, высоковязкие (до 30—50 мПа-с).
Карбонатные продуктивные пласты приурочены в основном к пористым и пористо-кавернозным известнякам и доломитам каширско- подольского возраста. Небольшие залежи имеются в турнейском ярусе.
Воды подсолевых отложений высокометаморфизованные (rNa/rCl 0,6, Вг 1400 мг/л). Воды надсолевых отложений невысокой метаморфизации (rNa/rCl 0,8—0,86; Вг 325—542 мг/л). Минерализация вод всего разреза практически не меняется (см. табл 12). Интерес представляет изменение сульфатности: она закономерно уменьшается сверху вниз от 30 мг-экв/л в водах сакмарского яруса до 6,4 мг-экв/л в продуктивных горизонтах нижнего карбона.
Газонасыщенность вод бобриковского горизонта невысокая — 280 см3/л. В водорастворенных газах содержится около 15% УВ (метана 10%, его гомологов 5%) и 85% азота. Давление насыщения 7 МПа, рг/рЕ~0,5.
Отмечается снижение сверху вниз статических уровней и приведенных напоров вод пермских и каменноугольных отложений до продуктивных горизонтов терригенной толщи нижнего карбона с некоторым их последующим нарастанием в терригенном девоне.
Ромашкине кое нефтяное месторождение занимает почти всю Альметьевскую вершину Южно-Татарского свода. Мощность осадочного чехла около 2000 м, в том числе терригенный девон— 100—150 м, карбонатные породы верхнего девона, карбона и перми — около 1500 м (рис. 40).
Месторождение было введено в разработку в 1952 г. Главная продуктивная толща представлена пятью пластами терригенного девона: пласты Д-IV, Д-Ш и Д-П в живетском ярусе, Д-1 в пашийском и Д-0 в кыновском горизонтах. Промышленно нефтеносны, хотя в значительно меньшей степени, терригенные отложения бобриковского горизонта, породы турнейского и башкирско-серпуховского карбонатных комплексов Условия формирования крупной зоны нефтенакоп- ления на южной вершине Татарского свода предопределены весьма благоприятным ее местоположением по отношению к путям миграции УВ и элизионных вод.
Учитывая результаты опробования пород кристаллического фундамента в скв. 20 000 Миннибаевской площади, гидрогеологический разрез Ромашкинского месторождения следует рассматривать до глубины 5000 м. Вода, полученная из гранито-гнейсов с глубины 3220 м ниже контакта с осадочным чехлом, принадлежит к высокометамор- физованным рассолам (rNa/rCl 0,2—0,3) с общей минерализацией 333,4 г/л. В подсолевых палеозойских отложениях воды менее метаморфизованы (rNa/rCl 0,67—0,69), снижается и их минерализация (см табл. 12)
Распределение приведенных напоров и статических уровней вод по вертикали показывает их последовательное снижение сверху вниз, что способствует нисходящим перетокам. Как известно, Татарский свод рассматривается как важная местная область питания водоносных горизонтов перми и карбона.
Газовая составляющая подземных вод подсолевого гидрогеологического этажа характеризуется повышенными значениями общей упругости газов и содержания УВ в терригенных отложениях девона с заметным снижением этих параметров в водах каменноугольных пород, включая продуктивные пласты бобриковского горизонта (см. табл. 13). Характер'но, что воды кристаллического фундамента по содержанию УВ и газонасыщенности не уступают продуктивным горизонтам карбона.
Мухановское нефтяное месторождение, приуроченное к узкой широтной складке, расположено в северной части Бузулукской впадины на пересечении с заволжским продолжением Жигулевских дислокаций. Месторождение многопластовое: продуктивны отложения девона, карбона и перми (рис. 41).
Геологический разрез вскрыт до кристаллического фундамента на отметках — 2900-г —3017 м. Терригенные отложения среднего и верхнего девона имеют мощность 186—272 м. Мощность вышележащей карбонатной толщи верхнего девона и турнейского яруса резко сокращена, поскольку Мухановское месторождение расположено в осевой части Мухановско-Ероховского прогиба Камско-Кинельской системы прогибов, где с саргаевского и до конца турнейского времени существовала не компенсированная осадками депрессия и отлагались глинисто-карбонатные сильно битуминозные породы доманиковой фации. В малиновское и яснополянское время депрессия замкнулась, заполнившись терригенными осадками мощностью до 300—350 м. Разрез карбона и перми сложен карбонатами, и только в кунгурском и верхнеказанском ярусах встречены пачки сульфатно-галогенных пород. Из особенностей разреза следует отметить глубокий врез до- неогеновой долины р. Большой Кинель, а также обширные зоны древнего карста в окско-серпуховских карбонатных отложениях нижнего карбона.
Продуктивная толща Мухановского месторождения представлена двумя главными объектами: 1) девонскими терригенными пластами Д-IV, Д-Ш, Д-П живетского яруса и пластом Д-1 пашийского горизонта и 2) нижнекаменноугольными терригенными пластами C-IV, С-Ш, С-П радаевского горизонта и пластом С-1 бобриковского горизонта (эквивалент пласта Б2 за пределами Мухановско-Ероховского прогиба). Третий объект — нефтяные пласты II и I кунгурского яруса и газоносный пласт КС казанского яруса — имеют подчиненное значение и уже давно закончены разработкой.
Гидрогеологический разрез Мухановского месторождения характеризуется высокой степенью закрытости. Граница зоны активного водообмена проходит на глубине 200—250 м по кровле гидрохимиче- 166
aaS.S.МПаМПа-37-37-46,5-46,5-52-522,52,5D3fmD3fmD3jD3j-73-73D29irD29irARAR33,013,433,013,423,94,34 24,45,3723,94,34 24,45,37Р2К2Р2К2Ain /'насAin /'насСостав водорастворенных га - зов,о6ьем-Состав водорастворенных га - зов,о6ьем-ная доля не47т см®'лная доля не47т см®'л20 60%20 60%PztPztRs-aRs-aГФ 0,093ГФ 0,093ГФ 0,139ГФ 0,139ГФ 0,230ГФ 0,230ГФ 0,228ГФ 0,228ГФ 0,540ГФ 0,540ГФ 0,43 ZZ22Z2ZKГФ 0,43 ZZ22Z2ZKГидрохимические показателиВг,мг/л 10001800Содержание микроэлементов, мг/лБД, FehasМ//Л200 300 1।I|МНц.гаВт А!го ¥ i я lx'Si6157,2\hi67i 1 i i503,560li"1 .Л1 ill о л 2 §?$ 8 g£ а§| IBs4,86763170CO 2 Г)18,451Ш&S°1827[172449figOgg 8 ш зГ8,43,4154,3280,4j io8,670,8о о2,89,7—Гидрохимические показателиВг,мг/л 10001800Содержание микроэлементов, мг/лБД, FehasМ//Л200 300 1।I|МНц.гаВт А!го ¥ i я lx'Si6157,2\hi67i 1 i i503,560li"1 .Л1 ill о л 2 §?$ 8 g£ а§| IBs4,86763170CO 2 Г)18,451Ш&S°1827[172449figOgg 8 ш зГ8,43,4154,3280,4j io8,670,8о о2,89,7—He/Ai смз/лHe/Ai смз/л3,86 0,5863,86 0,5860,1620,3750,1620,3750,746 0,450,746 0,4522
a
a
S.
S.
МПа
МПа
-37
-37
-46,5
-46,5
-52
-52
2,5
2,5
D3fm
D3fm
D3j
D3j
-73
-73
D29ir
D29ir
AR
AR
33,0
13,4
33,0
13,4
23,9
4,34 24,4
5,37
23,9
4,34 24,4
5,37
Р2К2
Р2К2
Ain /'нас
Ain /'нас
Состав водорастворенных га - зов,о6ьем-
Состав водорастворенных га - зов,о6ьем-
ная доля не47т см®'л
ная доля не47т см®'л
20 60%
20 60%
Pzt
Pzt
Rs-a
Rs-a
ГФ 0,093
ГФ 0,093
ГФ 0,139
ГФ 0,139
ГФ 0,230
ГФ 0,230
ГФ 0,228
ГФ 0,228
ГФ 0,540
ГФ 0,540
ГФ 0,43 ZZ22Z2ZK
ГФ 0,43 ZZ22Z2ZK
Гидрохимические показатели
Вг,мг/л 10001800
Содержание микроэлементов, мг/л
БД, Fe
h
as
М//Л200 300 1।
I
|МНц.
га
Вт А!
го ¥ i я lx'S
i
61
57,2
\hi
67
i 1 i i
50
3,5
60
li"
1 .Л1 ill о л 2 §?$ 8 g£ а§| IBs
4,8
67
63
170
CO 2 Г)
18,4
51
Ш
&S°
18
27
[172
449
fig
Ogg 8 ш зГ
8,4
3,4
154,3
280,4
j io
8,6
70,8
о о
2,8
9,7
—
Гидрохимические показатели
Вг,мг/л 10001800
Содержание микроэлементов, мг/л
БД, Fe
h
as
М//Л200 300 1।
I
|МНц.
га
Вт А!
го ¥ i я lx'S
i
61
57,2
\hi
67
i 1 i i
50
3,5
60
li"
1 .Л1 ill о л 2 §?$ 8 g£ а§| IBs
4,8
67
63
170
CO 2 Г)
18,4
51
Ш
&S°
18
27
[172
449
fig
Ogg 8 ш зГ
8,4
3,4
154,3
280,4
j io
8,6
70,8
о о
2,8
9,7
—
He/Ai смз/л
He/Ai смз/л
3,86 0,586
3,86 0,586
0,162
0,375
0,162
0,375
0,746 0,45
0,746 0,45
2
2
Рис. 41. Гидрогеологический разрез Мухановского месторождения (по М. И. Зай- дельсону).
1 — допалеогеновый размыв; 2 — водоносные пласты
Остальные условные обозначения см. на рис. 39
ской свиты казанского яруса. Несколько ниже залегает пачка гипсов и ангидритов кунгура. Таким образом, все водоносные комплексы девона, карбона и перми, за исключением татарского яруса, залегают в зонах затрудненного водообмена.
Характерная особенность гидрогеологического разреза месторождения — резкое различие между водами терригенных толщ девона и бобриковского горизонта по величине отношения rNa/rCI и по содержанию брома. В водах терригенного девона rNa/rCI <0,5, брома около 2 г/л (см. табл. 12). Воды низкосульфатные, бессероводородные, с высоким газовым фактором и содержанием УВ (до 60—90%) (см. табл. 13). В водах бобриковского горизонта коэффициент rNa/rCI возрастает до 0,93—0,94, содержание брома падает до 150—200 мг/л, появляется сероводород (до 300 мг/л), содержание сульфат-иона исчисляется десятками миллиграмм-эквивалентов на литр. Газонасы- щенность вод низкая (140—150 см3/л), причем доля УВ не превышает 15—20% (данные на контуре залежи в пласте С-1). В то же время по общей минерализации воды обеих продуктивных толщ практически не отличаются друг от друга. Промежуточное положение по всем параметрам занимают воды карбонатного девона и Малиновского надгоризонта. Воды каменноугольных и пермских карбонатных отложений выше бобриковского горизонта, включая воды зон древнего карста в окско-серпуховских отложениях, почти не отличаются по составу от вод пласта С-1.
Обнаруживается прямая зависимость содержания УВ в водорастворенных газах от расстояния точки отбора до контура нефтеносности. По данным А. И. Чистовского, в девонских водах ореолы УВ вокруг залежей прослеживаются на расстоянии до 3—5 км, в то время как в водах пласта С-1 это расстояние сокращается до 1 —1,5 км.
Статические уровни снижаются сверху вниз, что указывает на тенденцию к нисходящим перетокам.
Оренбургское нефтегазоконденсатное месторождение 1 приурочено к одноименному валу, осложняющему северный склон Соль-Илецкого поднятия. Месторождение представляет собой крупную антиклинальную складку длиной 130 км, шириной 25—30 км с амплитудой 550—700 м. Углы падения северного крыла до 7—8", южного 2°30".
В строении месторождения принимают участие подсолевые карбонатные нижнепермские и каменноугольные отложения, сульфатно- галогенные породы артинского и кунгурского ярусов нижней перми общей мощностью 350—1300 м, надсолевые терригенные верхнепермские, неогеновые и четвертичные породы.
На месторождении выявлены четыре газовые залежи — верхнефилипповская, филипповская (кунгурский ярус), артинско-среднека- менноугольная и верейско-башкирская и одна нефтяная — в известняках турнейского яруса. Верхнефилипповская залежь, по-видимому, промышленной ценности не представляет. Мощность продуктивного пласта филипповской залежи 15—20 м, залежь подстилается нефтяной оторочкой. Состав газа залежи углеводородный: СН4 77—95%, СгНе 1,9—8,5%, СзН8 0,7—4% и С4Ню + в. 0,1—2,9%. Содержание азота
Описание Оренбургского месторождения составлено Л. М. Зорькиным и В. Н. Корценштейном.
168
низкое (до 1%), сероводорода 0—2,6%, диоксида углерода 0,1—0,2%. Артинско-среднекаменноугольная залежь — основной промышленный объект Оренбургского месторождения. Газоконденсатная залежь подстилается нефтяной оторочкой. В составе газа залежи преобладает метан — 85—87%, содержание гомологов метана следующее: СгНб 3,8—5,3%, С3Н8 1,4—2,2%, С4Ню 2,5—3,2%. Доля сероводорода по площади залежи меняется: на западе 2—3%, в центральной части 1,3—1,7% и на востоке 4—5%, диоксида углерода — от 0,6 до 1,6%, азота 4—5%. Изотопный состав углерода метана в пределах залежи меняется незначительно, в среднем б13С —4,1344,15%. Верейско-
башкирская залежь установлена в восточной части структуры на глубине 1945—2175 м. Турнейская нефтяная залежь выявлена при опробовании известняков в интервале глубин 2588—2638 м. Площадь залежи и ее запасы не установлены.
Пластовая температура в пределах месторождения нарастает от 20° С на глубине 250 м до 45,5° С на глубине 2400 м. При относительно равномерном изменении температуры с глубиной на ее характер заметно влияют литология разреза и его газоносность. В этом отношении показательно изменение геотермической ступени (рис. 42). Так, для кунгурской соленосной
толщи геотермическая ступень составляет 125—139 м/°С, а для газоносных карбонатных отложений 40—80 м/°С. Температура в зоне ВПК 32° С.
В осадочном разрезе Оренбургского месторождения выделяют два гидрогеологических этажа — надсолевой и подсолевой, разделенных мощной регионально выдержанной сульфатно-галоген- ной покрышкой кунгурского яруса. В надсолевом этаже выделяют верхнепермско-четвертичный, в подсолевом нижнепермско-камен- ноугольный, визейско-башкирский, фаменско-турнейский и девонско- силурийский гидрогеологические
Рис. 42. Схематический гидрогеологический разрез Оренбургского месторождения.
1—песчаники и алевролиты; 2 — прослои глин; 3 — каменная соль; 4 — доломиты и известняки, 5—прослои гипсов, 6—водоносные комплексы. А — верхнепермско-четвертичный, Б — нижне- пермско-каменноугольный, В — визейско-башкирский, Г — фаменско-турнейский, Д — девонско- силурийский; 7 — нефтегазоводоупорные горизонты: I — кыновский, II — бобриковский, 111 — верейский, IV — кунгурский
комплексы. Из них наиболее изучен нижнепермско-каменноугольный комплекс, к которому приурочена промышленная залежь месторождения.
С кунгурскими хемогенными отложениями связаны отдельные линзы водонасыщенных трещиноватых карбонатных коллекторов. Водообиль- ность таких линз высокая, но дебиты быстро падают. Минерализация вод 300—350 г/л, встречаются воды с минерализацией 432 г/л. Обращает на себя внимание высокая концентрация хлора, минимальная— 5000 мг-экв/л (177 г/л). Содержание сульфат-иона, как правило, превышает 100 мг-экв/л, в ряде случаев достигая 244 мг-экв/л. В водах кунгурских отложений отмечается уникальное содержание калия, нередко превышающее 20 г/л. Характерно очень большое содержание брома — до 3000—5000 мг/л, в то же время содержится мало кальция.
Водорастворенные газы кунгурских отложений азотно-углеводородные (азота около 25%, метана 70%) с высоким содержанием гомологов метана (до 5%). Изотопный состав углерода метана облегченный (d13 С = —5,12%), что указывает на влияние биохимических процессов.
Нижнепермско-каменноугольный гидрогеологический комплекс имеет мощность до 1,5 км. Водоносны трещиноватые и пористые известняки, пористость пород от 6 до 28%. Проницаемость пород изменяется от 1-Ю-15 до 2-Ю-12 м2, в среднем составляя (1—4) -10—15 м2. Встречаются зоны повышенной трещиноватости и закарствованности, к которым приурочены зоны катастрофического поглощения промывочной жидкости при бурении. Эти же зоны служат путями для подземных вод при обводнении эксплуатационных газовых скважин.
Преобладающее направление фильтрации вод продуктивного горизонта — с севера на юг (область стока — Прикаспийская синеклиза). Начальный напорный градиент 0,1—0,15 м/км. Начальные абсолютные отметки уровня воды в пьезометрических скважинах около нуля при средней плотности воды по стволу скважины 1,16 г/см3. Величины напоров, приведенных к плоскости сравнения —2000 м, составляют 340—350 м (фактически это абсолютная отметка столба пресных вод).
Общая минерализация вод комплекса изменяется от 220 до 275 г/л, чаще она составляет 250—260 г/л (табл. 14). Воды относятся к крепким рассолам с плотностью 1,16—1,18 г/см3. Основная масса ионов представлена хлором (4000—4500 мг-экв/л) и щелочными металлами, главным образом натрием (3000—4000 мг-экв/л). Среди других компонентов заметное место занимает кальций — до 1200 мг-экв/л (чаще 400—800 мг-экв/л). Наиболее характерная концентрация микроэлементов, мг/л: бор 80—120, бром 475—525, иод 6—12.
Состав водорастворенных газов метано-углекисло-сероводородный (табл. 15). Содержание метана колеблется от 30 до 90%. Высока концентрация кислых газов, иногда до 40—66%. Общая газонасыщен- ность 1650—4063 см3/л, давление насыщения 9—50 МПа. Результаты глубинных исследований, выполненные во ВНИИГазе, привели к важному выводу о преобладании предельной газонасыщенности пластовых вод. Предельная газонасыщенность обеспечивается главным образом относительно стабильным содержанием УВ, близким к 800 см3/л. Боль- 170
Таблица 14
Химический состав подземных вод Оренбургского месторождения
Возраст пород
Интервал пер форации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг экв/л (в знаменателе)
Микрокомпоненты мг/л
М, г/л
СГ
so?-
нсо3~ + + СОГ
Са2 +
Mg2 +
Na +
К*
I"
nh4+
В3+
Вг-
у, г/см3
Cxok—srp
2550—2718
152793,64
1068,25
475,80
7224,53
1238,49
88260,20
1532,50
6,13
150,44
52,25
305,90
253,108
4308,90
22,26
7,80
360,51
101,85
3837,40
39,20
1,1685
С3 С2
2220-1319
164758,70
1567,00
97,00
7568,55
1995,35
94030,44
1606,00
8,3
105,00
Не опр
379
259,6
4646,33
32,60
1,60
377,67
164,09
4088,28
41,07
1,180
Pis + Сз
1996—2028
136284,00
666,00
597,80
14734,00
3405,00
64378,00
2105,0
2,4
442
160
606
233 133
3843,32
13,89
9,80
735,26
280,09
2799,08
53,9
1,1514
Pias + s
1832-1960
153720,00
1060,00
20,00
10500,0
2920,0
82620,00
10
208,8
102
372
250,84
4335,00
22,08
0,30
525,0
420,0
3592,38
1,172
Pia
1802,5—1839
143420,00
784,00
299,0
11243,00
2201,00
75669,00
1320,00
Не опр
180
60
410
258,35
4044,44
16,31
4,90
561,01
180,92
3289,96
33,76
1,1576
Р^
1891 — 1933
181615,00
1992,00
122,0
3026,00
2652,00
107895,00
4100,00
Не
опр
37
643
303 092
5121,56
41,44
2,0
151,01
218,02
4691,10
104,87
1,2034
Р11Г
885
216651,00
6826,00
1842,2
774,40
39560,00
53466,00
26025,0
10,6
264
799
3800
350,018
6109,75
142,21
30,2
38,64
3253,25
2324,65
665,6
1,2383
Примечания 1 C^ok—srp — окская и серпуховская свиты, Р|/ и Рал — филипповским и иреньский горизонты 2 Тип вод хлоридно кальциевый
^ Таблица 15
Характеристика растворенных газов подземных вод нижнепермско-каменноугольного комплекса Оренбургского месторождения
Интервал перфорации, м
Глубина отбора, м
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
Общая упругость газа, МПа
pjp.
н2
CO2 + H2S
сн4
С2Н6
С3Н8
С4Н10 "4*- в
N2 +редкие
Не
Аг
2550—2718
2480
800
Не обн.
16,6
70,301
2,11
0,42
0,109
10,2
0,195
0,066
12,0
0,41
2356—2362,
2350
919
»
8,54
61,802
1,47
0,27
1,108
26,45
0,237
0,069
13,0
0,506
2365-2372
2834—2848
2084
524
»
1,0
76,8
0,7
21,5
0,486
0,125
10,0
0,304
2617—2623
2600
994
»
2,3
83,4
3,0
0,53
0,11
10,2
0,242
0,046
21,0
0,714
2503—2510
2490
1046
»
1,3
90,3
1,29
0,23
0,03
6,6
0,128
0,065
24,0
0,816
2432—2445
2450
1960
»
12,3
79,9
1,42
0,05
0,015
6,1
0,095
0,057
50,0
1,75
2344—2360
2350
1883
»
66,2
30,6
0,62
0,02
0,011
2,4
0,016
0,057
12,0
0,438
1896—1982
1840
1452
0,7
20,4
69,6
2,9
6,7
0,079
0,052
18,0
0,882
1996—2028
1950
2940
43,3
48,2
1,2
7,3
0,132
0,091
21,0
1,00
1832—1960
1800
1140
8,3
10,0
73,6
2,22
5,6
0,101
0,028
17,0
0,846
1874—1882
1880
757
1,0
26,7
63,2
2,9
6,3
0,040
Не опр.
9,0
0,446
1820-1842
1750
1589
Не обн,
15,7
71,9
9,0
3,4
Не опр.
21,0
1,066
1956—1962
1920
2720
»
44,60
46,5
1,52
7,38
0,073
1 0,28
20,0
0,971
шая концентрация кислых компонентов (2000—3000 см3/л) мало влияет на общую величину насыщенности вследствие их значительной растворимости. При удалении от контура продуктивности газонасыщенность снижается по разрезу и площади.
Во ВНИИЯГГе был детально изучен и. с. у. метана водорастворенных газов. Значения 613 С метана водорастворенных газов нижнеперм- ско-каменноугольного комплекса изменяются от —3,7 до —4,08%, т. е. эти газы по и. с. у. метана значительно тяжелее газов основной газоконденсатной залежи. По мнению Л. М. Зорькина и Т. А. Крыловой (1983 г.), такой характер и. с. у. метана указывает на важную роль в формировании Оренбургского месторождения процессов дегазации подземных вод.
С глубиной и. с. у. метана водорастворенных газов облегчается: на глубинах 3500—3800 м в верхнем девоне (Шуваловская площадь) 6|3С — 5,16ч5,48%. Это наряду с повышением в водорастворенных
газах доли гомологов метана указывает на преимущественную нефтеносность отложений.
В процессе разработки Оренбургского месторождения систематически проводились гидрогеологические наблюдения, которые показали, что первые признаки обводнения скважин стали отмечаться уже через несколько месяцев после начала его разработки. На прогрессирующий характер обводнения указывал рост числа водопроявляющих скважин— 15—20 скважин ежегодно. Обводнение скважин связано прежде всего с сопряжением депрессионных зон с зонами открытых трещин, каверн и закарстованными зонами. Там же, где в приконтактной зоне разреза преобладают плотные породы, пластовые воды не в состоянии преодолеть экран, отделяющий их от газоносных отложений. Главная масса пластовых вод, поступающих в эксплуатационные скважины, соответствует водам среднекаменноугольных пластовых резервуаров.
Астраханское газоконденсатное месторождение приурочено к одноименному своду — крупной структуре второго порядка, расположенной на юго-западе Прикаспийской синеклизы. Свод отчетливо выражен в рельефе кристаллического фундамента и подсолевых отложениях. Центральную его часть занимает крупная валообразная структура субширотного простирания, оконтуриваемая изогипсой —4200 м. По контуру газоносности (ГВК на глубине 4100 м) размеры залежи составляют 100X40 км. Для месторождения характерны высокое содержание кислых компонентов, конденсата и АВПД, превышающее гидростатические давления на 40—50%. Кроме основной, башкирской, залежи получен промышленный приток газа с конденсатом из известняков нижнего карбона. Незначительные нефтегазопроявления отмечены в нижнепермских отложениях. Непромышленные притоки газа были получены из верхнепермских пород.
В пределах Астраханского свода глубоким бурением вскрыты отложения от нижнекаменноугольного до четвертичного возраста. Каменноугольные отложения представлены известняками с прослоями ангидритов, аргиллитов и глин, нижнепермские — чередованием аргиллитов,
Рис. 43. Гидрогеологический разрез осадочной толщи Астраханского свода (по А. С. Зингеру, В. Г. Грушевому, Н. И. Воронину, Л. А. Катаевой).
а — глины, б — известняки, в — песчаники, г — аргиллиты; д — алевролиты, е — аргиллиты с прослоями песчаников, ж — каменная соль, з— слабопроницаемые горизонты
Кривые / — Рпл/Русл в- 5—общая минерализация, 3—6—компоненты водорастворенных газов (3, 4 — УВ соответственно для продуктивных и «пустых» площадей, 5 — углекислота, 6 — сероводород)
Водоносные комплексы / — домуллинский, II — дотульский, /// — доверейский, IV — докунгур- ский, И — верхнепермско-ветлужский, VI — бас- кунчакско-среднетриасовый, VII — среднеюрский, VIII — нижнемеловой, IX — верхнемеловой, X — неоген-четвертичный
доломитов, глинистых известняков и соленосных пород (кунгурский ярус). Верхняя пермь и мезозой — кайнозой сложены терригенными преимущественно глинистыми осадками с подчиненными песчаными и карбонатными прослоями.
Согласно А. С. Зингеру, В. Т. Грушевому, В. Г. Воронину и др. (1979 г.), в разрезе Астраханского свода выделяют десять водоносных комплексов (рис. 43).
Воды надсолевого и подсолевого гидрогеологических этажей
четко различаются по солевому и газовому составу. В надсолевом этаже минерализация вод растет с глубиной от 1—5 г/л в четвертичных отложениях до 315—323 г/л в породах триаса (табл. 16). В водах содержатся аммоний, бор, иод, бром. Коэффициент rNa/rCl меняется от 0,59 до 0,96. Воды хлоридно- кальциевого типа. Состав растворенных газов метановый. Газонасы- щенность вод растет с глубиной, в породах пермотриаса воды предельно газонасыщены (табл. 17). Температура вод 24—84° С. Пластовое давление близко к условному гидростатическому. Дебиты воды составили в юре и мелу 300—400 м3/сут при депрессиях 5—8 МПа, в палеогеновых отложениях 90—220 м3/сут при депрессиях 0,4—1 МПа.
В хемогенной толще кунгурского яруса в отдельных прослоях и линзах, сложенных сульфатно-терригенными породами, вскрыты хло- ридно-кальциевые рассолы с минерализацией 350—400 г/л. Здесь же отмечаются АВПД.
Воды продуктивных отложений подсолевого этажа характеризуются меньшей минерализацией — от 70,7 до 112,49 г/л, более высоким содержанием гидрокарбонатов, сероводорода, бора, пониженных — иода
Таблица 16
Химический состав подземных вод Астраханского месторождения
Воз-
Интервал
Ионный состав, мг/л (в числителе),
мг-экв/л
(в знаменателе)
Микрокомпоненты, мг/л
М, г/л
щадь
пород
перфорации, м
СГ
sot
НСОз + +coi-
Са2 +
Mg2 +
Na +
к+
I"
мн4+
В3 +
Вг~
Li +
Sr2 +
H2S
у, г/сма
Дол-
с.
При забое (4837 м)
67300,0
40,0
50,0
2400,0
1200,0
38600,0
2900
112,49
гож- дан-
1898,0
0,8
0,8
120,0
98,6
1679,0
1,07
ная
Ширя-
С)
4770—4740
56736,0
585,0
3050,0
2405,0
803,0
33952,0
27,0
81,0
800
1870
100,3
евская
»
с2
4180—4158
1600,1
55831,77
12,18
720,95
50,0
2696,2
120,0
1865,62
66,0
447,75
1476, 34288,86
0
508,0
19,5
275,14
48,69
93,87
1009,8
1,068
97,8
Астра-
т
2030—1892
1574,5
194994,5
15,02
1582,6
44,2
61,0
93,09
2404,8
36,82
851,2
1490,82
122542,6
12,99
428,5
Сле-
90,0
0,6
79,9
0,82
1,0646 323,0
ханская
J2
1820—1730
5499,0
189687,2
32,7
2007,3
1,0
85,4
120,0
1803,6
70,7
729,6
5327,94
.120290,0
10,9 400,0
ДЫ
1,3
54,0
8,4
52,7
0,64
1,198
315,2
Лз
1575—1530
5349,33
177258,5
41,82
2061,2
1,4 109,8
90,0- 1803,0
60,0
790,4
5230,0
112228,7
10,3 400,0
3,8
Не обн.
12,5
91,1
1,85
56,0
1,196
295,8
К;
1365—1260
4998,83
163056,8
42,94
950,6
1,8 134,2
90,0 2204,4
65,0 912,0
4879,51
101815,7
10,3 400,0
8,9
»
20,0
127,9
2,45
115,0
1,190
269,7
К2
870—800
4598,33
106329,6
19,7
41,2
2,2
48,8
110,0
1523,0
75,0 1021,0
4426,77
65097,1
10,3
262,5
22,8
18,0
6,6
98,8
1,7
102,8
1,174
174,5
»
р
695—586
2998,58
74412,8
0,6
51,9
0,8 183,0
76,0 2725,4
84,0 2237,4
2830,31
40860,9
6,7
149,9
16,9
63,0
4,4
109,5
1,05
100,4
1,108
120,9
»
n2
300—250
2098,5
18071,45
1,8
8,23
3,0 427,0
136,0 853,08
184,0
739,34
1776,56
9457,37
3,3 87,44
11,49
140,21
14,98
49,2
1,078 29,8
509,63
0,17
7,0
42,57
60,8
411,19
2,24
1,0204
Примечание. Тип вод хлоридно-кальциевый.
Таблица 17
Характеристика газов, растворенных в подземных водах Астраханского место
Площадь
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Способ отбора
Минерализация воды, г/л
Газовый фак тор, см3/л
Долгожданная
Civ
При забое (4837 м)
На устье
Не опр.
Ширяевская
C1V
4770—4740
То же
97
»
»
Civ
4590-4580
»
80
»
Светлощаринская
С2Ь
4298—4285
»
»
Долгожданная
с2
4410—4228
»
Ширяевская
С2Ь
4180—4158
»
97
Астраханская
Р1К
1736—1732
»
Халганская
Р2-Т
2294—2287
1200
Бугринская
Т
2792—2740
Не опр.
Бушкульская
J2
1435—1426
С глубины
1400 м
565
»
Ki
1036—1027
На устье
210
Халганская
К2
1083-1027
То же
Не опр.
»
Р
522—518
»
Астраханская
n2
300-250
»
29
»
Примечание Водород обнаружен только в одном случае: Ширяевская площадь, глубина
и брома. По типу минерализации воды хлоридно-кальциевые. На Светлогорской площади получены воды гидрокарбонатно-натриевого типа. В растворенных газах очень высоко содержание кислых компонентов. Газонасыщенность вод высокая: в скв. 5 Астраханской площади 17,5 л/л, в скв. 8—8 л/л. Дебит воды колеблется от первых кубических метров до 130—150 м3/сут (при депрессии на пласт около 20 МПа) и более при переливе.
Характерные особенности продуктивного комплекса Астраханского месторождения — высокая температура (108—130° С) и наличие АВПД (коэффициент аномальности 1,3—1,6).
Гидрохимическая инверсия в Волго-Уральском мегабассейне хорошо прослеживается и по разрезу Астраханского месторождения. Опреснение вод могло осуществляться за счет вод термодегидратацион- ного, конденсационного и органогенного происхождения. Наиболее вероятным представляется влияние «возрожденных» вод, возникших в результате дегидратации глинистых минералов. На Астраханском своде источником опреснения могли служить глинистые прослои карбонатной формации карбона. А. С. Зингер, Г. С. Долгова и Д. Л. Федоров (1980 г.) источником опреснения считают мощные терригенные и тер- ригенно-карбонатные толщи, сменяющие к югу от Астраханского свода визейско-нижнекембрийскую карбонатную формацию, а также терригенные и терригенно-карбонатные девонские отложения. Эти же авторы отмечают, что определенную роль в опреснении вод могли играть воды дегидратации гипсов. Доля конденсационных, органогенных, хемоген- 176
рождения
Объемная
доля, %
Общая
упругость
Рг/Рв
СО2
H2S
сн4
с2н6
с3н8
С4Н10 4" в
N2 + peA- кие
Не
Аг
газа, МПа
38,5
46,7
3,34
2,86
8,36
Не обн
0,24
Не опр.
41
41
17,23
0,25
0,09
0,15
0,28
»
59,6
24,6
14,08
0,53
0,08
0,28
0,83
»
47,28
27,84
22,1
0,6
2,0
Не обн.
0,18
»
19,4
55,5
9,34
5,48
9,98
»
0,3
»
27,13
16,67
41,79
2,61
0,92
0,76
0,72
0,041
Не опр.
0,5
Не
99,4
0,1
Не опр.
оби.
0,83
»
62,64
36,53
0,186
0,260
35,4
1,0
1,3
»
93,25
0,07
0,02
0,01
5,35
Не опр.
2,2
»
71,7
0,16
0,01
0,01
25,93
0,086
0,109
7,4
0,47
0,2
»
37,2
12,6
Не
опр.
1,8
0,25
2,77
»
93,1
4,13
Не опр.
1,02
»
85,7
13,28
»
0,96
»
95,4
0,06
0,01
Не обн
3,57
0,018 | 0,051 | Не опр
1,0
4180—4158 м — 9,33%
ных и других вод, по их мнению, невелика и составляет около 1%. Смена типа вод с хлоридно-кальциевого на гидрокарбонатно-натриевый, по-видимому, обусловлена образованием больших масс диоксида углерода.
ILL3. ДНЕПРОВСКО-ДОНЕЦКИЙ БАССЕЙН
Днепровско-Донецкий нефтегазоносный бассейн приурочен к одноименной впадине. С юго-запада впадина ограничена Украинским, с северо-востока Воронежским кристаллическими массивами. На северо- западе Днепровско-Донецкий бассейн Брагинским выступом фундамента отделяется от расположенного западнее Припятского бассейна, на юго-востоке он ограничен Донецким складчатым сооружением. Общая площадь бассейна около 100 км2.
Гидрогеология Днепровско-Донецкой впадины до 1937 г. изучалась преимущественно с целью выяснения источников водоснабжения. После 1937 г. исследовались и более глубокие водоносные горизонты при бурении поисковых скважин на нефть и газ. Крупный вклад в изучение гидрогеологических условий этого региона внесли А. Е. Бабинец, К. И. Маков, А. М. Овчинников, М. И. Суббота, В. В. Колодий, В. А. Терещенко, А. С. Тердовидов, А. Ф. Романюк, Ю. С. Застежко, В. А. Кривошея, Л. П. Швай, О. Д. Штогрин и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
В геоструктурном отношении в Днепровско-Донецкой впадине выделяют центральную зону сложного грабена, северную и южную прибортовые зоны ступенчатых опусканий, южную и северную бортовые зоны.
К южному борту впадины отнесена область спокойного погружения кристаллического фундамента от выходов на дневную поверхность до района резкого погружения его в пределах Днепровского грабена. Ширина южного борта в центральной части впадины составляет 120 км. Мощность осадочных отложений до 1800 м. Отложения девона здесь отсутствуют, турнейские и нижневизейские породы сохранились только в юго-восточной части борта. В северной бортовой части впадины (склон Воронежского кристаллического массива) мощность отложений увеличивается в 2 раза за счет образований верхнего мела.
Днепровский грабен занимает центральную часть впадины. От Украинского щита и Воронежского массива он отделен системой крупных сбросов северо-западного простирания. Ширина грабена в пределах Черниговско-Брагинского выступа 75 км, в юго-восточном направлении она увеличивается и вблизи зоны сочленения с Донецким складчатым сооружением составляет 130 км. Амплитуда краевых нарушений, ограничивающих грабен в Черниговском пересечении, составляет 100—500 м, а вблизи зоны сочленения с Донбассом 4—6 км,
В геологическом строении Днепровско-Донецкой впадины принимают участие отложения от девонских до четвертичных, залегающие на размытой поверхности докембрийского кристаллического фундамента. Мощность отложений фанерозоя меняется от нескольких десятков метров до 2 км на южном и до 3,5 км на северном бортах, а в Днепровском грабене от 8 до 10 км и более. Мощность палеозойских отложений увеличивается с северо-запада на юго-восток, на Черниговско- Брагинском выступе составляет 2—3,5 км, в центральной части грабена 6 км и на границе с Донецким складчатым сооружением — свыше 16 км.
По данным КМПВ и ГСЗ, внутри Днепровского грабена выделяют древний ровообразный грабен, выполненный толщей метаморфизованных рифей-нижнепалеозойских пород с пластами базальтов в основании общей мощностью 5—10 км.
Промышленная нефтегазоносность Днепровско-Донецкого бассейна практически установлена после Великой Отечественной войны. Впервые мысль о возможности нахождения нефтяных месторождений в районах соляных куполов была высказана в 1931 г. Н. С. Шатским. В 1934 г. поисковым бурением на соль было открыто первое в Днепровско-Донецкой впадине Ромейское нефтяное месторождение. В 1949 г. открыто Шебелинское газовое месторождение, в 1951 —1960 гг. обнаружены залежи нефти на Радченковском, Кибинцевском и Глинско- Розбышевском, Прилукском, Зачепиловском, Гнединцевском, Сагайдак- 178
ском месторождениях. Залежи газа в это время выявлены на Михайловской, Солоховской и Голубовско-Ильичевской площадях. В настоящее время в Днепровско-Донецком бассейне открыто более 150 месторождений нефти и газа.
Основные продуктивные горизонты связаны с пластами песчаников нижнего, среднего и верхнего (араукаритовая свита) карбона, с медистыми песчаниками и ангидритовым горизонтом нижней перми, с песчаниками верхнепермского, триасового и юрского возраста. Большинство месторождений многопластовые, число продуктивных пластов 15—20 и более.
В многопластовом осадочном разрезе Днепровско-Донецкой впадины выделяют четыре гидрогеологических этажа: покровный, верхне- пермско-мезозойский, девонско-каменноугольно-нижнепермский и подсолевой протерозойско-нижнепалеозойский (рис. 44).
Водоносность пород фундамента изучена на площадях, примыкающих к Украинскому и Воронежскому кристаллическим массивам, где они залегают неглубоко от поверхности. Воды заключены в трещинах выветривания и тектонических трещинах магматических пород. Водо- обильность зависит от степени их трещиноватости: на отдельных участках с повышенной трещиноватостью дебиты скважин превышают 240 м3/сут.
Подсолевые отложения среднего девона характеризуются низкой водообильностью, дебиты скважин от 2 до 30 м3/сут. Исключение составляет Пирятинская площадь, где скв. 1 вскрыла отложения с дебитом 1087 м3/сут. Еще более низкой водообильностью характеризуются межсолевые и верхнесолевые девонские отложения: дебиты скважин — 0,2—И м3/сут и только на отдельных площадях (Клайдинская и др.) достигают 30 м3/сут. В нижнекаменноугольных образованиях водовмещающими породами служат прослойки трещиноватых известняков и песчаников, залегающих в толще аргиллитов и глинистых сланцев. Коллекторские свойства водовмещающих пород неоднородны, в связи с этим дебиты скважин колеблются в широких пределах — от 2,8 м3/сут (площадь Михайловская) до 280 м3/сут (площадь Прилуки). Водо- обильность пермских отложений также невысокая: дебиты скважин редко превышают 30 м3/сут.
Анализ гидродинамических схем, проведенный Л. П. Шваем, показывает, что основной областью питания водоносных горизонтов палеозоя Днепровского грабена является южный склон Воронежского массива. Движение вод в грабене направлено с севера на юг. Областью разгрузки служит южная зона ступенчатых дислокаций. Прослеживается переток вод из Припятского бассейна в Днепровско- Донецкий через Черниговско-Брагинский выступ фундамента. На существование перетока указывает и В. А. Терещенко (1966 г.), который считает, что областью питания пластовой системы региона кроме Воронежского массива служит северо-западный склон Украинского щита северо-западнее г. Канева. Движение вод направлено от склонов массивов к центральным частям впадины, а в самой впадине — на юго-
Рис. 44. Схематический сводный литолого-гидрогеологический разрез Днепровско-Донецкого бассейна (по Г. А. Юрину)./ — пески; 2 — песчаники; 3 — алевролиты; 4 — глины; 5 — аргиллиты; 6 — мергели; 7 — известняки; 8— доломиты; 9— мел; 10—гипсы; // — соль; 12 — эффузивные породы; 13 — кристаллический фундамент; 14 — конгломераты; 15 —- уголь; 16 — пирокластические породы; 17 — стратиграфические и угловые несогласия; 18 —Рис. 44. Схематический сводный литолого-гидрогеологический разрез Днепровско-Донецкого бассейна (по Г. А. Юрину)./ — пески; 2 — песчаники; 3 — алевролиты; 4 — глины; 5 — аргиллиты; 6 — мергели; 7 — известняки; 8— доломиты; 9— мел; 10—гипсы; // — соль; 12 — эффузивные породы; 13 — кристаллический фундамент; 14 — конгломераты; 15 —- уголь; 16 — пирокластические породы; 17 — стратиграфические и угловые несогласия; 18 —отложения, развитые не по всей площади бассейна; 19 — водоносные толщи, 20 — относительно водоупорные толщи; 21 — водоупорные толщиотложения, развитые не по всей площади бассейна; 19 — водоносные толщи, 20 — относительно водоупорные толщи; 21 — водоупорные толщи
Рис. 44. Схематический сводный литолого-гидрогеологический разрез Днепровско-Донецкого бассейна (по Г. А. Юрину).
/ — пески; 2 — песчаники; 3 — алевролиты; 4 — глины; 5 — аргиллиты; 6 — мергели; 7 — известняки; 8— доломиты; 9— мел; 10—гипсы; // — соль; 12 — эффузивные породы; 13 — кристаллический фундамент; 14 — конгломераты; 15 —- уголь; 16 — пирокластические породы; 17 — стратиграфические и угловые несогласия; 18 —
Рис. 44. Схематический сводный литолого-гидрогеологический разрез Днепровско-Донецкого бассейна (по Г. А. Юрину).
/ — пески; 2 — песчаники; 3 — алевролиты; 4 — глины; 5 — аргиллиты; 6 — мергели; 7 — известняки; 8— доломиты; 9— мел; 10—гипсы; // — соль; 12 — эффузивные породы; 13 — кристаллический фундамент; 14 — конгломераты; 15 —- уголь; 16 — пирокластические породы; 17 — стратиграфические и угловые несогласия; 18 —
отложения, развитые не по всей площади бассейна; 19 — водоносные толщи, 20 — относительно водоупорные толщи; 21 — водоупорные толщи
отложения, развитые не по всей площади бассейна; 19 — водоносные толщи, 20 — относительно водоупорные толщи; 21 — водоупорные толщи
восток. Основная область разгрузки — долина Днепра на участке Кременчуг — Павлоград. Для северной части Донецкого складчатого сооружения областью разгрузки, по данным Ю. С. Застежко (1963 г.), является долина р. Северный Донец. Скорость перемещения вод незначительна и составляет, по В. А. Терещенко, единицы сантиметров в год. По данным Л. П. Швая, скорость движения вод в отложениях триаса — верхнего карбона изменяется от 0,3 до 1,5—2 м/год.
Указанные особенности динамики вод, очевидно, справедливы лишь
для верхних горизонтов мезозойско-кайнозойских отложений и, возможно, для водоносных горизонтов верхнекаменноугольно-нижнепермской толщи. В средненижнекаменноугольных, девонских и нижележащих отложениях, по-видимому, существует элизионный режим: движение вод, как считает М. И. Суббота, направлено от наиболее прогнутых частей бассейна к его бортам и вверх по локальным очагам разгрузки.
Воды палеозойских отложений преимущественно хлоридно-каль- циевого типа. Исключение составляет зона активного водообмена, где развиты воды сульфатно- и гидрокарбонатно-натриевого типов. Минерализация вод увеличивается от склонов кристаллических массивов к центральной части бассейна и вдоль центральных частей с северо- запада на юго-восток до 300—350 г/л. В этом же направлении растет степень метаморфизма вод (рис. 45), снижается их сульфатность, увеличивается содержание брома и иода.
Воды мезозойских горизонтов менее минерализованные. В триасовых отложениях воды преимущественно хлоридно-кальциевого типа с минерализацией до 150 г/л, в юрском водоносном комплексе в центральной части впадины воды также хлоридно-кальциевого типа, но с меньшей минерализацией — до 100 г/л. В прибортовых частях впадины воды гидрокарбонатно-натриевого, реже сульфатно-натриевого типа с минерализацией до 20 г/л.
Состав растворенных газов изменяется от метанового до азотного. Азотные газы выявлены на Брагинско-Черниговском выступе фунда-
Рис. 45. Схематическая гидрохимическая карта нижнекаменноугольных отложений Днепровско-Донецкого бассейна (по А. Ф. Романюку).
Днепровско-Донецкая впадина /, /' — северный и южный борта (склоны Воронежского и Украинского кристаллических щитов), //, //' — северная и южная зоны ступенчатых сбросов, ///—средняя осевая зона грабена
/ — границы распространения нижнекаменноугольных отложений, 2 — изолинии коэффициента rNA/rCl, 3 — минерализация пластовой воды, г/л (тип вод — хлоридно-кальциевый), гидродинамические зоны весьма затрудненного водообмена 4 — установленные, 5 — предположительные
мента, в северо-западной части Днепровского грабена, по склонам Украинского и Воронежского кристаллических массивов. Метано-азот- ные и азотно-метановые газы распространены в водах на северо-западе Днепровского грабена и в виде неширокой полосы вдоль его бортовых уступов. Такие же газы встречены в водах отложений верхнего карбона — нижней перми в центральной осевой части Днепровского грабена. Метановые газы характерны для юго-восточной части грабена. Зональность в составе газов прослеживается и по разрезу. Метановые газы вверх по разрезу уже в водах верхнекаменноугольно-нижне- пермских отложений даже в наиболее погруженной части Днепровского грабена сменяются азотно-метановыми и метано-азотными.
Газонасыщенность вод палеозойских отложений изменяется от 10 до 1800 см3/л, возрастая к центральным районам бассейна Упругость газов изменяется от 0,07 до 3,9 МПа, возрастая также от окраин бассейна к центру и с глубиной. Коэффициент насыщенности вод газами колеблется в широких пределах. Для зоны азотных газов средние величины его составляют 0,01—0,25, метановых 0,2—0,96, смешанных 0,13—0,19. В ряде случаев отмечается предельная насыщенность вод газами в зоне развития метановых газов.
В водорастворенных газах вокруг газовых залежей содержится в основном метан, на долю его гомологов приходится 3—5%. В водах газонефтяных залежей газы содержат тяжелых УВ до 12% (Вельское, Глинско-Розбышевское месторождения), нефтяных — до 50%. В газах вод непродуктивных отложений содержится в основном азот. Вблизи контура нефтегазоносности отмечается максимальная насыщенность пластовых вод УВ. По мере удаления от контура концентрация и упругость водорастворенных газов уменьшается. Это явление наблюдается на Спиваковском, Шебелинском, Глинско-Розбышевском, Рыбальском, Перещекинском и других месторождениях. Так, на Спиваковской площади в скв. 14, находящейся в 200 м от контура газоносности, газонасыщенность вод равна 2200 см3/л, а в скв. 9 в 1000 м от контура — 1000 см3/л. С удалением от контура газоносности уменьшается содержание УВ и увеличивается доля азота. Вместе с газонасыщен- ностью вод снижаются упругость и коэффициент насыщенности вод газами, которые по скв. 14 соответственно равны 6,28 и 0,9 МПа, а в скв. 9—1,68 и 0,19 МПа.
Влияние залежей на газоносность вод прослеживается и в вертикальном разрезе. Так, на Гнединцевской площади в скв. 22 (1784— 1790 м) непосредственно над залежью содержание метана составило 23,6%, его гомологов 69,9% и азота 6,4%. В поверхностных водах над залежью отмечены лишь следы тяжелых УВ, где средняя величина их, по В. А. Гальченко (1968 г.), не превышает 5,17-К) 4 см3/л. Влияние залежи на подземные воды в вертикальном разрезе по Гнединцевской площади распространяется на 300 м, а по Северо-Голубовской — на 200 м.
Температура пород в пределах Днепровско-Донецкого бассейна закономерно возрастает от его бортовых частей к наиболее по- 182
груженным зонам. Максимальная температура (145° С) зафиксирована в скв. 200 на глубине 4500 м на Шебелинской площади. Относительно пониженной температурой характеризуются недра Брагинско-Чернигов- ского выступа фундамента и бортовых частей Днепропетровского грабена, повышенной — юго-восточной части Днепровского грабена и зоны сочленения его с Донецким складчатым сооружением. Относительно охлажденные зоны совпадают с областями древней или современной инфильтрации.
Подземные воды месторождений
Шебелинское газовое месторождение расположено в зоне сочленения Днепровского грабена с Донецким складчатым сооружением и приурочено к крупной брахиантиклинальной складке северо-западного простирания. Размеры складки по нижнеангидритовому горизонту (изогипса 2240 м) составляют 29X10 км. Со всех сторон складка ограничена глубокими прогибами, по отношению к которым ее амплитуда составляет более 1000 м по отложениям нижней перми.
Продуктивность месторождения установлена в 1950 г,—из скв. 1, вскрывшей отложения нижней перми, ударил мощный фонтан газа. В 1957—1958 гг. были разведаны залежи газа в медистых песчаниках нижней перми и в песчаниках араукаритовой свиты верхнего карбона. В геологическом строении месторождения принимает участие комплекс осадочных образований от четвертичных до девонских. Основным водоупором служит мощная (500—700 м) хемогенная толща нижней перми. На месторождении установлено 13 промышленно-газоносных горизонтов, образующих единую массивно-пластовую сводовую залежь.
В газе содержится 91—94% метана, 3—7% его гомологов, 0,1 — 0,2% диоксида углерода. Средняя плотность газа 0,59. В газе содержится конденсат — 14 см3/м.
Пластовые воды высоконапорные, статические уровни от 50 до 200 м. Дебиты скважин изменяются от нескольких кубических метров в сутки до 200 м3/сут, иногда достигают 800 м3/сут. Водоносны разнозернистые песчаники, пористость их 10—32%.
Воды, приуроченные к верхнепермским, триасовым и юрским отложениям, хлоридно-кальциевого типа с минерализацией соответственно 84, 77 и 40 г/л (табл. 18). В продуктивных отложениях верхнего карбона, нижней перми вскрыты почти бессульфатные пластовые хлоридно- кальциевого типа с минерализацией до 300 г/л. Содержание брома достигает 594 мг/л, иода 39,4 мг/л. Газонасыщенность пластовых вод до 800 м3/л (табл. 19).
Яблуновское газоконденсатное месторождение расположено в Центральной зоне Днепровского грабена и приурочено к брахиантиклинальной складке широтного простирания размером 11X5 км с амплитудой 450 м. В 1974 г. на месторождении при опробовании верхне- визейских отложений (горизонт В-17) получен приток газа и конденсата. Промышленные залежи газа приурочены к отложениям башкир-
^ Таблица 18
Химический состав подземных вод месторождений Днепровско-Донецкого бассейна
Воз
пород
Интервал перфорации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг экв/л (в знаменателе)
Микрокомпоненты, мг/л
М, г/л у, г/см3
СГ
SOi~
НСО3-
Са2+
Mg2+
Na^+K4"
NH,+
Вг~
I"
Сз
2500—2507
170208
411,40
Uh
36,6
’белинское Mt
21152,7
•сторожде
3268,6
чие е
80334,45
Не опр.
93,6
594,9
18,62
39,4
276,0
1,1842
308,11
р.
2930—2880
4800,0
189711
8,56 626,97
0,6
48,8
1055,0 19278,0
268,8
4134,4
3492,8 93468,32
721
Р1
2462—2448
5350,0
177300
13,04
459,37
0,8
85,4
960,0 16040,0
340,5
3404,8
4068,0 90402,42
115,2
541,36
35,12
1,2 287,67 1,1870 314,07 1,1934 287,34
1,19 84,89
р.
2852—2816
5000,0
193257
9,14 532,35
1,4
54,2
806,0
19049,50
280,0
2918,4
3930,64
98255,66
99,0
712,88
15,39
р2
1596—1604
5450,0
168780
11,07
3127,0
0,9 24,0
950,00 1560,00
240,0 83,0
4271,77 113779,20
Не опр.
57,62
р2
902—955
4759,9
50587,5
65,10 1599,93
0,40
79,3
77,80
2867,15
6,8 714,17
4740,80 28980,00
Не опр.
5,7
т
799—766
1426,56 50707
33,27
682,1
1,3 57,95
143,0
4850,45
58,70
1307,44
1260,19
25201,1
»
53,6
1,46
1,0568 82,8
J
490—495
1430,0 24822
699,98 39006
14,19
176,9
0,95
85,4
241,92
1248,51
107,52
425,9
1095,7
13978,48
»
45,56
3,8
1,0562
40,7
J
658—583
3,68
691,15
1,43
85,4
62,27
5313,25
35,03
1342,46
507,79
17028,51
»
58,96
2,11
1,025 63,4
1100,0
14,37
1,4
265,0
110,4
740,37
1,0443
с.
с,
5101—5131
4790—4785
163345,9
4606,35
14143,32
237,0 4,93 66,66
Яб 427,0 7,0 170,80
луновское ме
19817,6
989,5 12971,52
сторождеь
655,9
53,04
1421,13
те
82120,6
3570,46
74022,28
79,2
18,72
62,6
170,50
10,6
16,93
266,7
1,1976
229,74
Civ
3874—3884
3980,24
122260,2
1,39 464,99
2,80 244,0
647,67
13799,84
116,87
4651,84
3218,36
54798,65
78,75
342,32
6,34
1,163
196,25
3447,74
9,68
4,0
689,0
382,57
2382,55
1,17
Таблица 19
Характеристика
Возраст пород
газов, растворенных в подземных водах месторождений Днепровско-Донецкого бассейна
Общая упругость газа, МПа
Интервал перфорации, м
Объемная доля, %
Нг
СОг
сн4
с2н6
СзН8
-С4Н10|
Na+редкие।
Не
Аг
Шебелинское месторождение
0,031 0,220 0,055 0,183 0,247
26,4
Не опр.
51,7
15,0
9,7
Сз Р. Р2 т J3
2534—2567 1920—1963 1025—1050 799—852 299—374
Не опр
»
»
»
»
0,37 0,84 0,50 1,00 0,22
93,94
72,77
94,90
86,68
77,21
1,22
1,45 2,95 2,50 1,70
0,50 0,30 0,80 1,60
0,80
0,40 0,25 0,30 0,40 0,50
3,10
23,56 0,43
7,53
19,30
0,110 0,190 0,065 0,115
0,027
Яблиновское месторождение
Не опр. » » »
c,t Cit Cit clt
5033—5040 4838—4858 5115—5092 4955—4965
0,08 Следы 0,15 Не обн
0,31
9,46
3,48
5,70
93,36
76,21
91,31
79,55
3,97 9,14 2,89 9,27 4,45
2,40
1,04 3,27 1,05 3,05 1,28 0,25
0,35 0,92 0,33 1,27 0,35 Следы
0,87 0,99 0,50 0,98
0,44
0,02 0,01 0,0 0,089 0,02
сл
сл.
0,0
Не опр.
0,0
Cit
Cl, B-15
4773—4782
3609—3651
0,12 Следы
Следы
14,25
93,32
81,95
1,15
Не
опр.
»
Civ4244—4297148789,9310,3414,815363,54195,886,466,8768,0Cjv4228—4232161180,1329,2366,036227,934545,36,856,0-1808,96C2m3248—326477431,5361,3280,610732,82183,577,524,6535,6С2Ь3939—4004112335,51003,24524,618199,283167,86"20,8985,98908,69Civ4244—4297148789,9310,3414,815363,54195,886,466,8768,0Cjv4228—4232161180,1329,2366,036227,934545,36,856,0-1808,96C2m3248—326477431,5361,3280,610732,82183,577,524,6535,6С2Ь3939—4004112335,51003,24524,618199,283167,86"20,8985,98908,69Примечания 1 Тип вод хлоридно-кальциевый 2 Содержание бора в 5131 м — 8,98 мг/л (в остальных случаях бор не определяли)Примечания 1 Тип вод хлоридно-кальциевый 2 Содержание бора в 5131 м — 8,98 мг/л (в остальных случаях бор не определяли)1007,882,881154,8479994,543347,7160340,0125,3Не опр250,5162,512,74,23243,01,168260,01,192126,311,0957 194,361,1352С) — 5101 —125,4930,476,482007,842623,86 36026,051566,3550619,13151,2Не опр.143,83107,8912,73,17165,12водах место.2200,92 рождений Шебелинское, Сз— 6 мг/л, Я[блуновское,1007,882,881154,8479994,543347,7160340,0125,3Не опр250,5162,512,74,23243,01,168260,01,192126,311,0957 194,361,1352С) — 5101 —125,4930,476,482007,842623,86 36026,051566,3550619,13151,2Не опр.143,83107,8912,73,17165,12водах место.2200,92 рождений Шебелинское, Сз— 6 мг/л, Я[блуновское,
Civ
4244—4297
148789,9
310,3
414,8
15363,5
4195,88
6,46
6,8
768,0
Cjv
4228—4232
161180,1
329,2
366,0
36227,93
4545,3
6,85
6,0-
1808,96
C2m
3248—3264
77431,5
361,3
280,6
10732,8
2183,57
7,52
4,6
535,6
С2Ь
3939—4004
112335,5
1003,24
524,6
18199,28
3167,86"
20,89
85,98
908,69
Civ
4244—4297
148789,9
310,3
414,8
15363,5
4195,88
6,46
6,8
768,0
Cjv
4228—4232
161180,1
329,2
366,0
36227,93
4545,3
6,85
6,0-
1808,96
C2m
3248—3264
77431,5
361,3
280,6
10732,8
2183,57
7,52
4,6
535,6
С2Ь
3939—4004
112335,5
1003,24
524,6
18199,28
3167,86"
20,89
85,98
908,69
Примечания 1 Тип вод хлоридно-кальциевый 2 Содержание бора в 5131 м — 8,98 мг/л (в остальных случаях бор не определяли)
Примечания 1 Тип вод хлоридно-кальциевый 2 Содержание бора в 5131 м — 8,98 мг/л (в остальных случаях бор не определяли)
1007,8
82,88
1154,84
79994,54
3347,71
60340,0
125,3
Не опр
250,5
162,5
12,7
4,23
243,0
1,168
260,0
1,192
126,31
1,0957 194,36
1,1352
С) — 5101 —
125,4
930,4
76,48
2007,84
2623,86 36026,05
1566,35
50619,13
151,2
Не опр.
143,83
107,89
12,7
3,17
165,12
водах место.
2200,92 рождений Шебе
линское, Сз
— 6 мг/л, Я
[блуновское,
1007,8
82,88
1154,84
79994,54
3347,71
60340,0
125,3
Не опр
250,5
162,5
12,7
4,23
243,0
1,168
260,0
1,192
126,31
1,0957 194,36
1,1352
С) — 5101 —
125,4
930,4
76,48
2007,84
2623,86 36026,05
1566,35
50619,13
151,2
Не опр.
143,83
107,89
12,7
3,17
165,12
водах место.
2200,92 рождений Шебе
линское, Сз
— 6 мг/л, Я
[блуновское,
Зо Продолжение табл. 19
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Объемная доля, %
Общая упругость
МПа
Н2
со2
сн4
С2Н6
СзНа
с4н10
N2 4-редкие
Не
Аг
С,, В-16
3874—3884
0,15
4,82
82,58
4,04
1,61
0,17
6,62
0,01
Следы
»
Сь В-17
3876—3882
1,51
Не опр.
84,31
2,55
0,17
Следы
11,34
0,12
Следы
Не опр.
Сь В-19
4244—4497
0,03
Следы
91,28
0,64
0,14
0,28
7,09
0,07
0,04
Сь В-26
4943—4948
0,23
3,19
91,41
3,71
1,01
0,42
0,02
Следы
0,01
»
С,. В-18
3996—3997
Следы
4,98
86,25
5,63
1,74
0,50
0,67
0,01
0,0
»
С,, В-17
3971—3983
»
4,88
86,21
4,89
2,03
0,75
0,60
0
0,02
»
С2, М-7
3386—3375
0,01
2,09
71,77
8,80
8,40
3,53
4,49
0,01
0,0
»
С2, Б-10—11
3939—4004
Следы
7,66
79,16
0,31
0,08
Следы
12,39
Не опр.
»
С2, Б-7
3544—3574
»
0,35
88,54
6,55
2,29
0,74
1,53
Следы
ндчисоитзлмя взормоовУоЛз ox 2 о О 2 to ж У X ^ Я — О 00 $ § to - 2 я ° • и s го я s§ 5 к Я “ о “ 1
“ё з-sig §5 = 2og?g=§sa^ 5°to^g^^K»
■v н О Я to । <р о У Явоо^Еяхчч» Й » 3 го s ё 2 2 2 2 S) Q 15 n> h s« я R 5 n p _ S« я го 5 ст = ^ to с % Я я хпоя^.дОпя я???Ео?о?*
5 я 2 2 яз^зяямодчохочы ссизая^хпч-о n п д ч? ч ш о п я х л> к из s К ь s q s о о т: го о е и S лз я о о о а о $ я а‘аяОщгоддшяЕ^па^я-д - m о £ s я го 2
^ а й а а § у я 5е о2><^8пО|Дяа=2 o^^oStoO^ to 5 я со °я®§2т L^ 5 г> я
•, - 8 о 83 s S ё 1 $ 53 « ' 5 I SgSgS^S^o^x^ SSsosSs ^»|£=i3 §§^51.3^.35 Ip^-ta3S8=E| s§| -| igs’iih»§&з=;ё^зз^^St=s.-.»S
^Ш^И = г!:§И1!|И1^н$:^8 : = 1н^ hSb° 332 = S3|g5S -рё82ьР1|.*3 Is „я ’8558 |рЙ§33|Хх’Эё‘&!2’§М1|И! s| ^5™- ^£^8 § 8 S SI 5 |<S 5 В | I $ 3 2-g§ , g g a „*§^2;з bS2 = o. T a» - x ж g ь 37 sg = p s = s ° g g , яв § sSxg^S
этой зоне приурочены продуктивные горизонты московского (М-4, М-5а, М-5н, М-6, М-7) и башкирского (Б-5, Б-6) ярусов.
В отложениях московского яруса вскрыты тяжелые нефти. Пластовые воды, подстилающие нефтяные залежи, высокометаморфизован- ные (rNa/rCl ~0,81), хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 120—220 г/л. Содержание иода составляет 4—12 мг/л, брома 140— 380 мг/л, аммония 65—150 мг/л. Водорастворенные газы у контакта с нефтяной залежью содержат 63—79% метана и до 28% его гомологов. Газонасыщенность вод высокая, до 900 см3/л.
Воды, приуроченные к отложениям башкирского яруса, высокомета- морфизованные (rNa/rCl 0,70—0,75), хлоридно-кальциевого типа с минерализацией до 220 г/л.
Ниже 3500 м выделяется гидродинамическая зона весьма затрудненного водообмена, охватывающая средне- и нижнекаменноугольные и верхнедевонские отложения.
Наиболее полно изучены гидрогеологические условия визейского и турнейского ярусов, к которым приурочены основные запасы нефти, газа и конденсата. Пластовые воды визейского яруса хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 180—260 г/л, содержат мг/л: иода 8—13, брома 160—250, аммония 25—125. Статические уровни устанавливаются на глубине 240 м, а давление и температура пласта равны 42,74 МПа и 108° С. В водорастворенных газах содержится 94—97% УВ и до 5% углекислоты. Газонасыщенность пластовых вод 480 см3/л.
Воды турнейского яруса хлоридно-кальциевого типа, высокомета- морфизованные, с минерализацией до 264 г/л, содержат, мг/л: иода 6—10, брома 119—180, бора 7,4—8,6, аммония 79—114. Растворенный в воде газ содержит до 99,2% УВ, при этом на долю тяжелых УВ приходится 24,2%.
В подошве продуктивных горизонтов московского и башкирского ярусов водоносные отложения обладают хорошими коллекторскими свойствами, на что указывают высокие дебиты скважин Все это свидетельствует о больших запасах вод, их высокой энергии и о доминирующем влиянии на режим разработки залежей. Для продуктивных горизонтов М-4, М-5в, М-5н, М-6, М-7, Б-5, Б-6 и Б-И в начальный период эксплуатации предполагается водонапорный режим.
В отложениях визейского и турнейского ярусов ухудшаются коллекторские свойства, особенно резко в отложениях турнейского яруса. Залежи находятся на больших глубинах в зоне весьма затрудненного водообмена, где только в исключительных случаях возможно продвижение подземных вод по наиболее проницаемым пластам, а в основном движение происходит по разрывным нарушениям. Все это дает основание считать, что влияние пластовых вод на режим разработки ви- зейско-турнейских залежей ограничено.
ИЛЛ. ПРИПЯТСКИЙ БАССЕЙН
Припятский нефтеносный бассейн площадью около 35 тыс. км2 связан с одноименным прогибом, расположенным между Белорусско- Мазурским выступом фундамента на севере и Украинским кристаллическим массивом на юге. На востоке Брагинский выступ отделяет его от Днепровско-Донецкого бассейна. Западную границу проводят по Полесской седловине.
Изучением гидрогеологии Припятского бассейна в разные годы занимались Г. А. Гатальский, Г. В. Богомолов, А. П. Лавров, П. Г. Альтшулер, А. В. Кудельский, М. А. Рынский, Л. И. Шаповал, Ж. А. Герасимова, В. М. Шиманович и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Припятский прогиб выполнен мощной (до 6,2 км) толщей осадочных и вулканогенно-осадочных образований. Платформенный чехол залегает на кристаллическом фундаменте архейско-нижнепротерозойского возраста. В строении чехла принимают участие отложения верхнего протерозоя — рифей, венд (общая мощность до 845 м), девона (1850—5100 м), карбона (до 100 м), перми (до 500 м), триаса (до 665 м), юры (до 220 м), мела (до 100—170 м), палеогена (30— 100 м), неогена (5—80 м) и антропогена (20—100 м).
Основные черты тектоники Припятского прогиба во многом определяются наличием многочисленных разрывных нарушений, секущих кристаллический фундамент и нижнюю часть осадочного чехла. Ло- евский субмеридиональный и Северный краевой разломы — глубинные, остальные — предположительно коровые. Дизъюнктивные нарушения обычно затухают в верхней соленосной толще. Возникновение разрывов в надсолевой части разреза обусловлено чаще всего процессами галокинеза. Малодушинско-Червонослободский и Буйновичско-НаровЛян- ский субрегиональные разломы делят Припятский прогиб на три структурно-тектонические зоны: Северную, Центральную и Южную.
Начатые в 1947 г. поисково-разведочные работы на нефть в 1954 г. увенчались получением притока нефти (16,48 м3/сут) из скв. 2 Ельской площади. Непромышленная залежь нефти выявлена в нижней части верхнефаменской соленосной толщи в интервале 2431—2444 м.
Промышленная нефтеносность Припятского бассейна установлена открытием Речицкого нефтяного месторождения (1964 г.). Последовавшее затем открытие Осташковичского (1965 г.), Тишков- ского (1966 г.), Давыдовского и Вишанского (1967 г.) и других месторождений поставило Припятский прогиб в ряд нефтегазодобывающих бассейнов страны. В настоящее время на территории бассейна известно свыше 20 месторождений и отдельных залежей в разрезе межсолевых и около 25 месторождений в разрезе подсолевых отложений. Промышленная нефтеносность приурочена к подсолевому терригенному карбо- 188
Горизонт
§2 “
^6i н з 0) О
1 ^ 58 ii.
OK® ок о
1H
Гидрогеоло- § гический § комплекс E
S
D
§M.r/n
&100 200 300 400
Illi
Е 'у? А
Полесский
Надсо- левой
1000
— T
Надсолевой
Стрешинский
.i.. i. .i,;
Оресский
Верхний галоген- ный
3250
Внутрисолевых пород (верхний)
Лебедянский
s а в в
Петриковский
Елецкий
Межсо- левой
1820
~
Межсолевой
Задонский
А
Домановичский
Нижний галогенный
670
■ 11।
ВнуТрИСОЛе-
ВЫХ ПОрОД :::::: (нижний)
Ливенский
o%do%
Евлановский Воронежский Речицкий
1 ох
O'O 2 Н2-?
400
HJ II 1 II
JX 2 ф 5 j
i’i
5 cd X
семилукский Саргаевский
Панский
CD 5
Ф U х jx
S&£
c
395
ГГ1ЧТ1 I * П
L
D2gir
Старооскольский
r*»Y‘l,Y-1
М
Наровский пярнуский Витебский
V
R2
Ратайчицкая свита
Глусская свита
Пинская свита
AR
Кристаллическийфундамент
ЗОИСКИИ
250
195
400
Выветрелых и трещиноватых пород фундамента
Рис 46. Сводный гидрогеологический разрез девонских и верхнепротерозойских отложений Припятского прогиба.
1— песчаники, 2— доломиты, 3—известняки, 4— вулканогенные и вулканогенно осадочные породы, 5—аргиллиты и глины, 6— мергели, 7— каменная и калийная соли, 8—кристаллический фун дамент, региональные водоупоры 9 — верхнесолевой, 10 — нижнесолевой
натному межсолевому и верхнесолевому девонским комплексам. Залежи свободного газа в бассейне неизвестны.
В разрезе Припятского бассейна выделяют водоносные горизонты и комплексы: кристаллического фундамента и верхнепротерозойских отложений, подсолевых девонских, межсолевых, внутрисолевых пород верхней соленосной толщи, надсолевых девонских отложений
189
(рис. 46). С вышележащими отложениями связаны водоносные горизонты и комплексы карбона, перми, триаса, юры, мела, неоген-палеогеновых и антропогеновых образований, которые объединяются в три гидрогеологических этажа (табл. 20). В целом характеризуя гидродинамические условия мезозойско-кайнозойских, пермских, каменноугольных и надсолевых верхнедевонских отложений, следует отметить, что наибольшая скорость латерального перемещения подземных вод свойственна верхней надъюрской части разреза. В отложениях от
Таблица 20
Схема гидродинамической зональности Припятского бассейна
Гидрогеологический
Возраст пород
Гидродинамическая система
Особенности гидродинамики
Верхний
Антропоген, неоген, палеоген, мел, юра (надбатская)
Грунтовых вод
Горизонты безнапорные
Квазиарте- зианская
Перепады давления сложной природы в разрезе рыхлых отложений, гидростатическое Давление в разрезе консолидированных трещиноватых горных пород. Интенсивные латеральные и внутри- и трансбассейновые перемещения подземных вод. Питание водоносных горизонтов в основном инфильтрационное
Средний
Юра (подбатская), триас, пермь, карбон, верхний (надсолевой) девон
Квазиэлизион- ная
Движение подземных вод под воздействием градиентов давлений сложной природы. Примат вертикальных движений с элементами субгоризонтального центробежного перемещения подземных вод
Нижний
Верхний девон (верхняя соль, межсолевая толща, нижняя соль, подсолевой карбонатный комплекс); средний девон (подсолевой терригенный комплекс);
осадочные образования верхнего протерозоя; трещиноватая зона кристаллического фундамента
Гидростатически уравновешенная (деградировавшая термодинамическая
Отсутствие современных внешних и внутренних (уплотнение и термическое преобразование пород с появлением «возрожденных» вод) областей питания водо- и рассолоносных комплексов и латерального перемещения рассолов. Природа пластового давления преимущественно гидростатическая, до 6% пластовой энергии обязано своим происхождением сокращению объема трещин в объеме лити- фицированных горных пород под воздействием неотектонических процессов и связанного с ними пластического перемещения соляных масс
юрских до подошвы надсолевых девонских скорость движения вод под воздействием перепадов гидростатического давления несопоставимо мала по сравнению с верхней частью разреза. Для гидрогеологического этажа девонских отложений характерно отсутствие современных внешних и внутренних областей питания. Влияние современных областей инфильтрации пресных вод на состав рассолов девонских отложений выражается в некотором опреснении последних по периферии прогиба.
Гидростатическое давление варьирует от нормального до сверхгидростатического, связанного с литологически изолированными резервуарами в разрезе девонских отложений (Южно-Валавская площадь, скв. 2—68,16 МПа на глубине 3717 м, Борисовская площадь, скв. 5— 49,76 МПа на глубине 3458—3534 м). Подсолевой и межсолевой комплексы высоконапорные, величина напоров над кровлей рассолоносных отложений достигает 3000 м, а максимальные пьезометрические уровни рассолов устанавливаются в 1—35 м ниже дневной поверхности. Во многих случаях имеет место самоизлив (площади Давыдовская, скв. 19, Барсуковская, скв. 8, Вишанская, скв. 5 и др). Дебит переливающих скважин варьирует в широких пределах, достигая 165 м3/сут (Вишанская площадь, скв. 5, 2909—2937 м). Дебит рассолоносных объектов меняется от незначительного до 1200—1730 м3/сут при пониженных уровнях рассолов от 17 до 820 м. Удельный расход изменяется от 1,05 до 7,2 (среднее 3,25) (м3/сут)/м для межсолевых отложений и от 0,29 до 1,49 (среднее 0,69) (м3/сут)/м для подсолевых карбонатных.
Современный геотермический режим Припятского бассейна характеризуется относительно низкой температурой и резкими различиями температуры и плотности тепловых потоков на территории северо-восточной части прогиба и его центральных и южных районов (рис. 47). Наибольшая из замеренных в процессе опробования скважин температура (92,7° С) зафиксирована в разрезе Шатилковской площади (скв. 1-Р) на глубине 3326 м. Средняя температура кровли и подошвы межсолевого и подсолевого комплексов оценивается величинами 45,6—51,6° С (среднее для комплекса 48,8° С) и 54,8—57,6° С (56,2° С).
В гидрохимическом разрезе Припятского бассейна пресные воды распространены в 250—300-метровой толще четвертичных, неоген-палеогеновых, меловых и верхнеюрских отложений. Вниз по разрезу минерализация подземных вод возрастает, достигая 453 г/л на глубинах свыше 3000 м (рис. 48). В разрезе верхнесолевых девонских отложений Старобинского месторождения калийных солей известны маломинерализованные воды (10—77 г/л) специфического состава, а также сверхкрепкие рассолы с суммарным содержанием солей до 464—496 г/л. С увеличением минерализации состав рассолов изменяется от хлоридно-натриевого до хлоридно-натриево-кальциевого.
Минерализация рассолов межсолевого комплекса варьирует от 116,3 до 412,4 г/л, подсолевого — от 260,4 до 463,2 г/л. Рассолы с относительно низкой минерализацией обычно тяготеют к окраинным частям прогиба и к высоко поднятым структурным формам в его внут-
Рис. 47. Схема распределения теплового потока в Припятском прогибе./ — краевые разломы, ограничивающие прогиб; 2 — прочие разломы; 3 — изолинии плотности теплового потока (штриховые линии — проведенные предположительно), мВт/м2; 4 — пункты замера и величины плотности теплового потока, мВт/м2Рис. 47. Схема распределения теплового потока в Припятском прогибе./ — краевые разломы, ограничивающие прогиб; 2 — прочие разломы; 3 — изолинии плотности теплового потока (штриховые линии — проведенные предположительно), мВт/м2; 4 — пункты замера и величины плотности теплового потока, мВт/м2
Рис. 47. Схема распределения теплового потока в Припятском прогибе.
/ — краевые разломы, ограничивающие прогиб; 2 — прочие разломы; 3 — изолинии плотности теплового потока (штриховые линии — проведенные предположительно), мВт/м2; 4 — пункты замера и величины плотности теплового потока, мВт/м2
Рис. 47. Схема распределения теплового потока в Припятском прогибе.
/ — краевые разломы, ограничивающие прогиб; 2 — прочие разломы; 3 — изолинии плотности теплового потока (штриховые линии — проведенные предположительно), мВт/м2; 4 — пункты замера и величины плотности теплового потока, мВт/м2
Рис. 48. Зависимость минерализации подземных вод и рассолов М от глубины залегания пород Н в разрезе Припятского бассейна.
Изменение минерализации вод: / — межсолевого комплекса в целом (/ т — терригенного, / к — карбонатного), 2— подсолевого комплекса в целом (2 т — терригенного, 2 к—карбонатного), 3 — в негалогенном разрезе (Боровская площадь, скв. 1, южная тектоническая зона за пределами распространения солевых толщ)
ренних районах (головные части ступеней, брахиантиклинали и пр.).
В рассолорастворенных газовых смесях определены метан, этан, пропан, бутан, пентан, углекислый газ, водород, азот, гелий, аргон и другие компоненты. Наблюдается связь повышений концентрации УУ и углекислого газа с рассолами нефтеносных, а азота — с рассолами непродуктивных площадей. Различия рассолорастворенных газовых смесей продуктивных и непродуктивных структур фиксируются и при анализе распределения концентрации индивидуальных нормальных УВ и их изомеров.
Общая газонасыщенность рассолов колеблется от 34 до 540— 590 см3/л, возрастая с глубиной. Давление насыщения (5,18—25,49 192
МПа) всегда ниже пластового давления (рг/рв 0,08—0,67). В разрезе нефтеносных структур давление насыщения подошвенных рассолов прямо пропорционально давлению газонасыщения нефти и зависит от расстояния до ВНК.
Подземные воды месторождений
Речицкое нефтяное месторождение расположено в восточной части Речицко-Вишанской зоны приразломных поднятий. Залежи нефти приурочены к задонско-елецко-петриковским (фаменский ярус), воронежским, семилукско-саргаевским ланским (франский ярус) и витебско- пярнуско-наровским (эйфельский ярус) отложениям.
Рассолы верхнепротерозойских и подсолевых девонских отложений имеют минерализацию до 380 г/л, высокое содержание (мг/л) иода (11—98), брома (до 3200—3830), бора (до 80) и аммония (70—325) (табл. 21). В растворенных газах фиксируются УВ (вплоть до пропана), водород, углекислый газ, гелий, аргон и другие компоненты (табл. 22). Температура рассолов 50—70°С.
Пьезометрические уровни устанавливаются на глубинах 540—580 м. При кратковременных откачках с помощью компрессора дебит на устье скважин варьирует от долей кубических метров в сутки до 25— 32 м3/сут при понижении уровня рассолов от 400 до 900 м относительно статического. При испытаниях в открытом стволе (скв. 17, 2977— 3005 м) дебит рассолов может достигать 300 м3/сут.
Подземные воды межсолевых девонских отложений высокоминерализованные (до 360 г/л), характеризуются повышенным и высоким содержанием (мг/л) иода (до 108), брома (до 2000), бора (до 50) и аммония (до 500). Газовый состав рассолов аналогичен составу рассолов подсолевого девона. Температура рассолов варьирует от 30—35 до 50—60° С в зависимости от глубины залегания
На первых порах освоения месторождения пьезометрические уровни устанавливались на глубинах от 185 до 90 м, некоторые скважины переливали рассолом. Водообильность межсолевого продуктивного комплекса при испытании в трубах с помощью компрессора варьирует от 2,5 до 25 м3/сут при динамических уровнях 600—1440 м. При испытаниях в открытом стволе расход рассолов может достигать 150— 250 м3/сут.
Осташковичское нефтяное месторождение связано с одноименной структурой, выраженной по кровле верхней соленосной толщи брахиан- тиклинальной складкой субширотного простирания, осложненной двумя небольшими сводами. Нефть связана с трещинно-кавернозными известняками и доломитами межсолевых задонско-елецко-петриковских и подсолевых семилукско-речицких и воронежских отложений.
Подземные воды верхнепротерозойских и подсолевых девонских отложений — крепкие рассолы с минерализацией 360—370 г/л, с высоким содержанием (мг/л) иода (30—50), брома (2100—3300), бора (до 170) и аммония (300—700) (см. табл. 21). В составе растворен-
193
Таблица 21
Химический состав подземных вод месторождений Припятского бассейна
Возраст пород
Интервал пер- форации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
V. г/см3
СГ
SO,2"
HCOf
Са2+
Mg2+
Na +
К+
NHZ
В3 +
Вг"
Г
PR
3160—3166
239683
115
Речицкое месторождение
2458
201
He
3404
33
380,93
171
98846
6070
29928
6760,6
2,39
2,8
4932,4
499,3
1301,8
62,9
onp
1,286
D3f
2988—3005
223430
243
116
53080
12154
60075
3153
200
>
3540
98
356,10
D3f
6302,1
5,06
1,9
2648,7
999,8
2613,1
80,6
1,244
2975—3005
212654
128
65
64523
6060
49039
5818
323
38
3408
40
343,21
D2fm
5999,2
2,66
1,06
3219,7
498,5
2133,1
148,8
1,245
2917—2925
230014
136
268
75401
11877
38879
2462
70
26
4029
85
364,59
D2ef
6487,8
2,83
4,39
3762,5
977,0
1691,1
63.0
1,253
2886-2933
222640
259
49
65730
9722
50786
94
He
3237
11
353,46
6280,0
5,39
0,8
3279,9
799,8
2241,9
onp.
1,245
D2gv
D3f
2746—2770
228960
120
103
70780
13230
37220
2580
204
80
3828
21
362,50
6458,1
1,69
1,69
3531,9
1088,4
1619,0
66,0
1,255
D3fm
2476-2568
196672
383
308
35092
4431
76565
3317
491
35
1797
63
320,26
5547,4
7,97
5,05
1751,1
364,5
3330,4
84,8
1,219
D3fm
612—650
154666
4868
104
2053
106
100061
81
7
8
26
7
261,99
4362,6
101,35
1,7
102,4
8,7
4352,4
1,07
1,172
Осташковичское месторождение
AR - PR
3610—3660
232866
765
49
57114
5468
75800
393
He
2557
49
376,08
D3f
3488—3538
6568,3
226152
15793
99
0,8
146
2850,0
65001
449,8
7558
329
49438
'5,8
10993
707
onp.
169
3268
31
1,245
366,39
6378,9
2,06
2^39*
3243,6
621,8
2150,4
281,1
1,252
D3f
8362—3395
215525
524
506
51141
3277
68650
8833
612
55
2133
32
353,69
D3fm
2871—2875
6079,2
222247
10,91
307
8^29"
127
2551,9
63989
269,6
5190
2986,9
56262
225,9
5179
838
36
2642
65
1,246
352,64
6268,8
6^39"
2,08
3193,1
426,9
2447,2
132,4
1,241
D3fm
D3fm
2835—2907
2759—2779
209793
5917,5
223908
243
5,06
110
2,29
731
11,98
228
3,74
54137
5485
451,2 6606
543,4
59123
2571,7 57453
2499,0
7759
198,4 8234
210,6
765
936
Не опр
79
2379
2553
56
59
340,49
1,231
363,45
1,246
2701,4 61013
3044,6
6315,6
С
657—667
45440
912
122
2084
Не опр.
29:
142
22
Не
24
1
78,03
1281,7
18,99
2,0
104,0
1197,8
опр.
1,05
Давыдовское месторождение
PR
3474—3488
264757
123
37
96000
10944
41631
152
23
5728
11
424,42
PR
3390—3410
7467,7
270336
2,56
16
0,61
He обн
4790,4
109548
900,3
10209
184
15646
3,5
13413
223
52
6497
4
1,294
436,15
D3f
34338—3466
7625,2
244050
0,33
290
524
5466,5
91260
839,8
8298
680,6
27552
343,0 15740
720
He
4535
22
1,312
395,59
D3f
3213—3227
6883,8
241060
6,04
172
8,59
He обн
4553,9
83200
682,6
8512
1198,4
45
402,5
76
598
опр.
166
4675
34
1,278
386,30
D3f
3200—3210
6799,4
224088
3,58
173
Следы
4151,7
79120
700,2
15235
1976,6
48543
1017
56
3330
23
1,267
372,34
D3f
3051-3105
6320,7
233604
3,6
281
184
3948,1
74305
1253,3
6589
1108,4
44407 1 13206
593
59
3860
25
1,25
380,51
D3fm
3407—3415
6589,1
211722
5,85
270
3,02 He обн.
3707,8
52104
542,0
7296
1931,6 | 337,7
63558
691
He
2194
23
1,262
377,88
D3fm
2803—2883
5971,9
210945
5,62
585
351
2600,0
50544
600,2
5265
276
61876
6,6
9325
917
обн
39
1689
38
1,267
343,61
D3fm
2699,7—2700,4
5950,0
208929
12,18 316
5,75
290
2522,2
54091
433,1
5876
2691,4
56692
238,5
7373
797
57
2288
52
1,237
338,84
D3fm
2642—2660
5893,1
215915
6,58
384
4,75
144
2699,2
51828
483,4
6875
2465,9
61667
188,6
7999
856
84
2438
33
1,234 350,09
6090,2
7,99
2,36
2686,2
565,6
2682,3
204,6
1,238
римечание Тип вод хлоридно кальциевый
Таблица 22
Характеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений При
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Температура пласта, °C
Минерализация воды, г/л
Газовый фактор, см3/л
и,
со2
сн4
Речицкое
D3fm
2975—2984
66,0
382,1
310,0
5,85
He обн.
84,97
D2fm
2917—2925
66,0
364,6
475,0
He обн.
0,46
85,93
D3fm
2423—2438
60,0
330,0
He onp.
13,07
He обн.
67,96
D3f
D3fm
3200—3243
2835—2855
64,5
He onp. 372,9
440,0
He обн. 16,44
Осталик 0,7
He обн.
свинское
89,12
67,64
D3fm
2759—2779
64,0
353,6
He onp.
6,52
>
74,53
D3fm
2262—2266
53,0
319,1
270,0
2,7
0,32
83,24
PR
3502—3512
77,0
452,8
285,0
2,48
Дав1 0,25
ведовское 50,93
PR
"3490—3500
73,5
332,8
285,6
37,74
He обн.
29,08
D3fm
3158—3175
64,0
372,0
250,0
6,89
»
78,02
D3fm
3070—3100
70,0
353,7
222,0
He
обн.
87,89
D3fm
2840—2848
62,0
356,1
450,0
0,62
0,8
62,10
Примечание. Пробы отобраны пробоотборником ПД-ЗМ.
ных газов преобладают УВ (вплоть до пропана), присутствуют водород, гелий, аргон (см. табл. 22). Температура рассолов 60—80° С.
Пьезометрические уровни устанавливаются на глубинах до 785 м, дебиты рассолов при откачках с помощью компрессора составляют 25—75 м3/сут, реже до 360 м3/сут, реже до 360 м3/сут.
Рассолы межсолевых девонских отложений высокоминерализованные (до 340—350 г/л), содержат, мг/л: иода 55—70, брома 2150— ЗОЮ, бора до 105 и аммония 675—935. Газовый состав углеводородный, присутствуют водород, гелий, аргон и др. Температура рассолов на глубинах 2600—3000 м достигает 60°С.
Пьезометрические уровни устанавливаются на глубинах 40—145 м, при кратковременных откачках с помощью компрессора расход рассолов варьирует от 30 до 600 м3/сут при снижении уровня рассолов от 100 до 1700 м. Удельные дебиты при этом меняются от 0,4 до 18 м3/сут.
Резкое падение пластового давления в начальный период эксплуатации обеих залежей свидетельствует о слабой гидродинамической связи с законтурной областью.
Давыдовское нефтяное месторождение расположено в центральной части Речицко-Вишанской зоны приразломных поднятий. Скопления нефти промышленного значения установлены в межсолевых отложениях и в верхней соленосной толще и связаны с трещинно-кавернозными известняками и доломитами.
Рассолы протерозойских и подсолевых девонских отложений имеют минерализацию от 370 до 423 г/л, содержат, мг/л: иода 4—34, брома 196
пятского бассейна
Объемная доля, %
Общая уп ругость га- за, МПа
ргр.
р„„, МПа
СгНв
СзН,
С<Н to + в
N2 +редкие
Не
Аг
месторо;
3,86
ждение 0,49
0,18
3,90
0,72
0,03
8,23
0,3
32,75
4,17
1,24
0,43
7,17
0,54
0,06
Не опр.
0,46
Не опр.
3,09
0,85
0,04
14,50
0,4
0,09
7,54
Не опр.
26,38
месторо:
5,41 6,02
ждение
1,11 1,02
0,37
0,59
3,17
8,19
0,07
0,19
0,05
0,06
17,69
Не опр. 0,56
31,68
4,74
4,08
0,56
0,56
0,04 0,052
13,50
13,34
0,11
0,36
0,07
Не 8,62
опр.
0,31
27,75
местороз 0,53
ждение 0,055
0,041
44,34
1,00
0,37
Не опр.
0,49
Не опр.
0,58
0,39
0,52
30,82
0,63
0,24
»
0,36
»
2,36
0,82
0,07
10,98
0,77
0,09
11,28
0,31
36,88
3,59
0,85
1,17
6,28
0,21
0,01
8,56
0,25
33,94
4,40
0,86
Следы
31,22
Не опр.
20,15
0,6
33,69
3330—6497, бора до 223 и аммония 152—1017 (см. табл. 21). В составе растворенных газов преобладают УВ (вплоть до пропана), присутствуют водород, гелий, аргон (см. табл. 22). Температура рассолов 65—77° С.
Пьезометрические уровни устанавливаются на разных глубинах (от 600 до 900 м), дебит рассолов при откачках с помощью компрессора от 0,13 до 3,82, реже 32,5 м3/сут при динамических уровнях 990— 1450 м.
Рассолы межсолевых девонских отложений высокоминерализованные (337—361 г/л), содержат, мг/л: иода 18—57, брома 1689—3405, бора 39—134 и аммония 576—959. Газовый состав рассолов углеводородный, присутствуют водород, гелий, аргон. Температура рассолов достигает 60—70° С.
Пьезометрические уровни устанавливаются на глубинах до 800— 900 м, при кратковременных откачках дебит рассолов варьирует от 0,28 до 1,84 м3/сут при уровнях 927—682 м. При испытании скв. 2 (интервал перфорации 2700—2754 м) получен приток рассолов с дебитом 418 м3/сут.
Рассолы, связанные с несолевыми прослоями в верхней соленосной толще, высокоминерализованные (340—365 г/л), с весьма значительной концентрацией (мг/л) иода (33—52), брома (2288—2664), бора (57— 113) и аммония (797—975).
Н.1.5.ПРИБАЛТИЙСКИЙ БАССЕЙН
. Прибалтийский нефтеносный бассейн приурочен к Балтийской синеклизе, на северо-востоке ограничен Балтийским щитом, на юго-
197
востоке Белорусско-Мазурской антеклизой и на востоке Латвийской седловиной. Площадь бассейна более 150 тыс. км2.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Осадочный чехол бассейна представлен терригенными и карбонатными породами протерозоя — кайнозоя. Мощность чехла в материковой части региона более 2600 м.
Притоки нефти получены в широком диапазоне палеозойского разреза в интервале глубин от 900 до 2800 м, но промышленная нефтеносность связана с отложениями среднего кембрия, начиная с глубин 1900 м. Нефть приурочена к малоамплитудным (амплитуда чаще 20—30 м) структурам площадью 15—20 км2. Коллекторами нефти служат песчаники, пористость которых меняется от 0,6 до 30%, проницаемость не превышает 2,4-10“12 м2. Притоки углеводородного газа (спонтанный газ) получены в Стонишкяйской скважине. Выходы газа с углеводородным составом из кембрийских отложений зафиксированы на о-ве Эланд в Балтийском море. В настоящее время в Прибалтийском бассейне открыто 20 месторождений нефти. Из них 13 расположены на Калининградском валу, а остальные — главным образом в пределах Гаргждайской структурной зоны. В конце 1984 г. получены притоки нефти в морской части бассейна в нескольких километрах от мыса Таран.
В разрезе осадочного чехла бассейна Е. В. Стадником и Г. А. Юриным (1978 г.) выделены три гидрогеологических этажа: нижний — водоносные комплексы позднего протерозоя — раннего палеозоя (до лудловского яруса включительно), верхний водоупор представлен толщей мергелей и глин силура; средний — отложения от нижнедевонских до юрских включительно, верхним водоупором являются соли, гипсы и ангидриты верхней перми и глинистые породы триасовонижнеюрской серии; верхний — мезозойско-кайнозойский этаж, представленный в основном терригенными породами.
Воды нижнего гидрогеологического этажа высоконапорные, напоры возрастают от периферии бассейна к его центру (табл. 23).
Таблица 23
Пьезометрические уровни кембро-ордовикского водоносного комплекса (по данным Е. В. Ильиной, 1969 г.; В. Н. Корценштейна, 1976 г.)
Скважина
Интервал опробования,м
Отметка статического уровня, м
Плотность воды, г/см3
Высота столба, м
Приведенный статический уровень, м
Пластовое давление, МПа
Кулдига, 1-р
Кулдига, 1-р Даугавпилс Стонишкяй- ская
992,5—994
1110—1116
558—536
2012—2112
10,6
31,6
128
9
1,077
1,084
1,072
1,114
558
2062
331
241
8,2 11,2 Не опр
»
Рис 49 Схемы гидрогеохимической зональности нижнего (Л) и среднего (5) гидрогеологических этажей пластовой системы Прибалтийского бассейна и сопредельных территорий (по Е. В. Стаднику, Г А. Юрину).
/ — зоны выходов и отсутствия отложений гидрогеологического этажа, 2 — скважины, в которых проведены гидрогеологические исследования (цифра — минерализация, г/л), 3— состав водораство ренных газов а—азот, б — УВ (метан и его гомологи), в — углекислота, 4— общая упругость газа, МПа, 5 — линии равных значений rNa/rCl, зоны распространения пресных и слабосоленых вод 6 — преимущественно гидрокарбонатно- и сульфатно натриевого типов, 7 — преимущественно хлоридно кальциевого типа, нефтегазопроявления в скважинах 8 — нефть, 9 — газ
Основные тектонические элементы I—Балтийский шит, // — Латвийская седловина. III—Белорус ско Мазурская антеклиза, IV — Балтийская синеклиза, площади (цифры в кружках) 1 — Таллиннская, 2 — Стонишкяйская, 3 — Вильнюсская, 4 — Тартусская
Минерализация вод изменяется от 5—7 до 165—203 г/л, увеличиваясь к центру Балтийской синеклизы (рис. 49). В подземных водах встречены бром, бор, аммоний (табл. 24).
Температура вод изменяется от 10—15° С на южном склоне Балтийского щита и на северо-западном склоне Белорусско-Мазурской антеклизы до 80—92°С в центральной части Балтийской синеклизы на глубинах 2400—2600 м. Интенсивность теплового потока выше в центральной части Балтийской синеклизы (Гаргждайская антиклиналь) по сравнению с краевыми зонами (Приекульская площадь).
По составу водорастворенные газы углеводородные, азотные и кислые. Воды с газами азотного состава приурочены к верхнему и среднему гидрогеологическим этажам, и только в нижнем гидрогеологическом этаже на глубинах более 1800 м в юго-западной части Балтийской синеклизы (Куршская впадина), по данным В. П. Астафьева (1975 г.), вскрыты воды с газами углеводородного состава. Кислые газы встречены в нижнем (доля диоксида углерода и сероводорода в водах площади Кибартай 57,5%) и среднем (доля кислых компонентов в водах верхнего девона на площадях Крякянава и Жальгиряй до 84%) гидрогеологических этажах. Фоновая газонасыщенность вод азотными газами не превышает 30—100 см3/л, углеводородными 150 см3/л;
коэффициент газа насыщенности соответственно менее 0,1 и не более 0,2.
Содержание ВРОВ от 0,45 до 5,6 мг/л. В кембрийских отложениях Гаргждайской площади более высокая концентрация ВРОВ (1,6— 1,7 мг/л) отмечена в скважинах, расположенных в контуре нефтеносности (за контуром продуктивности содержание ВРОВ 1,3 мг/л). На Красноборской площади в водах контурной скв. 4 содержание ВРОВ составило 1 мг/л против 0,6 в скв. 6 за контуром нефтеносности. Однако воды пустых структур не отличаются от нефтяных вод, а в некоторых случаях на пустых структурах содержание ВРОВ может быть даже выше.
Подземные воды месторождений
Подземные воды месторождений могут быть охарактеризованы по трем площадям: Кулдигской, Красноборской, Стонишкяйской, расположенным в различных газогеохимических зонах.
Кулдигское нефтяное месторождение приурочено северному борту Балтийской синеклизы, к Лиепая-Кулдигскому валу. Осадочный чехол представлен терригенно-карбонатными породами общей мощностью 1136 м. При опробовании песчаников нижнего кембрия (скв. 1-р, интервал 1110—1116 м) получен приток пластовой воды, а из песчаников среднего кембрия в интервале глубин 992,5—994 м — непромышленный приток нефти с водой. Воды хлоридно-кальциевые с минерализацией от 111 до 140 г/л (табл. 24). Галы приконтурных вод азотного состава, газонасыщенностью вод 31—44 см3/л (табл. 25).
Красноборское нефтяное месторождение открыто в 1968 г. Структура расположена на Калининградском валу. Приток нефти получен в интервале глубин 1932—1942 м из песчаников среднего кембрия. Проницаемость песчаников 140-10-15 м2. Пластовое давление 21,6 МПа, температура 86° С. Пластовые воды, подстилающие залежь, хлоридно- кальциевого типа с минерализацией 178 г/л, водорастворенные газы углеводородного состава. Газонасыщенность вод 430 см3/л. Общая упругость газов 5,4 МПа, рГ/рв 0,3.
На Стонишкяйской плои^ади в интервале 1904—2298 м из отложений кембро-ордовика и силура получены притоки воды, из которой спонтанно выделялся газ. Характер выделения газа, газонасыщенность вод метаном и тяжелыми УВ позволяет считать, что в интервале 2112—2012 м вскрыты воды, по-видимому, ранее контактировавшие с залежью. Воды хлоридно-кальциевого типа, состав водорастворенных газов метановый. Ниже (интервал 2288—2298 м) состав газа меняется на азотный, выше (2041—2012 м) концентрация метана снижается, и в интервале 1904—1932 м газ становится азотным (табл. 25).
В зоне вод с азотными газами в условиях резко сдвинутого фазового равновесия залежи нефти не оказывают влияния на газоносность подземных вод (Кулдигская и Гусевская залежи). Эти залежи длительное время контактируют с водами, содержащими газы азотного соста- 200
Таблица 24
Химический состав подземных вод месторождений Прибалтийского бассейна (по материалам ВНИГРИ, треста «Союзбургаз»)
Площадь
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Положение скважины
СГ
so2-
нсо3-
Са2+
Mg2+
Na++K+
мн4+
в3+
Вг-
г
Кулдигская
е2
1110—1160
87000
200
780
12700
2200
38000
Не
опр.
260
1,5
140,9
Внутри кон-
2450,7
4,2
12,9
635,4
180,3
1652,2
1,084
тура
»
е—О
992,5—994
69000
300
680
9832
2600
29200
314
2,7
111,6
То же
1943,7
6,2
11,3
491,6
200
1269,6
1,077
Гусевская
е—О
1500—1700
76800
2163,4
1030
21,5
790
13,0
8600
430
2900
237,7
35200
1530,4
324
Следы
125,3
1,083
»
Вилькичайская
е2
1992—1998
88100
2474,7
300
6,2
150
2,6
19400
970
2200
180,3
31100
1352,1
63,0
43,6
753
1,5
141,2
1,105
Приконтур- ная
Ушаковская
2152-2158
119800
3374,6
10
0,4
160
3,3
30000
1500
4600
377
34900
1513,3
95,4
102,5
1212
2,5
190,8
1,138
Внутри контура
Красноборская
^2
1954—1957
112100
3157,7
10
0,21
150
2,6
21400
1070
3900
319,6
41100
1786,9
122,4
81,0
799
1,5
178,7
1,126
Приконтур- ная
Ладушкинская
е2
2508—2516
128600
3622,5
Не
обн
39900
1935
4900
401,6
28800
1252,1
135,0
140,0
1745
5,6
204,1
1,151
»
Стонишкяйская
е-0
2012—2112
103800
80
230
24300
3400
33200
Не
опр
164,3
»
2923,3
1,7
3,8
1215
278,4
1443,3
1,114
Примечания 1 Тип вод — хлоридно кальциевый 2 На Стонишкяйской площади скважина переливает с выделением газа, на остальных площадях — притоки воды с нефтью
Таблица 25
Характеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений Прибал (составлена по материалам ВНИГРИ, треста «Союзбургаз»)
Площадь
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Глубина (м) и способ отбора
Температура пласта, °C
Минерализация воды, г/л
Газовый фактор см3/л
Кулдигская
е2
1110—116
1100, ПД-ЗМ
22,0
139,7
44
»
002,5—994
992, ПД-ЗМ
20,0
108,9
31
Гусевская
е—О
1606—1700
55,0
124,6
100*
Вейвирженай-
2088—2099
С устья,
ская
КИН-146
Вилькичайская
2007—2024
ПД-ЗМ
86,5
141,5
Ладушкинская
2506—2587
С устья, КИН-146
86,0
203,3
200*
Красноборская
Ё2
1954—1957
ГПВ-4-700
86,0
178,0
430
Стонишкяйская
Е
2288—2298
Перелив, газ спонтанный
»
ег О
2112—2012
То же
165,8
330*
Ог+з
2041—2012
»
500*
»
О—S
1990—1975
»
183,0
»
O-S
1904—1932
»
* Газонасыщенность рассчитана автором по формуле В Г
Корценштейна Гг = 50/Аг (%), по
ва: «мертвая нефть» и «мертвые воды», контактирующие с ней. В зоне вод с газами углеводородного состава по мере приближения к контуру нефтеносности увеличиваются газонасыщенность вод, общая упругость и коэффициент насыщенности вод газами. В этом же направлении растет содержание азота и аргона, доля углекислого газа, наоборот, снижается.
II. 1.6. ВОЛЫНО-ПОДОЛЬСКИЙ БАССЕЙН
Волыно-Подольский нефтегазоносный бассейн, наиболее глубокая часть которого связана с Львовским прогибом, расположен между Украинским щитом и Бильче-Волицкой зоной Предкарпатского прогиба. Площадь бассейна не превышает 15 тыс. км2.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Фундамент Волыно-Подольского бассейна сложен архейскими, ниж- не- и среднепротерозойскими отложениями. Поверхность фундамента полого погружается от Украинского кристаллического массива к западу и юго-западу, одновременно перекрываясь все более молодыми 202
тийского бассейна
Объемная доля, %
Общая
Положение
N2 +
упругость»
р./р.
скважины
Н2
CO2+H2S
сн4
С2Н6
СзН8
с4н10
+ ред
Не
Аг
МПа
кие
4,5
4,1
2,2
0,5
88,7
3,9
0,39
0,6
0,1
Внутри контура
4,4
2,0
0,6
0,5
92,5
Не
опр.
0,3
0,1
То же
12,9
4,4
82,7
3,03
0,51
1,46
Не
Прикон-
опр.
турная
0,9
65,4
7,0
1,0
0,02
25,7
0,70
Не опр.
»
0,5
61,8
6,7
5,7
0,4
24,9
0,174
Не
6,2
0,3
»
опр.
4,7
60,3
5,8
2,0
1,6
25,6
0,222
0,243
3,4
0,2
»
1,8
84,
6
13,6
0,63
0,4
5,4
0,3
»
5*3
19,3
6,8
68,6
Не
опр.
Прикон-
турная разру
4,2
1,3
58,0
6,3
30,2
Не
0,3
Не опр.
шенная
опр.
залежь
5,4
55,3
6,3
29,8
1,18
0,10
»
.6,0
3,2
50,0
8,6
35,3
1,00
0,13
»
То же
6,7
1,6
41,5
6,8
43,6
1,04
0,15
»
»
газонасыщенности
рассчитаны общая
упругость газа
и коэффициент насыщенности
вод газами
комплексами осадочных пород. На глубинах 2—2,5 км постепенное погружение фундамента прерывается ступенеобразным опусканием по системе глубинных разломов меридионального и субмеридионального простирания, которыми фундамент расчленяется на отдельные блоки. В наиболее погруженной части прогиба глубина его залегания, по геофизическим данным, достигает 8 км. Львовский палеозойский прогиб представляет собой асимметричную структуру, вытянутую с северо-запада на юго-восток и погребенную под толщей мезозойских образований. В строении Львовского прогиба принимают участие верхнепротерозойские, палеозойские и мезозойско-кайнозойские отложения.
Территория Волыно-Подолии с давних пор является объектом поисков скоплений УВ. Первые промышленные притоки газа были получены на площади Великие Мосты еще в 1964 г. Последующие поисково-разведочные работы длительное время не давали положительных результатов. Открытие в 1980 г. Локачинского месторождения в восточной части Львовского прогиба подтвердило промышленную газоносность среднедевонских отложений. Промышленные притоки газа получены из верхней части тиверской серии нижнего девона и из отложений среднего девона. На площади Великие Мосты установлено два продуктивных горизонта: песчано-алевролитовые породы нижнелопу- шанской подсвиты эйфельского яруса и карбонатно-терригенные от-
ложения нижней части срутинской свиты живетского яруса. Продуктивные горизонты залегают на глубинах до 2400 м.
Водоносные горизонты верхнего протерозоя представлены отдельными пластами или пачками пластов песчаников и алевролитов мощностью от 5—10 до 50—100 м, залегающими в толще глин и аргиллитов. Пористость песчаников от 1 до 22,2%, чаще 6—14%. Дебиты воды из скважин от 4 до 157 м3/сут. Сравнительно повышенная водообильность песчаников свидетельствует о хороших коллекторских свойствах. Воды верхнего протерозоя высокометаморфизованные (rNa/rCI 0,19—0,49), практически бессульфатные, хлоридно-кальцие- вого типа, минерализация 120—240 г/л. Газонасыщенность пластовых вод низкая — 100—250 см3/л. В водорастворенных газах преобладает азот (от 56 до 96%), сумма углеводородных газов не превышает 38—43%. В скважинах на площадях Горохов, Берестечко и Глиняны водорастворенные газы не обнаружены; на площади Кременец состав газа азотно-метановый, а Перемышляны — метановый.
В кембрийских отложениях водоносны прослои трещиноватых песчаников и алевролитов. Глинистые отложения, залегающие в кровле кембрийских отложений, служат водоупором для кембрийского водоносного комплекса. Водообильность песчаников и алевролитов зависит от степени трещиноватости, которая в целом значительна. Удельные дебиты скважин 0,01—0,044 м3/сут. Статические уровни вод устанавливаются в 80—200 м от устья скважин. Отметки приведенных уровней уменьшаются в направлении от Нововитковской и Балучинской к Бу- чачской площади. Воды кембрийских отложений хлоридно-кальциевого типа, высокой метаморфизации (rNa/rCI до 0,66) с минерализацией до 220 г/л (рис. 50). В водорастворенных газах доля метана составляет 85,4%, его гомологов 2%. Содержание нелетучих фенолов в водах колеблется в пределах 0,19—5,51 мг/л.
Пластовые воды силурийских отложений хлоридно-кальциевого типа, воды сульфатно-натриевого типа распространены только на западных склонах Украинского щита. Минерализация вод возрастает с глубиной от 70 г/л (площадь Локачи) до 190 г/л (площадь Нестеров). Воды обогащены сульфатами. Коэффициент сульфатности уменьшается от одиночных рифовых построек (1—4,27) в сторону барьерного рифа (не более 0,5). Подобное изменение коэффициента сульфатности объясняется неравномерным воздействием УВ на процессы десульфирования — незначительным в районе одиночной рифовой постройки и весьма большим в зоне барьерного рифа. В первом случае выявлены включения окисленной нефти в породе, во втором — различной толщины пленки нефти на воде или выделение газа на устье скважины.
Среди силурийских отложений наибольший интерес представляют рифогенные отложения, кавернозные известняки и органогенные доломиты, емкостные и фильтрационные свойства которых определяются преимущественно кавернозностью и трещиноватостью, резко изменчивой по площади. Изменение емкостных и фильтрационных свойств по площади определяет разнодебитность даже близко расположенных скважин. 204
Рис. 50. Схематическая гидрохимическая карта кембрийского водоносного комплекса Волыно-Подольского бассейна.
— границы Волыно Подольского бассейна, 2— исследованные скважины (в числителе — коэффициент rNa/rCl, в знаменателе коэффициент сульфатности), 3 — изоминеры, г/л, 4 — типы вод по В А Сулину а — хлоридно кальциевый, б — гидрокарбонатно-натриевый, 5 — состав водорастворенных газов а — метановый, б — мета но азотный, районы 6—перспективные на нефть и газ, 7 — малоперспектнвные, 8 —- бесперспективные, 9 — с невыявленными перспективами нефтегазоносности Исследованные площади / — Хмелевка, II — Пе ремышляны, /// — Бакучин, IV — Новый Витков, V—Великие Мосты, VI—Соколь, VII— Лито- веж, VIII — Загоровская, IX — Воютин, X — Владимировская
Так, дебит воды в скв. 15 на площади Локачи (глубина 1410— 1442 м) при самоизливе составил 500 м3/сут, а в близко расположенной скв. 17 того же горизонта (глубина 1402—1520 м) всего 0,75— 0,45 м3/сут.
Водорастворенный газ из силурийских отложений имеет углеводородный состав. На площади Локачи (скв. 12) величина отношения 2 ТУ/СН4 (0,28) соответствует составу попутных газов приконтурных частей нефтяных залежей.
Пластовые воды отложений нижнего девона во Львовском прогибе обладают высокими напорами. Статические уровни фиксируются на глубинах от 100 м (площадь Каменко-Бугская) до 285 м (площадь Коршев). Водоносны песчаники и алевролиты. Водообильность их низкая, дебиты скважин изменяются от 0,4 до 11,5 м3/сут. Воды высоко- метаморфизованные (rNa/rCl 0,6—0,8), хлоридно-кальциевого типа, минерализация 94 г/л, содержат брома 36—164 мг/л, иода 2,5 мг/л. Водорастворенные газы углеводородного состава.
Воды среднедевонских отложений хлоридно-кальциевого типа с минерализацией до 160 г/л, содержат брома 219 мг/л, иода 4,2 мг/л. Водорастворенные газы углеводородные: содержание метана 85—95%, его гомологов — до 2—3%. Газонасыщенность пластовых вод УВ достигает 820 см3/л. Коэффициент газонасыщенности изменяется от 0,17 до 0,71. В составе ВРОВ содержание фенолов 0,23 мг/л, перманганатная и йодатная окисляемость— соответственно 123 и 6,8 мг/л.
Водоносные горизонты каменноугольных, юрских, меловых и неогеновых отложений, как правило, обладают высокими напорами и воды имеют пестрый состав. Наибольшее распространение получили воды гидрокарбоцатно-натриевого типа с минерализацией, редко превышаю-
Т а б л и ц a 26
Химический состав подземных вод Локачинского месторождения
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М. г/л
СГ
SO4-
НСОг
Са2+
Mg+
Na+
к+
В3 +
Вг-
Г
s2
1637-1597
49644
175
213
6848
2597
19667
21
10,0
354,0
4,2
79,5
1400,0
3,6
3,5
341,7
213,6
855,1
1,2
1,055
s2
1350—1488
86121
259
91
37355
4722
4239
Не опр.
10,0
93,5
Не опр.
132,9
2428,7
5,4
1,5
186,1
388,3
184,3
1,112
d2
970—995
37577
1490
2574
7174
1483
14698
270
Не опр.
65,3
1060,0
31,0
42,2
358,0
122,0
639,0
14,9
1,041
d2
993—998
39420
29
561
4488
1945
16944
70
Не опр.
219,8
4,2
63,7
1112,0
0,6
9,2
224
160,0
736,7
3,8
1,046
d2
966—946
27119
1200
1739
5311
705
11046
400
Не опр.
47,7
765
25,0
28,5
265,0
58,0
480,2
22,2
1,027
Примечание Тип вод хлоридно-кальциевый
Таблица 27
Характеристика водорастворенных газов Локачинского месторождения
Возраст пород
Интервал перфорации, мм
Объемная доля, %
СО2
н2
СН4
С2Н6
С3Н8
С4Н,«
N2 + редкие
Не
1 Аг
s2
1425—1442
1,14
Не опр
92,63
0,12
0,06
0,32
5,43
0,04
]0,05
s2
1402—1414
0,97
»
92,19
0,54
0,05
0,03
6,21
Не
опр.
Di
970—941
0,20
0,26
95,92
0,93
0,05
0,01
2,49
Не опр.
0,12
d2
951—959
0,04
Не опр.
95,82
0,42
0,16
Следы
2,90
0,12
Не опр.
d2
886—820
1,26
94,16
0,92
0,19
0,04
3,30
Не
опр
d2
700—900
0,42
»
93,63
0,73
0,14
0,07
4,90
»
щей 10 г/л. Эти отложения бесперспективны в нефтегазоносном отношении.
Подземные воды Локачинского месторождения
Локачинское газовое месторождение приурочено к восточному борту Львовского палеозойского прогиба. Размеры структуры по кровле среднетрутынской подсвиты среднего девона составляют 3,5ХЮ км, амплитуда 30 м. В строении месторождения принимают участие протерозойские, кембрийские, силурийские, девонские, нижнекаменноугольные, верхнемеловые, неогеновые и четвертичные отложения. На месторождении обнаружено семь газовых горизонтов в девонских отложениях, представленных переслаиванием терригенных и карбонатных пород. Газоносность прослежена до глубин 1000 м.
При опробовании силурийских отложений получены притоки воды с пленками нефти или с выделением газа на устье скважин. Коллекторы — кавернозные биогермные известняки и органогенные доломиты. Воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 68—89 г/л, иногда до 132,9 г/л (табл. 26), rNa/rCl изменяется от 0,65 до 0,7. Состав ВРОВ характерен для вод, связанных с залежами УВ: йодатная окис- ляемость 10 мг/л, в воде содержится, мг/л: азотистых органических соединений 0,298, фенолов летучих до 1,5, нелетучих 1,254, битумных фракций до 0,564. Водорастворенные газы имеют углеводородный состав (табл. 27).
Воды, приуроченные к среднедевонским отложениям, высокомета- морфизованные (rNa/rCl 0,6—0,76), низкосульфатные, хлоридно- кальциевого типа, минерализация до 73 г/л. В отложениях тиверской серии нижнего девона выявлены более минерализованные воды (84,5 г/л) с низкой сульфатностью и коэффициентом сульфатности 0,34—1,43. В водорастворенных газах содержание метана 90—95%, его гомологов — 1,5—3%.
И. 2. ВОДЫ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ
МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЭПИГЕРЦИНСКИХ ПЛАТФОРМ И ТЕРРИТОРИЙ АЛЬПИЙСКОЙ СКЛАДЧАТОСТИ ЮГА И ЮГО-ЗАПАДА СССР
1L2.1. ПРЕДКАРПАТСКИЙ БАССЕЙН
Предкарпатский нефтегазоносный бассейн, приуроченный к одноименному предгорному прогибу, протягивается неширокой полосой вдоль восточных склонов Западных и Восточных Карпат, располагаясь на территории СССР, Польши и Чехословакии. На востоке граница бассейна проходит по горстовому выступу фундамента вдоль крупного регионального разлома, отделяющего его от Волыно-Подольского бассейна. Площадь советской части бассейна около 15 тыс. км2.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Предкарпатский прогиб состоит из двух тектонических зон: Бильче- Волицкой (Внешней) и Бориславско-Покутской (Внутренней) (рис. 51). Бильче-Волицкая зона сложена слабо дислоцированным комплексом терригенных тортонско-сарматских пород (мощность до 4 км), несогласно залегающих на терригенно-карбонатных образованиях юры и верхнего мела мощностью до 1000 м, Бориславско-Покутская — верхнемеловыми (стрыйская свита), палеоценовыми (ямненская и витвицкая свиты), эоценовыми (попельская и менилитовая свиты), олигоценовыми (поляницкая и воротыщенская свиты). Мощность только кайнозойских отложений достигает 7—8 км.
В Бориславско-Покутской зоне нефть, выходящая на дневную поверхность в пределах Предкарпатского прогиба и Карпат, использовалась местными жителями как лекарство и как смазочный материал еще в XVI в. После усовершенствования способа перегонки нефти, а таки ; изобретения лампы для освещения нефтяной промысел начал развис ться более интенсивно. Открытие залежей нефти в олигоце- новых отложениях (менилитовой свите), залегающих под надвигом Скибг ,ой зоны Карпат, позволило в 1909 г. довести добычу нефти до 1,97 млн. т. Позже были открыты Битковское, Рыпнянское и Долинское нефтяные месторождения. Первая газовая залежь была выявлена на площади Калуш в 1912 г. На площади Дашава газовая залежь открыта в 1920 г. С 1924 г. Дашавское газовое месторождение начало эксплуатироваться, с этого времени добыча газа начала возрастать и в 1944 г. составила 993 млн. м3 в год. После Великой Отечественной войны было открыто 17 месторождений газа. Всего в Предкар- патском бассейне открыто 47 месторождений, в том числе 15 нефтяных, 7 газоконденсатных и 25 газовых и газоконденсатных.
Промышленная нефтегазоносность связана с мезозойскими и кайнозойскими отложениями. В Бильче-Волицкой зоне прогиба газоносны юрские, верхнемеловые и неогеновые (гельветские, тортонские и сарматские) отложения, в Бориславско-Покутской регионально нефтегазоносны палеогеновые породы. Наибольшее число залежей связано с продуктивным горизонтом менелитовой свиты олигоцена. По особенностям геологического строения и нефтегазоносности в пределах Предкарпатского бассейна выделяют два района — Бориславско-Покут- ский нефтегазоносный и Бильче-Волицкий газоносный.
В строении Бильче-Волицкого газоносного района принимают участие отложения протерозоя (рифея), палеозоя, мезозоя (слагающие фундамент) и несогласно их перекрывающие кайнозойские породы (рис. 52). Глубина фундамента изменяется от 2,7 км на северо-западе зоны до 7 км на юго-востоке.
В пределах Бильче-Волицкой зоны изучены пластовые воды юрских, верхнемеловых, гельвет-тортонских и нижнесарматских отложений.
Юрские породы залегают на размытой поверхности палеозой-
Рис. 51. Обзорная карта нефтегазоносных областей Западной Украины.
Месторождения: а — нефтяные, б — газовые, в — нефтегазовые, г — крупнейшие тектонические элементы: / — Волыно-Подольская окраина Восточно-Европейской платформы, // — Предкарпатский прогиб (ZZ|—Бильче-Волицкая зона, //2— Бориславско-Покутская зона), /// — складчатая область Карпат, IV—Закарпатский прогиб; д —- надвиги и разломы. Месторождения. / — Локачинское, 2— Велико-Мостовское, 3 — Кохановское, 4 — Свндницкое, 5 — Ходновичское, 6 — Садковичское, 7 — Пынянское, 8— Залужанское, 9—Рудковское, 10— Малогорожанское, И— Северо-Медыничское, 12 — Опарское, 13 — Кавское, 14 — Угерское, /5 — Бильче-Волицкое, 16 — Держовское, 17 — Да- шавское, 18—Кадобнянское, 19— Калушское, 20—Грыновское, 21 — Богородчанское, 22 — Косовское, 23 — Ковалевско-Черешенское, 24 — Попельское, 25 — Бориславское, 26 — Сходницкое, 27 — Ивановское, 28— Оров-Уличнянское, 29—Стынавское, 30 — Заводовское, 31 — Северо-Долинское, 32 — Долинское, 33 — Витвицкое, 34 — Струтынское, 35 — Спасское, 36 — Ольховское, 37 — Рыпнян- ское, 38— Небыловское, 39— Майданское, 40— Пнивское, 41 — Космачское, 42 - Гвиздецкое, 43 — Битков-Бабченское, 44— Русско-Комаровское, 45— Солотвинское
Возраст
Литологи-ческаяколонка
Формула Курлова
N^t
Nl9V
Р
KjSt-m
KzK Kzt
Mt
К,9-а
К^
J3V
Тэктп
§
ГОЮ-№
u CL50
"^Ма+К^СаЧМдЗ
С1Щ80**1 «ЧНаЧфгСабМдЗ
U CL50 ^ia+K)46Ca3Mgl
в
€
§
С150 ^(На+ИзЗСаЭМдЗ
§ о
С1Ч950ц1 " ^а+^ЧЗСабМдг
J3o J3K
Diz
Diz
S2pS^td
S^ Sit
0
I
§
Л|
R
6$
О °
Ct 50 ^На+К^ЗСабМдг
।С150
ЛМа+К^гСабМдг
м CL50
^(№*К)ЦЗСаЧМдЗ
Ш’
Е^з
5
^9
3е
^15
5л>771^
23 й
КХ/^20
ЕЗ2'
ЕЗ2’
Рис. 52. Гидрохимический разрез Бильче-Волицкого газоносного района Предкар- патского бассейна.
/ — глины; 2 — аргиллиты. 3 — алевролиты; 4—песчаники; 5—конгломераты; 6 — кварциты; 7 — метаморфические сланцы; 8 — известняки, 9—известняки органогенные (ракушники); 10 — доломиты; 11 — до- ломитизированные известняки; 12 — известняки песчанистые; 13— изве- стнякн-брекчия; 14 — сланцы; 15 — песчанистые мергели; 16 — ангидриты; /7—гипсы; 18 — гравелиты; типы вод: 19 — сульфатно-натрие- вый, 20 — гидрокарбонатно-натрие- вый, 21 — хлоридно-кальциевый; гидродинамические зоны водообмена: 22 — интенсивного, 23 — затрудненного, 24 — весьма затрудненного
ских образований. В нижней части разреза они представлены преимущественно терригенными, а в верхней — карбонатными отложениями, к которым приурочены залежи УВ. Воды юрских отложений хлоридно- кальциевого типа. В северо-западной части Бильче-Волицкой зоны минерализация их меняется от 100 до 170 г/л. К юго-востоку от площади Кадобно минерализация вод, как и степень метаморфизации, уменьшается (до 22—45 г/л на площадях Каменка, Коршев, Красно- ильск). Содержание иода в пластовых водах 20—30 мг/л, брома 200—400 мг/л. Характеристика ВРОВ, мг/л: перманганатная окисляе- мость 3—86, йодатная 24, содержание летучих фенолов 0,588, нелетучих нет, органического азота 0,568. Водорастворенные газы имеют углеводородный состав.
В породах верхнего мела водовмещающими являются трещиноватые мергели, известняки и песчаники сенона и кампана. К отложениям верхнего мела приурочены воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 60 до 135 г/л, с низким содержанием сульфатов (1%-экв) и повышенной концентрацией иода (> 10 мг/л).
Гельвет-тортонские водоносные отложения гидравлически связаны с подстилающими мезозойскими породами. На Угерской, Бильче-Волицкой, Рудковской, Грушевской, Летнянской и других площадях в гельвет-тортонских — мезозойских образованиях содержатся единые массивные газовые залежи. Воды, приуроченные к породам гельвета, хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 15 до 150 г/л. Отложения нижнего тортона характеризуются изменчивостью литологического состава как по разрезу, так и по площади и плохими коллекторскими свойствами. В них на Угерской и Бильче-Волицкой площадях выявлены небольшие газовые скопления. Верхнетортонские породы в северо-западной части Бильче-Волицкой зоны имеют незначительную мощность (20—100 м), в юго-восточной части зоны мощность их возрастает до 800 м. Водовмещающими являются горизонты песчаников и алевролитов, залегающих в толще глин. В верхнетортонскцх отложениях в основном развиты воды хлоридно-кальциевого и гидрокарбо- натно-натриевого типов. Минерализация вод увеличивается с глубиной от 20 до 100 г/л. Более минерализованные воды вскрыты в отложениях, залегающих под Стебникским надвигом. Газонасыщенность вод, связанных с газовыми залежами, достигает 1200 см3/л. Коэффициент газонасыщенности изменяется от 0,3 до 0,77.
В отложениях нижнего сармата газоносны песчаники и алевролиты, залегающие в толще глин, невыдержанные по мощности, по простиранию они часто замещаются глинами. Воды гидрокарбонатно- натриевого и хлоридно-кальциевого типов, минерализация от 10 до 50 г/л. В породах нижнего сармата под Стебникским надвигом минерализация вод достигает 100—113 г/л, содержание иода составляет 5—40 мг/л, брома 50—150 мг/л, бора (В2О3) 6—10 мг/л. В ВРОВ содержание фенолов 0,51 мг/л, йодатная окисляемость 84,7—86,11 мг/л. Содержание органического азота изменяется в пределах от 0,13 до 2,24 мг/л.
Газонасыщенность пластовых вод нижнесарматских отложений в северо-западной части Бильче-Волицкой зоны высокая, на площади За- лужаны она изменяется от 1100 до 2000 см3/л (коэффициент газо- насыщенности 0,32—0,58). Водорастворенные газы содержат до 96% УВ.
В Бориславско-Покутском нефтегазоносном районе развиты линейные складки северо-западного простирания часто с подвернутыми или редуцированными северо-восточными и пологими юго-западными крыльями. Складки обычно сорваны с основания, надвинуты одна на другую в несколько этажей и разбиты поперечными разрывами на блоки, смещенные один относительно другого как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении. Эти геоструктурные особенности Бориславско-Покутской зоны обусловливают образование изолированных гидрогеологических систем в отдельных блоках.
Пластовые воды вскрыты скважинами в отложениях верхнего мела, палеоцена, эоцена, олигоцена и миоцена.
Водообильность отложений верхнего мела (стрыйская свита) низкая. Дебиты скважин при переливах не превышают 1,4—3,9 м3/сут. Пластовые воды высокометаморфизованные (rNa/rCl 0,75—0,86), слабосульфатные (коэффициент сульфатности 0,02—0,04), хлоридно- кальциевого типа, с минерализацией 199—258 г/л.
Палеоцен (ямненская свита) представлен массивными песчаниками. Распространены они не повсеместно, в северных складках Буковинских Карпат и в междуречье рек Быстрица Надворнянская и Чечва замещаются пестроцветными отложениями. Водовмещающие породы — пористые и трещиноватые песчаники в толще массивных песчаников. Воды — хлоридно-натриевого типа, минерализация 280—312 г/л.
Минерализация и метаморфизация вод, приуроченных к эоценовым и олигоценовым отложениям, изменяется с глубиной и с северо-запада на юго-восток. В пределах Бориславской и Долинской площадей минерализация вод колеблется от 200 до 300 г/л. В юго- восточном направлении от Долинской площади она уменьшается (на площади Оболоня 64—75 г/л), затем резко возрастает и на площади Струтынь достигает 145 г/л. Еще более минерализованные воды вскрыты на площадях Спас (170 г/л) и Рассольна (238 г/л). Пластовые воды олигоценовых отложений хлоридно-кальциевого типа и только в пределах Северо-Оболоньской складки они гидрокарбонатно-натрие- вые. Кальций значительно преобладает над магнием, сульфаты и гидрокарбонаты составляют сотые доли процент-эквивалента. Содержание брома достигает 600—700 мг/л, иода 20—80 мг/л. Газонасыщенность пластовых вод увеличивается при приближении к залежам. Вблизи залежи давление насыщения близко к пластовому, вдали от залежи — ниже пластового. В составе водорастворенных газов преобладает метан (89—95%), содержание гомологов метана колеблется от 2—3 До 11%.
В отложениях миоцена водоносны пропластки песчаников в толще глинистых сланцев (поляницкая свита) или маломощные лин- 212
зообразные прослойки песчаников в толще глин (воротыщенская свита) Водообильность их низкая, дебиты скважин обычно не превышают 1 м3/сут за исключением площади Дзвиняч, где дебиты скважин из отложений поляницкой свиты достигают при переливе 200 м3/сут. Пластовые воды этой свиты хлоридно-кальциевые, минерализация 150—250 г/л Наличие в воротыщенских отложениях жил, гнезд и вкраплений хлористого натрия обусловливает высокую минерализацию (до 327 г/л) даже неглубоко залегающих от поверхности подземных вод с высокими значениями хлор-бромного коэффициента, повышенным содержанием магния, сульфатов и гидрокарбонатов. В долинах рек и балок из отложений этой свиты вытекает много источников, используемых для выварки солей и в лечебных целях. Рассолы добывают в городах Болехов, Долин и Делятин.
Подземные воды месторождений
Бориславское нефтяное месторождение расположено в Борислав- ско-Покутской зоне Предкарпатского прогиба и Скибовой зоне Карпат.
В строении Бориславского месторождения участвуют верхнемеловые (стрыйская свита), палеоценовые (ямненская свита), эоценовые (вит- вицкая и попельская свиты), олигоценовые (менилитовая свита) и миоценовые (поляницкая и воротыщенская свиты). Все свиты содержат нефтяные залежи.
Долгое время Бориславское месторождение считалось одним из крупнейших в Европе. Первостепенное значение здесь до 1855 г. имела добыча озокерита. В 1893 г. на месторождении начато бурение. Максимума добыча нефти (1920,5 тыс. т) достигла в 1909 г. Бессистемность разбуривания и хищническая эксплуатация месторождения привели к катастрофическому падению добычи. Планомерная разработка месторождения началась в 1945 г. Число скважин к 1950 г. возросло до 1600.
Воды, приуроченные к палеоценовым, эоценовым и олигоценовым (менилитовой свите) отложениям, сходы по химическому составу, хлоридно-кальциевого типа, высокометаморфизованные (rNa/rCl 0,70—0,81), с минерализацией 200—320 г/л. Содержание сульфатов и гидрокарбонатов составляет сотые доли процент-эквивалента (табл 28). Воды поляницкой свиты от вод палеоценовых и эоценовых отложений отличаются повышенным содержанием сульфатов.
Залужанское газоконденсатное месторождение расположено в северо-западной части Бильче-Волицкой зоны. В 1966 г. сейсморазведочными работами выявлено Залужанское поднятие по нижнесарматским отложениям и гипсоангидритовому горизонту. Промышленная газоносность нижнесарматских отложений установлена глубоким бурением в 1968 г. В последующие годы промышленные залежи газа вскрыты в отложениях горизонтов ВД-13, НД-5, НД-7, НД-8, НД-9, НД-10, НД-11, НД-12, НД-13 и НД-15, залегающих на глубинах 1081—3800 м.
Таблица 28
Химический состав подземных вод Бориславского месторождения
Возраст пород
Глубина отбора, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг экв/л
(в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
СГ
SO;
нсо
Са2 +
Mg2 +
Na+ + K +
Вг
I
у, г/см3
Р1
1421
209566,0
5907,6
242,72 5,05
183,0 3,0
178466,0
890,4
5045,0
414,9
110679,6
4611,6
Не опр.
343,46
1,1965
Р1
1392
188150,0
5306,4
156,3
3,2
122,0 2,0
7458,6
372,1
1869,5
153,7
114897,4
4787,4
»
312,73
1,2049
Рг
1661,8
156200,0
4405,3
777,5
16,2
91,5 ту
7859,6
392,2
2271,4
186,3
92256,7 3844,0
»
259,66
1,1592
Р2
1601
185794,7 5240,0
764,8
15,9
42,7 0,7
23243,5
1159,8
2113,0
173,8
94491,1
3937,1
959,1
0,65
307,44
1,2069
Р2
1439
173722,7
4898,9
491,1
10,23
18,3 0,3
22137,0
1104,6
1955,1
160,8
87755,3
3656,5
836,1
U
286,9
1,2022
P^mnl
2370
156200,0
4405,3
246,8
5,1
170,8
2,8
18236,4
909,9
2358,7
193,9
79560,2 3315,0
375,2
13,5
258,16
1,1718
Nip/
1001
14077,1
3970,3
506,0
10,5
171,0
2,9
14713,0
735,2
4521,0
371,8
69210,2
2883,8
460,0
20,0
230,39
1,1681
Примечания 1 Ptmnl — менилитовая свита \,pl — поляницкая свита 2 Тип вод хюридно катьциевый 3 Аммоний и бор не опреде 1ялись
Таблица 29
Химический состав подземных вод нижнесарматских отложений Залужанского месторождения
Интервал перфорации,
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип
СГ
so?-
нсо3
Са2+
Mg2+
Na++K+
nh4+
В3 +
Вг-
г
у, г/см3
вод
2282-2274
6470
256
1715
589
98
6111
6470,0
140,0
33,4
34,9
20,61
гкн
182
5,3
115
29,4
8,1
265,7
1,008
2340—2319
28395
348
1525
2,139
595
15376
150,0
60,0
80,0
17,0
48,37
хк
799,4
7,26
25
106,76
49,9
668,7
1,034
2560—2538
7346
63
4286
295
55
5905
60,0
40,0
38,4
12,2
18,06
гкн
207,1
1.3
70,2
14,7
4,5
256,7
1,013
1792—1782
13557
73
3075
490
12
9328
80,0
60,0
88,0
38,0
27,0
»
382,4
1,5
50,4
24,5
1,04
406,7
1,015
1760—1740
38214
187
2465
2609
886
2103
110,0
60,0
126,0
40,0
66,0
хк
1077,8
3,9
40,4
130,2
72,2
914,8
1,045
1990—1969
40,578
339
129
2650
924
22068
110,0
40,0
104,2
40,0
68,0
>
1144,4
9,1
21,2
132,3
76
959,9
1,046
2148—2114
19162
108
1128
64
152
11828
60,0
77,0
85,5
8,5
32,6
гкн
540,4
2,2
18,5
32,1
12,4
514,5
1,020
В строении месторождения принимают участие гельветские, тортон- ские и нижнесарматские отложения, залегающие на рифейских метаморфических породах.
На площади Залужаны в отложениях нижнего сармата выделяют нижне- и верхнедашавскую подсвиты. Нижнедашавская подсвита сложена глинами с прослоями песчанистых глин, алевролитов и песчаников. Мощность горизонтов песчаников и алевролитов и их количество возрастают к юго-западу по направлению к Бориславско-Покутской зоне прогиба, к северо-востоку песчанистые пласты выклиниваются. Отложения верхнедашавской подсвиты представлены глинами с прослойками алевролитов и песчаников.
В толще нижнесарматских отложений водоносны песчано-алевритовые горизонты. Водообильность их на различных участках площади не одинакова. Дебиты скважин меняются от 0,2 до 124,8 м3/сут при значительном понижении уровня. Абсолютные отметки приведенных статистических уровней (пересчитанных на пресную воду) колеблются от 159 до 257 м, что свидетельствует о разобщенности водоносных горизонтов.
В нижнесарматском водоносном комплексе выделяют две гидрохимические зоны. Первая охватывает отложения верхнедашавской подсвиты, залегающие под надвигом стебниковских соленосных отложений, с водами хлоридно-кальциевого типа, минерализация до 68 г/л (табл. 29). Вторая гидрохимическая зона отмечается в отложениях нижнедашавской подсвиты. В этой зоне распространены менее минерализованные (8—20 г/л) воды, преимущественно гидрокарбонатно- натриевого типа.
Доля метана в водорастворенных газах 96—97%, его гомологов 2%. Газонасыщенность колеблется от 1100 до 1900 см3/л. Пластовое давление несколько меньше условного гидростатического на глубинах до 1500—1700 м (рпл/ру ГИдр 0,89—0,98). На более значительных глубинах пластовое давление превышает условное гидростатическое.
. 2.2. ЗАКАРПАТСКИЙ СУББАССЕЙН
Закарпатский газоносный суббассейн площадью около 5 тыс. км 2 — крайняя восточная часть нефтегазоносного бассейна обширного внутри- складчатого Панонского (см. рис. 51). В зарубежной части этого бассейна (в Югославии, Венгрии) известно более 70 нефтяных и газовых месторождений. Нефтеносны известняки триаса и верхнего мела, флишевые толщи мела — палеогена, песчаные горизонты миоцена и плиоцена.
В геоструктурном отношении в Закарпатском прогибе выделяют Мукачевскую и Солотвинскую впадины, разделенные Выгорлат- Гутинской вулканической грядой. В строении прогиба принимает участие молассовая толща терригенных, вулканогенных и хемогенных отложений миоцена, залегающая на гетерогенном складчатом фундаменте, сложенном породами от палеогена до палеозоя.
О водоносности домезозойских отложений можно судить по источникам: в долинах рек Шепурка и Уголька около г. Рахова известны 216
пресные источники с дебитом 8,64—86,4 м3/сут. При бурении поисково- разведочных скважин на площади Сокирница из юрских глинисто- карбонатных отложений отмечались обильные водопроявления. Дебиты скважин при самоизливе достигают 172 м3/сут. Воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией ПО—140 г/л содержат иода до 20 и брома до 250 мг/л
В составе водорастворенных газов верхнемеловых отложений в центральной приосевой части прогиба (площади Иршава, Сокирница, Теребля) содержание метана составляет 80—96%, гомологов метана — до 15%. Газонасыщенность вод изменяется от 700 до 2700 см3/л
Водорастворенные газы палеогеновых отложений на Теребля некой и Солотвинской площадях также метанового состава. На площади Солотвино из палеогеновых отложений получен приток газа с дебитом 82 тыс. м3/сут. Газонасыщенность пластовых вод высокая (2600 м3/л). В водорастворенных газах тортонских отложений на площадях Макарьево, Залуж, Нанково содержится 75—96% метана и 0,4—0,9% его гомологов. Газонасыщенность 1100 см3/л
При ведении структурно-поискового бурения на Залужской, Ма- карьевской, Иршавской и других площадях в ряде скважин были отмечены газопроявления из палоген-неогеновых отложений. Спонтанные газы имеют углеводородный состав (метана в среднем 88%, его гомологов— 0,8—3%). В ряде случаев газопроявления наблюдались при проходке и эксплуатации соляных шахт Солотвинского солерудника. Нередко количество метана в газе достигало 50—60%.
При испытаниях сарматских отложений, водоносных в основном в Мукачевской впадине, в скв. 2 Макарьевской площади получен приток газа с дебитом 30 тыс. м3/сут. Водорастворенные газы углеводородного состава (метана 70—96%, его гомологов—1—3%). Газонасыщенность вод обычно не превышает 700 см3/л, рг/рв 0,6—0,8.
В вертикальном разрезе Закарпатского прогиба выделяют три гидрохимические зоны.
Первая гидрохимическая зона охватывает отложения неогена (гельвет, тортон, сармат). В центре Мукачевской впадины минимальная мощность этой зоны (до 100 м) прослежена в районах развития антиклинальных структур (Залужанской, Макарьевской, Доробратовс- кой), своды которых сложены глубоководными глинистыми фациями сармата. В северо-западной и юго-восточной частях впадины (площади Чоп, Ужгород, Великая Добронь) мощность зоны увеличивается до 500—600 м, в южной части бассейна она охватывает трещиноватоэффузивные породы сармата — тортона и частично гельвета, слагающие территорию Береговского и Косино-Запсоньского холмогорий.
В Солотвинской впадине, где миоценовые образования помимо дизъюнктивных нарушений осложнены явлениями соляного диапризма, мощность первой гидрохимической зоны в центральной части составляет 200—300 м, на юго-западе и юго-востоке увеличивается до 500— 600 м, охватывая в основном отложения верхнего тортона. В северо- восточной прибортовой части впадины к этой зоне отнесена вся толща
217
гельвет-тортонских отложений. В этой зоне распространены пресные и слабоминерализованные воды гидрокарбонатно-натриевого, реже сульфатно-натриевого типа с минерализацией до 10 г/л. На участках, приближенных к соляным куполам (Данилово, Теребля, Солотвино), у поверхности установлены воды выщелачивания с минерализацией 300 г/л.
Вторая гидрохимическая зона в центре Мукачевской впадины (площадь Залуж) развита в отложениях нижнего сармата, а на юго- востоке (район Берегово) — в отложениях сармат-тортона и частично гельвета. В юго-западной части Закарпатского прогиба (районы Чопа, Ужгорода) вторая гидрохимическая зона имеет наибольшую мощность, охватывая отложения сармата — тортона и частично палеозоя. В Мукачевской впадине в зоне затрудненного водообмена (Залужанская структура) распространены воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией до 50 г/л. В пределах юго-западного и северо-западного бортов прогиба в районах Чопа, Великой Доброни, Ужгорода до глубин 1500—2000 м развиты соленые воды с минерализацией в основном до 50 г/л.
Третья гидрохимическая зона весьма затрудненного водообмена охватывает наиболее значительные по мощности отложения Закарпатского прогиба. Она прослежена в основном в центральной приосевой части прогиба, в образованиях сарматского, тортонского комплексов Мукачевской впадины, а также в отложениях подсолевого комплекса от гельветских отложений до пород фундамента включительно как в Мукачевской, так и в Солотвинской впадинах. В этой зоне повсеместно развиты воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 100 до 290 г/л. Воды содержат значительное количество иода (до 50 мг/л), аммония (от 100 до 300 мг/л) и брома (150—780 мг/л).
ПРИЧЕРНОМОРСКО-КРЫМСКИЙ БАССЕЙН
Причерноморско-Крымский нефтегазоносный бассейн площадью около 800 тыс. км2 расположен между Украинским кристаллическим массивом и Крымским мегантиклинорием. На востоке бассейн ограничен Приазовским, а на западе — Нижнеднестровским выступами кристаллического фундамента.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
В строении Причерноморско-Крымского бассейна принимают участие породы от верхнепротерозойских до четвертичных. В западной части бассейна (с докембрийским фундаментом) развиты отложения венда, палеозоя, триаса и юры мощностью до 5—6 км и маломощной толщей более молодых образований, в восточной части (с палеозойским фундаментом) — преимущественно карбонатно-терригенные породы мела, палеогена и неогена мощностью 6—7 км, а иногда и более. 218
Границу между этими зонами проводят по Одесскому глубинному разлому.
В пределах бассейна выделяют несколько продольных тектонических зон. Северное крыло бассейна образует Северо-Черноморскую моноклиналь. Наиболее погруженная осевая зона бассейна образована системой глубоких впадин грабенообразного типа: Преддобруджин- ская, Крыловская, Каркинитская и Сивашская. Южное крыло бассейна на западе представляет собой систему ступенчато поднимающихся блоков фундамента, на востоке в его пределах выделен ряд впадин и поднятий, в центре строение изучено недостаточно [35].
Интенсивные поисково-разведочные работы на нефть и газ в Крыму начались после Великой Отечественной войны. В результате в 1959 г. было открыто первое газовое месторождение — Оленевское (палеоцен), а в 1961 г.— Октябрьское нефтяное месторождение (мел). В последние годы интенсивные геологоразведочные работы проводят на шельфах Черного и Азовского морей, подтверждена их перспективность открытием месторождений: Стрелковского в Азовском море, Голицинского и Татьяновского в Черном море. В западной части бассейна получены непромышленные притоки нефти из девонских карбонатных отложений на Саратовской (дебит 2,5 м3/сут) и Белолесской (1,1 м3/сут) структурах.
В западном Причерноморье в девонских и каменноугольных отложениях пластовые воды приурочены к трещиноватым и кавернозным известнякам и доломитам. Воды в основном хлоридно-кальциево- го типа с минерализацией до 180 г/л. Воды пермско-триасовых и юрских отложений того же типа с минерализацией соответственно 60— 80 и 30—65 г/л. В процессе бурения в среднеюрских отложениях отмечались газопроявления.
В Равнинном Крыму выделены юрский, нижне- и верхнемеловой, дат-палеоценовый, эоценовый, майкопский и надмайкопский водоносные комплексы. Наличие майкопских, нижнеэоценовых и апт-альбских водоупорных отложений предопределяет гидрохимическую и гидродинамическую зональность.
Породы юрского водоносного комплекса обладают плохими коллекторскими свойствами: пористость песчаников, залегающих в толще глинистых сланцев, меняется от 1,2 до 6,3%, проницаемость — 1 -10~17 м2. В предгорьях Крыма, где юрские отложения обнажаются или залегают на небольших глубинах, в них встречены пресные или слабоминерализованные воды гидрокарбонатно- и сульфатно-натриево- го типов. С увеличением глубины залегания минерализация и метаморфизация вод возрастают, тип вод меняется на хлоридно-кальциевый. В среднем минерализация вод составляет 20—40 г/л. Наиболее минерализованные воды (81 г/л) вскрыты на Крыловской площади. Водорастворенные газы юрских отложений на Геничской и Нижегородской площадях и в пределах Предгорного Крыма имеют азотный состав, на Гончаровской и Планерской площадях — углеводородный (содержание УВ соответственно 87 и 92%).
В разрезе нижнемелового водоносного комплекса Равнинного Крыма преобладают глинистые породы. Маломощные водоносные горизонты выявлены в неокомских, аптских, альбских отложениях. Дебиты скважин, установленные по восстановлению уровней, варьируют от 0,34 до 0,53 м3/сут. На Новоселковской площади дебит воды из скважин составил ИЗО м3/сут. Минерализация вод комплекса в предгорьях Крыма не превышает 1 г/л, по мере погружения отложений она возрастает. Изменяется и тип вод — от сульфатно- и гидрокарбонат- но-натриевого (район Евпатории) до хлоридно-кальциевого (Тархан- кутский полуостров). В пределах Евпаторийской площади минерализация вод уже достигает 10 г/л, на Тарханкутском полуострове — 20 г/л, в Присивашской впадине превышает 30 г/л (рис. 53).
Водорастворенные газы неокомских отложений на Елизаветинско- Тарасовской площади содержат до 53% метана, газонасыщенность вод 327 см3/л, рг/ръ 0,15. Высокой газонасыщенностью обладают воды неокома на Березовской площади (1844 см3/л), в газах содержится 88% метана и 4,33% его гомологов. В водорастворенных газах альбских отложений преобладает метан (60—80%), газонасыщенность вод изменяется в пределах 1886—2517 см3/л. € ростом гидрогеологической закрытости с севера на юг содержание^УВ в газе возрастает: на Строгановской площади 18,5%, Геничской 44,5%, Балошовской 66%. Увеличивается также газонасыщенность вод от 300 до 1072 см3/л. Доля гомологов метана в рассматриваемых газах достигает 12,5% (площадь Джанкой). На Тарханкутском полуострове и в Индольском прогибе в газах содержится от 80 до 90% метана, 9—16% его гомологов; газонасыщенность вод высокая (рт/ръ> 0,5).
В верхнемеловом водоносном комплексе водовмещающими являются трещиноватые известняки и мергели. Открытая пористость известняков 0,6—9,7%, мергелей 0,3—11,5%, проницаемость 1-Ю-’6 м2. Водо- обильность их низкая (0,6—30 м3/сут) и зависит от степени трещиноватости. В предгорьях Крыма водоносны трещиноватые песчаники и мергели. Минерализация вод увеличивается от обрамления бассейна (от южных склонов Украинского щита и северных предгорий Крыма) к его внутренним частям. На большей части Равнинного Крыма минерализация вод в среднем составляет 20—27 г/л. Наиболее высокоминерализованные воды (80 г/л) в верхнемеловых отложениях вскрыты на Крыловской площади.
Дат-палеоценовый водоносный комплекс развит почти на всей территории Равнинного Крыма, отсутствует он только в пределах Симферопольского и Новоселковского поднятий и на сводах некоторых структур. Водоупорной кровлей является глинистая толща среднего и верхнего эоцена. Минерализация вод дат-палеоценовых отложений увеличивается с глубиной и достигает 39 г/л. В водорастворенных газах по всей территории преобладают УВ, только в районе предгорного Крыма, где эти породы выклиниваются, воды содержат азотно-угле- водородные и углеводородно-азотные газы. В газах содержание УВ превышает 84%, а на отдельных площадях (Северо-Сивашская, 220
ГТ^< E3Z БЗ3 I®8®8el*
05? W |—Ai £3» |<=s|9
Рис. 53. Схематическая гидрогеологическая карта водоносного комплекса докембрийского фундамента и неоком-аптских отложений Причерноморско-Крымского бассейна (по А. Ф. Романюку, В. А. Курышко, А. Ф. Кириченко, А. С. Тердови- дову).
Гидродинамические зоны: 1 — интенсивного водообмена (подземные воды пестрого состава с минерализацией до 3 г/л); 2—затрудненного водообмена (подземные воды гидрокарбонатно-натриевого и хлоридно-кальциевого типов с минерализацией от 3 до 20 г/л), 3 — весьма затрудненного водообмена (подземные воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией более 20 г/л); 4— типы вод по В. А. Сулину: а — хлоридно-кальциевый, 6 — гидрокарбонатно-натриевый, в — сульфатно-натриевый, 5 — изоминеры, г/л; 6 — гидроизопьезы, МПа; 7 — южная граница распространения неоком-аптских отложений, 8 — южная граница Украинского кристаллического массива; 9 — основное направление транзита вод
Стрелковая, Восточно-Джанкойская) 90%, тяжелых УВ от 0,4—1,5 до 12%. Газонасыщенность вод низкая и не превышает 100 см3/л, с глубиной она увеличивается: на Джанкойской площади 1329 см3/л, Нижегородской 1478 см3/л. Вблизи контура газонефтяных залежей газонасыщенность близка к предельной, с удалением от контура уменьшается. Величина отношения рг/рв изменяется от 0,33 (Северо-Сиваш- ская площадь) до 0,68 (Большеклиновская площадь).
В эоценовом водоносном комплексе нижнеэоценовые отложения представлены в основном глинистыми породами и практически не содержат водоносных горизонтов, а в средне- и верхнеэоценовых обра-
зованиях воды приурочены к трещиноватым мергелям, известнякам и песчаникам. Породы слабо водообильны, дебиты скважин только в единичных случаях превышают 10—15 м3/сут. Пластовые воды хло- ридно-кальциевого и гидрокарбонатно-натриевого типов с минерализацией до 30 г/л. В водорастворенных газах на Северо-Сивашской и Чонгарской площадях содержание УВ изменяется от 94 до 97,51%, коэффициент газонасыщенности 0,24—0,5.
Пластовые воды нижне- и среднемайкопских отложений высоконапорные (на многих площадях скважины переливают), хлоридно-каль- циевого типа, с минерализацией 30—60 г/л, содержат, мг/л: брома 30— 90, иода 8—29, бора до 2. Воды верхнемайкопских отложений отличаются от вод нижне- и среднемайкопских более низкими минерализацией и метаморфизацией. Газонасыщенность вод, связанных с газовыми залежами нижнего Майкопа, высокая — до 1500 см3/л, по составу газы метановые (метана 98%).
Воды надмайкопского водоносного комплекса (тортонские, сарматские, мэотическо-понтические и плиоценовые отложения) отличаются пестрым химическим составом, минерализация их до 10 г/л.
В Равнинном Крыму майкопские глинистые водоупорные отложения служат тепловым экраном, определяющим образование положительных и отрицательных температурных аномалий. На формирование температурных аномалий оказывают влияние также интрузии. Так, в районах неглубокого залегания фундамента (Новоселовское и Сакское поднятия) скважины переливают термальной водой. Положительная температурная аномалия установлена в пределах Бакальской площади (в скв. 2 на глубине 1700 м температура 100,5° С), температура вод в скв. 7 на Новоселковском поднятии на глубине 1000 м составляет 70° С. Как правило, высокая температура отмечается в сводовой части поднятия, к периферийным участкам температура снижается до 50—60° С.
Подземные воды Глебовского месторождения
В строении Глебовского газового месторождения принимают участие отложения от датского яруса верхнего мела до неогена. Промыш- Таблица 30
Химический состав подземных вод Глебовского месторождения
Возраст пород
Интервал испытания, м
Ионный
состав, мг/л (в числителе), мг экв/л (в знаменателе)
С1“
SO2-
нсо-
Са2 +
Mg2 +
Na+ + K +
Ki
3504—3592
6760,2 190,7
16,46 “ОТ
1305,8
12,4
294,9
14,7
27,7
4485,8
195,1
р
656—685
16595,3
70,8
927,2
847,7
84,8
8888,3
^2
468,0
1 5
Т5Д
12J
386,2
Pl
1036—1138
12251,4
734,1
1171,2
151,9
47,7
8595,3
345,5
19,2
373,7
р.
1174—1256
23084,1
618,9
207,4
951,1
154,7
14136,5
650,9
W
3 4
47,5
12,7
614,6"
Р1
1096—1062
11124,9
313,7
674,9 14,0
1152,9
18,9
80,2
34Д
7875,4
342,4
ленные скопления газа приурочены к трещиноватым известнякам палеоцена. Глинисто-мергельные осадки эоцена мощностью до 500 м служат покрышкой для газовой залежи.
Гидрогеологическая обстановка месторождения определяется историей его геологического развития. Рассматриваемая территория с нижнего мела до конца понта была покрыта морем. Кратковременные ее выходы из-под уровня моря в разное время не внесли изменений в общую палеогидрогеологическую обстановку. Равнинный Крым с конца понта становится сушей. Однако невысокое положение его над уровнем моря, редкая и неглубоко врезанная гидрографическая сеть не создали хороших условий для дренирования вод.
На Глебовской площади мергелистые осадки верхних ярусов нижнего мела, а также глины нижнего эоцена и майкопской свиты являются водоупорами, которые имеют выдержанную мощность и региональное распространение. Водоупоры разобщают водоносные горизонты, приуроченные к верхнемеловым-палеоценовым, эоценовым и неогеновым отложениям. Спорадически обводнены трещиноватые закарстованные мергели среднего эоцена, а также песчаные прослои в глинистых толщах Майкопа.
В верхне- и нижнепалеоценовых отложениях водоносны неравномерно глинистые, трещиноватые известняки. Дебиты скважин, вскрывших водоносные отложения, зависят от степени трещиноватости и пористости известняков и колеблются от 0,8—18 до 1100 м3/сут. Воды гидрокарбонатно-натриевого типа, только скв. 4 вскрыла воды хло- ридно-кальциевого типа (табл. 30). Минерализация вод изменяется от 18 до 39 г/л. Содержание иода 21—26 мг/л, брома 19—59 мг/л. В водорастворенных газах доля метана 86—89%, этана и высших УВ до 9%.
АЗОВО-КУБАНСКИЙ И ТЕРСКО-КАСПИЙСКИЙ БАССЕЙНЫ
К северу от Большого Кавказа и Горного Мангышлака на обширной площади в 530 тыс. км2 выделяется Северо-Кавказско-Мангышлакская нефтегазоносная провинция [31]. В пределах этого сложного в геотек-
Возраст
Интервал
Микроэлементы, мг/л
М г/л
Тип
пород
испытания, м
nh +
в3+
Вг
I
у, г/см3
вод
к.
3504—3592
14,0
261
32,1
11,6
12,95 ГШ7
гкн
р2
656—685
Не опр.
20,9
60,0
15,4
28,4 1,0208
хк
Р|
1036—1138
30,1
Не опр.
Следы
21,9
23,36 1,0166
гкн
р.
1174—1256
75,1
»
»
14,5
39,41 1,0279
хк
р.
1096—1062
30,0
»
54,0
23,9
21,37 1,0151
гкн
тоническом отношении региона расположены три бассейна пластовых вод и три соответствующих им нефтегазоносных бассейна: Азово-Кубанский (Западно-Предкавказский), Терско-Каспийский (Восточно- Предкавказский с Терско-Дагестанским наложенным бассейном) и Южно-Мангышлакский [35].
Тереке-Каспийский бассейн (площадь около 380 тыс. км2) с юга обрамляется складчатыми системами Кавказа и Большого Балхана; в Каспийском море границу проводят по Апшеронскому порогу. На севере, северо-востоке и востоке граница бассейна проходит по наиболее высокой гипсометрической отметке фундамента в пределах кряжа Карпинского, Среднекаспийского и Карабогазского сводов.
Азово-Кубанский бассейн (площадь около 180 тыс. км2) с юга также обрамляется складчатой системой Кавказа. К западу от Анапы (до Феодосии) границу бассейна проводят условно (по зоне поперечного опускания в неоген-четвертичное время горно-складчатых сооружений Крыма и Кавказа). Западная граница намечается по Западно- Приазовскому поперечному разлому [35]. На севере бассейн ограничивается южным склоном Украинского кристаллического массива и складчатыми сооружениями Большого Донбасса. Ввиду большого сходства гидрогеологических условий Азово-Кубанский и Терско-Каспийский бассейны рассматриваются совместно, как гидрогеологически единый Северо-Кавказский регион. Границу между ними проводят условно через Ставропольский свод и Минераловодский выступ.
В изучении гидрогеологии Северо-Кавказского региона крупный вклад внесли С. В. Вагин, Г. П. Волобуев, В. П. Ильченко, А. А. Карцев, И. Г. Киссин, А. А. Клименко, В. Н. Корценштейн, В. С. Котов, А. Н. Марков, М. В. Мирошников, А. М. Никаноров, А. С. Панченко, Г. М. Сухарев и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Большая часть Северо-Кавказского региона в тектоническом отношении относится к Скифской плите, вдоль южной границы которой протягиваются Индоло-Кубанский и Терско-Каспийский альпийские краевые прогибы и мегантиклинорий Большого Кавказа (рис. 54). В связи с этим регион имеет резко асимметричное строение: выделяется узкий крутой складчатый борт, связанный с внутренним бортом Предкавказского краевого прогиба, и обширный, сложно построенный платформенный склон, полого наклоненный в сторону краевого прогиба.
Осадочный разрез Северо-Кавказского региона представлен разнородной толщей отложений от пермско-триасовых до четвертичных мощностью более 10 км.
С Северным Кавказом связано зарождение отечественной нефтяной промышленности. Здесь, в Азово-Кубанском бассейне, в 1864 г. в долине р. Кудано в предгорьях Кавказа был получен первый фонтан нефти. В настоящее время в недрах Северного Кавказа выявлено около 224
Рис. 54. Схема тектоники Северо-Кавказского региона [31] (с изменениями), /'—крупнейшие тектонические элементы: / — мегантиклинорий Большого Кавказа, П, III— ИндолоКубанский и Терско-Каспийский краевые прогибы, IV — Манычская система прогибов, И—кряж Карпинского, 2'— крупные тектонические элементы: / — Тимашевская ступень, 2— Азовско-Ейский мегавал, 3—Ростовский свод, 4— Тузлов-Манычский прогиб, 5—Сальский вал, 6—Восточно-Кубанский прогиб, 7 — Адыгейский выступ, 8—Ставропольский свод, 9 — Гудиловский прогиб, 10— Восточно-Манычский прогиб, //— Мирненско-Арзгирская зона поднятий, 12 — Чернолесская впадина, 13 — Прикумская зона поднятий, 14 — Ногайская ступень; месторождения: 3' — нефтяные, 4' — газовые и газоконденсатные, 5' — нефтегазовые и газонефтяные, 6' — газоконденсатные (а — Анастасиев- ско-Троицкое, б — Ленинградское, в — Майкопское, г — Расшеватское, д — Северо-Ставропольское, е — Тахта-Кугультинское, ж — Мирненское, з — Величаевско-Колодезное, и — Карабульк-Ачалуки)
850 залежей УВ различного фазового состава. Стратиграфический диапазон нефтегазоносности — от триаса до плиоцена включительно. В разрезе выделяют следующие нефтегазоносные комплексы: триасовый терригенно-карбонатный, нижнесреднеюрский терригенный, верхнеюрский карбонатный, нижнемеловой терригенный, верхнемеловой карбонатный, палеоцен-эоценовый терригенно-карбонатный, олигоцен-миоце- новый терригенно-карбонатный и плиоценовый терригенный. Месторождения нефти и газа расположены как на платформенном, так и на складчатых бортах региона. Причем в пределах складчатых бортов Индоло-Кубанского и Терско-Каспийского прогибов преобладают скопления нефти, а в осадочном чехле Скифской плиты до глубины 1 км — в основном залежи сухого газа.
В интервале 1—2 км помимо скоплений сухого газа появляются залежи конденсатного газа. Ниже, в интервале глубин 2—3 км, располагается основная зона накопления конденсатных газов. Запасы газа приурочены в основном к нижнемеловым отложениям Западного и Центрального Предкавказья. На этих же глубинах в Восточном Предкавказье появляется и нефть. На глубинах 3—4 км ведущая роль в накоплении переходит к нефти, основные запасы которой связаны с нижнемеловыми отложениями Восточного Предкавказья. На глубинах около 4 км появляется зона накопления конденсатного газа. На глубинах свыше 6,5—7 км предполагается зона развития сухих метано- углекислых и углекисло-метановых газов.
Для зоны накопления сухого метанового газа характерна предельная газонасыщенность вод. Формирование залежей происходило вследствие разгазирования воды. Облегченный изотопный состав углерода метана (613С =—7,5ч6,9%) указывает на биохимический генезис
газа. В зонах накопления конденсатного газа, связанных с нижнемеловым комплексом, воды значительно недонасыщены углеводородными газами. Данные по изотопному составу углерода метана (6|3С = —3,9 4- 44,3%) указывают на термокаталитический генезис конденсатных
газов. Воды основной зоны нефтенакопления также недонасыщены газами.
На глубинах около 4 км и более выделяется зона накопления конденсатных газов, связанная с юрскими отложениями, которые от нижнемеловых отличаются повышенной газонасыщенностью вод (2500— 3500 см3/л), коэффициентом газонасыщенности, близким к единице. Изотопный состав углерода метана (613С=—3,544,1%) подтвер
ждает термокаталитический генезис газов.
По данным В. Н. Матвиенко, В. Г. Ермолаева, Р. В. Гриценко, С. А. Федотова (1986 г.), в юрских подсолевых отложениях Западного Предкавказья на глубинах более 4 км вскрыты воды с газовым фактором от 3400—5900 до 8870—13970 см3/л. Водорастворенные газы характеризуются высоким содержанием гомологов метана (от 3,6 до 14,3%) и углекислоты (от 2,2 до 36,8%). Предельная газонасыщенность юрских вод имеет региональный характер и отмечается независимо от геоструктурного положения площадей, их продуктивности и гипсометрии объектов опробования.
В гидрогеологическом разрезе Азово-Кубанского и Терско- Каспийского бассейнов выделены два водоносных этажа: подмайкопский, включающий палеогеновые и мезозойские отложения большой мощности, и надмайкопский, охватывающий миоценовые, плиоценовые и четвертичные отложения. Майкопская глинистая толща мощностью до 1,6 км является региональным водоупором.
Современные представления о гидрогеологии Северного Кавказа позволяют выделить в разрезе мезозоя следующие водоносные комплексы: пермско-триасовый, нижнесреднеюрский, верхнеюрский, нижнемеловой и верхнемеловой. Выделение этих комплексов в определенной мере условно, так как в отдельных районах они подразделяются на более мелкие комплексы. Разделяющими водоупорами являются аргиллиты триаса и средней юры, верхнеюрские соленосные породы и альб- ские глинистые отложения, которые не имеют повсеместного распространения.
Пермско-триасовый водоносный комплекс на Северном Кавказе развит неповсеместно, он выполняет грабенообразные впадины в фундаменте, образуя ограниченные блоковые резервуары. Мощность комплекса резко меняется от нескольких сот метров до 1,5—2 км. Разрез пермско-триасовых отложений начинается пестроцветными терригенными образованиями (мощностью до 1000 м) с преимущественным развитием конгломератов внизу и песчаников вверху. Выше залегают 226
карбонатные породы Нефтекумской свиты (мощностью до 1200 м) — основной перспективный объект, промышленная нефтеносность которого установлена на ряде площадей Восточного Предкавказья. Выше по разрезу залегают сероцветные карбонатно-глинистые породы нижнего и среднего триаса. Заканчивается разрез осадочно-вулканогенными образованиями верхнего триаса мощностью до 1000 м.
Гидрогеологические условия пермско-триасового комплекса изучены лишь в отдельных скважинах. Из-за слабой проницаемости пород при их опробовании часто получали незначительные притоки. Наиболее водообильными оказались известняки Нефтекумской свиты в Восточном Предкавказье. Самые мощные фонтанные притоки вод с дебитом до 1187 м3/сут на 22-миллиметровом штуцере получены на Каясулинской площади (скв. 3, интервал перфорации 4377 — 4240 м). Температура на устье скважины достигала 140° С. Минерализация воды 100 г/л, rNa/rCl 0,69, содержание иода 12 мг/л, брома 136 мг/л. Газонасы- щенность вод 1400 см3/л, упругость растворенных газов всего 7 МПа при забойном давлении 51 МПа. В газах преобладает диоксид углерода (69%), в незначительном количестве содержатся метан (15%), азот (6%), водород (7%), тяжелые УВ (3%).
При опробовании триасовых отложений на Краснодагестанской площади (Адыгейский выступ) получены притоки вод при переливе с дебитом до 700 м3/сут и температурой на устье скважин 71—77° С. Воды пресные, гидрокарбонатно-натриевого типа.
В Прикумской зоне поднятий Восточного Предкавказья, где выявлено основное количество нефтяных залежей в известняках триаса, распространены застойные воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 40 до 157 г/л (чаще 80—100 г/л), rNa/rCl 0,48—0,90. Газонасыщенность вод колеблется от 1420 до 2990 см3/л. В водорастворенных газах содержится метана 40—70%, повышенное количество углекислоты (10—50%), доля гомологов метана 5—15%.
В Центральном Предкавказье в Мирненско-Арзгирской зоне в газах преобладает метан (75—95%), доля углекислоты и тяжелых УВ снижается до 2—3%. Газонасыщенность вод 2800—3200 см3/л, коэффициент газонасыщенности до 0,85. По немногочисленным данным, на отдельных площадях фиксируются аномально высокие напоры вод, значительно превышающие напоры вод в вышележащих отложениях юры и нижнего мела. В целом для триасовых отложений характерны резкие различия в составе и напорах вод по площади, что свидетельствует о сложном строении и ограниченности водоносных резервуаров.
Распределение температур в триасовых отложениях отражает положение крупнейших тектонических элементов (рис. 55). Выявленные залежи УВ обычно характеризуются температурой 150—130° С. Максимальная температура (до 250° С) предполагается в краевых прогибах.
Нижнесреднеюрский водоносный комплекс сложен песчано-алевролитовыми и глинистыми породами. В Восточно-Кубанском прогибе в основании юрского разреза залегает толща песчано-алевролитовых образований мощностью от 100 до 400 м. Выше залегают аргиллиты 227
Рис 55 Схематическая карта геоизотерм по поверхности доюрских отложений Предкавказья (по А С Панченко, В Г Вершовскому, 1975 г)
1 — выходы доюрских отложении на дневную поверхность 2 — геоизотермы °C
средней юры, в верхней части которых появляются песчаные горизонты Общая мощность нижнесреднеюрских отложений достигает 2 км При опробовании нижнеюрских песчаников получены притоки воды от 1—2 до 100—240 м3/сут Распределение приведенных напоров указывает на движение вод в северо западном направлении На ряде площадей напоры вод нижнеюрских и нижнемеловых отложений одинаковые здесь в результате трансгрессивного срезания базальные песчаники мела ложатся непосредственно на песчаные образования нижней юры На большей части Восточно-Кубанского прогиба распространены воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 40—70 г/л, rNa/rCl< <0,87 По бортам прогиба встречены воды с пониженной минерализацией— 15—30 г/л, rNa/rCl 0,8—1 На Адыгейском выступе минерали зация вод 18—27 г/л, rNa/rCl 0,96—1
Воды среднеюрских отложений отличаются от нижнеюрских более высокой минерализацией и АВПД в глубоко погруженных зонах Восточно-Кубанского прогиба, что обусловлено литолого-фациальной изменчивостью среднеюрских коллекторов и отсутствием выходов их на дневную поверхность Поэтому среднеюрские отложения в этом районе могут рассматриваться в виде самостоятельного гидрогеологического комплекса
В платформенной части Восточного Предкавказья нижнесреднеюрские отложения образуют единый водоносный комплекс мощностью до 500 м Здесь распространены рассолы хлоридно кальциевого типа с минерализацией 100—170 г/л, rNa/rCl <0,87 Приведенные напоры вод снижаются в северо западном направлении На многих площадях Прикумской зоны наблюдается гидрохимическая инверсия при переходе от средней к нижней юре, что можно связывать с проникновением в нижнюю юру опресненных высоконапорных вод из триаса
В Терско-Каспийском передовом прогибе мощность нижнесреднеюрских терригенных отложений увеличивается в южном направлении от 1 до 2—3 км. Максимальная мощность отложений (до 9—10 км) зафиксирована в горах (разрезы по р. Аргун). В непосредственной близости к выходам юрских отложений на дневную поверхность воды имеют минерализацию 2—3 г/л. С погружением отложений они быстро замещаются рассолами хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 130 г/л. Можно полагать, что подобные рассолы распространены на большей части Терско-Каспийского прогиба. В Предгорном Дагестане минерализация вод снижается до 70 г/л.
Верхнеюрский водоносный комплекс наиболее широко развит в Терско-Каспийском и Восточно-Кубанском прогибах, где общая мощность верхнеюрских отложений достигает 1600—1800 -м. Резкое сокращение мощности (до 100 м) установлено в Прикумской зоне поднятий и на кряже Карпинского. В разрезе верхнеюрских отложений выделяют две толщи: подгипсоносная толща келловей-кимериджского возраста и гипсоносная титонская толща. В Восточно-Кубанском прогибе мощность подгипсоносной толщи 300—400 м, разрез состоит из карбонатных оксфордских и терригенных келловейских отложений. В Терско-Каспийском прогибе мощность подгипсоносной толщи 600—800 м. Развиты преимущественно карбонатные породы. В Прикумской зоне и на кряже Карпинского мощность келловей-кимериджских отложений всего около 100 м, а разрез представлен карбонатными и терригенными породами.
Наибольшая мощность гипсоносной толщи (до 1000—1200 м) установлена в Восточно-Кубанском и Терско-Каспийском прогибах, в Чер- нолесской впадине мощность ее снижается до 200—400 м. Гипсоносная толща представлена чередованием сульфатных и глинистых пород с прослоями галогенных образований и является мощным региональным водоупором, в разрезе которого имеются отдельные проницаемые пропластки.
В верхнеюрском комплексе мало минерализованные воды пестрого состава распространены в районах, примыкающих к выходам комплекса на дневную поверхность. В местах открытого залегания пород известны многочисленные источники с разными дебитами (от незначительных до очень больших). Так, по данным Г. М. Сухарева и М. В. Мирошникова, озеро-источник Церик-Гель имеет дебит 70 000—86 000 м3/сут. По мере погружения верхнеюрских пород минерализация вод быстро увеличивается, тип воды становится хлоридно-кальциевым. В Западном Предкавказье на ряде месторождений в непосредственной близости от выходов юрских пород воды имеют минерализацию 38—44 г/л, rNa/rCl 0,84—0,95 (Баракаевское, Самурское, Ширванско-Безводненское месторождения). На большей части Восточно-Кубанского прогиба распространены воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 35— 70 г/л. Напоры вод часто аномально высокие. В Восточном Предкавказье в верхнеюрском комплексе повсеместно распространены хло- ридно-кальциевые рассолы с минерализацией более 100 г/л. В Прикумской зоне приведенью напоры снижаются от 400 до 200 м в севе-
Таблица 31
Газонасыщенность вод юрских пород Восточного Предкавказья
Районы
Газонасыщенность, см3/л
Рг/Рв
Кряж Карпинского
Прикумская зона поднятий:
400—500
0,2—0,4
западные районы
1000—2000
0,2—0,4
восточные районы
3000—4000
До 1
Терско-Каспийский прогиб
2000—3000
0,3—0,6
Чернолесская впадина
2000—3000
0,3—0,6
Восточно-Кубанский прогиб
3000—6400
До 1
ро-восточном направлении. В пределах Терско-Каспийского прогиба и Чернолесской впадины выявлены зоны аномально высоких напоров.
Из соленосных отложений верхней юры на ряде площадей полу-
В—^k [vy? I — I8 I ^ Is Г^ k I о \11
Рис. 56. Схематическая гидрогеологическая карта нижнемеловых отложений Предкавказья.
Гидрохимические зоны, выделенные по минерализации (г/л) и коэффициенту rNa/rCl (сплошной и прерывистой штриховкой выделены зоны соответственно с установленными и предполагаемыми Минерализацией и коэффициентом метаморфизации): /— <10 и > 1, 2 — 10—35 и 1> rNa/rCl> 1. 3 — 35—100 и <1, 4 — >100 и <0,87, 5 — М<100 для альб-апта, М>100 для неокома; 6 —
чены рассолы с минерализацией 324—474 г/л. В составе рассолов значительную (иногда преобладающую) роль играют хлориды кальция и магния, rNa/rCI 0,22—0,76, характерно высокое содержание брома — до 750—1160 мг/л.
Водорастворенные газы юрских отложений практически повсеместно представлены УВ с незначительным содержанием диоксида углерода и азота. Исключение составляют Минераловодский выступ, где воды углекислые, и зона открытого залегания юрских пород, в водах которой преобладают воздушные газы и часто углекислота.
По газонасыщенности вод в Восточном Предкавказье отмечается определенная зональность (табл. 31). В восточном направлении в При- кумской зоне по мере смены .нефтяных залежей газоконденсатными происходит закономерное увеличение газонасыщенности вод до 3000— 4000 см3/л. На южном борту Восточно-Кубанского прогиба газонасы-
гидроизопьезы, м (по М. В. Мирошникову и Д. И. Рогожину); 7—выявленные (а) и предполагаемые (б) зоны АВПД; месторождения: 8—нефти, 9—газоконденсата, 10— газа; 11— разведочные площади; 12 — изогипсы по кровле нижнего мела, км; границы выклинивания: 13 — апта, 14 — неокома; 15 — эона отсутствия нижнемеловых отложений; 16 — границы выходов нижнемеловых отложений на дневную поверхность; 17 — воды пониженной минерализации за .счет влияния конденсационных вод
II11 II' E32 [ZZ3 У/A' ttti№ Io |s
Рис. 57. Схематическая карта газонасыщенности подземных вод нижнемеловых отложений Предкавказья.
Фоновая газонасыщенность вод (в скобках — величина отношения рг/р„), см7л): / — < 300 (<0,1), 2— 300—1000 (0,1 — 0,25), 3- 1000—1500 (0,25- 0,4), 4—>1500, 5 — зона углекислых вод, 6 — ореолы аномальной газонасыщенности вод. Остальные условные обозначения см на рис. 56
щенность вод снижается до 1500—3000 см3/л, рт/рв 0,9—0,5 (месторождения Баракаевское, Самурское).
Распределение температуры по кровле юрских отложений четко отражает строение крупнейших геоструктурных элементов. Максимальная температура наблюдается в наиболее прогнутых частях краевых прогибов. Подавляющая часть выявленных залежей нефти и газа характеризуется температурой 120—150°С.
Нижнемеловой водоносный комплекс сложен неокомскими и альб- аптскими отложениями. В Западном Предкавказье терригенные образования неокома развиты только в пределах Западно-Кубанского прогиба (мощность до 1000 м) и прилегающих горных сооружений Кавказа (мощность до 2300 м). В Восточном Предкавказье мощность неокома увеличивается с севера на юг от 100 м в Прикумской зоне до 800— 1000 м в Терско-Каспийском прогибе. Неокомские отложения здесь представлены чередованием карбонатных и терригенных пород. Альб- аптские осадки распространены повсеместно за исключением отдельных 232
площадей Ставропольского свода. В Восточном и Западном Предкавказье мощность этцх отложений относительно выдержана и-составляет чаще 400—600 м. Литологически они представлены чередованием песчаников, алевролитов и глин. На Ставропольском своде мощность альб- ских пород резко сокращается до 50—100 м, а разрез представлен преимущественно глинами. Поэтому Ставропольский свод выполняет роль своеобразной преграды, которую обтекают подземные воды. В Западном и Центральном Предкавказье четко прослеживается падение напоров вод к северу. В Терско-Каспийском прогибе и частично в Чернолесской впадине выявлены зоны АВПД.
В нижнемеловом комплексе прослеживается определенная гидрохимическая зональность (рис. 56). Гидрокарбонатно- и сульфатно-натрие- вые воды с минерализацией до 10 г/л развиты на Минераловодском и Адыгейском выступах, а также вдоль выходов нижнего мела на поверхность. В районе Кисловодска к отложениям готерив-валанжин- ского яруса приурочены месторождения минеральных вод (Нарзан).
233
К северу минерализация вод растет, и на большей части Западного и Центрального Предкавказья распространены воды преимущественно хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 35—100 г/л. В Азово- Ейской газоносной области залежи подстилаются водами пониженной минерализации, часто гидрокарбонатно-натриевого типа за счет выпадения конденсационных вод. Севернее Минераловодского выступа на Круглолесской площади отмечается гидрохимическая аномалия (минерализация воды 104 г/л, rNa/rCI 0,7), формирование которой обусловлено перетоком юрских вод по разрывному нарушению в нижнемеловой комплекс.
В Восточном Предкавказье минерализация вод нижнемелового комплекса составляет 100—140 г/л, достигая 246—304 г/л в неоком- ских отложениях Ногайской ступени и Чернолесской впадины.
В нижнемеловых отложениях Северного Кавказа в водорастворенных газах практически везде преобладают УВ. Исключение составляет Минераловодский выступ, где распространены углекислые воды, а также территория, прилегающая к выходам нижнего мела между Адыгейским и Минераловодским выступами, где преобладают атмосферные газы.
По газонасыщенности вод в нижнемеловых отложениях выделяют несколько зон (рис. 57). Приконтурные воды газоконденсатных залежей повсеместно отличаются резко повышенной газонасыщенностью вод, часто предельной.
Геоизотермы по кровле нижнемеловых отложений четко отражают положение главнейших геоструктурных элементов (рис. 58). Залежи нефти и газа характеризуются разной температурой — от 50 до 150° С. Основная масса залежей имеет температурный интервал от 70 до 140° С. В нижнемеловом комплексе нет видимой зависимости фазового состояния УВ от температуры.
Верхнемеловой водоносный комплекс (преимущественно карбонатные образования) распространен почти повсеместно и отсутствует лишь на локальных участках Ставропольского свода и кряжа Карпинского. Мощность верхнемеловых пород относительно постоянна и чаще всего составляет 200—300 м.
В южных районах Центрального Предкавказья существует инфильтрационный водообмен (рис. 59). Основная зона разгрузки вод приурочена к южно-ставропольской зоне поднятий (Убеженское месторождение), где имеются благоприятные условия для перетока вод в вышележащие отложения. Здесь распространены воды пестрого состава с минерализацией менее 10 г/л. В пределах Терско-Каспийского прогиба, Ногайской ступени и частично Чернолесской впадины выделяется зона АВПД, для которой характерно преобладание вод с минерализацией 35—60 г/л. В нижней части верхнемелового комплекса часто встречаются воды повышенной минерализации (60—90 г/л, rNa/rCl 0,8—0,97). Такое изменение минерализации вод по разрезу комплекса связывается с поступлением опресненных вод из вышележащих глинистых отложений палеогена при их уплотнении.
Зональность в распределении водорастворенных газов в верхнемело-
Рис. 58. Схематическая карта геоизотерм по кровле нижнемеловых отложений Предкавказья (по А. С. Панченко, В. Г. Вершовскому).
/ — геоизотермы, °C, 2 — выходы нижнемеловых пород на поверхность
вых отложениях в общих чертах такая же, как и в нижнемеловом комплексе. Наибольшая газонасыщенность вод (1000—1500 см3/л) отмечается в погруженных районах Восточного Предкавказья, где коэффициент газонасыщенности составляет чаще 0,25—0,5. На продуктивных площадях Грозненского нефтяного района газонасыщенность увеличивается до 2656—2911 см3/л, а отношение рт/ръ до 0,6—0,89. На значительной части Центрального Предкавказья выделяется зона с газона- сыщенностью вод 500—1000 см3/л (рг/рв 0,2—0,4). Севернее этой зоны воды содержат пониженное количество газа (200—400 см3/л), а рг/рв снижается до 0,15—0,1. На Минераловодском выступе развиты углекислые воды, а западнее выступа протягивается зона развития инфильтрационных вод с атмосферными газами.
В разрезе палеоген-неогеновых отложений выявлено много мелких залежей нефти и газа, основное количество которых находится в Индоло-Кубанском и Терско-Каспийском прогибах. Наиболее крупные залежи приурочены к хадумскому горизонту Ставропольского свода и миоцен-плиоценовым отложениям Индоло-Кубанского прогиба.
С хадумским горизонтом связаны крупнейшие газовые месторождения Центрального Предкавказья (Северо-Ставропольское, Тахта- Кугультинское и др.). Хадумский горизонт мощностью около 130 м сложен алевролитами и алевритами с прослоями глинистых пород. Суммарная мощность песчаных образований 40—70 м. Песчаные фации хадума в виде полосы прослеживаются через Ставропольский свод в Восточно-Кубанский прогиб и далее на Тимашевскую ступень.
В хадумском горизонте поток подземных вод движется в северо- восточном направлении. Под влиянием потока газовые залежи смещены по направлению движения в соответствии с величиной гидравлического уклона. Например, Северо-Ставропольская залежь смещена потоком
235
I", 6v\ioI © I»I", 6v\ioI © I»
I", 6v\io
I © I»
I", 6v\io
I © I»
Рис. 59. Схематическая гидрогеологическая карта верхнемеловых отложений Предкавказья.
/ — гидрохимические аномалии; гидрохимические зоны, выделенные по минерализации (г/л) и коэффициенту rNa/rCI: 2 — < 10 и > 1, 8 — 10—35 и 1 > rNa/rCl> 1; 4 — 33—60 и 1—0,97, 5 — 60—90 и 0,80—0,97, 6— для верхней части комплекса 35—60 и 0,97—1, для нижней части комплекса >60 и <0,097, 7 —зоны отсутствия верхнемеловых отложений; 8 — изогипсы по кровле верхнего мела, км, 9 — гидроизопьезы, м (по М В. Мирошникову и В. Г. Ермолаеву); 10 - зоны АВПД, выявленные (а) и предполагаемые (б), 11 — выход верхнемеловых отложений на поверхность, 12 — разведочные площади; месторождения: 13 — нефти, 14 — газоконденсата, 15 — газа
вод на 55 м, что соответствует падению пьезометрической прверхности; Минерализация вод увеличивается по направлению движения вод от 22 до 60 г/л. Тип вод меняется от гидрокарбонатно-натриевого на юго-западе до хлоридно-кальциевого на северо-востоке, коэффициент rNa/rCI уменьшается в том же направлении от 1,05 до 0,9. Воды содержат большое количество иода (до 40 мг/л). По данным В. Н. Кор- ценштейна, воды горизонта на Ставропольском своде предельно насыщены газом. Данные по солевому и газовому составу вод указывают на седиментационный генезис вод хадумского горизонта. Движение их, видимо, надо связывать с элизионным водообменом за счет отжатия вод из глин олигоцена.
Высокая газонасыщенность вод палеогеновых отложений отмечается в зоне АВПД Керченского полуострова. Так, на Сивашской площади в интервалах глубин 2203—2242 и 2323—2330 м газонасыщенность подземных вод олигоценовых отложений составила 2500—3400 см3/л, на Слюсаревской площади 6300—22 000 см3/л (глубины 3149—3164 и 3819—3822 м). Исключительно высокий газовый фактор получен на Кореньковской площади — 44 800 см3/л (глубины 4836—4924 м).
Миоцен-плиоценовые отложения Индоло-Кубанского прогиба включают в основном песчанистые пласты чакракско-караган- ского, сарматского, мэотического и понтического возраста, с которыми связано газонефтяное Анастасиевско-Троицкое месторождение. Промышленная нефтегазоносность месторождения выявлена в киммерийских, понтических, мэотических и сарматских отложениях. Минерализация вод сарматских пород в Западном Предкавказье увеличивается с востока на запад, достигая максимума (60 г/л) в центральной части прогиба. При этом состав вод изменяется от сульфатно-натриевого до гидрокарбонатно-натриевого и хлоридно-кальциевого. Отличительная особенность вод—высокое содержание иода (до 60—80 мг/л).
На фоне высокоминерализованных хлоридно-кальциевых вод мэоти- ческих отложений в центральной части Индоло-Кубанского прогиба наблюдается гидрохимический минимум в пределах Анастасиевско- Троицкой складки, связанный с внедрением слабоминерализованных вод из диапирового ядра. Приведенные напоры вод снижаются с востока на запад от 400 до 160 м и обусловлены инфильтрационным режимом. В наиболее погруженной части Индоло-Кубанского прогиба в районе Анастасиевско-Троицкого месторождения в миоценовых отложениях существует элизионный режим и установлены обширные зоны АВПД.
Подземные воды месторождений
Карабулак-Ачалукское нефтяное месторождение расположено в Терско-Сунженской антиклинальной зоне. Месторождение многопластовое, открыто в 1956 г. Основные запасы нефти приурочены к верхнемеловым известнякам.
Минерализация верхнемеловых вод месторождения изменяется от 40 до 72 г/л, rNa/rCl 0,85—0,96. Тип вод хлоридно-кальциевый (табл. 32). К контуру нефтеносности минерализация вод уменьшается от 50 до 43 г/л. Опреснение вод, по мнению А. М. Никанорова, обусловлено влиянием вод солюционного генезиса. По разрезу мезозойских отложений в пределах месторождения наблюдается рост минерализации с глубиной.
Газонасыщенность верхнемеловых вод составляет 1172—2656 см3/л, Рг/Рв 0,36—0,4. В водорастворенных газах преобладает метан (76— 90%), доля его гомологов 3—7%, диоксида углерода до 2%.
Величаевско-Колодезное нефтяное месторождение расположено в Прикумской зоне поднятий. Месторождение многопластовое, открыто в 1957 г. Основные запасы нефти связаны с нижнемеловыми терригенными коллекторами.
Дебиты воды их колеблются от 0,3—0,7 до 172 м3/сут. Минерализация вод в нижнем мелу 109—122 г/л, rNa/rCl 0,85—0,88. Тип вод хлоридно-кальциевый (табл. 32). Воды содержат ОВ: фенолов 0,5— 14,1 мг/л, бензола 0,01—0,4 мг/л. По разрезу мезозойско-кайнозойских отложений в пределах месторождения отмечается рост общей минерализации вод с глубиной до среднеюрских отложений, ниже по разрезу (средняя, нижняя юра, триас) минерализация с глубиной снижается (рис. 60).
Газонасыщенность нижнемеловых вод месторождения 1163— 2123 см3/л, рг/рв 0,15—0,72 (табл. 33). В водорастворенных газах метана содержится от 60 до 68%. Характерна повышенная концентрация углекислого газа (17—53%). По приближении к контуру нефтеносности уменьшаются газонасыщенность вод и содержание метана.
Расшеватское газоконденсатное месторождение многопластовое, основные запасы газа связаны с нижнемеловыми и хадумскими алевролитами и песчаниками.
Минерализация вод нижнего мела изменяется от 29 до 46 г/л, 238
Таблица 32
Химический состав подземных вод месторождений Предкавказья
Возраст
Интервал nep
Ионnut
состав
мг/л (в числителе)
мг экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Положение
пород
форации, м
er
SOj
НС Оз"
Са2 +
Mg2 +
Na +
К +
мн4+
в3+
Вт"
I
у г/см3
скважины
К араб улик-А чалукское месторождение
К2
2312—2390
32171,6]
432,3
696,0
1049,6
291,8
19567,8
Не
250,9
77,98
31,48
55,1
Законтурная
907,2
8,9
11,4
52,4
23,9
851,3
опр
1,030
Величаевско-Колодезное
месторождение
Ji
3659—3663
42834,2
299,5
366,0
2905,8
201,4
24377,6
119,0
62,4
310,0
202,2
6,2
71,6
1207,9
6,2
6,0
145,0
16,6
1055,5
3,0
1,047
J2
3210—3214
61345,8
Следы
341,6
4635,4
562,8
33041,1
836,6
80,0
220,0
292,6
21,2
100,3
»
1729,9
5,6
231,3
46,2
1436,6
21,3
1,063
Kig—br
3106—3104
73934,1
188,4
85,4
5431,6
428,0
36607,7
65,0
240,0
308,0
15,0
116,9
Внутри
2084,9
3,9
1,4
271,0
35,2
1591,6
1,067
контура
Kibr
3105—3106
74505,6
97,1
244,0
6028,8
592,9
39899,7
888,2
100,0
275,9
240,0
7,7
122,3
Законтурная
2101,6
2,0
4,0
300,8
48,7
1734,7
22,7
1,078
Kia
2896—2901
67041,0
Следы
427,0
3838,1
510,7
37465,4
1372,6
75,0
280,4
175,6
12,7
116,1
Внутри
1890,5
7,0
191,5
42,0
1628,9
35,1
1,073
контура
Ktal
2870—2891
66533,2
Следы
97,6
3438,9
663,4
37093,2
1522,0
162,5
1139,3
255,4
3,4
109,3
Законтурная
1876,2
1,6
171,6
54,5
1612,7
38,9
1,066
K2
2464—2482
39312,0
»
549,0
1111,0
288,9
23504,4
644,0
75,0
508,3
154,3
28,2
65,4
»
1108,6
9,0
55,4
23,7
1021,9
16,4
1,038
Расшеватское месторождение
Ki
2919-2915
22365,0
115,2
683,2
580,0
109,8
13928,8
Не
| 64,7
85,2
11,2
37,8
Внутри
630,0
2,4
11,2
29,0
9,0
605,6
опр.
1,025
контура
P^chd
1197—1205
21882,2
113,8
248,4
627,3
200,4
13242,0
Не
опр
82,5
89,3
36,8
Законтурная
617,0
2,4
4,0
31,3
16,5
575,7
1,025
Продолжение табл. 32
Возраст пород
Интервал пер- форации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Положение скважины
СГ
SOi'
НСОГ
Са2 +
Mg2 +
Na +
к+
nh4+
В,+
Вг
I"
т г/см3
Pschd
746—741
19313,2
558,7
21,4 0,4
Северо- 277,2 4,5
Ставроп 483,2 24,4
эльско
179,0 14,7
Пелагиадинское л
12103,7
526,2
месторождение Не опр.
80,0
32,0
32,9
1,020
»
Ki
2870—2854
23970,0
90,0
780,0
Mi 740,0
тйкопс
190,0
чое месторождени
14840,0
Не
опр.
12,7
Не обн.
40,6
Внутри
К]
2825—2784
676,0 31200,0
2,0 70,0
12,8 780,0
37,3 1400,0
8,2 180,0
645,3 18510,0
30,3
Не о
пр.
13,3
1,029 52,1
контура
Законтурная
К1
2748—2732
880,0
8705,4
1,4
362,1
12,8
1297,6
70,0
113,5
15,0
17,3
806,0
6146,3
Не
опр.
40,2
10,4
1,037 16,6
»
245,5
7,5
21,3
5,6
1,4
267,2
1,012
Примечания 1. P3chd — хадумский горизонт. 2. Тип вод гидрокарбонатно-натриевый на месторождениях Северо-Ставропольско-Пелагиадинское и Майкопское (Ki, 2748—2732 м), в остальных случаях — хлоридно-кальциевый.
to Q- co о сПto Q- co о сПТермограмма04080120 t.°CI I jIIi—J—i—9 ,2? , w , 6? бч»ГсТермограмма04080120 t.°CI I jIIi—J—i—9 ,2? , w , 6? бч»Гс
to Q- co о сП
to Q- co о сП
Термограмма
04080120 t.°C
I I jIIi—J—i—
9 ,2? , w , 6? бч»Гс
Термограмма
04080120 t.°C
I I jIIi—J—i—
9 ,2? , w , 6? бч»Гс
Гидрохимические показатели 40 . 80/И, г/л
~* 2*0 З^ц'.мг-эке/]510rNa/rCl
। ।।।1
io20I, мг/л
-ЬЧ111
100200 Вт\мг/л
Рис. 60. Сводный гидрогеохимический разрез Величаевско-Колодезного месторождения (по А. М. Никанорову, М. В. Мирошникову, 1972 г.).
— пески, песчаники, алевролиты; 2—гравелиты, конгломераты; 3— известняки и мергели; 4— суглинки, глины, 5 — аргиллиты; 6 — пределы изменения минерализации, 7 — нефть
rNa/rCl 0,93—0,98, тип вод хлоридно-кальциевый. Среднее содержание фенолов 7,2 мг/л, бензола 1,3 мг/л. В приконтурных водах минерализация заметно ниже, что обусловлено влиянием вод конденсационного генезиса. Фоновая газонасыщенность вод 2000 см3/л, рг/рв 0,5— 0,75. Газонасыщенность приконтурных вод достигает 2900 см3/л, а коэффициент газонасыщенности возрастает до 1. В водорастворенных газах преобладает метан (64,4—93,3%), доля его гомологов 5,3—11%, содержание диоксида углерода 2,3—3,4% (см. табл. 33).
£ Таблица 33
Характеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений Предкавказья
KiKi2355-2321 | 2350 | 96 | 52,65 | 1172 | 0,4 | 0,9 | 90,78 | 2,9 |0,84 | 0,28 | 3,9 | 0,032 | 0,0342355-2321 | 2350 | 96 | 52,65 | 1172 | 0,4 | 0,9 | 90,78 | 2,9 |0,84 | 0,28 | 3,9 | 0,032 | 0,0349,7 | 24,3 | 0,40 ]9,7 | 24,3 | 0,40 ]J13659—36633650142Ja3160—31643150127Kig—Ьг3180—31703165126Kibr3102-31053080126Kia2888—28862870120Kial2840—28442830118J13659—36633650142Ja3160—31643150127Kig—Ьг3180—31703165126Kibr3102-31053080126Kia2888—28862870120Kial2840—2844283011871,601284He обн.53,430,11,00,50He обн.15,0He опр.5,637,30,15111,15116310,910,070,957,831,677,65Н,131,90,3599,4519833,717,060,255,653,210,217,831,90,56117,021232,812,368,33,23,053,27,222,331,00,7293,612872,916,960,55,94,32,27,311,330,70,3793,613192,713,863,26,24,22,07,90,1098 | 0,386112,029,90,4071,601284He обн.53,430,11,00,50He обн.15,0He опр.5,637,30,15111,15116310,910,070,957,831,677,65Н,131,90,3599,4519833,717,060,255,653,210,217,831,90,56117,021232,812,368,33,23,053,27,222,331,00,7293,612872,916,960,55,94,32,27,311,330,70,3793,613192,713,863,26,24,22,07,90,1098 | 0,386112,029,90,40Величаевско-Колодезное месторождениеВеличаевско-Колодезное месторождениеРасшеватское месторождениеРасшеватское месторождениеК. К, KiК. К, KiI 2967—29542775—2771 | 2870—2860I 2967—29542775—2771 | 2870—286029302740282529302740282511811712011811712041,141,9740,9541,141,9740,952431288530002431288530000,31 2,32 I 64,38 3,89 4,66 I 0,87 0,07 3,39 82,84 6,62 4,36 0,05 0,90 2,5 I 93,3 4,0 1,1 | 0,170,31 2,32 I 64,38 3,89 4,66 I 0,87 0,07 3,39 82,84 6,62 4,36 0,05 0,90 2,5 I 93,3 4,0 1,1 | 0,173,332,65 3,33,332,65 3,3Не опр0,0471 [Не опр0,021 I 0,09Не опр0,0471 [Не опр0,021 I 0,0928,725,626,128,725,626,128,71,027,00,9527,90,9428,71,027,00,9527,90,94
Ki
Ki
2355-2321 | 2350 | 96 | 52,65 | 1172 | 0,4 | 0,9 | 90,78 | 2,9 |0,84 | 0,28 | 3,9 | 0,032 | 0,034
2355-2321 | 2350 | 96 | 52,65 | 1172 | 0,4 | 0,9 | 90,78 | 2,9 |0,84 | 0,28 | 3,9 | 0,032 | 0,034
9,7 | 24,3 | 0,40 ]
9,7 | 24,3 | 0,40 ]
J1
3659—3663
3650
142
Ja
3160—3164
3150
127
Kig—Ьг
3180—3170
3165
126
Kibr
3102-3105
3080
126
Kia
2888—2886
2870
120
Kial
2840—2844
2830
118
J1
3659—3663
3650
142
Ja
3160—3164
3150
127
Kig—Ьг
3180—3170
3165
126
Kibr
3102-3105
3080
126
Kia
2888—2886
2870
120
Kial
2840—2844
2830
118
71,60
1284
He обн.
53,4
30,1
1,0
0,50
He обн.
15,0
He опр.
5,6
37,3
0,15
111,15
1163
10,9
10,0
70,95
7,83
1,67
7,65
Н,1
31,9
0,35
99,45
1983
3,7
17,0
60,25
5,65
3,2
10,2
17,8
31,9
0,56
117,0
2123
2,8
12,3
68,3
3,2
3,05
3,2
7,2
22,3
31,0
0,72
93,6
1287
2,9
16,9
60,5
5,9
4,3
2,2
7,3
11,3
30,7
0,37
93,6
1319
2,7
13,8
63,2
6,2
4,2
2,0
7,9
0,1098 | 0,3861
12,0
29,9
0,40
71,60
1284
He обн.
53,4
30,1
1,0
0,50
He обн.
15,0
He опр.
5,6
37,3
0,15
111,15
1163
10,9
10,0
70,95
7,83
1,67
7,65
Н,1
31,9
0,35
99,45
1983
3,7
17,0
60,25
5,65
3,2
10,2
17,8
31,9
0,56
117,0
2123
2,8
12,3
68,3
3,2
3,05
3,2
7,2
22,3
31,0
0,72
93,6
1287
2,9
16,9
60,5
5,9
4,3
2,2
7,3
11,3
30,7
0,37
93,6
1319
2,7
13,8
63,2
6,2
4,2
2,0
7,9
0,1098 | 0,3861
12,0
29,9
0,40
Величаевско-Колодезное месторождение
Величаевско-Колодезное месторождение
Расшеватское месторождение
Расшеватское месторождение
К. К, Ki
К. К, Ki
I 2967—2954
2775—2771 | 2870—2860
I 2967—2954
2775—2771 | 2870—2860
2930
2740
2825
2930
2740
2825
118
117
120
118
117
120
41,1
41,97
40,95
41,1
41,97
40,95
2431
2885
3000
2431
2885
3000
0,31 2,32 I 64,38 3,89 4,66 I 0,87 0,07 3,39 82,84 6,62 4,36 0,05 0,90 2,5 I 93,3 4,0 1,1 | 0,17
0,31 2,32 I 64,38 3,89 4,66 I 0,87 0,07 3,39 82,84 6,62 4,36 0,05 0,90 2,5 I 93,3 4,0 1,1 | 0,17
3,33
2,65 3,3
3,33
2,65 3,3
Не опр0,0471 [Не опр0,021 I 0,09
Не опр0,0471 [Не опр0,021 I 0,09
28,7
25,6
26,1
28,7
25,6
26,1
28,71,0
27,00,95
27,90,94
28,71,0
27,00,95
27,90,94
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Глубина, м
Тем-
ТУР?>
Минерализация ВОДЫ, г/л
Г азо- вый фактор, смэ/л
Объемная доля, %
Обща» упругость газа, МПа
Давле-
Н
СО2
СН,
с2не
С3Не
с4н,0 + в
n2 + + ред-
Не
Аг
глуби-
МПа
Рг/р.
Карабулак-Ачалукское месторождение
Северо-Ставропольско-Пелагиадинское месторождение
Рз chd I 768—748
Рз chd 645—640
Рз chd I 735—723
76064
60055
72559
29,25
23,4
29,25
1120
1053
1065
Не обн.»
0,5
2,1
0,5
93,9
97,0
98,9
Не обн.
»
5,60,026
0,90,008
0,60,005
0,0127,7
0,0466,1
0,0486,8
7,41,0
6,20,98
6,90,99
К.| 2658—2634 I 2632 I 119KiI 2878-2874 | 2850 | 118К.| 2658—2634 I 2632 I 119KiI 2878-2874 | 2850 | 118
К.| 2658—2634 I 2632 I 119
KiI 2878-2874 | 2850 | 118
К.| 2658—2634 I 2632 I 119
KiI 2878-2874 | 2850 | 118
Майкопское месторождение
I 17,55 I 3292 [Не обн I 5,6 192,3 I 2,8 I 0,7 I 2,1 I 2,1 I 0,011 I 0,01 I 26,1 I 26,7 I 0,98 | 23,4 | 3640 || 3,4 [88,62 | 3,5 | 2,0 | 1,98 | 0,5 | Не опр. | 34,5 | 29,9 [ 1,0
Примечания 1 Pjchd — хадумский горизонт 2 Пробы отобраны пробоотборником ПД-ЗМ
Воды хадумской залежи имеют минерализацию 30—37 г/л, rNa/ /гС1 0,92—0,96. Характерно высокое содержание иода и брома. Воды предельно насыщены метаном (1355 см3/л).
Северо-Ставропольско-Пелагиадинское газовое месторождение, приуроченное к Ставропольскому своду, многопластовое, открыто в 1950 г. Основные запасы газа связаны с хадумскими алевролитами.
Воды хадумского горизонта имеют минерализацию 24—33 г/л, rNa/rCl 0,94—0,96, характерно высокое содержание иода. Органические вещества (фенолы, бензол, толуол) в водах, как правило, отсутствуют. Газонасыщенность вод предельная — 928—1038 см3/л, состав газа — метановый (метана 93—98%). По мере удаления от залежи упругость газов возрастает до 8,5—8,7 МПа.
Майкопское газоконденсатное месторождение расположено на Адыгейском выступе. Месторождение многопластовое, открыто в 1958 г. Запасы газа связаны с нижнемеловыми терригенными коллекторами.
Минерализация вод месторождения изменяется от 17 до 52 г/л, rNa/rCl 0,92—1,09, тип воды — хлоридно-кальциевый. Приконтурные воды предельно газонасыщены (3292—3640 см3/л). В газах преобладает метан (88—92%), доля его гомологов 4,2—7,5%, диоксида углерода 3,4—5,6%
Анастасиевско-Троицкое газоконденсатнонефтяное месторождение расположено в Индоло-Кубанском прогибе. Месторождение многопластовое, открыто в 1952 г. С киммерийским и понтическим горизонтами связаны залежи газа, с мэотическим — нефти.
Минерализация вод месторождения изменяется от 15 до 40 г/л, rNa/rCl 0,87—1,08. Тип вод — хлоридно-кальциевый и гидрокарбо- натно-натриевый. Гидрохимическая характеристика изменяется по площади месторождения: на северо-западной периклинали минерализация вод до 25 г/л, на юго-восточной — до 40 г/л. Вблизи диапирового ядра зафиксированы воды гидрокарбонатно-натриевого типа с невысокой минерализацией (16 г/л). По мере удаления от ядра наблюдаются постепенное увеличение минерализации вод и переход их в хлоридно-кальциевый тип. Газонасыщенность вод 1930—2285 см3/л, коэффициент газонасыщенности 0,9—1. В составе газа преобладает метан (92—96%), доля диоксида углерода 4—7%.
.2.5. ЮЖНО-МАНГЫШЛАКСКИЙ БАССЕЙН
Южно-Мангышлакский нефтегазоносный бассейн, расположенный в северо-западной части Туранской плиты, занимает площадь около 60 тыс. км2. Границы его на севере, востоке и далее на юге проходят по крайней южной части Северо-Мангышлакско-Устюртской системы поднятий, восточной центриклинали и южной части Ассакеауданского прогиба, южной части Жазгурлинского прогиба и крайней северной части Карабогазского свода, на западе граница погружается под воды Каспийского моря.
Изучением геологии и нефтегазоносности Южного Мангышлака занимались многие ученые, среди которых следует выделить С. Н. Алексейчика, Б. Ф. Дьякова, М. Ф. Мирчинка, А. И. Летавина, В. А. Бе- ненсона, Д. С. Оруджеву. Основной вклад в изучение нефтегазовой гидрогеологии этого региона внесли В. Н. Корценштейн, Е. А. Барс, Л. И. Морозов, Ю. А. Висковский, В. Б. Колпаков.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
В разрезе бассейна выделяют фундамент, переходный комплекс и платформенный чехол.
Фундамент представлен породами гранитно-метаморфического комплекса — сланцами и филлитами, измененными до хлорит-муско- витовой субфации зеленосланцевой фации регионального метаморфизма. Эти отложения интенсивно дислоцированы (углы падения слоев до 45—50°) и прорваны интрузиями нижнепалеозойских гранитоидов. Возраст отложений условно определяют как верхний карбон — нижняя пермь.
Переходный комплекс сложен породами верхней перми (?) — триаса. Верхнепермские отложения (пестроцветная, терригенная толща) датируются условно, по положению в разрезе. Триасовая система представлена всеми тремя отделами, охарактеризованными фаунистически: нижний — преимущественно алевролитово-аргиллитовая толща мощностью до 2 км, средний — преимущественно карбонатные породы мощностью до 500—700 м, верхний — терригенная толща мощностью до 1 км. Как правило, верхнепермско-нижнетриасовые отложения дислоцированы более интенсивно, чем средневерхнетриасовые.
Платформенный чехол бассейна максимальной мощностью 3,5— 4 км сложен породами юры — антропогена, в составе которых преобладают песчаники, пески, алевриты и глины; встречаются и мощные, до нескольких сот метров, пачки карбонатных пород (верхняя юра, ва- ланжин, верхний мел, нижний палеоцен, эоцен, верхний миоцен — нижний плиоцен). Отложения платформенного чехла характеризуются плащеобразным залеганием, осложненным пологими складками с углами падения слоев, не превышающими 3—4°. Исключение составляют структуры Каратауской мегантиклинали, выделенные Н. И. Андрусовым в качестве тектонотипоподобных форм, где углы падения юрских пород достигают 25—30°.
В Южно-Мангышлакском бассейне доказана промышленная нефтегазоносность коры выветривания фундамента, триасовых, юрских и нижнемеловых отложений. Все известные месторождения нефти и газа приурочены к бортовым частям бассейна и связаны в Жетыбай-Узеньской тектонической ступенью и Песчаномысско- Ракушечной зоной сводовых поднятий. Единственное месторождение в коре выветривания фундамента — Оймаша, открытое в 1981 г. 244
В триасовых отложениях открыто шесть месторождений нефти, газа и конденсата. В платформенном чехле, особенно юрской его части, сосредоточены основные запасы УВ и открыто 25 месторождений. В палеогене и неогене промышленные залежи УВ не обнаружены. Региональной покрышкой для юрских отложений служат карбонатно-глинистые породы верхнего отдела, там, где герметичность флюидо- упора нарушена разломами или размывом. Продуктивны и нижнемеловые отложения.
Основными водовмещающими толщами Южно-Мангышлак- ского бассейна являются отложения пермотриаса, средней юры, апта, альба, сеномана и палеоцена. Региональными покрышками служат верхнетриасовые и нижнеюрские глины, верхнеюрские глинисто-кар- бонатные отложения, апт-нижнеальбские глинистые образования, турон-датские глинисто-карбонатные породы (рис. 61).
Пермско-триасовые отложения в районе хребтов Каратаучик, Западный и Восточный Каратау содержат пресные инфильтрационные воды. С погружением пластов в сторону осевых частей прогибов минерализация подземных вод увеличивается. Так, на месторождении Южный Жетыбай в коллекторах оленекского яруса минерализация вод 29—48,4 г/л.
В районе Горного Мангышлака в юрских породах отмечаются пресные и слабоминерализованные инфильтрационные воды сульфатно- и гидрокарбонатно-натриевого типов. С погружением пластов на юг увеличивается минерализация вод, а по типу они становятся хлоридно- кальциевыми. Типичен химический состав вод в продуктивных отложениях юры на месторождениях Узень и Жетыбай.
Воды меловых отложений в районе Горного Мангышлака по генезису также инфильтрационные и по составу и минерализации идентичны водам пермотриаса и юры данного района. Во внутренних районах бассейна их минерализация увеличивается.
В целом в бассейне с глубиной увеличивается минерализация вод отложений пермотриаса, юры и мела. В пределах Жетыбай-Узеньской тектонической ступени воды юрских и пермско-триасовых пород хло- ридно-кальциевого типа, их минерализация достигает 180 г/л, по генезису они элизионные. Воды меловых отложений здесь мало минерализованные, относятся к сульфатно- и гидрокарбонатно-натриевому типам. Однако южнее Жетыбай-Узеньской ступени породы мела содержат высокоминерализованные воды (до 120 г/л), хлоридно-кальциевого типа.
В работах В. В. Ларичева (1980—1987 гг.) приводятся данные о наличии в пермско-триасовых отложениях центральной части Южно- Мангышлакского бассейна подземных вод с минерализацией 5—15 г/л, относящихся к гидрокарбонатно- и сульфатно-натриевому типам.
В меловой водонапорной системе воды движутся на юг и юго-восток из области питания — района Горного Мангышлака в сторону Жетыбай-Узеньской ступени. В юрских отложениях снижение приведенных напоров происходит в направлении с юго-запада на северо-
245
О’ ^2 ^5 @.
Рис 61 Сводный гидрогеологический разрез Южно-Мангышлакского бас сейна
/ — пески 2 — глины 3 — известняки 4 — мергели
Рис 62 Схематическая карта рас пределения приведенных напоров под земных вод среднеюрского гидрогеологического комплекса Южного Мангыш лака (по Л И Морозову) Выходы отложений на дневную поверхность / — пермско триасовых 2 — среднеюрских за лежи в юрских отложениях 3 — нефти 4 — га за, 5 — конденсата 6 — тектонические наруше ния 7 — скважины вскрывшие подземные воды среднеюрского гидрогеологического комплекса 8 — родники в районах разгрузки подземных вод 9 — изолинии приведенных напоров м 10 — направление движения подземных вод 11— локальные структуры а — Жетыбай б — Тасбулат в — Узень г—Тенге д—Карашен ская е — Саройская ж — Музбельская з — Шахпахты и — Хаскудук к — Кохбахты Геоструктурные элементы Хребты / — Кара таучик II — Западный Каратау /// — Восточ ный Каратау IV — Южно Мангышлакская зона прогибов V — Ассакеауданский прогиб валы VI — Бекебашкудукский VII — Тонашинский
восток от месторождений на Жетыбай-Узеньской степени в сторону открытых выходов пород в районе Горного Мангышлака (рис 62)
С глубиной растет газонасыщенность подземных вод, которая на площади Жетыбай в пределах среднеюрской части разреза превышает 2000 см3/л, и увеличивается содержание тяжелых УВ (до 19,75%) Рост давления насыщения с глубиной отстает от роста пластового Давления Температура подземных вод с глубиной повышается и достигает 120° С в пределах юрской части разреза на глубине 3200 м (Жетыбай) 246
Наибольшее количество ВРОВ обнаружено в водах юрских отложений, мг/л: СОрг 4, нафтеновых кислот 6, летучих фенолов 2,8, нелетучих фенолов 1,2, общего азота 0,4. Содержание бензола максимально на площади Тенге (9 мг/л).
Подземные воды месторождений Жетыбай и Узень
Гидрогеологические исследования на площадях Жетыбай и Узень проведены более чем в 300 скважинах на каждой площади. Рядом исследователей (В. Н. Корценштейн, В. В. Ягодин, В. Б. Колпаков, Е. А. Барс, Л. И. Морозов и др.) собраны и отработаны данные более тысячи химических анализов подземных вод из всех промышленно-нефтегазоносных пластов, а также многочисленные результаты определений водорастворенных газов, ВРОВ и других параметров (табл. 34—36).
Воды нижне- и среднеюрских отложений месторождений Жетыбай и Узень, вскрытые скважинами в интервалах глубин 1800—3100 м, с минерализацией 120—165 г/л относятся к хлоридно-кальциевому типу, отношения (гС1 — rNa)/rMg и rNa/rCI в среднем равны соответственно 3,6—5 и 0,72—0,76, содержание сульфатов не превышает 0,1 г/л. В водах содержится, мг/л: иода 7,2—13,6, брома 200—414, бора 20— 68, аммония 60—155.
Минерализация вод верхнеюрских и неокомских отложений соответственно 20—60 и 20—40 г/л, относятся они ко всем четырем типам по В. А. Сулину. В подземных водах верхней юры и неокома содержится, мг/л: иода 1,62—3,24, брома 11,21—40,08 и аммония 10,5— 22,5. По-видимому, это смешанные элизионные и инфильтрационные воды. Минерализация вод альб-сеноманских отложений 5—10 г/л, они относятся в основном к сульфатно- и гидрокарбонатно-натриевому типам, по генезису инфильтрационные, содержат микрокомпоненты, мг/л: иода не более 6, брома 6, бора 10, аммония 0,7. На площади Узень в отдельных скважинах минерализация вод альб-сеномана увеличивается до 20 г/л, по типу они хлоридно-магниевые и хлоридно- кальциевые. Появление таких вод, по-видимому, связано с перетоками флюидов из юрских отложений.
Общая газонасыщенность подземных вод юрского гидрогеологического комплекса, по В. Н. Корценштейну, на площадях Жетыбай и Узень составляет в среднем соответственно 557—1948 и 319—1204 см3/л. Максимальное содержание тяжелых УВ отмечается на площади Жетыбай (16,3%). В разрезе обоих месторождений в интервале отложений юры — сеномана снизу вверх происходит увеличение доли метана и азота с одновременным уменьшением содержания тяжелых УВ и биогенного азота.
В водах мезозоя Южного Мангышлака обнаружены органический углерод, органический азот, фенолы, нафтеновые кислоты, бензол. Влияние нефтяной залежи фиксируется на расстоянии до 5 км. На площади Жетыбай в законтурных водах юрских отложений среднее содержание СОрг 1,1 мг/л, а в пределах контура 1,8 мг/л, на площади
247
Таблица 34
Химический состав подземных вод месторождений Жетыбай и Узень
Возраст
Интервал
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип
Положение
пород
перфорации, м
СГ
so;
НС Or + +сог
Са2+
Mg2+
Na+ + + к+
NH/
BJ+
Br"
Г
у, г/см3
вод
скважины
Жетыбай
J22427—2423
Kia1130—1136
Kt al523-656
J21402,5—1405
Kig— br 1015—1020
Kial290—300
90 400
50
200
11 300
1950
160
720
43 850 1900 6640
290
25 800
92,58
He опр.
35,0
68,4
17,74
36,6
14,2
He опр.
44,5
18,19
193,4
20,4
18,0
131,0
63,64
14,8
1,62
1,58
2,0
1,06
0,3
148,18
1,103
18,95
XK Внутри контура
СН За контуром
» То же
ХК Внутри контура
» То же
СН За контуром
2540 9750
270 2640
70
78 400
2200
17 300
480 3500
990
1,0 1850
36 2100
43
270
5,0 960
20 2600
54
30
210
560
410
20 370
18
8300
410 840
42
460
23
30
90
10
140
2,0
130
2,0
110
2,0
600 90 7,0
У
330
29 800
680 190
15
1,012 7,79
110
зень
40 800 1770
10 600 460 2440
НО
1,01
128,37 1,088 30,4
He опр.
1,021 8,86
1,01
Таблица 35
Характеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений Узень и Жетыбай
Возраст пород
Интервал перфорации,
Температура пласта, °C
Минерализация
г/л
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
Общая упру- ГОСТЬ газа, МПа
СО2
сн4 +
+ТУ +
+н2
N,
Аг
Не
1460—1427
67
130
Узень
319
0,3
74,6
25,1
0,234
0,091
37,0
К 1.
970—965
49
10—12
550
1,3
87,9
5,9
0,038
0,030
93,3
Kial
280—270
22
10
179
0,8
70,7
28,5
0,237
0,07
0,81
Жетыбай
J2|2651 —26471 106 | 140 | 179 10,6 | 88,1 | 11,3 | 0,038 | 0,054 | 21,18
Таблица 36Содержание ВРОВ в подземных водах среднеюрских отложенийТаблица 36Содержание ВРОВ в подземных водах среднеюрских отложенийЖетыбайЖетыбай2535—2550 0,852408—24111,22535—2550 0,852408—24111,20,2200,1560,2200,1560,1370,0270,1370,0270,0830,1290,0830,12915,053,8415,053,84УзеньУзень0,801,40,801,42,73,22,73,20,29 0,400,62 0,780,29 0,400,62 0,781565—1581 | 3,7 | 0,141 | 0,052 | 0,089 | 12,01 | 3,6 | 1,4 | 0,23 | 0,951565—1581 | 3,7 | 0,141 | 0,052 | 0,089 | 12,01 | 3,6 | 1,4 | 0,23 | 0,95За пределами залежей нефти и газаВ пределах залежей нефти и газаТо жеЗа пределами залежей нефти и газаВ пределах залежей нефти и газаТо же
Таблица 36
Содержание ВРОВ в подземных водах среднеюрских отложений
Таблица 36
Содержание ВРОВ в подземных водах среднеюрских отложений
Жетыбай
Жетыбай
2535—2550 0,85
2408—24111,2
2535—2550 0,85
2408—24111,2
0,220
0,156
0,220
0,156
0,137
0,027
0,137
0,027
0,083
0,129
0,083
0,129
15,05
3,84
15,05
3,84
Узень
Узень
0,80
1,4
0,80
1,4
2,7
3,2
2,7
3,2
0,29 0,40
0,62 0,78
0,29 0,40
0,62 0,78
1565—1581 | 3,7 | 0,141 | 0,052 | 0,089 | 12,01 | 3,6 | 1,4 | 0,23 | 0,95
1565—1581 | 3,7 | 0,141 | 0,052 | 0,089 | 12,01 | 3,6 | 1,4 | 0,23 | 0,95
За пределами залежей нефти и газа
В пределах залежей нефти и газа
То же
За пределами залежей нефти и газа
В пределах залежей нефти и газа
То же
Примечание Азот- No6m — общий, Nno, — подвижный, Ny„ - устойчивый
Узень — соответственно 0,6 и 1,6 мг/л. Проводились также единичные определения бензола, его максимальное содержание отмечено на структуре Тенге — 9 мг/л.
2.6. ЮЖНО-КАСПИЙСКИЙ БАССЕЙН
Южно-Каспийский нефтегазоносный бассейн общей площадью более 200 тыс. км2 приурочен к крупному межгорному прогибу в системе альпийской складчатости на юге СССР и протягивается в субширотном направлении от Дзирульского массива на западе до отрогов Ко-
249
петдагского мегантиклинория на востоке. Бассейн ограничивается с севера складчатыми сооружениями Большого Кавказа, Кубадага и Большого Балхана, с юга — Малым Кавказом и Эльбурсом. Северную границу морской части территории проводят по глубинному разлому.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Южно-Каспийский бассейн состоит из двух крупных тектонических элементов: Южно-Каспийской впадины и Куринского межгорного прогиба.
Южно-Каспийская впадина представляет собой область глубокого прогибания и накопления мощной толщи молассовой формации кайнозоя, где поверхность фундамента залегает на глубинах 16—22 км. Мощность плиоцен-четвертичного комплекса отложений в центральной части впадины превышает 10 км. Для внутренней части впадины характерны крупные пологие, дислоцированные структуры различной ориентировки, для бортовых частей — линейные складки с большим числом разрывных нарушений. В пределах прибортовой части впадины выделяют ряд крупных структурных элементов: Артемо-Келькорский прогиб, Северо-Апшеронская и Апшероно-Прибалханская зоны поднятий, Шахманский прогиб, Гограньдаг-Окаремская зона поднятий, Ап- шероно-Кобыстанский и Нижнекуринский прогибы, зона поднятий Апшеронского архипелага. Куринский межгорный прогиб выполнен мощными (7—8 км) молассовыми отложениями кайнозоя. Мезозойские отложения в основном состоят из вулканогенной и карбонатной фаций.
Азербайджан и Западная Туркмения — старейшие нефтедобывающие районы страны. Здесь еще в древности добывали колодезную нефть, а первые скважины на п-ове Челекен и на месторождении Балаханы — Сабунчи — Раманы и других появились в конце прошлого века.
Основной нефтегазоносный комплекс Южно-Каспийской впадины и сопредельных областей — отложения среднего плиоцена — так называемая продуктивная толща (ПТ) на западном борту впадины, или красноцветной — на восточном. Продуктивная толща мощностью до 4 км (красноцветная толща до 3 км) представлена чередованием песков, песчаников, алевритов и глин. Промышленная нефтегазоносность связана также с отложениями верхнего плиоцена. На многих площадях восточного борта впадины (Неби*гдаг, Кумдаг, Котуртепе и др.) к этим породам приурочены основные эксплуатационные объекты. Большой интерес с точки зрения нефтегазоносности представляют отложения эоцена, олигоцена, миоцена и верхнего мела (месторождения Кировобадского, Мурадханлинского районов, междуречье Куры и Иори и др.).
В гидрогеологическом отношении Южно-Каспийский бассейн изучен слабо и неравномерно. Огромный гидрогеологический бассейн, наложенный на различные по ориентировке, возрасту и проис- 250
хождению крупные геоструктурные элементы, представляет собой сложную гидродинамическую систему с неравномерным распределением зон создания напоров и разгрузки подземных вод Сложен он в основном кайнозойскими водоносными комплексами, для которых мезозойские отложения в определенной степени играют роль складчатого основания
В пределах Южно-Каспийского бассейна выделяют ряд гидрогеологических суббассейнов. Наиболее изучены из них Апшероно-Кобыстан- ский, состоящий из нескольких неоднородных в гидрогеологическом отношении прогибов, Среднекуринский, Нижнекуринский, Западно-Туркменский суббассейны и водонапорная система Бакинского архипелага.
В верхней изученной бурением части разреза бассейна выделяют два нефтегазоводоносных этажа — плиоценовый и палеоген-миоценовый.
Плиоценовый гидрогеологический этаж состоит из двух мощных водоносных комплексов—среднеплиоценового и апшеронского Разделяют их породы акчагыльского яруса и нижнего подъяруса апшерона, представленные мощной (400—500 м) толщей глинистых пород.
На западном борту Южно-Каспийской впадины напоры вод I горизонта ПТ в среднем составляют 400—500 м. Более высокие напоры были отмечены на присводовых и сводовых нарушенных участках многих складок. Почти на всех площадях четко обособляются присводо- вые зоны, ограниченные экранирующими разрывами. Следовательно, по разные стороны от присводовых разрывов сложились различные гидродинамические условия. То же самое установлено и по отношению ко многим поперечным разрывам, в частности региональным. Указанное обстоятельство, безусловно, оказывает существенное влияние на динамику пластовых флюидов плиоценовых отложений.
Пьезометрическая поверхность красноцветной толщи восточного борта впадины характеризуется региональным снижением напоров среднеплиоценового водоносного комплекса от центральной части к периферии впадины. Отметки пьезометрической поверхности понижаются от 2000 до 200 м. На многих локальных площадях установлены пьезоминимумы (Челекен, Котуртепе, Монжуклы, Эрдекли, Гограньдаг и др.) и пьезомаксимумы (Куйджик, Боядаг, Окарем, Кеймир), свидетельствующие об активной вертикальной миграции флюидов.
В пределах бассейна антиклинальные структуры осложнены многочисленными поперечными и продольными разрывами, водоносные комплексы претерпевают фациальные изменения. В подобных условиях значительное по масштабам латеральное движение вод как от внутренних областей Южно-Каспийской впадины, так и от обрамляющих горных сооружений вряд ли возможно. Восстановление ресурсов подземных вод и формирование АВПД, по всей вероятности, происходит вследствие уплотнения осадков, горного давления, имеющего максимальную величину в более погруженных зонах, и тектонических напряжений, проявляющихся наиболее активно в приподнятых зонах впадин. Эти процессы способствуют, с одной стороны, выжиманию флюидов из слабопроницаемых отложений в песчаные пласты, а с другой — гид-
равлическому сообщению между собой водоносных комплексов по трещинам разрывов Следовательно, движение подземных вод происходит как вверх по зонам разрывов, так и в горизонтальном направлении на небольшое расстояние от разрывных нарушений. На более погруженных тектонических ступенях подземный поток характеризуется весьма замедленным движением, направленным к подводящим разрывам и каналам грязевых вулканов.
Воды плиоценового комплекса западного борта Южно-Каспийской впадины преимущественно высокосоленые. Их минерализация меняется от 10—15 до 200 г/л в продуктивной толще Куринской впадины, по составу они хлоридно-кальциевого типа. Состав водорастворенных газов ряда месторождений западного борта впадины, по данным Л. М. Зорькина и Д. С. Писарева, преимущественно метановый. Отмечаются общее нарастание доли метана (от 87 до 97%), уменьшение содержания азота (от 9,5 до 0,13%) и тяжелых УВ (от 4—5 до 0,4— 1,8%) в направлении погружения складчатых структур. С глубиной газонасыщенность вод увеличивается. Высокая газонасыщенность вод отложений ПТ свидетельствует об интенсивности процессов генерации углеводородных газов в недрах впадины.
Изучение водоносности вскрытой части разреза плиоценовых отложений западного борта Южно-Каспийской впадины дает основание считать, что благоприятными коллекторскими свойствами обладают породы среднего подъяруса апшерона и ПТ. Содержащиеся в них воды относятся к напорным, переливающим. В сторону воздымания пластов пористость и проницаемость песчано-алевритовых пород и их водообильность заметно увеличиваются. Зоны с высокими дебитами скважин (более 500 м3/сут) на всех площадях прилегают к участкам наибольшей дислоцированности водоносных горизонтов.
Воды плиоценовых отложений восточного борта Южно-Каспийской впадины делят на две группы. Первая группа включает воды с минерализацией до 100 г/л, натрий-хлорный коэффициент которых закономерно уменьшается с ростом минерализации подземных вод от 1,2—1 до 0,85—0,7. Эти воды представлены всеми гидрохимическими типами и имеют относительно повышенное содержание сульфат- и гидрокарбо- нат-иона. Вторая группа вод представлена рассолами с минерализацией 100—250 г/л и более исключительно хлоридно-кальциевого типа, с относительно постоянным натрий-хлорным коэффициентом (0,85— 0,7) независимо от минерализации вод.
Водорастворенные газы восточного борта впадины изучены только в пределах Гограньдаг-Окаремской зоны поднятий и характеризуются преимущественно метановым составом (метана 71—97%), концентрация тяжелых УВ редко достигает нескольких процентов (до 3,8%), а содержание азота не превышает 24,2%. Газонасыщенность подземных вод меняется от 73,2 до 1794,7 см3/л, в пределах нефтегазоносных структур она сравнительно повышена (122—1794 см3/л), а на погруженных крыльях складок и в прогибах ничтожно мала (73,2—83,8 см3/л). Такая же закономерность свойственна и коэффициенту газонасыщен- 252
ности: в пределах залежей он равен 0,14—0,82, а в окаймляющих их прогибах 0,03—0,08.
В пределах восточного борта впадины наибольшей водообильностью обладают отложения красноцветной толщи (1000—3000 м3/сут). Акча- гыльские породы характеризуются слабой водообильностью, дебиты переливающих скважин не превышали 10—25 м.3/сут, в апшеронских слоях были вскрыты воды с дебитами скважин 50—200 м3/сут.
Региональная гидрохимическая зональность в плиоценовых отложениях выражается в росте минерализации вод от отрогов Западного Копетдага и Эльбурса в сторону максимального прогибания впадины (Кызылкумский прогиб, акватория Каспийского моря) от 100 до 250 г/л. По разрезу плиоценовые отложения характеризуются развитием крепких и весьма крепких рассолов (до 290 г/л), и только в нижней части красноцветной толщи намечается переход к слабым рассолам. При- балханская и Гограньдаг-Окаремская зоны поднятий фиксируются цепочкой аномалий менее минерализованных вод (10—50 г/л) в сводовых, тектонически разбитых частях складок. По мнению В. В. Коло- дия, воды малой минерализации представляют собой смесь пластовых вод с конденсационной водой, выделившейся из газоконденсатных смесей при изменении давления и температуры в процессе движения флюидов снизу вверх по зонам разломов.
Из ВРОВ наиболее изучены нафтеновые кислоты, концентрация которых в водах плиоценовых отложений изменяется от нуля до 1600 мг/л. Максимальной концентрацией (1200—1600 мг/л) характеризуются воды нефтегазоносных пластов, минимальной — воды нефтегазоносных площадей (35—54 мг/л). Органический углерод в подземных водах обнаружен в концентрации от 5 до 1340 мг/л. Отмечаются повышенное его содержание в гидрокарбонатно-натриевых водах нефтегазоносных площадей Прибалханской и Гограньдаг-Окаремской зон поднятий и сравнительно небольшая концентрация (0—14 мг/л) в хлоридно-кальциевых рассолах акчагыльского яруса и красноцветной толщи. Биогенный азот в исследуемых водах был обнаружен в незначительном количестве (до 0,4 мг/л), за исключением вод грязевых вулканов, где содержание его достигает 5—7 мг/л. В водах определялось также содержание фенолов и бензола, соответственно 0—3,4 и 0—1,26 мг/л.
Анализ температурных условий нефтегазоносных площадей западного борта Южно-Каспийской впадины показал, что одни и те же глубины часто характеризуются разной температурой (рис. 63), что обусловлено неравномерным прогревом пород глубинными термальными водами, поступающими по зонам разрывов.
На восточном борту впадины на срезах 1000, 2000, 3000 м наименьшая температура отмечается в пределах Кызылкумского прогиба, а максимальная — на отдельных антиклинальных складках Прибалханской и Гограньдаг-Окаремской зон поднятий. Локальные термоаномалии отдельных структур могут быть обусловлены различными причинами. Высококонтрастные термоаномалии в верхних частях разреза, сопро- 253
Рис 63. Геотермограммы скважин Южно-Каспийского бассейна.
Площадь (номера скважин) / — Кюровдаг (99, 54), 2 — Мишовдаг (125, 147), 3 — Карабаглы (133, 140), 4— Нефтечала (287), 5 —Бабазанан (36, 40), 6—Хиллы (41), 7 — Дуванный (41, 52), 8 — Челекен, 9 — Небитдаг
вождаемые гидродинамическими аномалиями, обусловлены внедрением термальных вод по разрывным нарушениям (площади Челекен, Боядаг, Небитдаг). Контрастность этих аномалий исчезает на глубинах, превышающих 2000 м. Термоаномалии на структурах, где отсутствуют следы внедрения высокотемпературных вод, обусловлены приподнятым залеганием мезозойских отложений с повышенной теплопроводностью и малой мощностью или полным отсутствием палеоген-миоценовой глинистой толщи, являющейся тепловым барьером (площади Сыртланли, Акмая, Кумдаг, Куйджик и др.). По данным Т. Аширова и Н. Мамие- сенова, температурные аномалии приурочены к нефтегазоносным пло- 254
щадям, а амплитуда аномалий тесно связана с величиной их первоначальных запасов УВ (площади Когуртепе, Кумдаг, Окарем, Килли- кум).
Основные сведения о составе вод доплиоценовых отложений сводятся к данным поисково-разведочных скважин в прибортовых зонах впадины (Евлах-Акджабединский прогиб, Аладаг-Мессерианская и Прибалхан- ская зоны поднятий и др.).
Воды меловых отложений, майкопской серии и тортонского яруса западного борта Южно-Каспийской впадины низкоминерализованные гидрокарбонатно-натриевого типа. Высокую минерализацию они имеют в более погруженных частях Кюрдамир-Саатлинской зоны поднятий, обращенных в Евлах-Акджабединскому прогибу, и в контактовой зоне Куринской впадины и малого Кавказа. Эоценовые отложения содержат слабоминерализованные воды хлоридно-кальциевого типа. Воды меловых отложений восточного борта бассейна представлены всеми гидрохимическими типами: от мало минерализованных (10—25 г/л) вод гидрокарбонатно-натриевого типа в верхнемеловых отложениях до хлоридно-кальциевых крепких рассолов (143—156 г/л) в мальм-нео- комском водоносном комплексе.
Подземные воды месторождений
Нефтяное Кюровдагское месторождение расположено в антиклинальной зоне Падар-Нефтечала Нижнекуринской впадины. Длина структуры по отложениям ПТ около 20 км, ширина 5—6 км. Складка асимметрична: юго-западное крыло более крутое (40—50°). Складка осложнена системой продольных и поперечных разрывов, наиболее крупные из них — два региональных продольных разрыва, проходящих по осевой зоне структуры. Полоса, расположенная между этими разрывами, состоит из множества мелких тектонических блоков, осложнена грязевыми вулканами, грифонами и сальзами. Амплитуда смещения пород по поперечным и радиальным нарушениям изменяется от 80 до 400 м.
Промышленная нефтегазоносность связана с горизонтами I—VI продуктивной толщи, породами среднего апшерона и отдельными объектами акчагыльского яруса. Из вскрытых более глубоких горизонтов нефтенасыщенными оказались горизонты VII, VIII, IX, X.
Воды верхне- и среднеапшеронских отложений хлоридно-кальциевые. В породах низов среднего и нижнего апшерона распространены воды сульфатно-натриевого и гидрокарбонатно-натриевого типов, приуроченные к нарушенным зонам складки. Общая минерализация вод апшеронского яруса изменяется от 23 до 52 г/л.
По водам плиоценовых отложений в пределах месторождения выделяют четыре гидрохимические зоны (табл. 37).
Первая зона занимает центральное поле юго-западного крыла структуры и характеризуется наибольшим постоянством ионно-солевого состава, общей минерализацией 20—25 г/л. Во второй, присводовой,
255
Таблица 37
Пределы изменения солевого состава вод (мг-экв/л) горизонта I продуктивной толщи месторождения Кюровдаг
Показатели
Гидрохимические зоны
I
II
III
IV
Na+ + K +
255,7—389,2
283,1—349,6
364,8—890,6
88,9—183,8
Са2+
11,0—92,0
11,0—36,4
5,0—156,2
5,0—19,2
Mg2 +
0—2,0
0—28,8
0—5,14
0—21,1
сг
380,0—420,0
308,8—389,2
224,0—994,9
90,0—192,1
sor
'0,3—10,0
0—2,8
0,6—4,9
0,3—31,3
СО2з" +
ДНСОз"
2,0—25,0
1,0—19,8
1,6—5,4
0,4—4,2
Сумма анионов и катионов
799,4—860,0
624,0—785,4
1128,0—2011,0
214,0—384,0
rNa/rCl rNa-rCl
0,80—0,87
0,90—0,98
0,75—0,87
1,01 — 1,15
rSO4 rCl —rNa
—
—
—
1,01 — 1,40
rMg rSO4/rCI
1,24
1,33
2,30—13,00
0,50
0,0104
0,0238
0,0001—0,0800
0,0008—0,250
rCa/rMg
0,12—10,06
0,43
0,01—4,17
0,120—8,580
зоне пластовые воды при минерализации 15—25 г/л выделяются повышенным содержанием бикарбонатов и отсутствием сульфатов. Третья зона охватывает северо-западную погруженную часть складки. Здесь наблюдается резкая дифференциация солевого состава, минерализация вод достигает 75 г/л. Воды характеризуются пониженной величиной rNa/rCl (0,75—0,87), и rCa/rMg (0,01—4,17), что, по всей вероятности, связано с их застойным характером. Четвертая зона приурочена к северо-западному продолжению приосевой части складки. Здесь распространены всевозможные типы вод с низкой минерализацией (12 г/л), высокой сульфатностью, повышенной температурой и низким содержанием или отсутствием микроэлементов. Эти воды, по-видимому, поступают из более глубоких водоносных комплексов, на что указывают высокие аномальные напоры и температура вод, а также наличие грязевых вулканов и многочисленных грифонов.
Месторождение нефти и иодо-бромных вод Хиллы представляет собой брахиантиклинальную складку асимметричного строения Падар- Нефтечалинской складчатой зоны. Длина складки по отложениям среднего апшерона 10—11 км, ширина 5 км. Структура пересекается тремя продольными разрывами. Амплитуда смещения пород по восточному разрыву в сводовой части складки 300—350 м, а к переклиналям достигает 800—960 м. Западный и центральный разрывы носят региональный характер и уходят далеко за пределы складки. С западным разрывом связаны грязевые вулканы Дуздаг, Татармехтинский и ряд мелких действующих грифонов. Северо-восточное и юго-западное крылья складки осложнены радиальными разрывами, северо-западная 256
периклиналь пересекается глубоким поперечным разрывом с амплитудой до 500 м.
Промышленные притоки нефти из плиоценовых отложений связаны с северо-западным тектоническим блоком VI.
По химическому составу воды среднего апшерона относятся к хло- ридно-кальциевому типу. Общая минерализация их (средняя 55— 70 г/л) возрастает в направлении погружения шарнира складки. Минерализация вод в нижнем апшероне достигает 140 г/л.
Воды отложений ПТ северо-восточного крыла складки имеют высокую минерализацию (по семи верхним горизонтам она меняется от 150 до 200 г/л). Величины rNa/rCl, rCa/rMg, Cl/Вг соответственно изменяются в пределах 0,70—0,84, 2,5—3,2 и 307—376. Этим водам свойственно высокое содержание иода и брома.
Воды горизонтов ПТ с I по XIII, опробованные в скважинах разных тектонических блоков присводовой части юго-западного крыла структуры, повсеместно представлены хлоридно-кальциевым типом с минерализацией 20—70 г/л (горизонты I—VI). Менее минерализованные воды распространены на участках пересечения продольного разрыва с радиальными. С глубиной в отложениях ПТ общая минерализация вод уменьшается.
Нефтечалинское месторождение нефти и иодобромных вод представляет собой брахиантиклиналь длиной 12 км и шириной 4,5 км по отложениям среднего апшерона. Складка сильно перебита тектоническими разрывами, локализующимися часто в слоях апшеронского яруса. Среди них отчетливо прослеживаются два крупных продольных разрыва, амплитуда смещения которых по кровле ПТ изменяется от 200 до 420 м. С западным разрывом связаны грязевые сопки Двойная, Нефтечала и Кичик-Пильпиля и все естественные выходы нефти, газа и подземных вод. Нефтегазоносность установлена в отложениях среднего апшерона и ПТ (горизонты IV, V).
Подземные воды месторождения двух основных типов, хлоридно- кальциевого (распространены повсеместно в древнекаспийских, среднеапшеронских отложениях, в ПТ) и гидрокарбонатно-натриевого (локализуются к востоку от грязевого вулкана Кичик-Пильпиля) Эти воды характеризуют глубины 1000—2500 м, где залегают горизонты ПТ V—XIV. Единичные данные свидетельствуют о наличии в нижних горизонтах ПТ вод хлоридно-магниевого и сульфатно-натриевого типов.
Воды апшеронского яруса с высоким содержанием микроэлементов имеют резко меняющуюся минерализацию — от 37 до 122 г/л, возрастающую в сторону погружения слоев, минерализация вод древнекаспийских отложений 25—35 г/л.
Месторождение Сангачалы-море — Ду ванный-море — о-в Булла расположено на морском продолжении антиклинальной зоны Шок- ихан — Кянизадаг — о-в Булла. Общая длина складок 24—25 км, ширина по отложениям горизонта VI 1к 2—3,5 км. Эти структуры тесно связаны между собой и отделяются друг от друга небольшими пережимами. Складки асимметричны, с крутыми северо-восточными крыль- 257
ями (35—40° по горизонту VIIk). В своде складок Сангачалы-море, Дуванный-море широкой полосой обнажаются размытые до 700—750 м отложения ПТ. В строении складок важную роль играет продольный разрыв с амплитудой 200—300 м, трассирующийся по многочисленным грязевым вулканам. Вдоль присводовой части структуры Сангачалы- море отмечается наличие еще одного продольного нарушения с амплитудой 150—200 м, которая с глубиной возрастает. Структуры осложнены также рядом радиальных разрывов, амплитудами, нередко достигающими 500 м.
Залежи нефти, газа и конденсата на этих площадях связаны с коллекторами горизонтов VI 1к, редко Vk северо-восточных крыльев складок.
Минерализация пластовых вод ПТ на площадях Бакинского архипелага изменяется от 370 до 4600 мг-экв/л. Максимальная величина ее установлена на площади Кянизадаг, минимальная — на месторождениях Дуванный-море и о-в Булла. В этом же направлении происходит смена хлоридно-кальциевых вод гидрокарбонатно-натриевыми (рис. 64). В верхней части разреза, включая и горизонт Vk, преобладают хлоридно-кальциевые воды, горизонт VIIk характеризуется в основном водами гидрокарбонатно-натриевого типа. Минерализация хлоридно-кальциевых вод этой части разреза меняется от 450 до 1770 мг-экв/л, rNa/rCl от 0,77 до 0,96, для гидрокарбонатно-натрие- вых вод этот коэффициент достигает 1,5.
Приведенные давления изменяются от 1023 до 863 м. Минимальные напоры отмечаются вблизи присводовых зон, на погружениях крыльев складок напор вод горизонтов увеличивается.
Дебиты вод горизонта VIIk колеблются в широких пределах — от нескольких кубических метров до 1700 м3/сут. Высокие дебиты имеют скважины, расположенные вдоль дугообразного присводового продольного разрыва, к которому приурочены зоны с высокой температурой. Дебиты скважин, пробуренных на юго-западных крыльях складок, составляют сотни кубических метров в сутки, однако они не всегда устойчивы.
Ленинское нефтегазовое месторождение приурочено к брахианти- клинальной складке Котуртепе, расположенной в Прибалханской зоне поднятий. Складка, вытянутая почти в широтном направлении, асимметричная, с крутым северным и более пологим южным крыльями, имеет размеры (30—35) X (15—20) км. Углы падения по кровле красноцветной толщи на северном крыле составляют 10—28°, на южном 6— 13°.
Складка раздроблена разрывными нарушениями на блоки, образующие участки Западного, Центрального (сводового) и Восточного Котуртепе.
Промышленная нефтегазоносность связана с отложениями апшеронского, акчагыльского ярусов и красноцветной толщи.
Воды отложений апшеронского яруса преимущественно хлоридно- кальциевого типа с минерализацией 29—90 г/л, коэффициентом rNa/ 258
Рис 64 Гидрохимическая схема горизонта УПк продуктивной толщи Бакинского архипелага.
Гидрохимические зоны с минерализацией вод, мг-экв/л 1 — <600, 2— 600—800, 3— 800—1000, 4— >1000, 5— разведочные скважины, типы вод, полученных из разведочных и эксплуатационных скважин, 6 — хлоридно-кальциевый, 7— хлоридно магниевый, 8 — сульфатно натриевый, 9— гид рокарбонатно-натриевый, 10—изогипсы по кровле горизонта, VIIk, км, // — грязевые вулканы, 12, 13 — тектонические разрывы соответственно с указанием и без указания направления падения плоскости сбрасывателя, 14 — береговая линия Каспийского моря, 15 — ВНК, 16 — ГНК
гС1 0,76—0,83, бессульфатные, с содержанием, мг/л: иода до 33, брома до 175 и бора до 54.
Воды акчагыльских образований также хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 31—98 г/л, rNa/rCl 0,79—0,89, отсутствием или небольшим содержанием сульфатов, с концентрацией, мг/л: иода 25— 34, брома 80—220, бора 56—132.
Воды красноцветной толщи имеют различную гидрохимическую характеристику, изменяющуюся как по площади структуры, так и по разрезу. Воды верхней части толщи Западного и Центрального Котурте- пе — хлоридно-кальциевые рассолы с минерализацией 70—129 г/л, rNa/rCl 0,77—0,8, бессульфатные или слабосульфатные, с концентрацией иода, брома и бора соответственно 23—28, 102—295 и 28—77 мг/л. На Восточном Котуртепе встречены рассолы хлоридно-кальциевого типа с меньшей минерализацией (32—71 г/л), rNa/rCl 0,61—0,90, содержание иода, брома и бора соответственно до 29, до 280 и до 131 мг/л
В низах разреза красноцветных отложений получены сравнительно мало минерализованные (12—22 г/л) воды гидрокарбонатно- и суль- фатно-натриевого и хлоридно-кальциевого типов, rNa/rCl 0,96—1,09, бессульфатные или слабосульфатные, с содержанием иода, брома и бора соответственно до 30, 116 и 128 мг/л.
Водорастворенное ОВ продуктивных горизонтов Ленинского месторождения определено только в водах хлоридно-кальциевого и хло- ридно-магниевого типов. Концентрация Сорг варьирует в пределах 1,4—6,1 мг/л, минимальная концентрация обнаружена в водах красноцветной толщи Восточного Котуртепе (1,6—2,8 мг/л), максимальная (4,3—6,1 мг/л) — в водах тех же отложений Западного Котуртепе. Содержание в водах Морг равно 0—0,39 мг/л. Концентрация нафтеновых кислот 8,6—16,8 мг/л, характерно максимальное их содержание в водах красноцветной толщи (9,8—16,8 мг/л) и апшеронских отложений (9,8—14,6 мг/л) Восточного Котуртепе. Концентрация гуминовых кислот незначительна — 0—0,6 мг/л, максимальное содержание — в водах Восточного Котуртепе (0,12—0,6 мг/л). Фенолы в водах хлоридно-кальциевого и хлоридно-магниевого типов отсутствуют или обнаружены в малой концентрации (до 1,42 мг/л) без каких-либо видимых закономерностей изменения их содержания.
Водообильность верхнеплиоценовых отложений и красноцветной толщь вследствие низких коллекторских свойств проницаемых горизонтов невелика и растет вниз по разрезу от 0,72—103 м3/сут в апшеронском и акчагыльском ярусах до 150—400 м3/сут в красноцветной толще.
Окаремское газонефтяное месторождение приурочено к северной части крупного валообразного Кеймир-Окаремского меридионального поднятия. Структура представляет собой вытянутую брахиантиклиналь, сводовая часть которой (к ней приурочено Окаремское месторождение) имеет размеры 7,5X5 км и разбита разломами субмеридианально- го направления. Изученный бурением разрез представлен песчано- глинистыми отложениями красноцветной толщи, акчагыльского, апшеронского ярусов и четвертичного возраста.
Промышленная нефтегазоносность установлена в 1958 г. Здесь выделяют 200-метровую пачку чередующихся песков и глин, разделенную на шесть горизонтов: HKi, HKia, НК2, НКз, НК4, HKs- Из них только горизонт НКз содержит пластовую сводовую, нефтяную залежь, к другим горизонтам приурочены газоконденсатные скопления.
Воды бакинских отложений хлоридно-кальциевые с минерализацией 32—104 г/л, rNa/rCl 0,7—0,74, практически бессульфатные, с содержанием иода, брома и бора соответственно 24—33, 85—117 и 5—14 мг/л.
В верхнеплиоценовых отложениях заключены хлоридно-кальциевые рассолы с минерализацией 99—278 г/л, rNa/rCl 0,72—0,81, практически бессульфатные, с концентрацией иода, брома и бора соответственно 5—36, 316—844 и 17—66 мг/л.
Воды верхней части красноцветной толщи относятся к хлорид-
но-кальциевому типу, с минерализацией 41—293 г/л, rNa/rCl 0,75— 0,98, почти не содержат сульфатов, концентрация иода, брома и бора соответственно 12—32, 122—604 и 10—64 мг/л.
В нижней части красноцветной толщи залегают воды преимущественно хлоридно-кальциевого типа, но отдельными скважинами вскрыты воды сульфатно-натриевого и хлоридно-магниевого типов. Минерализация и концентрация микроэлементов варьируют в значительных пределах: минерализация 25—106 мг/л, иод 15—76, бром 26—366, бор 8—173 мг/л, rNa/rCl изменяется от 0,85 до 0,97. Отличительной чертой нижней части красноцветной толщи является наличие вод с относительно повышенной сульфатностью (до 1,32%-экв). В пределах месторождения четко намечается уменьшение минерализации вод к сводовой, тектонически нарушенной части складки и вниз по разрезу.
Водорастворенные газы плиоценовых отложений преимущественно метановые (метана 71—95%), доля тяжелых УВ до 3,6%, азота 4,9— 24,2%, водорода до 1%, кислые газы отсутствуют. Газонасыщенность и упругость газов растут вниз по разрезу от 84 до 386 см3/л и от 1,7 до 3,9 МПа. Коэффициент насыщенности уменьшается от свода складки к периферии (0,18—0,08).
Водорастворенное ОВ Окаремского месторождения характеризуется различной степенью изученности. В водах верхнеплиоценовых отложений отмечается отсутствие фенолов, концентрации нафтеновых кислот 0—11,5 мг/л, гуминовых 0,2—1,45 мг/л. Концентрация ВРОВ в водах красноцветной толщи меняется по разрезу. Содержание Сорг в верхнем отделе не превышает 3,84 мг/л, в нижнем (продуктивной части разреза) достигает 12,3 мг/л, Nopr соответственно 0,6—8 и 0,018—0,8 мг/л. Концентрация нафтеновых кислот возрастает к продуктивной части разреза от 0—6,9 до 2,9—11,8 мг/л, а гуминовых кислот, напротив, снижается от 0—1,3 до 0—0,8 мг/л. Содержание фенолов также возрастает вниз по разрезу и по площади к своду складки от 0 до 1,9 мг/л.
Температура пластовых вод в изученной части разреза растет с глубиной (100—2800 м) от 25 до 80° С. Характер распределения температуры свидетельствует о приуроченности к Окаремской структуре малоамплитудной аномалии. Температура по основным срезам глубин изменяется в небольшом диапазоне: на глубине 1000 м 41—46° С, 2000 м 56—64° С, 3000 м 79—84° С. Изменение геотермического градиента по стратиграфическим комплексам в значительной степени отра-" жает связь геотермических условий с литологическим составом отложений. Во всех комплексах по мере увеличения глинистости пород от свода к периферии складки возрастает геотермический градиент от 0,53 до 3,93° С/100 м.
Воды плиоценовых отложений высоконапорные. Так, в красноцветной толще вскрываются воды с избыточными напорами на устье скважин 3,5—6 МПа, в акчагыльских и апшеронских отложениях 1,4—3,5 МПа. Отмечается четкая закономерность увеличения избыточных напоров от верхних к нижним водоносным горизонтам.
Водообильность плиоценовых отложений имеет тенденцию уменьшения с глубиной. В апшеронских и акчагыльских водоносных комплексах дебиты фонтанирующих скважин варьируют в диапазоне 780— 2450 м3/сут, а в верхнекрасноцветных — 300—1340 м3/сут.
П.2.7. КАРАКУМСКИЙ БАССЕЙН
Каракумский нефтегазоносный бассейн площадью более 360 тыс. км2 расположен на территории Центрального и Восточного Туркменистана и Западного Узбекистана. На северо-востоке бассейн окаймляется горными сооружениями Кызылкумского кряжа, на северо-западе в его пределы входит Центральнокаракумский свод, на юго-западе он ограничен системой разломов, отделяющих Предкопетдагский краевой прогиб от Копетдагского мегантиклинория. На юге в пределы бассейна условно включена Кушкинская зона поднятий, на юго-востоке граница проходит по северо-западному склону мегантиклинория Юго-Западного Гиссара.
Гидрогеологические условия бассейна освещены в работах О. П. Абрамовой, Т. Н. Авазова, А. Байрамова, Ф. В. Борзасекова, С. Б. Вагина, Ю. Р. Каграманова, А. А. Карцева, В. Ф. Клейменова, В. В. Кудрякова, М. И. Субботы, С. Халдарова, Я. А. Ходжакулиева, Г. П. Якобсона и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
В геотектоническом отношении Каракумский бассейн приурочен к Среднеазиатской эпигерцинской платформе и охватывает Центральнокаракумский свод, Верхнеузбойский прогиб, Бахардокскую моноклиналь, Предкопетдагский прогиб, Мургабскую и Заунгузскую впадины. В строении бассейна принимают участие различные по составу метаморфизованные породы палеозойского фундамента и мезозойско- кайнозойский осадочный чехол, представленный преимущественно обломочными отложениями юрского, мелового, палеогенового и четвертичного возраста. Карбонатные отложения слагают часть верхнеюрского разреза (келловей — Оксфорд), а также встречаются в виде отдельных прослоев среди терригенных пород нижнего мела.
Каракумский бассейн характеризуется широким диапазоном нефтегазоносности. В юрских отложениях выделяют два продуктивных комплекса: нижнесреднеюрский и верхнеюрский. Нижнесреднеюрский комплекс, сложенный терригенными породами, газонефтеносен в пределах Бухарской, Беурдешикской и в северной части Чарджоуской тектонических ступеней. Верхнеюрский, сложенный карбонатными породами келловея — Оксфорда, преимущественно газоносен (Бухарская, Чарджоуская и Беурдешикская ступени, Заунгузский и Хивинский прогибы). В мелу выделяют также два продуктивных комплекса, сложенных терригенными породами: неоком-аптский и альб-
сеноманский. Их нефтегазоносность установлена на Бухарской ступени, в Хивинском прогибе, на Центральнокаракумском своде, в Мары-Се- рахской и Бадхыз-Карабильской зонах поднятий. Выше по разрезу небольшие залежи установлены в отложениях турона и палеогена.
Каракумский гидрогеологический бассейн ограничен на западе Туаркыр-Кубадагской и Балханской системами, на юге — Копетдагским горно-складчатым сооружением, на юго-востоке (в пределах Афганистана) отрогами Парапамиза, на востоке — горными сооружениями Гиссарской и Зеравшанско-Туркестанской систем, на северо-востоке — Кызылкумской системой мёлких горных хребтов и возвышенностей, на севере и северо-западе границу бассейна проводят по Центральноустюртской зоне поднятий, являющейся погребенным водоразделом.
В разрезе бассейна выделяют юрский, неоком-аптский, альб-сено- манский и турон-сенонский водоносные комплексы и разделяющие их верхнеюрский, верхнеапт-нижнеальбский и нижнетуронский водоупоры.
Верхнеюрский водоупор сложен гипсоангидритовой и галитовой толщами кимеридж-титонского возраста и широко распространен в пределах большей части Заунгузской и Мургабской впадин, где мощность его достигает 850 м. На территории Центральнокаракумского свода рассматриваемый водоупор — карбонатно-глинисто-алевритовый мощностью от 50 до 150 м — объединяет верхнеюрские, а иногда и неокомские (нижняя часть разреза) отложения.
Верхнеапт-нижнеальбский водоупор распространен повсеместно в пределах бассейна и, как правило, имеет однородный глинистый состав, мощность от 50 до 400 м. Минимальная мощность характерна для Бухарской ступени, максимальная — для погруженных частей Маргаб- ской впадины и Предкопетдагского прогиба.
Нижнетуронский водоупор широко развит в Заунгузской и Мургабской впадинах, где его мощность меняется от 25 до 1100 м. Максимальная мощность водоупора связана с территориями, в пределах которых он объединяет глинистые отложения от верхнеаптского до туронского возраста включительно. На Центральнокаракумском своде и сопредельных территориях нижнетуронская толща теряет водоупорные свойства и роль водоупора играют сенон-палеогеновые глинистые отложения мощностью в несколько сотен метров.
Юрский водоносный комплекс имеет сложное строение вследствие непостоянства как полноты разреза, так и мощности и состава слагающих пород (преимущественно карбонатных в верхней части и терригенных в нижней). Общая мощность комплекса колеблется от 1600 м на юго-востоке (в районах прогибов) до первых сотен метров в пределах отдельных поднятий. Водоносные горизонты комплекса на Бухарской и Чарджоуской ступенях характеризуются плохими коллекторскими свойствами, в то время как в пределах Ургенчского поднятия и южного склона Центральнокаракумского свода отмечены их наиболее высокие емкостно-фильтрационные параметры. Пористость водовмещающих пород 20—40%, проницаемость до 3-10—12 м2.
Неоком-аптский водоносный комплекс сложен переслаиванием алевролитов и глин. Мощность комплекса — 400—2000 м. Минимальная мощность характерна для положительных структурных элементов (Бухарская и Чарджоуская ступени, Центральнокаракумский свод), а минимальное — для прогибов и впадин (Предкопетдагский прогиб, Мур- габская впадина). Емкостно-фильтрационные параметры неоком-апт- ских отложений в целом по всей территории бассейна очень высоки. Так, в пределах Каганского и Мургабского поднятий преобладают значения пористости песчаников 16—24%, проницаемости (4—30) • 10—13 м2, в Северной и Центральной Туркмении проницаемость соответственно равна (1,4—3,4)-10-14 и (2,2—40) -10—13 м2.
Альб-сеноманский водоносный комплекс включает в себя отложения среднего и верхнего альба и сеномана. В пределах южных бортов Заунгузской и Мургабской впадин стратиграфический объем водоносного комплекса ограничивается альбом. Мощность комплекса максимальна (600 м) во впадинах и прогибах (северо-восточная часть Мургабской впадины). На Центральнокаракумском своде, в Верхнеузбойском и Дарьялык-Дауданском прогибах в состав водносного комплекса включают и туронские отложения, поэтому его мощность здесь увеличивается. Альб-сеноманские отложения обладают высокими емкостно-фильтрационными свойствами. В пределах Газлинского и Каганского поднятий песчаные коллекторы имеют пористость 24—32% и проницаемость (5—10)-10-13 м2. Высокие значения проницаемости (40-Ю”13 м2) при пористости 20—26% характерны для однотипных коллекторов Северной Туркмении. В Центральной Туркмении пористость коллекторов альб- сеномана 18—32%, проницаемость (1,7—16)-10~13 м2.
Отложения водоносных комплексов бассейна выходят на дневную поверхность в горных обрамлениях. Наиболее благоприятны в качестве областей инфильтрации и создания напоров Зеравшанско-Туркестанский и Гиссарский хребты и их отроги, расположенные на юго-востоке. Роль же Копетдагской горной системы в питании бассейна исключается. Приведенные напоры возрастают с увеличением глубины залегания водоносных горизонтов, т. е. воды нижезалегающих отложений могут проникать в верхние горизонты при отсутствии водоупоров.
Пьезометрическая поверхность юрского водоносного комплекса имеет сложное строение, однако региональное направление подземного потока в общем — с юго-востока на северо-запад и север (рис. 65). На фоне общего регионального понижения приведенных напоров в указанном направлении выделяются значительные территории с резким уменьшением напоров. Такие зоны пьезоминимумов в исследуемом комплексе четко вырисовываются в пределах Бухарской ступени (Сарыташ-Караул- базар, Атбакор), Северного Туркменистана (Гугуртли-Кошуй-Ачак) и Зеагли-Дарвазинского поднятия (Сернозаводская зона разрывных нарушений), где значения приведенных напоров падают до 180,2 м. Гидроизопьезой 250 м оконтуривается зона Тарымкая — Нурумгур. Далее приведенные напоры уменьшаются в северо-западном направлении в сторону Каспийского моря.
Рис. 65. Схематическая гидродинамическая карта юрского водоносного комплекса Каракумского бассейна.
/ — разведочные площади; 2— основные тектонические нарушения; 3 — гидроизопьезы, м; 4— направление движения подземных вод; 5 —зоны пьезоминимумов; 6 — зоны создания элизионного напора; 7—граница распространения верхнеюрских соленосных образований; 8—район отсутствия верхнеюрских отложений; 9 — геоструктурные элементы: / — Южно-Мангышлакско-Устюртская зона поднятий, //— Туаркырская зона поднятий, ///— Верхнеузбойский прогиб, IV — Дарьялык-Даудан- ский прогиб, V—Центральнокаракумский свод, VI— Бахардокская 'моноклиналь, VII — Предкопет- дагский краевой прогиб, VIII — Заунгузская впадина, IX—Чарджоуская ступень, X—Бухарская ступень, XI — Репетек-Келифская зона поднятий, XII—Мургабская впадина, XIII — Бадхыз-Кара- бильская зона поднятий, XIV — Бешкентский прогиб, XV—мегантиклиналь Юго-Западного Гиссара
Высокие абсолютные отметки приведенных напоров в неоком-аптском водоносном комплексе отмечаются на юго-востоке бассейна в пределах районов, расположенных в непосредственной близости от Гиссарского и Зеравшанско-Туркестанского хребтов, и составляют на площадях Кер- кидаг 585 м, Ташлы 504,1 м и Северные Камыши 505,5 м. Высокие значения приведенных напоров характерны и для Мургабской впадины (площади Кагазли 670 м, Шарапли 333,4 м), в западном и северо-западном направлениях они снижаются и на площадях Ачак и Юбилейная составляют соответственно 237 и 268 м, а в Центральном Туркменистане— 226,8 м (площадь Модар) и 163 м (Восточный Курук). Дальнейшее уменьшение приведенного давления отмечается в направлении Каспийского моря, что подтверждается его значениями на площадях Аджигир (155,8 м), Омчалы (107,5 м), Кумсешбен (219, м). На фоне регионального падения приведенных напоров отмечаются зоны пьезометрических минимумов, приуроченных к Зеагли-Дарвазинскому поднятию (Сернозаводская зона разрывных нарушений), Султан-Санжарской структуре, Газ- линскому месторождению и площади Шехитли-Джуджуклы. Оразование
указанных зон, по-видимому, связано с очагами скрытой разгрузки подземных вод.
В альб-сеноманском водоносном комплексе подземные воды также движутся на северо-запад и запад от Гиссарского и Зеравшанско-Тур- кестанского хребтов, для которых характерны высокие абсолютные значения приведенных напоров (площади Азляртепе 469,5 м, Северные Камыши 410,3 м, Тагаринская 499,5 м). Минимальные значения напоров ( — 142,4 м) фиксируются в пределах Зеагли-Дарвазинского поднятия (Сернозаводская зона нарушений). Падение напоров происходит далее на запад в сторону Каспийского моря на площадях Сарыкамыш (136,9 м), Аджигир (94 м) и Кумсешбен (67,1 м).
Таким образом, для всех мезозойских водоносных комплексов отмечается общее снижение приведенных напоров на запад и северо-запад от горных сооружений Гиссарского и Зеравшанско-Туркестанского хребтов. В пределах последних породы комплексов выходят на поверхность и имеются благоприятные условия для инфильтрации (большое количество выпадающих осадков и хорошо развитая гидрографическая сеть). Все это позволяет рассматривать указанные горные сооружения как основные области инфильтрации. Однако следует отметить, что влияние горных сооружений как областей питания (создания напора) вниз по разрезу уменьшается. Наиболее отчетливо оно сказывается на альб-сеноманском водонапорном комплексе, причем на значительной территории (почти на всей Бухарской ступени). Но уже неоком-аптский комплекс испытывает меньшее влияние их, а юрский — еще более ограниченное.
На большей территории бассейна на распределение давления влияют внутренние зоны создания напора за счет отжатия вод по мере уплотнения пород под действием все возрастающей геостатической нагрузки, унаследованной от прошлых гидрогеологических циклов развития. Сказанное хорошо иллюстрируется примерами Мургабской и Заунгузской впадин и Предкопетдагского прогиба, где в водонапорных комплексах отмечены высокие, а в некоторых случаях и почти такие же значения приведенного напора, какие характерны для районов, расположенных недалеко от горных областей.
В Каракумском бассейне по данным о химическом составе подземных вод в водоносных комплексах выделяют несколько гидрохимических зон.
Юрский водоносный комплекс (рис. 66):
зона пресных и солоноватых вод с минерализацией менее 10 г/л (имеет ограниченное распространение, протягиваясь полосой вдоль зоны разрывных нарушений, выраженной передовыми складками Центрального Копетдага — Арчман, Фирюза), воды сульфатно-натриевого типа, rNa/rCl>3, концентрация иода и брома незначительна;
зона соленых вод с минерализацией от 10 до 50 г/л (охватывает западную — Туаркырское поднятие и восточную — примыкает к горным сооружениям Зеравшанско-Туркестанского и Гиссарского хребтов — периферии бассейна), воды сульфатно-натриевого или хлоридно-магниевого 266
Рис. 66. Схематическая гидрохимическая карта юрского водоносного комплекса Каракумского бассейна.
1 — разведочные площади (цифры — содержание сульфат-иона, %), 2—изоминеры, г/л; зоны распространения вод с минерализацией, г/л, 3— > 250, 3 — 100—250, 5— 100—50, 6 — <50 г/л. Остальные условные обозначения см на рис 65
типа, rNa/rCl> 0,87, отмечается повышенная концентрация иода (5—10 мг/л), брома (150—200 мг/л), аммония (до 150 мг/л);
зона слабых рассолов с минерализацией 50—100 г/л (занимает значительную площадь на востоке — Бухарская ступень, а на западе выделяется узкой полосой, оконтуривающей Туаркырское поднятие), минерализация вод увеличивается по направлению к центральным районам бассейна, воды относятся в основном к хлоридно-кальциевому типу, rNa/rCl от 0,6 до 0,8, С1/Вг от 160 до 330;
зона крепких рассолов с минерализацией от 100 до 250 г/л (преобладает на территории бассейна), минерализация 100—150 г/л отмечается в периферийных частях бассейна (Притуаркырский, Приустюртский районы, Чарджоуская ступень), до 200 г/л — в его центральных районах, до 250 г/л — в наиболее погруженных областях (Ассакеауданская и Заун- гузская впадины, Предкопетдагский прогиб), rNa/rCl 0,7, С1/Вг 300, содержание сульфатов в водах низкое (менее 2%), иода, брома, аммония соответственно 20—70, 400 и 300 мг/л;
зона весьма крепких рассолов с минерализацией более 250 г/л (приурочена исключительно к территории распространения соленосной толщи кимеридж-титона), рассолы хлоридно-кальциевого типа, практически бес- сульфатны, rNa/rCl от 0,2 до 0,6, содержание иода до 20 мг/л, брома
267
500—1700 мг/л, на ряде площадей получены сверхкрепкие рассолы (500 г/л и более), приуроченные к линзам пород-коллекторов.
Неоком-аптский водоносный комплекс:
зона пресных и солоноватых вод с минерализацией до 10 г/л (занимает значительную площадь в пределах Бухарской ступени, а также отмечается в районе передовых складок Центрального Копетдага — Арчман, Фирюза), воды слабо метаморфизованы (rNa/rCl> 0,87), с повышенной сульфатностыо, сульфатно-натриевого типа; на Бухарской ступени имеются также гидрокарбонатно-натриевые и хлоридно-магние- вые воды, содержание микрокомпонентов незначительное: иода до 1 мг/л, брома 7—12 мг/л, реже более;
зона соленых вод с минерализацией 10—50 г/л (отмечается на западе бассейна — Туаркыр и на востоке, захватывая северо-восточную часть Каганской ступени, Газлинское поднятие и структуры Питнякской группы поднятий), на Туаркыре воды, как правило, сульфатно-натриевые, сла- бометаморфизованные, rNa/rCl> I, содержание сульфат-иона достигает 30%, на Бухарской ступени химический тип вод меняется на хлоридно- магниевый, переходя в районе Питнякской группы поднятий в хлоридно- кальциевый, rNa/rCl 1—0,7, С1/Вг 250—500, содержание сульфатов 2—20%, микрокомпонентов, мг/л: иода до 8, брома 70, аммония до 40;
зона слабых рассолов с минерализацией 50—100 г/л (сменяет описанную выше зону, протягиваясь неширокой полосой в пределах Чард- жоуской ступени и в районе Питнякской группы поднятий), воды хло- ридно-магниевого либо хлоридно-кальциевого типа, rNa/rCl 0,8—0,7 и CL/Br 250—300, сульфатов 6—10% от суммы анионов, иода 8—9 мг/л, брома до 270 мг/л;
зона крепких рассолов с минерализацией 100—250 мг/л (занимает преобладающую по площади территорию бассейна, охватывает центральные, северные, юго-восточные районы Туркменистана), наиболее распространены рассолы с минерализацией 100—150 мг/л, большая минерализация отмечена на структурах южного склона платформы (Сансыз, Казы, Атасары) и на севере (Хатардаш, Ассакеаудан, Юбилейная и др.) ; рассолы хлоридно-кальциевого типа, rNa/rCl 0,7, С1/Вг 250, практически бессульфатные (менее 4—2% от суммы анионов), иода до 48 г/л, брома 600 мг/л.
Альб-сеноманской водоносный комплекс:
зона пресных и солоноватых вод с минерализацией менее 10 г/л (приурочена к территории обнажения и неглубокого залегания пород комплекса в непосредственной близости от области инфильтрации — Зеравшанско-Туркестанский и Гиссарский хребты, Туаркыр), воды сульфатно-натриевые, rNa/rCl> 1, С1/Вг> 400, содержание сульфатов от 10 до 60%;
зона соленых вод с минерализацией 10—50 г/л (окаймляет описанную выше зону, отмечается в Притуаркырском районе и на востоке в пределах Чарджоуской ступени), воды сульфатно-натриевые или хлорид- но-магниевые, содержание сульфат-иона 10—20%, rNa/rCl изменяется от 0,78 до 1; воды сравнительно невысокой минерализации сульфатно- 268
натриевого типа встречаются также на площади Сернозаводской зоны нарушений в своде Зеагли-Дарвазинского поднятия (на общем гидрохимическом фоне центральных районов Каракумского бассейна, образуемом зоной слабых рассолов с минерализацией 5—100 г/л, Сернозаводская площадь выделяется как аномалия с водами меньшей минерализации — до 25 г/л и повышенной сульфатности — до 15%), содержание иода до 4—5 мг/л, брома до 200 мг/л;
зона слабых рассолов с минерализацией 50—100 г/л (занимает площадь с относительно приподнятым залеганием фундамента — Центральнокаракумский свод, Чарджоуская ступень), рассолы хлоридно-магние- вого и хлоридно-кальциевого типа, сульфатность вод невысокая (до 3%), содержание иода 5—8 мг/л, брома 200—250 мг/л;
зона крепких хлоридно-кальциевых рассолов с минерализацией 100—150 г/л), (распространена на подавляющей части территории бассейна в пределах Мургабской и большей части Заунгузской впадин), rNa/rCl <0,87, С1/Вг 300, содержание сульфат-иона не более 4% от суммы анионов.
Рис. 67. Сводный гидрохимический разрез Каракумского бассейна в Центральной (а) и Восточной (б) Туркмении./ — гидрохимические образования; 2—мергель; 3— песчаник, 4—глина; 5—известняк; 6— аргиллит; 7 — алевролит; 8 — песок; 9 — метаморфические породыРис. 67. Сводный гидрохимический разрез Каракумского бассейна в Центральной (а) и Восточной (б) Туркмении./ — гидрохимические образования; 2—мергель; 3— песчаник, 4—глина; 5—известняк; 6— аргиллит; 7 — алевролит; 8 — песок; 9 — метаморфические породы
Рис. 67. Сводный гидрохимический разрез Каракумского бассейна в Центральной (а) и Восточной (б) Туркмении.
/ — гидрохимические образования; 2—мергель; 3— песчаник, 4—глина; 5—известняк; 6— аргиллит; 7 — алевролит; 8 — песок; 9 — метаморфические породы
Рис. 67. Сводный гидрохимический разрез Каракумского бассейна в Центральной (а) и Восточной (б) Туркмении.
/ — гидрохимические образования; 2—мергель; 3— песчаник, 4—глина; 5—известняк; 6— аргиллит; 7 — алевролит; 8 — песок; 9 — метаморфические породы
Таким образом, в мезозойском разрезе Каракумского бассейна широко развиты рассолы; увеличение минерализации вод во всех комплексах происходит с юго-востока на запад и северо-запад, а также вниз по разрезу (рис. 67).
Газонасыщенность пластовых вод юрского водоносного комплекса в пределах бассейна достаточно высокая — от 220 до 3000 см3/л и более (рис. 68). Максимальное значение газонасыщенности вод (см3/л) фиксируется в подсолевых отложениях на площадях Шарапли (2136), Джил- ликумы (2550), Багаджа (4649). Высокой газонасыщенности соответствует и высокое давление насыщения, создаваемое в основном углеводородной составляющей. В региональном плане максимальная упругость растворенных газов отмечается в Мургабской впадине — 30 МПа, на Чарджоуской ступени — 20 МПа, на Центральнокаракумском своде — 4,5—6,8 МПа (площади Курганчик, Эгритакыр). Причем в этом направлении парциальная упругость азота значительно возрастает, но не превышает упругости углеводородной части. Коэффициент газонасыщенности имеет высокие значения, приближающиеся к единице в приконтурных водах газовых залежей (месторождения Хаджихайрам, Ташлы, Коюн, Курук, Ачак, Юбилейное и др.). В целом же изменение этого коэффициента повторяет закономерность, установленную для упругости растворенных газов.
Рис. 68. Схематическая карта газонасыщенности подземных вод юрского водоносного комплекса Каракумского бассейна.
Линии равных значений: 1 — газонасыщенности, см3/л; 2— коэффициента газонасыщенности.
Остальные условные обозначения см. на рис 65
Состав водорастворенных газов юрского комплекса преимущественно углеводородный. При этом площади, расположенные в непосредственной близости от выявленных залежей нефти и газа (Тарымская, Центральный Сарыкамыш, Чашхын, Коюн, Восточный Шиханли, Ачак, Юбилейная и др.), характеризуются полным преобладанием среди газов углеводородных компонентов. В южном и юго-восточном направлениях от Центральнокаракумского свода (площади Тамдырли, Южные Тамдыр- ли, Саракумы, Восточный Ербент) в составе растворенных газов значительное место занимают тяжелые УВ (до гексана включительно), их доля превышает 10%. На окраинах, примыкающих к областям современной инфильтрации (Копетдаг, Туаркыр, Гиссар), а также в районе Пит- някской группы поднятий и Устюрта в газах преобладает азот.
Воды неоком-аптского комплекса также характеризуются высокой газонасыщенностью — от 170 до 2240 см3/л. Максимальные значения газового фактора вод приурочены к Мургабской впадине (площади Шехитли, Джуджуклы и др.), минимальные— к Бухарской ступени (площади Южный Мубарек, Юлдузкак), но и здесь фиксируется повышенная газонасыщенность в приконтурных водах газовых залежей. В северной части Бухарской ступени (площади Ашикудук, Атбакор) содержание в воде газа составляет 125—1970 см3/л. В пределах Центральнокаракумского свода и его южного и юго-восточного склонов газонасыщенность вод комплекса 800—1300 см3/л (Курук, Атасары и др.), причем намечается тенденция дальнейшего роста этого параметра в направлении Предкопетдагского прогиба и Мургабской впадины.
Упругость водорастворенных газов неоком-аптского комплекса намного ниже, чем в юрском комплексе. Однако на некоторых площадях (Шехитли, Джуджуклы и др.) зафиксировано давление насыщения 40—50 МПа. Упругость газов уменьшается по направлению от Зеагли- Дарвазинского поднятия к Дарьялык-Дауданскому прогибу (2—5 МПа), причем в суммарной упругости преобладает парциальная упругость азота. Максимальные значения коэффициента газонасыщенности присущи водам Мургабской впадины (на площадях Шехитли, Джуджуклы более 1). Высокий коэффициент газонасыщенности характерен для Бухарской ступени, Хивинской зоны опусканий и Зеагли-Дарвазинского поднятия, севернее и' северо-западнее которых его значения уменьшаются до 0,4.
Водорастворенные газы неоком-аптского комплекса Центральнокаракумского свода преимущественно метановые (метана от 85 до 95—98%). Газам, отобранным из законтурных скважин Зеагли-Дар- вазинской группы месторождений, свойственна низкая степень обогащения тяжелыми УВ. Газы, содержащие до 50% азота, распространены в пределах Северной Туркмении и большей части Бухарской ступени. Полное преобладание азота над УВ установлено в Ассакеауданском, Дарьялык-Дауданском прогибах и районах, примыкающих к областям инфильтрации — к Туаркыру, Гиссару).
Газонасыщенность подземных вод альб-сеноманского водоносного комплекса в районах Центральнокаракумского свода, Бухарской 271
и частично Чарджоуской ступеней не превышает 1000 см3/л. На Бухарской и Чарджоуской ступенях фоновое значение упругости, как правило, 0,2—0,5 МПа. Повышенные значения упругости фиксируются только в непосредственной близости от контура залежей (месторождения Газли, Ташкудук и др.). Район Центральнокаракумского свода также характеризуется низкими фоновыми значениями упругости газов. Группа залежей Зеагли-Дарвазинского месторождения выделяется как аномальная зона повышенного значения упругости, достигающего в приконтурных частях залежей 4 МПа. В газах этого комплекса в большей части бассейна преобладает азот. Растворенные газы углеводородного состава установлены в альбских отложениях Бахардокской моноклинали, Пред- копетдагского прогиба и Мургабской впадины. Полное преобладание углеводородных компонентов зафиксировано только в зонах установленной промышленной газоносности — в ореолах рассеяния залежей Зеагли- Дарвазинского поднятия, Центральнокаракумского свода, Бухарской и Чарджоуской ступеней.
К юрскому водоносному комплексу приурочены воды с высоким фоновым содержанием СХБ (3—15 мк/л) на южном и юго-восточном склонах Центральнокаракумского свода и в погруженных частях бассейна. Здесь же наблюдается высокое фоновое содержание, мг/л: органического азота до 1, бензола до 0,5, фенолов до 1. Также повышена концентрация СХБ в водах Мургабской впадины, Бухарской и Чарджоуской ступеней (1—2 мг/л и выше).
В неоком-аптском водоносном комплексе наиболее высокая концентрация СХБ (до 2—7,7 мг/л) отмечена в водах в пределах Чарджоуской и Бухарской ступеней и южного склона Центральнокаракумского свода, в карабильской свите Мургабской впадины и Карабиль- Бадхызской зоны. Водорастворенный азот имеет высокое фоновое значение в пределах немного меньшей площади, чем Сорг. Содержание бензола (0,05—0,5 мг/л) характерно для вод отдельных участков Центральнокаракумского свода, Чарджоуской ступени и северного борта Заунгузской впадины. Фенолы в количестве 0,2—0,9 мг/л встречены в водах Центральнокаракумского свода (его южного и юго-западного склонов) и Чарджоуской и Бухарской ступеней.
Воды альб-сеноманского комплекса обладают повышенной фоновой концентрацией СХБ (2—5 мг/л) в пределах Бухарской ступени, восточной части Чарджоуской ступени, юго-западного склона Центральнокаракумского свода и в Мары-Байрамалийском районе. Низкое фоновое содержание СХБ (менее 2 мг/л) характерно для Центральнокаракумского свода и Заунгузской впадины. Повышенная концентрация органического азота (0,1—0,3 мг/л) отмечена лишь на двух небольших участках: в восточной части Чарджоуской ступени и на Газлин- ском поднятии.
Анализ карт-срезов позволяет сделать вывод о приуроченности максимальной температуры к приподнятым блокам фундамента (Центральнокаракумский свод, Кушкинская группа поднятий и др.), а минимальной — к областям глубокого прогибания фундамента (Пред- 272
Рис. 69. Карта геоизотерм (°C) по кровле юрского водоносного комплекса Каракумского бассейна.
Условные обозначения см на рис 65
копетдагский прогиб и Мургабская впадина). Общее увеличение температуры в юрском комплексе происходит со стороны Гиссарского и Зеравшанско-Туркестанского хребтов — на запад и северо-запад (рис. 69).
Для неоком-аптского комплекса наблюдается в общем та же закономерность в температурном режиме, что и для юрского. Общее региональное увеличение температуры происходит также со стороны Гиссарского и Зеравшанско-Туркестанского хребтов от 48—52° С на западе до 120° С (Шехитли) и до 78—79° С на северо-западе (Ачак, Северный Ачак). Максимальная температура отмечается в пределах Мургабской и Заунгузской впадин и Предкопетдагского прогиба (80—120° С), сравнительно низкая 38—63° С — в пределах Зеагли-Дарвазинского (Центральнокаракумский свод), Газлинского и Каганского (Бухарская ступень) поднятий.
Температура по кровле альб-сеноманского комплекса колеблется в пределах 37—99° С. Намечается общее региональное увеличение ее от 38—40° С в юго-восточной части бассейна, примыкающей к Зерав- шанско-Туркестанскому и Гиссарскому хребтам, до 99° С (Такыр) на западе и до 71° С (Ачак) на северо-западе. Максимальное значение температуры (60—99° С) характерно для Предкопетдагского хребта, Мургабской и Заунгузской впадин, значительно меньшие —- для Центральнокаракумского свода, Газлинского и Каганского выступов Бухар- 273
ской ступени. На региональном западном и северо-западном направлениях увеличения температуры отмечаются отдельные термоаномалии: положительные приурочены к площадям Рометан, Ачак и др., отрицательные — к Зеагли-Дарвазинскому поднятию. Положительные термоаномалии связаны с очагами разгрузки вод нижезалегающих комплексов, а отрицательные образуются обычно вследствие адиабатического процесса, сопровождаемого поглощением тепла при формировании газовых скоплений.
Подземные воды месторождений
Карабильское газовое месторождение расположено в Центральной части Бадхыз-Карабильской ступени и приурочено к Карабильской брахиантиклинали Курукбейлинского вала. Первый промышленный приток газа был получен в 1970 г. из готеривских отложений.
Карабильская брахиантиклиналь западно-северо-западного простирания имеет размеры по кровле готеривских отложений 19X7,5 км2, амплитуду 121 м, угол наклона северного крыла 2°, южного— 1°. По кровле бухарских слоев амплитуда складки составляет 83 м.
В разрезе месторождения выделены два продуктивных газоносных горизонта: бухарский — вмещает газовую залежь сводового водоплавающего типа, готеривский — состоит из двух пластов, каждый из которых содержит полнопластовую газовую залежь.
Подземные воды готеривского горизонта характеризуются относительно невысокой для этого района минерализацией (табл. 38). Доля сульфат-иона 1,2—2,4%. Степень метаморфизации вод невысока (rNa/rCl 0,86). Содержание иода уменьшается по мере удаления от контура газоносности, на расстоянии 3000 м от него составляет 15,1 мг/л, а 1500 м — 9 мг/л. Состав газа в контурных водах углеводородный, газонасыщенность вод и упругость водорастворенных газов высокие (табл. 39).
Подземные воды бухарского горизонта невысокой минерализации — 4—24 г/л. Доля сульфатов в законтурных водах повышена до 28%. Газонасыщенность контурных вод 1303—2300 см3/л, коэффициент газо- насыщенности 0,57—0,84, в водорастворенных газах преобладают метан и его гомологи (до 94%). Водорастворенное ОВ содержится в невысоких концентрациях. Фенолы и бензол в законтурной части имеют повышенные концентрации (12,6 и 1,43 мг/л).
Ачакское газоконденсатное месторождение приурочено к одноименной брахиантиклинальной складке на Ургенчском выступе в северной части Заунгузской впадины. Размеры складки 25X8 км, амплитуда свыше 250 м. Складка асимметричная, имеет крутое северо-западное (10°) и пологое юго-восточное (l°30z) крылья. Выявлено 13 продуктивных горизонтов в отложениях нижнего мела и верхней юры.
Минерализация верхнеюрских контурных вод достигает 164 г/л, а при удалении от контура газоносности она снижается до 141 г/л, rNa/rCl 0,66—0,68. Состав водорастворенных газов повсеместно угле- 274
Таблица 38
Химический состав подземных вод месторождений Каракумского бассейна
Интервал перфорации.
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
м.
Положение скважины
СГ
SO42"
НСОа"
Са2 +
Mg2 +
Na+ + + к+
Вг'
Г
Карабиль (Kig—Ьг)
2234—2246
36 169
276
317
1903
425
20 722
182,48
14,81
62,0
Закон-
1020
10
5,2
100
30
900
турная
2047—2055
62 929
1296
158
9819
30
30 167
214,72
19,67
106,2
Внутри
1770
30
2,6
490
2,5
1310
контура
2160—2173
47 871
808
616
3907
577
25 983
261,70
8,79
79,5
Закон-
1350
20
10
200
30
ИЗО
турная
2241—2263
111 620
419
133
16 865
2295
50 305
205,30
181,6
Внутри
3140
10
2,18
840
190
2190
контура
Багаджа
№)
2996—3060
36 868
475
573
3360
1044
18 800
220,20
3,60
61,6
Внутри
1040
10
10
170
90
820
контура
3032—3042
62 466
1283
573
1720
364
32 436
244,80
10,50
89,5
То же
1480
30
10
90
30
1410
3254—3258
29 069
451
1122
1880
486
16 684
120,50
16,20
50,1
>
820
10
20
90
40,5
730
Ачак (Лз)
2034—2042
101 920
651
48
16 558
2796
42 069
164.1
Закон-
2 870
10
0,8
830
230
1830
турная
Гугуртли
№)
1922—1925
118 347
574
146
12 725
2006
58 692
495,50
16,90
192,4
Внутри
3330
10
2,4
640
160
2550
контура
2110—2116
62 929
832
311
8016
1140
29 984
351,65
16,92
103,1
То же
1770
20
10
400
90
1300
1894—1898
68 690
1156
488
8466
1216
33 150
368,96
19,04
112,9
»
1930
20
10
420
100
1440
Наип (Кig-
-Ьг)
2205—2200
113 450
289
122
16 834
2917
48 923
438,90
21,00
181,6
Внутри
3200
10
2,3
840
180
2120
контура
1938—1940
60 270
905
158
7264
1216
28 955
227,16
19,46
98,6
Закон-
1700
20
2,6
360
100
1260
турная
2250—2254
121 007
637
36
18 162
2432
53 361
445,28
24,11
195,6
Внутри
3400
10
0,6
910
200
2320
контура
2262—2266
132 975
1720
341
19 038
1824
61 902
456,27
16,31
217,8
То же
3750
40
10
950
150
2690
Примечание Тип вод хлоридно-кальциевый
Таблица 39
Интервал перфорации, м
Температура пласта, ° С
Минерализация воды, г/л
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
СО2
СН,
С2Н6
СзНв
C4H10 4~ в
N2 + редкие
Не
АгАгХарактеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений Каракумского бассейна
Аг
Аг
Карабиль (Kig—br)
2234—2246
101
62,0
1500
1,41
90,04
0,12
0,009
0,070
8,32
0,01
0,02
124,8
0,60
2160—2173
100
79,5
2592
7,38
88,32 | 0,58
Багаджа
(J3)
3,19
0,03
0,50
...
3254—3258
126
50,1
4659
3,45
95,31
0,03
0,001
0,001
1,21
0,00
0,00
37,7
1,13
2017—2040
88
821
1,99
94,22
0,26
0,020
0,009
3,39
0,08
0,03
9,4
н. Д.
2034—2042
89
164,1
1083
0,30
97,97
Гь
0,52
/гуртли
0,040
Ш
0,550
0,49
0,06
0,07
17,9
0,83
2014—2020
92
93,9
1038
0,00
94,67
3,81
0,500
0,100
0,83
0,09
9,8
0,47
2147—2141
92
152,6
1665
6,20
89,35 | 3,81
Haun (Kig-
0,060
-br)
0,040
0,07
0,03
24,8
1,07
2200—2205
91
181,6
1252
0,00
99,04
0,25
0,040
0,010
0,65
0,01
0,00
17,6
1,13
1938—1940
83
88,6
1,40
86,37
0,00
0,000
0,000
11,61 .
0,60
0,02
2200—2205
1 fee
0,00
3,39
0,610
0,130
95,85
0,02
Общая упругость газа, МПа
Рг/р.
водородный (97—99%). Газонасыщенность вод увеличивается к контуру газовой залежи до 1000 см3/л. Такая же закономерность наблюдается в изменении коэффициента газонасыщенности: вблизи контура он достигает 0,97, а при удалении на 2500 м — 0,83.
Наипское газоконденсатное месторождение приурочено к северо- восточному окончанию Стихийного вала, расположенного в северной части Балкуинского прогиба. Оно представляет собой брахиантикли- нальную складку, вытянутую с северо-востока на юго-запад. Структура имеет четко выраженное ассимметричное строение: крутое (8—9°) северо-западное и пологое (2°) юго-восточное крылья. Размеры складки по нижнемеловым отложениям 10X7 км, высота 65—70 м.
Продуктивные газоносные горизонты приурочены к терригенным породам нижнего мела, карбонатному комплексу верхней юры, аптским, кимеридж-титонским, келловей-оксфордским отложениям.
Пластовые воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 99—218 г/л (наибольшая минерализация отмечается в водах горизонтов V и Va). Минерализация вод верхнеюрских отложений колеблется от 107,8 до 159,2 г/л, причем с глубиной она увеличивается, rNa/rCl изменяется от 0,62 до 5,5 для неокомских и от 0,65 до 0,89 для юрских отложений. Доля сульфат-иона незначительна — не более 2,5% в нижнемеловых и 4% в верхнеюрских горизонтах. Из микрокомпонентов в пластовых водах встречены иод, бром, и аммоний, содержание которых соответственно изменяется в пределах 10—50, 227—478 и 8—102 мг/л. Сероводород в пластовых водах отсутствует. Состав водорастворенных газов углеводородный, газонасыщенность от 1138,6 до 1943,3 см3/л.
Багаджинское газоконденсатное месторождение располагается в центральной части Багаджинского вала — крупной структурной единицы Заунгузской впадины и по кровле келловей-оксфордских отложений представляет собой брахиантиклиналь северо-западного простирания размером 15X38 км (по изогипсе —2900 м). Амплитуда поднятия 237 м, углы наклона крыльев: северо-восточного 1°30', юго-западного 2°30/.
Продуктивный горизонт — келловей-оксфорд, вмещает две газоконденсатные залежи: верхнюю — полнопластовую сводовую и нижнюю — массивную.
В приконтурных водах отложений келловей-оксфорда минерализация изменяется от 50 до 102 г/л, а за контуром газоносности уменьшается до 35 г/л, rNa/rCl 0,83—0,85, содержание иода и брома соответственно 3—16 и 120—244 мг/л.
Водорастворенные газы — углеводородные, максимальное содержание метана и его гомологов обычно фиксируется в приконтурных водах, СН4/ТУ в приконтурных водах составляет около 66, а за контуром уменьшается до 44 с одновременным возрастанием доли азота. Газонасыщенность подошвенных вод в контуре залежи 1500 см3/л, а за контуром — 2065 см3/л. В этом же направлении увеличивается коэффициент газонасыщенности (до 0,4).
Гугуртлинское газоконденсатное месторождение приурочено к склад-
277
ке, расположенной на северном окончании Гугуртли-Учкырского вала и представляющей собой асимметричную брахиантиклиналь северозападного простирания. Размеры структуры по кровле келловей- оксфордских отложений 23,5X11 км, высота 170 м, углы падения крыльев 1,5—2,5°.
На месторождении установлено более десятка газоносных горизонтов. Этаж газоносности охватывает отложения от низов альба до палеозойского фундамента.
В продуктивной части разреза выделены два водоносных горизонта: келловей-оксфордский и кимеридж-титон-верхнеальбский. Водоупором между ними служат глины и ангидриты гаурдакской свиты. Воды продуктивных горизонтов относятся к хлоридно-кальциевому типу. Минерализация вод продуктивного разреза возрастает от 150 г/л (горизонты альба) до 201 г/л (горизонты нижней и средней юры). Ниже по разрезу минерализация пластовых вод уменьшается, однако с глубиной она вновь возрастает от 111 до 139 г/л. В водах наиболее постоянны доля хлора (96,1—99,7%), натрия и калия (64,6—78,6%). Содержание кальция (14,2—28,2%) в несколько раз превышает содержание магния (3,8-9%).
IL2.8. СЕВЕРО-УСТЮРТСКИЙ БАССЕЙН
Северо-Устюртский нефтегазоносный бассейн занимает территорию между Горным Мангышлаком, Уралом и его продолжением, акваториями Каспийского и Аральского морей общей площадью 240 тыс. км2. Гидрогеологические условия бассейна изучались У. М. Ахмедсафиным, А. В. Сотниковым, Н. В. Зейберлихом, Э. Т. Кудашевым, В. Н. Пашковским, Е. В. Стадником, М. И. Субботой и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность и гидрогеологические условия
Основной структурный элемент Северо-Устюртского бассейна — крупная Северо-Устюртская синеклиза, разделенная на впадины (рис. 70).
Фундамент Северо-Устюртской синеклизы докембрийского возраста, залегает на глубинах от 4—6 до 6—10 км. Между фундаментом и осадочным чехлом выделяется промежуточный комплекс мощностью до 5 км, представленный песчано-глинистыми и карбонатно-терригенными отложениями каменноугольно-пермско-триасового возраста. Платформенный чехол мощностью до 5 км сложен терригенными, а в верхней части карбонатными отложениями юры, терригенными и карбонатными породами мела, палеогена и неогена.
В разрезе бассейна установлен палеогеновый газоносный и средневерхнеюрский нефтегазоносный комплексы. С палеогеновым комплексом связаны Базайское (залежи Жаманкоянкулак и Жак- сыкоянкулак), Чумышты-Чагырлинское и Кзылойское газовые место- 278
ГП»
№512
ЕЯ5 15551$
ЕЯ7
Е5«
EW
И"
Рис. 70. Гидродинамическая схема нижнемелового водоносного комплекса Северо-Устюртского бассейна.
/ — скважины, по которым вычислены приведенные (к плотности 1,04 г/см3) статические уровни, 2— гидроизопьезы, м; зоны с разными значениями статических уровней, м; 3— 200 и выше, 4— 200—100, 5 — 100—50, 6 — 50 и ниже; 7 — направление потока подземных вод; 8 — тектонические нарушения; 9 — области выхода меловых отложений на поверхность; 10 — контуры основных впадин и поднятий; // — месторождения нефти и газа (а— Арыстановское, 6—Чагарлы-Чумыштинское, в — Базайское, г — Куанышское).
Крупнейшие тектонические элементы: П — Прикаспийская синеклиза, М — Мангышлакско-Цент- ральноустюртская синеклиза. СУ — Северо-Устюртский прогиб. Крупные тектонические элементы. Мульды: / — Кургантаузская, //—Кашкаратинская; депрессии: III—Косбулакская, IV—Сам- ская, V—Култукская; VI — Мынсуалмасская тектоническая ступень; VII — Актумсукское поднятие, VIII — Арстановская группа поднятий, выступы: IX—Кызанский, X—Байчагырский, X! Южно-Бузачинский прогиб; впадины: XII — Барсакельмес-Судочья, XIII — Восточно-Аральская
рождения. Продуктивные горизонты приурочены к верхней части кум- ского горизонта верхнего эоцена и представлены песчано-алевритовыми породами. Нефтеносность верхнеюрского комплекса доказана на месторождении- Каракудук, где продуктивные горизонты, приуроченные к келловейскому ярусу, сложены переслаиванием глин, алевролитов и песчаников. В среднеюрских отложениях, представленных чередованием глин, аргиллитов, алевролитов и песчаников, залежи нефти установлены на Арыстановском месторождении. В низах средней юры открыта небольшая залежь газоконденсата на месторождении Куаныш. На структуре Западный Барсакельмес из среднеюрских отложений получен слабый приток газа, а из нижнеюрских — промышленный приток нефти.
В разрезе осадочного чехла бассейна выделяют шесть водоносных комплексов:
верхнепалеозойско-триасовый, залегающий на фундаменте, водовмещающие отложения — преимущественно песчаники;
юрский, водовмещающие породы для верхней части комплекса — трещиноватые известняки, средней и нижней — пески и песчаники, верхним водоупором комплекса служат преимущественно глинистые отложения валанжин-готеривской серии нижнего мела;
нижнемеловой (валанжин, готерив, апт, альб), водовмещающие отложения — преимущественно пески и песчаники, верхним водоупором является сеноман-туронская преимущественно глинистая толща; верхнемеловой (коньяк, турон, сантон, кампан, масстрихт), водовмещающие отложения - пески, песчаники, трещиноватые известняки и мергели, водоупорным перекрытием служат эоценовые глины;
эоценовый, с мощными водоупорами, среди которых заключены маломощные пласты алеврито-песчаных коллекторов;
покровный олигоцен-неогеновый, представленный переслаиванием глинистых и песчано-алевритовых водоупоров и коллекторов, а также эоловых четвертичных песков.
Основные области современного питания и создания напоров пластовых вод Северо-Устюртского бассейна расположены в пределах южного окончания складчатого Урала и Примугоджарско- Чушкакульской зоны поднятий. Разгрузка подземных вод происходит в пределах Аральского моря и Арало-Куландинской дислокации, где известны минеральные источники из юрских, меловых и палеогеновых отложений (рис. 70). Кроме того, внутренняя разгрузка осуществляется также в тектонически ослабленных зонах, где имеются пути для межпластовых перетоков (тектонические швы Южно-Эмбен- ского поднятия, тектонические ступени, ограничивающие мульды и др.). Не исключено, что в наиболее глубоких частях бассейна водоносные комплексы юрских и нижележащих отложений образуют системы эли- зионного типа. Скорость движения подземных вод в окраинных зонах области в среднем составляет для эоценовых горизонтов до 1 м/год и нижнемеловых — до 2 м/год и более.
Температура подземных вод растет с глубиной. Наибольшая температура (134° С) отмечена на площади Аламбек в Барсакельмес- Судочьей впадине. Установлен рост температуры с севера и юга к центральным частям Северо-Устюртской системы прогибов и Барса- кельмес-Судочьей впадины. На срезе 500 м температура возрастает от 28 до 43° С. Наиболее охлажденные зоны на этой глубине расположены в пределах северных и северо-западных частей Челкарского прогиба, а наиболее прогретые фиксируются в недрах Барсакельмес-Судо- чьей впадины. На срезах 1500 и 2500 м, где температура повышается соответственно от 51 до 81° С и от 72 до 115° С, появляется еще одна прогретая зона, приуроченная к наиболее прогнутой части Северо-Устюртской системы прогибов.
Подземные воды Северо-Устюртского бассейна хлоридно-каль- циевого типа различной минерализации. Только в зонах активного водообмена (олигоцен-неогеновый комплекс и области инфильтрации) 280
Ш' Вг ^j ^4 И ®^
Рис 71 Схема гидрохимической зональности нижнемеловых отложений Северо- Устюртского бассейна
1— скважины, в которых проводились исследования (цифра перед дробью — общая минерализация, г/л, в числителе и знаменателе — содержание соответственно иода и брома, мг/л, за дробью — величина отношения rNa/rCl), 2 — граница между гидрохимическими зонами, 3 — воды, преиму щественно гидрокарбонатно и сульфатно натриевого типов с минерализацией менее 25 г/л, 4 — воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией более 25 г/л, 5— линия выклинивания гидрохимических осадков кунгура, 6 — гидрохимический узор (см шкалу на рисунке)
Остальные условные обозначения см на рис 70
известны воды сульфатно- и гидрокарбонатно-натриевого и хлоридно- магниевого типов. При движении на юг и юго-восток в сторону погруженных частей бассейна происходит изменение типа воды на хлоридно- кальциевый и возрастают общая минерализация (от 10—20 до 100— 200 г/л), содержание брома (от единиц до 200—300 мг/л), а также иода и бора от долей миллиграмма на метр соответственно до 20 и 50 мг/л и более (рис. 71).
Для Северо-Устюртского бассейна характерна гидрохимическая инверсия: в меловых горизонтах встречены пресные или слабоминерализованные воды сульфатно- и гидрокарбонатно-натриевого типов. Здесь же значительно уменьшается газонасыщенность вод и возрастает доля азота в газах (табл. 40).
Таблица 40
Типы гидрохимических разрезов Северо-Устюртского бассейна
Параметрыподземных водПараметрыподземных водолнгоцен- неогеновыйэоценовыйнижнемеловойолнгоцен- неогеновыйэоценовыйнижнемеловойюрскийюрскийМ\ т/л SO4~, мг/л Вг-, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/АгГазовый фактор, см3/лУпругость газов, МПа Рг/рвМ\ т/л SO4~, мг/л Вг-, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/АгГазовый фактор, см3/лУпругость газов, МПа Рг/рв1—260—8010—14120—180250—3500—10400—60040—600—2180—22012—18180—240015—200—15—101,4—2,20,75—0,771 — 1,20,6СН, ГН, ХМхкСН, ГН, ХМхк1592—965—1075—8083,33—590—921—20,002—0,0030,2—0,30,01—0,020,1—0,255600—70010—208000,3—0,53,5—4,80,1—0,210,00,010,84—0,910,010,721—260—8010—14120—180250—3500—10400—60040—600—2180—22012—18180—240015—200—15—101,4—2,20,75—0,771 — 1,20,6СН, ГН, ХМхкСН, ГН, ХМхк1592—965—1075—8083,33—590—921—20,002—0,0030,2—0,30,01—0,020,1—0,255600—70010—208000,3—0,53,5—4,80,1—0,210,00,010,84—0,910,010,72Базайское поднятиеБазайское поднятиеМ, г/л SO4-, мг/л Вг~, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/Аг Газовый фактор, см3/л Упругость газов, МПа Рг/РвМ, г/л SO4-, мг/л Вг~, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/Аг Газовый фактор, см3/л Упругость газов, МПа Рг/Рв1490—1103584349410—20307604300—320561460,410—15340,90,6—0,70,90,6СН, ГН, ХМхкСН, ГН, ХМхк5—1092—964—684—8685—955—890—958—120,2—0,30,050,120—50280—3800,1—0,22,4—2,90,010,58—0,731490—1103584349410—20307604300—320561460,410—15340,90,6—0,70,90,6СН, ГН, ХМхкСН, ГН, ХМхк5—1092—964—684—8685—955—890—958—120,2—0,30,050,120—50280—3800,1—0,22,4—2,90,010,58—0,73Чумышты-Чагырлинское поднятиеЧумышты-Чагырлинское поднятиеВодоносные комплексы
Параметрыподземных вод
Параметрыподземных вод
олнгоцен- неогеновый
эоценовый
нижнемеловой
олнгоцен- неогеновый
эоценовый
нижнемеловой
юрский
юрский
М\ т/л SO4~, мг/л Вг-, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/Аг
Газовый фактор, см3/л
Упругость газов, МПа Рг/рв
М\ т/л SO4~, мг/л Вг-, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/Аг
Газовый фактор, см3/л
Упругость газов, МПа Рг/рв
1—2
60—80
10—14
120—180
250—350
0—10
400—600
40—60
0—2
180—220
12—18
180—240
0
15—20
0—1
5—10
1,4—2,2
0,75—0,77
1 — 1,2
0,6
СН, ГН, ХМ
хк
СН, ГН, ХМ
хк
15
92—96
5—10
75—80
83,3
3—5
90—92
1—2
0,002—0,003
0,2—0,3
0,01—0,02
0,1—0,2
55
600—700
10—20
800
0,3—0,5
3,5—4,8
0,1—0,2
10,0
0,01
0,84—0,91
0,01
0,72
1—2
60—80
10—14
120—180
250—350
0—10
400—600
40—60
0—2
180—220
12—18
180—240
0
15—20
0—1
5—10
1,4—2,2
0,75—0,77
1 — 1,2
0,6
СН, ГН, ХМ
хк
СН, ГН, ХМ
хк
15
92—96
5—10
75—80
83,3
3—5
90—92
1—2
0,002—0,003
0,2—0,3
0,01—0,02
0,1—0,2
55
600—700
10—20
800
0,3—0,5
3,5—4,8
0,1—0,2
10,0
0,01
0,84—0,91
0,01
0,72
Базайское поднятие
Базайское поднятие
М, г/л SO4-, мг/л Вг~, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/Аг Газовый фактор, см3/л Упругость газов, МПа Рг/Рв
М, г/л SO4-, мг/л Вг~, мг/л I-, мг/л rNa/rCl Типы вод СН4, % n2, % Не/Аг Газовый фактор, см3/л Упругость газов, МПа Рг/Рв
14
90—110
35
84
3494
10—20
307
60
4
300—320
56
146
0,4
10—15
3
4
0,9
0,6—0,7
0,9
0,6
СН, ГН, ХМ
хк
СН, ГН, ХМ
хк
5—10
92—96
4—6
84—86
85—95
5—8
90—95
8—12
0,2—0,3
0,05
0,1
20—50
280—380
0,1—0,2
2,4—2,9
0,01
0,58—0,73
14
90—110
35
84
3494
10—20
307
60
4
300—320
56
146
0,4
10—15
3
4
0,9
0,6—0,7
0,9
0,6
СН, ГН, ХМ
хк
СН, ГН, ХМ
хк
5—10
92—96
4—6
84—86
85—95
5—8
90—95
8—12
0,2—0,3
0,05
0,1
20—50
280—380
0,1—0,2
2,4—2,9
0,01
0,58—0,73
Чумышты-Чагырлинское поднятие
Чумышты-Чагырлинское поднятие
В подземных водах бассейна присутствует кислород (до 0,063 см3/л), максимальная его концентрация отмечена в водах верхних гидрогеологически раскрытых зон, а также в водах альб-сеноманского горизонта на площадях Челкарского прогиба. В водах эоценовых и юрских отложений, а также в погруженных зонах региона свободный кислород отсутствует. Характерно распределение, кислорода в водах Базайского поднятия: в верхних приповерхностных горизонтах миоцена кислорода до 0,02—0,03 см3/л, в водах эоценовых гидрогеологически
закрытых толщ, залегающих ниже, он отсутствует, ниже по разрезу с увеличением раскрытости недр он снова появляется, его содержание в водах альб-сеноманского горизонта на глубинах 1000—1100 м достигает 0,024 см3/л.
Газы закрытых районов области изменяются от азотных в подзем-
ных водах покровного комплекса до сухих углеводородных (тяжелых УВ до 1%) в эоценовых отложениях и углеводородно-азотных (обогащенных тяжелыми УВ до 5%) в юрских и нижележащих горизонтах. Средние величины газонасыщенности вод при этом изменяются от 40 до 600 и 1550 см3/л, а упругость газов — 0,4 до 3,4 и 21,4 МПа. Воды эоценового и юрского комплексов на большей части территории предельно насыщены газом.
Подземные воды Базайского месторождения
Базайское газовое месторождение приурочено к одноименному поднятию субмеридионального простирания, расположенному в зоне сочленения Кашкаратинской мульды и Косбулакской депрессии. Поднятие осложнено цепочкой более мелких структур (с севера на юг): Жаксы- коянкулак, Жаманкоянкулак, Жарсай, амплитуды которых составляют 100—200 м. Газовые залежи приурочены к Жаманкоянкулакской и Жаксыкоянкулакской структурам. Промышленные притоки газа получены из продуктивной толщи кумского горизонта верхнего эоцена. Глубина залежей 300—400 м.
Р разрезе Базайского поднятия установлено пять водоносных комплексов: палеозойско-триасово-юрский, нижнемеловой, верхнемеловой, эоценовый и покровный олигоцен-неогеновый (табл. 41).
В водах юрского комплекса содержание брома достигает 180— 240 мг/л, иода 5—10 мг/л, в меловых отложениях оно снижается — брома до 12—18 мг/л и иода до 1 мг/л и полного отсутствия. Воды кумского продуктивного горизонта эоценового комплекса хлоридно- кальциевого типа, бессульфатные с минерализацией 53—71 г/л, иногда и более. Содержание брома достигает 320 мг/л, иода — 20 мг/л. Воды покровного олигоцен-неогенового комплекса обычно гидрокарбонатно- натриевого и реже хлоридномагниевого типов. Минерализация вод не превышает 1—2 г/л, содержание брома достигает 2 мг/л, а иод практически отсутствует.
Состав газов юрских отложений и кумского горизонта преимущественно метановый, а нижнемеловых и олигоцен-неогеновых — азотный (табл. 42).
В водах кумского горизонта отсутствует зависимость величины газового' фактора от расстояния до контура залежей и «пустых» структур. Так, в пределах структурно-опущенной Аккулковской площади газонасыщенность составляет 606—617 см3/л и примерно такая же (619 см3/л) отмечается в скв. Г-6, расположенной вблизи контура газоносности на площади Жаксыкоянкулак. Несколько большие величины (до 650—692 см3/л) отмечаются в пробах, отобранных в водах подошвенной части газовых залежей. Общая упругость газов 3,2— 3,5 МПа, рг/рв изменяется от 0,71—0,74 (Аккулковка) до 0,83—0,94 (Жаксыкоянкулак и Жаманкоянкулак) с тенденцией уменьшения с глубиной залегания кумского горизонта. Вблизи гипсометрически припод-
Таблица 41
Химический состав подземных вод месторождений Аккулковско-Базайской группы
Площадь
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Ионный состав, мг/л
СГ
SOi"
HCOj~+CCK-
Кзылойская
J1
2353—2350
101622,8
3,29
140,3
2865,84
0,07
2,3
Жаксыкоян кулак-
-12
2472—2476
72232,87
1226,27
42,70
ская
2037,02
25,55
0,70
Кзылойская
Зз
2170—2174
100674,53
1,65
67,10
2839,1
0,03
1,1
Жаксыкоян кулак-
Kial
1039—1063
8637,2
515,1
317,2
ская
243,5
10,1
5,2
Кзылойская
к2
823—825
3112,56
457,59
183
87,78
9,53
3
Жаксыкоянкулакс-
353—399,
40222,62
18,11
250,1
кая
473—477
1134,31
0,38
4,1
»
353—358,
33518,85
14,81
298,9
364—366
945,26
0,31
4,9
Жаманкоянкулак-
433—440
35023
8,23
12,2
ская
987,67
0,17
0,2
Р^кт
422—418
41484,8
18,1
228.
1189
0,4
3,7
396—399
41484
9,8
228
1169
0,2
3,7
»
379—383
380587,5
4,94
195,2
1074,1
0,1
3,2
Аккулковская
586—592
44216,54
49,38
298,9
*
1246,94
1,09
4,9
Жаксыкоянкулак-
₽гз
50—54
539,35
232,09
457,5
ская
15,21
4,84
7,5
Жаманкоянкулак-
Р.Г3
26—100
6023,96
3494,46
140,3
ская
169,88
72,8
2,3
»
N!
10—15
163,0
345
341
4,6
7,18
5,56
пятых залежей Базайского месторождения воды предельно насыщены газами.
Температура недр в пределах месторождения меняется от 16° С на глубине 100 м до 102° С на глубине 3000 м. Величина геотермической ступени (м/° С) уменьшается с глубиной: верхняя часть разреза, глубины до 200 м (миоцен, верхне- и среднеолигоценовые отложения) — 20—30, до глубины 600 м (отложения кумского горизонта) — 15—20, меловые отложения — от 33 до 55, валанжин-готеривские, юрские и пермско-триасовые отложения (появляются мощные глинистые покрышки и улучшается гидрогеологическая закрытость недр) — от 27 до 34.
Сравнение приведенных к плотности 1,1 г/см3 статических уровней юрского, мелового и эоценового водоносных комплексов свидетельству- 284
поднятий
(в числителе), мг экв/л
(в знаменателе)
М, г/л
Тип вод
Положение скважины
Са2 +
Mg2 +
Na +
к+
V. г/см3
9288,67
463,51
1238,4
101,85
79413,25
3452,75
150
19,18
192894,68
1,1162
хк
Законтурная
5479,2
273,41
821,88
67,59
39248,81
1706,47
616,1
15,8
119866,93 1,084
»
Внутри контура
9403,35
469,23
894,76
73,56
52564,72
2284,64
500
12,8
164508,1
1,1154
»
Законтурная
211,2
10,5
58,2
4,8
5554,2
241,5
42,7
1,8
15292,5
1,011
хм
Внутри контура
133,34
6,65
30,20
3,15
2043,32
88,84
66
1,67
6064,23 1,0052
сн
Законтурная
3898,95
184,56
853,18
70,16
100028,4
870,8
127,6
3,27
65705,36 1,044
хк
»
2018,28
100,71
1238,49
101,85
17139,83
745,21
105,12
2,7
53594,81 1,041
»
»
2250,01
112,28
1221,44
100,45
17748,18
771,66
143
3,66
56684,94 1,037
»
384
19,1
3180,4
261,5
20253,8
880
182,5
7,4
64680,1 1,0462
»
»
384
19,1
3098,9
254,8
20382,6
886,2
200,4
8,7
65588,5
1,0462
»
Внутри контура
2410,72
120,3
1339,3
110,14
19397,28
843,36
140,7
3,6
61836,47 1,04
»
То же
3348,23 167,08
1500,02
123,36
22023,65
957,55
191
4,83
71963
1,050
»
Законтурная
88,39
4,41
25,71
2,11
480,93
20,91
4,97
0,12
1849,54 1,0005
гкн
Внутри контура
687,5
34,31
637,51
52,43
3625,49
157,63
23,7
0,61
14653,38 1,011
хм
То же
92
4,59
32
2,63
255
10,12
Нет данных
1228 1,0
гкн
»
ет о заметной разнице в абсолютных отметках (табл. 43), что указывает на их гидравлическую разобщенность, и о потенциальной возможности вертикальных перетоков из нижележащих отложений в вышележащие.
Статические уровни эоценовых отложений Базайского поднятия снижаются с северо-запада на юго-восток (рис. 72). В этом же направлении происходит и смещение залежей. Величина расчетного смещения ГВК Ай составила: для залежи Жаманкоянкулак 26—31 м и Жаксы- коянкулак 18—19 м. Скорость движения вод эоценовых отложений в пределах Базайского поднятия варьирует в пределах 0,9—1,4 м/год, а падение напоров достигает 1—2 м/км.
Таблица 42
Характеристика газов подземных вод месторождений Аккулковско-Базайской группы поднятий
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Газовый фактор см3/л
Объемная доля, %
Общая УПРУ- ГОСТЬ газа, МПа
Рг/р,
СО2
СН«
с2н6 + + в
n2 + + ред-
Не
Аг
Кзылойская площадь
J
2350—2353
973
1,0
79,4
3,56
16,1
0,117
0,090
5,94
0,24
J
2226—2236
661
0,44
79,4
3,0
21,8
0,112
0,089
4,28
0,17
Pi
506—515
491
0,36
89,72
0,17
9,75
0,015
0,068
3,16
0,62
Pi
488—499
600
1,40
89,3
0,26
9,0
0,011
0,033
3,61
0,84
Жаксыкоянкулакская площадь
J
2472—2476
326
2,03
78,59
1,73
17,65
0,105
1,129
He onp.
J
2400—2406
324
2,01
77,83
1,68
18,41
0,140
0,115
»
J
2348—2352
316
2,20
78,60
0,23
17,50
0,165
0,138
»
Ki
1030—1050
50
12,6
12,8
1,2
73,5
0,028
He onp.
0,170,01
P2
438—477
692
7,5
98,8
0,23
3,9
0,019
0,059
3,730,94
P2
353—373
619
1,6
92,58
0,22
5,66
0,025
0,077
3,280,83
Жаманкоянкулакская площадь
P2
433—440
640
2,65
92,1
0,1
5,1
0,009
0,027
3,72
0,88
P2
379—383
650
3,3
94,6
0,0
2,5
0,015
0,086
3,41
0,91
P2
355—360
680
0,3
97,23
0,25
2,29
0,09
0,139
3,23
0,85
Аккулковская площадь
P2
586—592
606
3,1
90,1
0,1
6,7
0,001
0,114
4,8
0,71
P2
562—580
617
1,1
96,8
0,1
2,0
0,008
0,037
4,71
0,74
Pi"3
160—162
55
1,38
15,03
0,0
83,27
0,02
1,57
0,3
0,1
Примечание Пробы отобраны пробоотборником ПД-ЗМ
Таблица 43
Сопоставление приведенных статических уровней по разрезу отдельных площадей
Площадь
Водоносный комплекс
Интервал перфорации, м
Приведенный к плотности 1,1 г/см3 статический уровень
Жаксыкоянкулакская
J
2352—2348
130
Кзылойская
Жаманкоянкулакская
к
768
381
85
75
Жаксыкоянкулакская Кзылойская Аккулковская
j Pi
359—373
768 568-592 563—580
87,6
89
74
Рис. 72. Гидродинамическая схема кумского водоносного горизонта (а) и гидрогеологические профили / (б) и // (в).
/ — скважины, в которых получен приток воды (знаменатель — номер скважины, числитель — приведенный к плотности 1,1 г/см3 статический уровень, м); 2—конфигурация залежей в пределах внешнего контура газоносности; 3 — гидроизопьезы, м; 4 — направление движения пластовых вод;
5 — линия профиля; 6 — глины; 7 — газ; 8 — вода.
ДЛ — величина смещения ГВК
ЧУ-САРЫСУЙСКИЙ БАССЕЙН
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность и гидрогеологические условия
Чу-Сарысуйский газоносный бассейн площадью около 200 тыс. км3 расположен в пределах Южного Казахстана, между южным окончанием Казахского щита и передовыми каледонскими сооружениями Северного Тянь-Шаня. В осевой части бассейна выделяют Тамгалин- ско-Тастинскую погруженную геоантиклиналь, ограниченную с северо- востока и юго-запада региональными разломами (рис. 73).
Глубина погружения складчатого фундамента допозднерифейского и нижнепалеозойского возраста изменяется от 4—5 км в центральных частях впадин до 0,5—1 км и меньше в осевой и прибортовых частях бассейна. На разновозрастном фундаменте залегают слабо дислоцированные отложения среднего и верхнего палеозоя («эпигеосинклиналь- ный» комплекс), которые перекрыты маломощным (до 500 м) платформенным чехлом мезозоя и кайнозоя. В разрезе отложений палеозоя
Рис. 73. Структурно-тектоническая схема Чу-Сарысуйского газоносного бассейна. 1— горное обрамление, разломы: 2—глубинные, 3—прочие, 4— изогипсы по поверхности фундамента, км; 5—газовые месторождения: а—Придорожное, б—Амангельды, в — Айракты, г — Учарал-Кемпыртюбе
Антиклинории: / — Улутаусский, //—Большой Каратау, /// — Малый Каратау, IV — Киргизский, V — Эргенекты-Джуантюбинский, VI—Илийский, VI!— Яуйская глыба Структурные элементы синеклизы Впадины: VIII — Кокпансорская, IX — Тасбулакская, X — Муюнкумская, XI — Сузак- ско-Байкадамская; XII — Нижнечуйская ступень, XIII — Тамгалинско-Тастинская геоантиклиналь, XIV — Таласско-Коскудукская зона поднятий
выделяют две соленосные толщи: верхнедевонско-турнейскую (200— 500 м) и пермскую (300—400 м), не имеющие повсеместного распространения.
В результате поисково-разведочных работ, которые велись с 60-х годов, установлена промышленная газоносность терригенных отложений подсолевого девона (месторождение Придорожное), терригенных верхнетурнейско-нижневизейских отложений (Айракты, Амангельды), трещиноватых известняков визейского яруса (Придорожное, Амангельды). В терригенных отложениях подсолевой перми открыты залежи азотных газов (месторождения Учарал-Кемпыртюбинское, Айракты, Амангельды).
В разрезе отложений бассейна выделяют пять водоносных комплексов: фаменский, турнейско-нижневизейский, визейско-серпуховский, средневерхкаменноугольно-нижнепермский, верхнепермский, не имеющих повсеместного распространения вследствие замещения коллекторов глинистыми песчаниками. Разделяющими водоупорами служат: соленосные верхнедевонско-турнейские отложения, развитые в восточной 288
части Кокпансорской впадины и в Тасбулакской впадине, Нижнечуйской седловине и имеющие повсеместное распространение; глинистые прослои турнейского яруса, глинистые и сульфатизированные толщи нижневи- зейского и визейско-серпуховского возраста; соленосные образования перми В Чу-Сарысуйском газоносном бассейне каждая впадина представляет собой самостоятельную, изолированную от соседних структурных элементов гидродинамическую систему.
Современная геотермическая ступень по площади бассейна почти везде одинакова, в среднем 35—40 м/°С. В прошлые геологические эпохи палеотемпература была значительно выше: в среднем и верхнем палеозое на палеоглубинах 2000—2500 м отдельных участков температура достигала 270° С, а иногда и более.
Воды подсолевых отложений фаменского водоносного комплекса, изученные в Кокпансорской и Тасбулакской впадинах и Нижнечуйской седловине, хлоридно-кальциевые с минерализацией от 47 до 316 г/л, rNa/rCl 0,98. В водах присутствуют, мг/л: бром до 297, иод 30, бор до 100
Пластовые воды турнейско-нижневизейского комплекса в центральных частях Кокпансорской и Муюнкумской впадин хлоридно-кальциевые с минерализацией до 250—317 г/л (площади Айракты, Амангельды), rNa/rCl от 0,49—0,77. По мере продвижения к южной бортовой зоне тип вод меняется на сульфатно-натриевый с минерализацией до 150 г/л и коэффициентом rNa/rCl от 0,4 до 4,3. В водах присутствуют микроэлементы: брома до 2080 мг/л, иода до 40 мг/л.
Воды отложений визейско-серпуховского комплекса в основном хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 50 до 254 г/л, rNa/rCl 0,49—0,96 В целом минерализация пластовых вод верхнего девона и нижнего карбона уменьшается к югу до 90—100 г/л в Таласско-Коску- дукской зоне непосредственно к хребту Малый Каратау. Вблизи горного обрамления воды слабоминерализованные, обогащены сульфатами и гидрокарбонатами.
Средневерхнекаменноугольно-нижнепермский водоносный комплекс содержит воды хлоридно-кальциевого и сульфатно-натриевого типов. В районах развития соленосных отложений минерализация вод 150— 300 г/л, rNa/rCl 0,86—0,99.
Подземные воды месторождения Амангельды
Газовое месторождение Амангельды, открытое в 1975 г., приурочено к брахиантиклинальной структуре северо-восточного простирания, расположенной в центральной части Муюнкумской впадины. Размеры структуры по подошве карбона 9X5 км при амплитуде около 250 м. В разрезе отложений нижнего карбона выявлены три газовые залежи: в терригенных породах верхнетурнейского, нижневизейского и в карбонатных отложениях серпуховского возраста. Газ залежей углеводородный. Газоупором служат сульфатизированные аргиллиты. Залежь
газа выявлена и в подсолевых отложениях нижней перми, состав газа азотно-метановый.
Пластовые воды турнейского и нижневизейского газовых горизонтов с минерализацией 266—317 г/л, хлоридно-кальциевого типа, обогащены бромом, иодом и другими микрокомпонентами. Минерализация вод серпуховской залежи 228—254 г/л. Контурные воды пермской залежи представлены крепкими рассолами (280—300 г/л), что обусловлено наличием соленосной покрышки. Ниже по разрезу при удалении от солей минерализация снижается до 109 г/л.
ФЕРГАНСКИЙ БАССЕЙН
Ферганский нефтегазоносный бассейн площадью 30 тыс. км2 расположен в пределах одноименной впадины (в системе Западного Тянь- Шаня), ограниченной Кураминским и Чаткальским хребтами на севере, Ферганским на востоке, Алайским и Туркестанским на юге. В западном направлении через узкий Ломакинский прогиб впадина соединяется с Ташкент-Голодностепским предгорным прогибом.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
В разрезе Ферганского бассейна выделяют три структурно-тектонических этажа, сформировавшихся на геосинклинальном (палеозойском), платформенном (мезозойско-палеогеновом) и орогенном (нео- ген-четвертичном) этапах развития.
Палеозойские отложения, образующие фундамент, представлены сильно метаморфизованными, преимущественно терригенными, а также магматическими породами. На них спорадически (Гузанское поднятие, Андижанская зона поднятий) залегает толща менее метаморфизованных песчано-глинистых образований, условно относимых к пермотриа- су, мощностью до 580 м.
Платформенный чехол представлен юрской, меловой и палеогеновой системами.
Юрские отложения — грубообломочные породы с прослоями песчано-глинистых, в нижней части — прослои углей, в верхней — загипсованных глин. Мощность юрских отложений изменяется от нескольких десятков метров до 900 м. В них выделяются промысловые горизонты от XXIII до XXX.
Меловая система подразделяется по местной стратиграфической шкале на семь свит (снизу вверх): муянская (неоком-апт) имеет двучленное строение, нижняя часть — базальные конгломераты (пласт XXII), верхняя — красноцветные песчаники (горизонты XIX—XXI) и глины, мощность свиты от 5 до 300 м; ляканская (нижний альб) — известняки, в восточной части впадины замещаются песчаниками с прослоями мергелей и известняков, мощность свиты не превышает 100 м, в ее разрезе выделяется горизонт XVIII; кызылпиляльская (верх- 290
ний альб) — преимущественно песчано-глинистые породы мощностью до 400 м; калачинская (сеноман) — грубообломочные породы, местами (Наукатская котловина) гипсы, мощность от 5 до 480 м; устричная (нижний турон) — красноцветные терригенные отложения мощностью — 30—40 м по периферии впадины и карбонатные мощностью до 160 м в ее погружных частях, пласты известняков свиты выделяют как горизонты XVI и XVII; яловачская (верхний турон—сенон) — повсеместно пестроцветные песчано-глинистые, местами загипсованные породы мощностью от 15—20 до 250 м; пестроцветная (сенон) — загипсованные мергели с прослоями известняков и песчаников (горизонты XI—XV), разделенные красноцветными глинами, общая мощность свиты от 20 до 560 м.
В разрезе палеогеновой системы (общая мощность 600 м) выделяют по местной стратиграфической шкале бухарские (горизонты IX песчаный и XIII известняковый), сузакские, алайские (горизонт VII), туркестанские (V и VI), риштанские (IV), и сфаринские, ханабадские и сумсарские (II, III) слои. В основании системы (палеоцен) залегают белые гипсы (горизонт X) мощностью от 2—10 м на западе до 80— 100 м на востоке.
Неоген-четвертичные отложения образуют мощную толщу контин- нентальных (массагетская, бактрийская и сохская серии), перекрытых элювиальными, пролювиальными и делювиальными осадками ташкентского, голодностепского и сырдарьинского комплексов. Массагетская серия (верхний олигоцен — нижний плиоцен) состоит из кирпичнокрасной и бледно-розовой глинисто-песчаных свит мощностью свыше 1000 м, а в северо-западной части впадины замещается соленосно-гип- соносной толщей мощностью до 1400 м. Бактрийская серия (верхний плиоцен) сложена серыми грубообломочными породами мощностью до 1000 м, а в ее основании выделяется пачка конгломератов пласта I, залегающая с размывом и угловым несогласием на породах различного возраста, вплоть до верхнемелового. Отложения сохской серии представлены преимущественно конгломератами, гравелитами и грубозернистыми песчаниками. Общая мощность четвертичных отложений в центральной части впадины достигает 1300 м.
Ферганский бассейн в тектоническом отношении представляет собой крупный мегасинклинорий, ограниченный глубинными разломами с амплитудами по фундаменту более 3 км на севере и до 2 км на юге. Ступенчатое строение мегасинклинория прослеживается и в покровных отложениях, определяя его главные тектонические элементы: Центральный грабен, Южную, Нарынскую, Чустпап-Наманганскую и Супетаускую ступени. Крупные тектонические элементы осложнены многочисленными разрывными нарушениями и локальными структурами.
Ферганский бассейн — старейший нефтедобывающий район, где добыча нефти осуществляется с начала XX в. К настоящему времени здесь открыто 62 месторождения. Юрские отложения преимущественно газоносны, реже в них встречаются нефтегазовые залежи. В ме-
291
Рис. 74. Гидрогеологический разрез Северо-Сохского месторождения.
/ — конгломераты, 2 — песчаники; 3 — глины, 4 — известняки; 5 — гипсы; 6 — метаморфические породы; 7— водоупоры; залежи: 8— газовые, 9 — нефтяные
ловых породах широко распространены нефтегазовые залежи, редко чисто газовые и нефтяные. Палеогеновые образования преимущественно нефтеносны. В неогеновых отложениях открыты только нефтяные залежи.
В Ферганском бассейне выделяют три гидрогеологических эт а ж а: докембрийско- п ал еозойский, мезозойско-палеогеновый и олиго- цен-четвертичный.
Нижний гидрогеологический этаж представлен водоносными комплексами отложений от докембрийского до пермского возраста. Водоносность домезозойских отложений установлена в многочисленных источниках, расположенных в пределах горного обрамления впадины, и в ряде скважин, пробуренных в адырной зоне. Родники выводят преимущественно пресные (до 1 г/л) гидрокарбонатно- и суль- фатно-натриевые воды. В газах этих вод преобладает азот, а содержание метана составляет 0,6— 2,2%. Воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 20 до НО г/л получены из палеозойских отложений в структурных и глубоких скважинах, расположенных в адырной зоне. Минерализация вод растет в сторону центральной части впадины, одновременно в них увеличивается содержание иода (до 12,7 мг/л), брома (до 96,8 мг/л), аммония (до 44,4 мг/л) и других микрокомпонентов, а в газах вод повышается доля метана. Так, в пробе воды из палеозойских отложений площади Майлису-IV содержание метана достигает 73,8%. Газонасыщенность вод низкая: в приведенном выше примере общая упругость водорастворенных газов составляет 7,4 МПа (рг/рв 0,34). Приведенное давление снижается от более погруженных площадей к горному обрамлению, что указывает на наличие элементов элизионного водообмена в палеозойском водонапорном комплексе.
В мезозойско-палеогеновом гидрогеологическом этаже выделяют
Рис. 75. Гидрогеологическая карта юрского гидрогеологического комплекса Ферганского бассейна.
а — обнажения палеозойских пород, б — дизъюнктивные нарушения, в — месторождения нефти и газа. / — Северный Сох, 2 — Северный Риштан, 3 — Сарыток, 4 — Восточный Ауваль, 5 — Ходжиа- бад, 6—Южный Аламышик, 7—Сузак, 8 — Майлису, 9— Кызылалма, г—приведенные гидро изопьезы, м, д—границы гидрохимических зон с минерализацией вод, г/л. е— <50, ж—10—50, з — < 10
юрский, нижнемеловой, верхнемеловой и палеогеновый комплексы (рис. 74).
В юрском водонапорном комплексе выделяют три гидрохимических зоны (рис. 75). В зоне вод с минерализацией более 50 г/л выделяют две подзоны. Первая — подзона рассолов с минерализацией 50— 100 г/л, rNa/rCl 0,70—0,85, тип вод хлоридно-кальциевый. Содержание в водах иода измеряется первыми десятками, брома — первыми сотнями миллиграммов на литр. Газы вод представлены метаном и азотом. Максимальная доля метана установлена в приконтурных водах месторождений, но имеются случаи и очень высокого содержания азота— до 80% (месторождение Майлису). Вторая подзона — крепких рассолов — приурочена к наиболее погруженным месторождениям, минерализация вод свыше 100 г/л, rNa/rCl <0,7, тип вод — хлоридно- кальциевый. Максимальное содержание брома 545 мг/л. В водорастворенных газах преобладает метан.
Температура вод юрского комплекса возрастает от 10° С в источниках до 112,4° С на месторождении Избаскент, а в центральной части впадины может достигать 200° С.
Водорастворенное ОВ юрских отложений характеризуется следующими средними значениями, мг/л: Сорг5,1, Nopr0,39, Оперм4,4, Оиод17,1, нафтеновые кислоты 0,5, фенолы 0,36, бензол 1,32, битумоиды 3,2, масла 1,8, смолы 0,05. Более высокие значения типичны для приконтурных вод месторождений.
Современная гидродинамическая обстановка юрского комплекса отражена в характере пьезометрической поверхности (рис. 75). Предполагается наличие двух источников создания напора: элизионного в Центральной Фергане и инфильтрационного по периферии впадины. Верхняя часть разреза юрской системы (мощность от 10 до 350 м), сложенная пестроцветными преимущественно красноцветными глинами с прослоями песчаников и иногда гипсов, рассматривается как верхнеюрский водоупор.
В нижнемеловом водоносном комплексе, мощность которого достигает в Восточной Фергане более 300 м, прослеживается гидрохимическая зональность, сходная с таковой в юрском, но отличающаяся от последней более широким распространением зоны пресных и соленых вод пестрого химического состава. По региональному погружению пластов наблюдаются увеличение минерализации вод, снижение коэффициента rNa/rCl.
По приведенному давлению в нижнемеловом комплексе выявлены обширные зоны пьезомаксимумов в погруженной части Нарынской ступени и пьезоминимумов в южной бортовой части впадины. Формирование этих зон обусловлено наличием элизионного водообмена в центральной части впадины и области создания инфильтрационного напора в предгорьях Южной Ферганы.
Региональным водоупором, разделяющим нижне- и верхнемеловые водонапорные комплексы, служат глинистые пачки, подстилающие и перекрывающие пласт XVIII ляканской свиты альбского яруса общей мощностью от 70 до 480 м.
Верхнемеловой гидрогеологический комплекс включает водоносные горизонты сеномана (XVIII-a, б, в) и турон-сенона (XVII—XI). Разделяющие их глинистые пласты относятся к категории локальных покрышек, их мощности обычно не превышают нескольких десятков метров. К областям обнажений верхнемеловых пород приурочены многочисленные источники, часто высокодебитные. Воды источников имеют минерализацию 0,25—6,4 г/л, rNa/rCl> 1. По региональному погружению пластов минерализация вод возрастает. В зоне разлома между площадями Палванташ и Ходжиосман на расстоянии 10 км минерализация вод резко возрастает от 4 до 248 г/л со сменой сульфатно-нат- риевого типа на хлоридно-кальциевый, что объясняется экранирующей ролью разлома, разделяющего инфильтрационный и элизионный участки геогидродинамической системы. За пределами западного окончания зоны разлома граница распространения соленых вод смешанного генезиса смещается к северу. В Южной Фергане соленые воды инфильтрационного и смешанного генезиса с минерализацией до 50 г/л распространены в полосе, примыкающей к обнажениям палеозойских пород.
В газах вод данной гидрохимической зоны преобладает азот воздушного происхождения.
Хлоридно-кальциевые рассолы с минерализацией более 50 г/л обогащены микрокомпонентами (иода до 10 мг/л, брома до 150—400 мг/л) и ОВ. Газонасыщенность вод повышается до 1100—1700 см3/л, однако 294
дефицит упругости водорастворенных газов сохраняется высоким (состав газов метановый — 83—91 % метана)
Средние значения характеристик ВРОВ для вод верхнемеловых отложений минимальные в гидрогеологическом разрезе, мг/л: Сорг5,36, Nopr0,13, Оиод12,1, Оперм2,32, фенол и бензол по 0,3. Диапазон изменений этих характеристик почти одинаков в водах месторождений и пустых площадей, что отражает отсутствие геохимического равновесия между залежами УВ и приконтурными водами.
Судя по снижению приведенного давления вод верхнемелового комплекса в северном направлении в Южной Фергане и их повышению в сторону Учкурганского прогиба, можно предполагать сохранение элизионного режима в наиболее погруженной части впадины и более интенсивное проявление инфильтрационного водообмена в пределах южного борта по сравнению с северным. Максимальная замеренная температура вод 108° С на месторождении Северный Сох.
Разрез меловой системы венчают регрессивные образования с гипсоносными глинами и гипсами в верхней части мощностью от 52 до 88 м. Эта гипсо-глинистая толща, датируемая датским веком и нижним палеоценом, играет роль регионального водоупора, отделяющего верхнемеловой гидрогеологический комплекс от палеогенового.
Палеогеновый гидрогеологический комплекс объединяет водоносные горизонты палеоценового и эоценового отделов (водоносные горизонты IX—IV) Область распространения пресных и слабоминерализованных инфильтрационных вод (до 5 г/л) в этом комплексе ограничена обнажениями коренных пород в предгорьях впадины (рис. 76) и некоторыми гидрогеологически раскрытыми структурами. В газах этих вод преобладает азот, но иногда отмечается повышение доли сероводорода (до 55,2% в источнике Шорсу) и углекислого газа (до 28,5% в источнике Сарыкамыш). Повышенное содержание метана установлено лишь в приконтурных водах пласта VII месторождения Аксарай (до 40,5%). Описанная гидрохимическая зона узкой полосой (5—10 км) отделяется от зоны крепких хлоридно-кальциевых рассолов с минерализацией более ПО г/л, а на наиболее погруженных структурах более 200 г/л (Варык, Шорбулак и др.). Водорастворенные газы этой зоны представлены в основном метаном со значительным содержанием его гомологов (соответственно до 90 и 17,4% в приконтурных водах пласта VII месторождения Палванташ). На месторождениях Избаскент (пласт VII) и Южный Аламышик (пласт V) прослежено увеличение доли этих компонентов с приближением к ВНК. В водорастворенных газах комплекса часто содержатся сероводород (до 33,8 и 96,1% соответственно в пластах VII и V месторождения Андижан), углекислый газ (пласт V площадей Текебель и Майлису) и азот (пласт IV площадей Чонгара и Яркутан).
По палеогеновому водонапорному комплексу в пределах Южного борта впадины выявлена обширная зона пьезоминимума, приуроченная к полосе Южно-Ферганского разлома. Учитывая резкую смену гидрохимических зон в этой полосе, можно поедполагать, что указанный
295
Рис 76 Гидрогеологическая карта верхнепалеоцен эоценового гидрогеологического комплекса Ферганского бассейна
Месторождения нефти и газа У— Варык 2— Ачису 3—Северный Сох 4 — Гальча 5—Северный Риштан 6 — Сарыток 7 — Ханкыз 8 — Восточный Ауваль 9 — Палванташ 10 — Андижан 11— Ходжиабад 12— Южный Аламышик 13— Чангырташ 14—Избаскент 15—Алаш 16— Маи- лису IV 17— Майлису III /8 — Шорбулак 19— Наманган 20 — Тергачи
Остальные условные обозначения см на рис 75
разлом играет роль экрана между внешней (инфильтрационной) и внутренней (элизионной) геогидродинамическими системами Взаимодействие этих систем прослеживается и в Северо-Восточной Фергане Здесь область максимальных приведенных давлений располагается в районе месторождения Наманган и площадей Учкурган и Каранкисай, т е в наиболее погруженных частях впадины Менее значительная область создания напоров приурочена к обнажениям коренных пород в пределах северо-восточного горного обрамления впадины Между указанными зонами прослеживается зона пьезоминимума, протягивающаяся в районе дизъюнктивного нарушения между площадями Избаскент и Алаш Температура вод на месторождениях Наманган, Исковат и др. достигает НО—117° С
Палеогеновый водонапорный комплекс перекрывает толща зеленых глин верхнего эоцена и малиновых глин нижнего олигоцена с хорошими экранирующими свойствами
Олигоцен-четвертичный гидрогеологический этаж представлен водоносными горизонтами сумсарского яруса олигоцена, массагетской, бактрийской и сохской серий
Водоносные горизонты сумсарского яруса распространены спорадически и не выдержаны по площади Гидрохимическая зональность и гидродинамические условия этих горизонтов в целом аналогичны описанным выше для палеогенового водонапорного комплекса
296
Массагетские водоносные горизонты приурочены к мощной (до 3 км) толще глинисто-песчаных пород, замещающихся по периферии впадины грубозернистыми песчаниками и конгломератами, а в северо- западной части — гипсоносно-соленосными образованиями. Воды масса- гетских отложений — это крепкие хлоридно-кальциевые рассолы, минерализация которых достигает 230—280 г/л. Особенность этих рассолов — высокий натрий-хлорный коэффициент (более 0,8), что отражает влияние захороненных гидрохимических осадков. Менее крепкие рассолы с минерализацией до 100 г/л и пониженными значениями натрий-хлорного коэффициента распространены в восточной части впадины. В рассолах обнаружено высокое содержание иода (до 50 мг/л) и брома (до 85 мг/л). В водорастворенных газах преобладает азот (более 90%). Температура вод, замеренная на глубине 5005 м в скв. 10 площади Восточный Супетау, составила 220° С, однако, на максимально вскрытой глубине 5630 м на месторождении Гумхана оказалась ниже—158° С.
С ох с ко-б актрийские водоносные горизонты, приуроченные к 3—4-километровой толще моласс, содержат пресные и солоноватые воды суль- фатно- и гидрокарбонатно-натриевого типов как в родниках и структурных скважинах, так и на глубинах до 1,5 км. Лишь на участках с активным водообменом между массагетскими и бактрийскими водоносными горизонтами в последних встречены хлоридно-кальциевые рассолы: в районе Андижанской группы структур менее крепкие (80—90 г/л), с rNa/rCl 0,70—0,76, в юго-западной части впадины — более крепкие (до 200—230 г/л), с rNa/rCl 0,85—0,94, что совпадает с гидрохимической зональностью по массагетским водоносным горизонтам. Присутствие иода и брома установлено только в высокоминерализованных водах (до 11 —13 мг/л). Газонасыщенность вод очень низкая (30—60 см3/л) при преобладании в составе газов азота и углекислого газа и присутствии кислорода (0,6—6,9%) и редко метана (менее 0,3%)
От наиболее погруженных районов северо-западного борта впадины в юго- и северо-восточном направлениях приведенное давление подземных вод массагетских отложений уменьшается: 33,3 МПа на площади Восточный Супетау, 28,4 МПа — Чустпап и 11,4 МПа — Южный Варык. Дополнительной областью создания элизионного напора является район Учкурганского прогиба. Основной поток подземных вод по сохско-бакт- рийским отложениям направлен от предгорий к руслу Сырдарьи и в западном направлении по региональному наклону равнины.
Подземные воды месторождений
Нефтегазоконденсатное месторождение Северный Сох расположено в Южно-Ферганской ступенчато-разрывной зоне и приурочено к антиклинальной складке субширотного простирания размером 9X1,5 км (по палеогеновым отложениям). Разрез сложен породами фанерозоя. Палеозойская группа представлена сильно метаморфизованными и практически непроницаемыми породами, юрская и меловая системы — песчано-глинистыми отложениями, палеоген — преимущественно глинистыми
осадками с прослоями песчаников и в нижней части известняков, неоген — молассовыми отложениями. Мезозойские породы газоносны, в палеогеновых содержатся газовые, нефтегазовые и нефтяные залежи.
В разрезе месторождения выделяют юрский, неокомский, верхнемеловой, эоценовый и верхнеолигоцен-четвертичный водонапорные комплексы, разделенные верхнеюрским, апт-альбским, палеоцен-датским и верхнеэоцен-нижнеолигоценовым водоупорами (см. рис. 74).
Воды юрских отложений хлоридно-кальциевого типа с минерализацией до 100 г/л и небольшим содержанием микрокомпонентов (табл. 44). В составе ВРОВ обнаружено повышенное содержание летучих фенолов (до 1,3 мг/л) и бензола (до 4,7 мг/л). Для меловых отложений характерны менее минерализованные воды (от 25 до 60 г/л), обедненные микрокомпонентами и ВРОВ. В эоценовом комплексе наблюдается более сложная гидрохимическая зональность. На большей части месторождения распространены хлоридно-кальциевые рассолы с минерализацией до 120—130 г/л, но в западной части в горизонте VII появляются воды, более минерализованные (25—35 г/л), чем в окружающих горизонтах (6—8 г/л в IV—V и 10—15 г/л в VIII и IX), причем тип вод сменяется на сульфатно- и гидрокарбонатно-натриевый. В неогеновых отложениях и в пласте II, залегающем над глинистым водоупором, содержатся рассолы с минерализацией от 50 до 100 г/л. Воды четвертичных отложений пресные (менее 0,5 г/л) гидрокарбонатно-натриевого типа. Для гидрохимического разреза месторождения, исключая его западную часть, характерна инверсия, связанная с более глубоким проникновением инфильтрационных вод в меловые отложения по сравнению с палеогеновыми, что подтверждается превышением приведенного давления в эоценовом комплексе относительно верхнемелового на фоне постепенного снижения приведенного давления вверх по разрезу.
Газоконденсатное месторождение Варык расположено в Канибадам- Таштепинской антиклинальной зоне Центрального грабена и приурочено к асимметричной антиклинали субширотного простирания, осложненной взбросами с амплитудой от 100 до 500 м. Наиболее древние отложения, вскрытые скважинами,— бухарские слои палеоцена, залегающие на глубинах до 5 км (мощность от 73 до 107 м). Они сложены в нижней части гипсами с прослоями глин и доломитов, в средней — переслаиванием песчаников и глин и в верхней — известняками и доломитами. Сузакские слои представлены глинами с прослоями песков и алевролитов мощностью 20—70 м, алайские слои — мергелями и глинами в нижней части и известняками в верхней (10—160 м), туркестанские — глинами с прослоями известняков и в средней части песчаников (60— 150 м), риштанские, исфаринские и ханабадские слои — пачкой зеленоцветных глин (35—130 м), сумсарские — малиновыми глинами с прослоями песчаников в кровле (67—111 м). Неогеновая система включает массагетскую (мощность 1510—3139 м) и бактрийскую (2600—2750 м) серии континентальных моласс, вверх по разрезу которых увеличивается грубообломочность пород. Четвертичные отложения представлены
Таблица 44
Химический состав подземных вод месторождения Северный Сох
Возраст пород.
Интервал перфорации.
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы мг/л
М г/л у г/см3
С1
soH
НСОз coi
Са2 +
Mg2 +
Иа^+К +
NH7
в*+
Вг
г
PZ
2540—2516
56 160
390
1350
7980
670
26 660
25
113,47
20
2,11
93,3
J, XXVIII
2552—2543
1583,70
55 710
8,20
160
22,18
290
398,65
8070
56,18
790
1159,25
25 570
28,3
225,9
1,0
9,09
1,069 90,6
J, XXIII
2284—2274
1571,0
54 810
3,28
440
4,69
380
402,30
7310
64,64
1680
1112,03
26 620
17,6
90,79
Не опр
8,67
1,068
91,3
К1, XVIII
2098—2110
2545,30
26 480
9,18
1550
6,23
1260
364,90
2170
38,20 360
1157,61
15210
10,0
326,8
»
16,72
1,061
47,3
К2, XIV
1845—1828
746,30
24 750
32,27
1980
20,73
90
108,10
3600
29,77
1090
661,43
10 807
5,55
54,46
»
9,52
1,030
42,3
К2, XIV
1710—1696
697,18
29 670
41,25
7900
1,48
760
179,19 I960
90,83
440
469,89
20 200
Не
опр
»
6,77
1,026
60,9
Р, VII
1440—1445
835,77
75 600
164,50
890
12,46
1250
97,80
И 000
36,67
3200
876,26
31 094
НО
Не опр.
40
60
1,061
123,2
р, V
1362—1372
2129,58
42 082
18,54
3560
20,49
371
550,00 2827
266,67
656
1351,94
24 615
42
Не опр
1,104
74,1
р, II
1358—1367
1185,40
42 850
74,17
2190
6,08 459
140,74 3369
54,68
1140
1070,23
22 786
40
Не опр
4
9,31
1,056 72,8
1207,05
45,62
7,52
167,71
95,00
990,71
1,055
Примечания 1 Тип вод — хлоридно кальциевый 2 Все исследованные скважины законтурные
крупногалечными конгломератами сохской серии и более молодых элювиальных и пролювиальных образований.
Промышленные залежи нефти содержатся в горизонтах IX, VIII, VII и II, газа —только в горизонте V.
В разрезе месторождения выделяют верхнепалеоцен-эоценовый и верхнеолигоцен-четвертичный водонапорные комплексы, разделенные верхнеэоцен-нижнеолигоценовым глинистым водоупором.
Наиболее минерализованные воды содержатся в эоценовых отложениях опущенного северного блока (до 200—212 г/л) на глубинах свыше 5000 м. Эти рассолы заметно обогащены аммонием (180—212 мг/л) и иодом (до 20 мг/л) и содержат мало сульфатов и бикарбонатов. Минерализация вод увеличивается от VII к IV горизонту, а затем при переходе через глинистую водоупорную толщу к горизонту II резко (примерно вдвое) снижается с одновременным увеличением содержания сульфатов и бикарбонатов и уменьшением содержания микроэлементов.
В центральном блоке месторождения распространены менее крепкие рассолы, причем вверх по разрезу наблюдается увеличение минерализации вод как в пределах верхнепалеоцен-эоценового комплекса (от 60 г/л в VIII горизонте до 93 г/л в V), так и при переходе к горизонту II (117,6 г/л) и неогеновым отложениям (126,4 г/л). Содержание иода в этих водах довольно стабильно (10—20 мг/л), наблюдается некоторое уменьшение количества аммония.
Воды бухарских слоев южного блока представлены хлоридно-каль- циевыми рассолами с минерализацией около 85 г/л и минимальным содержанием иода и аммония, однако из горизонта II получены соленые воды (около 30 г/л) сульфатно-натриевого типа, отражающие процесс внедрения инфильтрационных вод в наиболее приподнятую южную часть складки.
По-видимому, с различной степенью взаимодействия внешней и внутренней геогидродинамических систем Ферганского бассейна в районе месторождения связана гидрохимическая инверсия разреза, наиболее хорошо выраженная в центральном блоке и имеющая характер тенденции в верхнепалеоцен-эоценовом комплексе северного блока. По данным изучения ВРОВ прослеживается ореольный эффект от нефтяных залежей, выражающийся в снижении до фоновых значений концентрации СХБ (ниже 5,1 мг/л), летучих фенолов (ниже 0,22 мг/л), а также величин йодатной (ниже 10,7 мг/л) и перманганатной (ниже 3,8 мг/л) окисляемости при удалении от ВПК.
В пределах северного блока прослежено уменьшение параметров ВРОВ по горизонту II с удалением от контура нефтеносности на 200 м, мг/л: СХБ от 11,04 до 8,64, Опер„ от 21,76 до 3, фенолы от 1,44 до 1 при сохранении повышенного содержания бензола (0,2—0,22 мг/л). В непродуктивных горизонтах IV и VI этого блока значения всех параметров, кроме содержания фенолов, ниже фоновых значений, а количество фенолов вдвое меньше, чем в продуктивном горизонте II (табл. 45). В законтурных скважинах пласта II центрального блока все параметры
Таблица 45
Содержание мг/л
СХБ
ОнОД
Опер-
Фенолы летучие
Возраст пород, Интервал пласт перфорации, мВозраст пород, Интервал пласт перфорации, мСостав ВРОВ пластовых вод месторождения Варык
Возраст пород, Интервал пласт перфорации, м
Возраст пород, Интервал пласт перфорации, м
Северный блок
Р2, IV
5200—5210
5,09
8,00
4,16
0,15
Непродуктивныйпласт
Р2, IV
5152—5164
4,66
12,00
1,92
0,72
То же
Рз, II
5001—5024
11,04
42,66
21,76
1,44
0
4897—4921
8,64
Ценз
53,82
тральный
3,00
блок
1,00
200
Рз, II
4087—4090
6,48
10,66
1,60
Не обн.
Непродуктивный пласт
Р2, VII
4037—4052
23,14
111,90
36,80
6,92
325
Р2, V
3953—3968
12,82
66,60
19,20
0,85
400
Рз, П
3730—3740
16,66
111,90
17,60
0,43
400
Рз, II
3944—3925
13,06
180,00
38,40
6,00
350
р2, VII
3853—3882
10,32
59,80
8,00
Не обн
100
Р2, V
3723—3737
7,78
20,00
4,30
0,95
675
Рз, II
3508—3527
13,54
К.
14,66
)жный блс
3,84
ж
0,50
750
Р2, VII
3870—3915
3,07
20,00
10,90
0,72
Непродуктив ный пласт
Рз, II
3410—3431
10,66
18,66
3,84
0,50
То же
Рз, II
3313—3338
3,84
14,66
5,12
0,87
»
Расстояние до
ВНК, м
оказались выше фоновых и лишь в скважине, расположенной за тектоническим нарушением, определены пониженные величины параметров и не обнаружены летучие фенолы. Следует отметить, что во всех пробах, содержащих растворенный газ, оказалось повышенным содержание фенолов, свидетельствующее о том, что данный параметр является показателем наличия газа, но не характеризует промышленную ценность газового скопления. I -
Н.2.11. АФГАНО-ТАДЖИКСКИЙ БАССЕЙН
Афгано-Таджикский нефтегазоносный бассейн приурочен к межгорной впадине Тянь-Шаньской эпиплатформенной орогенической области. Границами бассейна на севере являются горные системы Гиссара — Зеравшана, на востоке и юго-востоке — Гиндукуша и Паропамиза, на западе — отроги Гиссарского хребта. Почти все границы бассейна — новейшие тектонические, возникшие в процессе вертикальных и горизонтальных перемещений Афгано-Таджикской впадины и сопредельных с ней складчатых областей. Площадь советской части бассейна,
известной под названием Сурхан-Вахшской нефтегазоносной области, около 60 тыс. км2.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Современное тектоническое районирование Афгано-Таджикского нефтегазоносного бассейна предусматривает выделение ряда субмеридиональных антиклинальных и синклинальных зон, а на севере бассейна субширотно простирающегося Душанбинского прогиба (рис. 77). Геоструктурные элементы построены сложно, в значительной мере они разновозрастные и гетерогенные. Широко развиты пликативные и дизъюнктивные нарушения, а для отдельных участков характерны проявления соляной тектоники.
Фундамент бассейна сложен метаморфическими и магматическими породами доюрского возраста. Осадочный чехол объединяет платформенные (юра, мел, палеоген) и орогенные (неоген-антропоген) образования мощностью до 10—12 км.
Нефтегазоносные комплексы охватывают разрез отложений от верхней юры до палеогена включительно. В палеогеновых образо-
^Q" Е53^ 1^^^ Е5г IМ Г^ Iе [•Jx I ® |з
Рис. 77. Обзорная карта Сурхан-Вахшской области Афгано-Таджикского бассейна.
а, б — границы геоструктурных элементов первого и второго порядка, в — выходы на поверхность пород складчатого фундамента, разломы: г крупнейшие, д — региональные и локальные, месторождения е — газовые и газоконденсатные, ж — нефтяные, з— газонефтяные (/ — Шаамбары, 2 — Комсомольское, 3 — Андыгенское, 4—Бештентяк, 5 - Узунхор, 6 — Ходжа-Сартис, 7— Киник-Бель, 8 — Акбаш-Адыр, 9- Кызыл-Тумшук, 10 — Северная Курганча, II—Амударьинское, 12— Коштар, 13 — Ляль-Микар, 14 — Кокайты, 15—Учкызыл, 16 — Хаудагское, 17- Гаджакское, 18 — Адамташское, 19 — Гумбулакское, 20 — Кошкудукское, 21 — Пачкамар, 22 — Аманата).
А — мегантиклиналь Юго-Западного Гиссара, Б—Байсунский прогиб; В—Сурханская синклинальная зона, Г — Душанбинский прогиб; Д — Кафирниганская антиклинальная зона; Е- Вахш- ский прогиб, Ж— Обигармская антиклинальная зона, 3 — Кулябская синклинальная зона
ваниях преобладают нефтяные залежи, в меловых и юрских — газовые. В верхнеюрской карбонатной толще залежи газа выявлены в Душанбинском и Байсунском прогибах, а также в пределах Юго-Западного Гиссара. Некоторые залежи имеют нефтяные оторочки. В нижнемеловых отложениях газовые залежи установлены в Душанбинском и Байсунском прогибах. Верхнемеловые отложения газоносны в Душанбинском и Вахшском прогибах и Сурханской антиклинальной зоне. Нефтяные залежи в палеоценовых отложениях открыты в Вахшском прогибе, Кулябской и Сурханской синклинальной зонах. Некоторые залежи с газовой шапкой. Газовые и газоконденсатные залежи с нефтяными оторочками в палеоценовых отложениях выявлены в Вахшском прогибе и Кулябской синклинальной зоне. Нефтеносность эоценовых отложений подтверждена пока лишь на отдельных структурах Душанбинского прогиба, Кулябской и Сурханской антиклинальных зон.
В осадочном чехле Сурхан-Вахшской нефтегазоносной области выделяют следующие основные водоносные горизонты: Р—Р (эоцен), I—IV (палеоцен), V (Маастрихт), VI (сантон), VII (коньяк), VIII (турон), IX (сеноман), X—XI (альб), XII (апт), XIII (баррем), XIV (валанжин), XV—XVI (Оксфорд — келловей), XVII—XX (средняя— нижняя юра). В Сурханской зоне водоносные горизонты верхнепалеоценовых (бухарских) отложений имеют иную номенклатуру (I—V). Водоносные горизонты Р, I—IX, XV, XVI представлены коллекторами преимущественно трещинного типа, а остальные — коллекторами гранулярного типа. Водоносные горизонты Р — Р, I—V, IX—XIX, VI—XX, заключенные между региональными водоупорами, объединяются в водоносные комплексы. Сульфат-галогенные образования гаур- дакской свиты (кимеридж — титон) разделяют осадочную толщу на два гидрогеологических этажа — надсолевой и подсолевой.
В осадочном чехле бассейна выделяются зоны: АВПД, связанные с неконсолидированными отложениями (в нижнесенон-сеноманских и кимеридж-титонских отложениях, а также в неогеновых, нижнеэоценовых и нижнепалеоценовых отложениях Кулябской синклинальной зоны); нормального давления инфильтрационного генезиса (в палеоцен- маастрихтских отложениях); низкого давления, связанные с толщами с плохими коллекторскими свойствами или с нарушением сплошности водоупора.
Пластовые воды Сурхан-Вахшской нефтегазоносной области в основном представлены рассолами с минерализацией от 150 г/л (эоцен) до 400 г/л (кимеридж — титон). В наиболее минерализованных рассолах преобладают хлориды щелочноземельных металлов, в остальных случаях — хлориды натрия. Отмечаются как нормальные, так и инверсионные типы гидрохимических разрезов. Наибольшей застойностью характеризуются пластовые воды мезозойско-палеогеновых отложений Кулябской синклинальной зоны, западной части Вахшского и южной части Душанбинского прогибов. Водорастворенные газы метано-азот- ные и азотно-метановые; упругость их высокая. Отмечается зависимость состава газовой фазы вод от степени их газонасыщенности.
Содержание ВРОВ варьирует обычно от 50 до 100 мг/л. Повышенные содержания ВРОВ связаны с толщами, обогащенными ОВ и его миграционными разностями.
Значительные дебиты воды присущи коллекторам трещинного типа с низкой пористостью (<8%), низкие дебиты — коллекторам гранулярного типа. С возрастанием пористости водообильность увеличивается незначительно.
Залежи нефти и газа ассоциируются как с мало минерализованными водами сульфатно-натриевого и хлоридно-магниевого типов, так и с рассолами хлоридно-кальциевого типа, связанными с водоносными горизонтами юрских, меловых и палеогеновых отложений.
Подземные воды месторождений
Газонефтяное месторождение Шаамбары приурочено к северо-западному борту Душанбинского прогиба и связано с брахиантиклиналь- ной складкой размером 9,3 X 4,3 км. Нефтеносны алайские слои эоцена (горизонт Р), газоносны верхнеюрские карбонатные отложения (горизонт XV). Залежи пластовые, сводовые.
Воды верхнеюрских и нижнемеловых отложений хлоридно-кальциевого типа с минерализацией соответственно 130—216 и 128—287 г/л (табл. 46). Воды сеноман-сенонских отложений хлоридно-кальциевые с минерализацией 33—160 г/л, однако в верхней части сенона воды сульфатно-натриевого типа и имеют минерализацию всего 15 г/л. Воды палеоцен-эоценовых отложений сульфатно-натриевого типа с минерализацией 5—30 г/л, а воды неогеновых отложений имеют минерализацию не более 10 г/л.
Доля метана в свободных газах горизонта XV колеблется от 75 до 96,5%. Характерно повышенное содержание тяжелых УВ (до 13%). Концентрация азота достигает 12%, что более характерно для водорастворенных газов. Состав водорастворенных газов горизонта XV близок к составу свободных газов, поскольку большая часть водорастворенных газов отобрана из приконтурных или подошвенных вод (табл. 47).
Среднее содержание СХБ отложений составляет, мг/л: верхнеюрских 1,64, нижнемеловых 2,64, верхнемеловых 1,07, палеоценовых 0,8, эоценовых 1,8, неогеновых 0,8. Максимальные концентрации бензола и фенолов в водах верхнеюрской карбонатной толщи составляют соответственно 3,1 и 1 мг/л, а в водах нижнемеловых отложений 10,5 и 4,4 мг/л.
В интервале глубин 100—2900 м температура изменяется от 21 до 122° С и термоградиент в среднем составляет 3,6° С/100 м.
Нефтегазоконденсатное месторождение Бештентяк находится в северо-западной части Кулябской синклинальной зоны и приурочено к узкой антиклинальной субмеридиональной складке, осложненной разрывными нарушениями. Размер складки по кровле продуктивного горизонта II равен 14,7X0,8 км. Нефтеносны трещиноватые карбонатные породы бухарских слоев палеоцена, из которых в 1970 г. был получен промышлен- 304
20-73620-736Таблица 46
20-736
20-736
Химический состав подземных вод месторождений Сурхан-Вахшской нефтегазоносной области
Возраст пород
Интервал перфорации.
Ионный состав, мг/л (в ч
1слителе), иг экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип
СГ
sor
НСО3-+ + СО1
Са2 +
Mg2 +
Na +
к+
nh4+
В3 +
Вг-
I-
V. г/см3
Зз
2670—2667
79184
806
56
6792
Шаал
1725
сборы
3985
1454
Не опр
37,0
5,33
Не опр
130
хк
Kig
2772—2755
2233,0
115260
167,0
482
0,9
109
338,0
2580
141,0
8844
1732,0
59(
37,0
175
1,50
39,4
407,5
12,69
1,089 183
»
Kia
2420-2416
3246,0
90170
10,0
2250
и 292
128,0
10456
727,0
1916
240
43255
7,0
1100
60
14,06
300,0
21,57
1,127
150
»
K.al
2619
2540,0
113448
46,0
406
4,8
97
521,0
16006
157,0
1153
1882,0
53(
280,0
)44
200
51,37
436,9
46,53
1,101
185
»
Kial
2376—2367
3195,0
178200
Ж
720
1,5
122
798,0
19640
94Д 2088
2306,0
87670
100
Не опр.
458,2
25,32
1,126
287
»
K2k — m
2074—2064
4950,0
98184
15,0
516
2,0
73
982,0
10064
174,0
1451
381
48908
0,0
1097
120,0
30,13
335,66
Не опр.
1,196
160,8
»
K2t
1969—1990
1768,0
56935
10,0
1185
1,2
73
502,0
4520
Жо
1183
2126,0
29553
28,0
569
0,70
21,49
Не опр.
»
1,110
93,8
»
K2s
1740—1748
1594,0
20071
24,0
299
1,2
24
225,0
1879
97,0
69
1284,0
10650
14,0
196
90,0
3,85
»
1,062
33,3
»
K2S
1669—1658
566,0
4348
6,0
4982
0,4
402
93,0
363
5,0
75
463,0
4808
5,0
81
2,0
16,79
223,78
»
1,021
15,1
сн
P(
1710—1702
750
103,0
960
6,6
61
18,0
140
6,0
• 2
209,0
13
2,0
11
6,84
3,85
2,64
>
1,008
4,39
»
21,0
41,0
1,0
7,0
0,2
58,0
1,003
о Продолжение табл. 46
Возраст пород
Интервал перфорации
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип вод
ci-
sor
НСОз“+ + со^
Са2+
Mg2+
Na +
к+
nh4+
В3 +
Вг“
I
у, г/см3
р2
1546—1542
1008
5130
Следы
240
Следы
2890
40
6,0
2,71
2,0
9,0
сн
28,0
107,0
12,0
126,0
1,0
1,006
р2
1375—1359
15400
2540
61
600
264
10020
40
60,0
11,36
70,0
5,4
29,7
430,0
53,0
1,0
30,0
22,0
436,0
1,0
1,020
Бештентяк
К2т
2831—2762
200385
620
561
12555
2263
113468
450,0
172,9
47,54
17,71
330,4
хк
5644,0
12,0
9,2
626,0
186,0
4829,0
1,226
К2т
2821—2915
171169
3588
512
12282
828
98775
450,0
108,18
66,67
9,31
287,6
»
4821,0
74,0
8,7
612,0
68,0
4199,0
1,197
Pi
2757—2642
197994
1458
1000
11827
1104
114483
70,0
Не опр.
27,72
2,54
327,9
5577,0
30,0
16,4
590,0
90,0
1939,0
1,224
Р.
2302—2287
63146
8312
144
2729
883
37809
438,0
»
81,02
Не опр.
107,2
>
1778,0
48,0
2,3
136,0
72,0
1613,0
1,073
Pi
1951 — 1942
74466
1790
518
3757
912
42959
227,5
Не
опр
124
»
2099,0
37,0
8,8
187,0
75,0
1867,0
Й084
Р.
2014—2002
113330
931
341
8356
1419
62842
110,0
237,0
163,1
22,84
188
»
3191,0
19,0
5,5
417,0
116,0
2650,0
1,128
Pi
1975—1965
171169
538
244
10735
2594
94431
60,0
54,0
183,9
24,96
279,9
»
4821,0
11,0
4,0
535,0
213,0
408,0
1,191
Pi
2049-1977
30112
5517
610
1402
668
19631
15,0
54,58
17,59
10,58
57,99
»
848
114,0
10,0
70,0
55,0
841,0
1,04
Раа
1258—1255
60698
3948
170
2754
1489
26284
20,0
71,38
26,92
16,92
104,0
1709,0
8221,0
2,8
137,0
122,0
1534
1,071
Рз
500
90244
2627
54,0
195
3,2
3206
106,0
1307
107,0
53778
2333,0
10,0
31,36
71,96
22,84 |
151,4
1,103 ।
»
2542,0
Кызылтумшук
KaS
1630
12423
72
24
15520
4520
53010
468
73,64
He обн.
642
14,4
197,6
»
3451,0
15,0
0,4
776,0
376,0
2305,0
12,0
1,135
Pi
886—867
78300
2064
244
7760
1980
38<
164
Нет д
энных
127,7
»
2176,0
43,0
4,0
388,0
165,0
1668,0
1,087
₽i
882—884
20088
3552
61
1840
705
11109
To
же
31,5
»
558,0
74,0
To
92,0
58,0
483,0
1,021
Pi
818-795
60846
2064
122
5400
1751
30406
99,85
»
1691,0
43,0
2,0
270,0
144,0
1322
1,068
P,
934—932
69516
1680
61
6680
2067
33670
>
122,4
»
1931,0
35,0
1,0
334,0
170,0
1464
1,083
P2
319
16164
8444
305
760
364
12926
38,85
сн
449,0
176,0
5,0
38,0
30,0
562,0
1,026
P2
270
7884
1872
61
780
328
5589
19,09
»
219,0
39,0
To
39,0
27,0
243,0
1,013
P2
1031
5364
5952
244
680
121
5313
»>
17,74
149,0
124,0
4,0
34,0
10,0
231,0
1,012
P2
922—930
23688
3408
244
2020
788
13087
»
39,98
хк
658,0
71,0
4,0
101,0
64,0
569,0
1,027
Таблица 47
Характеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений Сурхан-Вахшской нефтегазоносной области
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Глубина отбора.
Температура пласта, ° С
Минерализация г/л ’
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
Общая упру- ГОСТЬ газа, МПа
pjp»
СО2
СН4
С2Н6
СзН8
С4Н ю + в
N2 + редкие
Не
Аг
Шаамбары
PZ
Зз
2977—2963
2869—2865
2930
2800
121
120
162
85
1040
611,5
0,4
84,4
82,4
0,2
4,5
0,1
2,2
Не обн.
1,3
13,7
8,7
0,749
0,087
0,121
0,186
13,08
10,2
0,40
0,34
J3
3165—2990
2350
121
152
551,5
1,7
93,2
0,7
0,3
0,1
4,1
0,708
0,074
9,6
0,306
K,g
2772-2755
2760
112
184
274,3
1,3
28,9
8,14
0,19
0,07
9,6
0,26
0,753
4,40
0,152
Kia
2870—2856
2860
112
105
711,3
0,6
88,8
4,8
0,25
0,11
5,4
0,042
0,112
7,8
0,26
Kia
2365-2360
2150
99
95
97,9
1,2
45,5
0,8
0,1
Не обн.
42,5
Не
оно.
9,74
0,40
К2
2074—2064
2070
96
160
898,0
86,0
0,8
0,7
0,4
9,9
0,057 1 0,235
11,4
0,51
K2t
1740—1718
1735
86
30
477,0
Беи.
8,4
1ТСНТЯК
2,7
4,5
5,9
72,6
Не
опр.
5,75
0,32
Рз
2368—2296
5850
86
248
1000
2,5
74,4
2,1
0,8
Следы
20,0
0,0015
0,066
37,1
0,90
Р|
2186—2160
2174
79
248
642,8
3,2
53,0
3,8
0,6
Не обн.
39,6
0,0002
0,083
5,0
0,45
₽1
2019—2011
1997—1982
1990
76
212
714,2
1,5
81,85
0,93
1,08
0,58
14,1
0,0056
0,127
9,0
0,80
Р1
1938—1935
1930
73
95
1666
1,3
88,39
4,3
2,65
0,73
1,52
0,0001
0,168
25,0
0,98
р2
2576—2557
2500
85
101
500
3,01
3,02
0,52
0,01
0,01
93,08
0,23
1,43
11,0
0,48
р2
2542—2537
2500
85
2
200
2,4
5,2
0,15
0,10
0,15
83,6
0,01
2,30
5,0
0,57
р2
2369—1905
1890
83
3
200
2,1
30,79
0,85
0,35
0,23
57,1
0,01
0,64
5,0
0,45
р2
1090—1055
1045
54
72
1094
0,35
Кызы
84,2
лтумш
4,0
ук
1,1
Не обн.
10,0
0,160
0,087
21,0
1,0
р2
477
Устье
50
30
800
1,2
93,5
0,8
Не
обн.
4,4
0,252
0,158
5,0
1,0
ный приток нефти. Кроме того, приток нефти был получен из сумсар- ских слоев эоцена.
Подземные воды месторождения хлоридно-кальциевого типа с минерализацией от 57 до 330 г/л (табл. 46).
Водорастворенные газы палеоценовых отложений азотно-метановые (см. табл. 47).
В водах бухарских отложений содержится, мг/л: бензола 4,2, фенолов 4,1, СХБ 13,7. В водах акджарских пород бензола и фенолов соответственно не более 0,26 и 1,22 мг/л, маастрихтских — бензол и фенолы отсутствуют или отмечаются в виде следов. В водах алайских отложений содержание ВРОВ ниже, чем в бухарских, но выше, чем в акджарских и маастрихтских, что, вероятно, связано с большей растворяющей способностью ВРОВ менее минерализованными рассолами алайских пород.
По величине геотермического градиента можно выделить две зоны: первая (0—1000 м) 5,3° С/100 м, вторая (1010—3000 м) — 1,9° С/100 м.
Газовое месторождение Кызылтумшук расположено в центральной части Вахшского прогиба. В структурном отношении представляет асимметричную антиклинальную складку почти меридионального простирания. Промышленно газоносны палеоцен-маастрихтские отложения. Залежи пластовые, сводовые.
Воды эоценовых отложений сульфатно-натриевого, хлоридно-магние- вого и хлоридно-кальциевого типов имеют минерализацию 18—40 г/л. Воды палеоценовых и маастрихтских отложений представлены рассолами (до 200 г/л) хлоридно-кальциевого типа, в верхней части минерализация уменьшается до 30—60 г/л. Газовый фактор — 810—1040 см3/л, состав газов метановый.
ВОДЫ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ЗАПАДНО-СИБИРСКОЙ ПЛИТЫ
И СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
П.3.1. ЗАПАДНО-СИБИРСКИЙ МЕГАБАССЕЙН
Западно-Сибирский нефтегазоносный мегабассейн площадью более 2,5 млн. км2 — один из крупнейших в мире. Его естественными границами являются горные сооружения Урала и Пай-Хоя на западе, Алтае-Саян- ская горная система на юге и Сибирская платформа на востоке.
Гидрогеология глубоких горизонтов мегабассейна освещена в публикациях М. С. Гуревича, Н. Н. Ростовцева, А. А. Розина, В. Б. Торго- вановой, А. Э. Конторовича, Н. И. Обидина, С. В. Егорова, В. В. Нелюбина, Б. П. Став-ицкого, Н. М. Кругликова, Л. М. Зорькина, В. М. Матусевича, Ю. Г. Зимина, Ю. П. Гаттенбергера, С. Н. Беспаловой и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Западно-Сибирский мегабассейн представляет собой гигантскую депрессию, выполненную мощными (до 10 км) осадочными отложениями от юрского до четвертичного возраста, залегающими с перерывом на эрозионной поверхности складчатого фундамента или промежуточного комплекса
Фундамент мегабассейна сложен палеозойскими геосинклинальными интенсивно дислоцированными и глубоко метаморфизованными породами, прорванными интрузиями кислого и основного состава Поверхность фундамента, обнажающегося по обрамлению бассейна, погружается к его внутренним и северным районам. Ее глубина в широтном Приобье составляет 3 км, во впадинах до 5,5 км, а на севере до 10 км.
Промежуточный структурный комплекс, сложенный терригенными осадочными и вулканогенными породами в основном триасового возраста, выполняет глубокие впадины рельефа фундамента. Эти породы слабо дислоцированы и достигают мощности 5 км в северных районах и в Пурском желобе.
Осадочный чехол начинает формироваться с юрского периода. От нижележащих пород он отделен перерывом в осадконакоплении продолжительностью несколько десятков, а возможно, и сотен миллионов лет. Характерная особенность осадочного чехла мегабассейна — развитие исключительно терригенных песчано-глинистых пород.
По строению осадочного чехла выделяют три крупных надпорядковых тектонических элемента: Внешний пояс, Центральную и Северную зоны [7]
Во Внешнем поясе, окаймляющем мегабассейн с запада, юга и востока, преобладает моноклинальное залегание пластов с углами наклона до 1°, мощность пород не превышает 2 км, установлены неоднократные перерывы в осадконакоплении.
Центральная зона площадью около 1 млн. км2 характеризуется развитием замкнутых структур первого и второго порядков (своды, мегавалы, впадины и мегапрогибы) Амплитуда - структур по поверхности фундамента достигает 500 м, но вверх по разрезу уменьшается до 20—100 м по отложениям верхнего мела и палеогена. Положительные структуры занимают до 40% площади зоны. Мощность осадочного чехла изменяется от 3 км и менее на сводах и мегавалах до 4 км в пределах впадин.
Северная зона граничит с Центральной по уступу, проходящему вдоль Сибирских Увалов, и раскрывается в акваторию Карского моря. В ее пределах установлены наибольшая мощность осадочного чехла (до 10 км) и наиболее резкие ее изменения (до 1,5 км). Интенсивность прогибания в Северной зоне в течение юры, мела и палеогена была в 2 раза большей, чем в Центральной зоне. Только за послемеловой отрезок времени прогибание на севере достигло 500—800 м. Однако, начиная со среднего олигоцена, северные районы испытали подъем ЗЮ
до 500 м, сопровождавшийся размывом ранее отложенных пород, тогда как в Центральной зоне сохранялось незначительное прогибание. Резкая перестройка геотектонического режима произошла в позднеплиоценовое — четвертичное время, когда после понижения уровня Мирового океана в среднем плиоцене на 200—250 м северные районы начали погружаться. Это погружение сопровождалось восстановлением регионального базиса эрозии и привело к накоплению в переуглубленных долинах и эстуариях рек четвертичных отложений мощностью более 300 м.
Характерная особенность Северной зоны — наличие толщ многолетнемерзлых пород, сохранившихся с доголоценового времени. С севера до широтного колена Обской губы эта толща имеет сплошное, а южнее, вплоть до Широтного Приобья, островное развитие. Сквозные талики образуются под руслами крупных рек (Обь, Енисей, Таз и др.). Мощность толщи достигает 500—550 м в левобережной приустьевой части Енисея. Здесь же установлена минимальная температура пород толщи — -64--8° С.
Структуры осадочного чехла прослеживаются по всему разрезу, заметно выполаживаясь в верхних горизонтах. Дизъюнктивные нарушения широко развиты в фундаменте и породах промежуточного комплекса. В осадочном чехле многие разрывы затухают в юрских и нижнемеловых горизонтах, однако установлены нарушения, секущие и весь осадочный чехол.
Осадочный разрез Западно-Сибирского мегабассейна характеризуется широким диапазоном нефтегазоносности. Здесь выделяют шесть продуктивных нефтегазоносных комплексов: палеозойский, нижнесреднеюрский, неокомский, аптский, сеноманский, турон-сенон- ский. Для отложений нижнесреднеюрского продуктивного комплекса покрышкой служит глинистая толща верхней юры — нижнего мела. В отдельных зонах отложения этой покрышки опесчаниваются, часть глин рассланцовывагтся и превращается в коллектор. В этих зонах в верхнеюрско-нижнемеловой толще выделяют три самостоятельных нефтегазоносных комплекса: келловей-оксфордский (васюганский), кимеридж-волжский (баженовский) и берриас-нижневаланжинский (ачимовский). Ряд комплексов выделяют в качестве возможно перспективных: триасовый, кампан-датский, палеоценово-нижнеолигоце- новый, среднеолигоценово-четвертичный [7].
Планомерные нефтегазопоисковые работы в мегабассейне начаты в 1948 г. На первом этапе (1948—1953 гг.) было открыто Березовское газовое месторождение, что послужило толчком к интенсификации геологоразведочных работ. В 1954—1960 гг. были разведаны газовые месторождения Березовского района и открыто первое нефтяное месторождение на Шаимской площади. Начиная с 1961 г. в различных районах мегабассейна открываются крупные газовые, газоконденсатные и нефтяные месторождения, и к 1986 г. в пределах бассейна известно 270 месторождений. Интенсивно развивается и добыча УВ. Если в 1970 г. здесь было добыто 9,5 млрд, м3 природного газа, то в 1986 г. 156 млрд, м3, что составило 36% всесоюзной добычи газа. К концу 1983 г. тюменские
газовики и нефтяники достигли небывалой добычи: 1 млрд, м3 газа и 1 млн. т нефти в сутки.
Регионально распространенной толщей глинистых пород туронско- олигоценового возраста мощностью до 800 м разрез осадочного чехла бассейна подразделяется на два гидрогеологических этажа. Верхний (кайнозойский) этаж, сложенный олигоцен-четвертичными песчаными породами, на большей части бассейна находится в зоне активного водообмена, содержат пресные воды инфильтрационного генезиса. В северной зоне подземные воды этажа в основном находятся в твердой фазе. Нижний гидрогеологический этаж, включающий породы от фундамента до меловых включительно, относится к зоне затрудненного водообмена. Он на всей площади (кроме периферийного пояса шириной 20—200 км) надежно изолирован от влияния поверхностных факторов, имеет мощность 2—6 км и содержит воды с минерализацией обычно 10—30 г/л. Все выявленные залежи нефти и газа приурочены к этому гидрогеологическому этажу. В его составе выделяют пять гидрогеологических комплексов: палеозой-триасовый, нижнесреднеюрский, берриас-валанжинский, неокомский и апт-сеноманский.
Палеозой-триасовый гидрогеологический комплекс охватывает трещиновато-пористые породы доюрских отложений: кору выветривания фундамента и образования промежуточного структурного этажа. Опробованы эти породы на органиченном числе площадей. Водообильность комплекса исключительно изменчива: притоки сильно колеблются — от практически «сухих» скважин до фонтанных с дебитом до 4500 м3/сут (Фроловская площадь). Значительные фонтанные притоки вод (до 350 м3/сут) отмечены в Шаимском и Березовском районах, где они связываются с трещиноватыми зонами фундамента и базальными отложениями юрского возраста.
Нижнесреднеюрский гидрогеологический комплекс распространен повсеместно, мощность его изменяется от 10—150 м в прибортовых частях бассейна до 1500 м в Северной зоне. В пределах нефтеносных районов Широтного Приобья его мощность составляет 300—600 м. В комплексе выделяют до 11 песчаных пластов, невыдержанных по простиранию и крайне неоднородных по коллекторским свойствам. Повышенными пористостью (до 20%) и проницаемостью (до 1 • 10~12 м2) обладают песчаники шеркалинского горизонта и вогулкинской толщи в нижней части разреза комплекса. Из них получены притоки воды с дебитами до 350 м3/сут, однако в основном дебиты скважин составляют 20—60 м3/сут при значительных понижениях уровня (до 500—1100 м). С песчаными породами комплекса связаны основные нефтяные и газовые залежи Приуральской и Фроловской нефтегазоносных областей. Перекрывается юрский водоносный комплекс регионально распространенным верхнеюрско-берриасским водоупором преимущественно глинистых пород, достигающим мощности 300—600 м. В центральной части мегабассейна в его разрезе выделяют битуминозные глинисто-сапропелевокремнистые породы баженовской свиты мощностью до 60—70 м.
Берриас-валанжинский водоносный комплекс состоит из преимущест-
венно песчаных пород ачимовской толщи мощностью до 250 м. Он широко распространен в Центральной зоне. К западу, в Мансийской и Надымской синеклизах, комплекс замещается глинами фроловской свиты, а на востоке в связи с опесчаниванием разреза объединяется с вышележащим неокомским водоносным комплексом. В Приобье мощность водоупора над берриас-валанжинским комплексом составляет 100—150 м В состав комплекса входят нефтеносные горизонты Б16—Б23.
Неокомский водоносный комплекс объединяет песчано-глинистые отложения верхней части мегионской и вартовской свит мощностью до 800 м. К нему приурочены основные нефтеносные горизонты Центральной и Северной зон (групп Б и А). Мощность проницаемых песчаных пластов изменяется от 5 до 40 м, глинистых разделов обычно не превышает 20 м. В западной части мегабассейна песчаные породы полностью замещаются глинами фроловской свиты, тогда как к востоку и на севере неокомский разрез существенно опесчанивается. Пористость песчаных пластов 10—22%, проницаемость 600-10-12 м2. Дебиты скважин, вскрывших водоносные пласты, изменяются в широких пределах — от 2 до 800 м3/сут при самоизливе и не более 30—120 м3/сут при понижениях уровня воды на 400—700 м.
Верхним водоупором над неокомским водоносным комплексом служат глинистые породы кошайской свиты нижнеаптского возраста мощностью в центральных районах 40—100 м, которая существенно возрастает к западу, где водоупор входит в состав глин фроловской свиты. Напротив, в восточных и северных районах водоупор отчетливо не прослеживается, и неокомский водоносный комплекс сливается с апт-сеноманским комплексом.
Апт-сеноманский водоносный комплекс представлен песчано-глинисто-алевритовыми отложениями покурской серии мощностью до 1000 м. С песчаными породами верхней части комплекса связаны крупнейшие газовые месторождения севера Западно-Сибирского бассейна. Пористость песчаных пород в сеноманской части разреза нередко превышает 25— 30%, проницаемость достигает 2-10~12 м2. Высокие фильтрационные свойства и большая мощность водоносных пород обеспечивают большие дебиты В Широтном Приобье дебиты воды самоизливом составляют 2—4 тыс. м3/сут, а в скважинах специальной конструкции— 15 тыс. м3/сут.
Апт-сеноманский водоносный комплекс перекрыт региональной толщей турон-палеогеновых глин мощностью до 800 м, изолирующей нижний мезозойский гидрогеологический этаж от кайнозойского. Этот водоупор отсутствует в Приенисейской зоне мегабассейна, где весь разрез мезозоя-кайнозоя сложен преимущественно песчаными породами.
Суждения о гидродинамике основываются на сравнении абсолютных отметок статических уровней пластовых вод, так как в условиях Западно-Сибирского мегабассейна с небольшими перепадами минерализации и температуры подземных вод приведение напоров к пресным водам или к единой плоскости сравнения не обеспечивает заметного повышения достоверности гидродинамических данных.
Пластовое давление трещинных вод пород фундамента близ об-
313
рамления мегабассейна соответствует гидростатическому. По мере погружения фундамента и при более затрудненной связи с поверхностью начинает преобладать сверхгидростатическое давление, распределенное без видимой закономерности. В Центральной зоне встречены АВПД с коэффициентом аномальности до 1,5.
Статические уровни вод юрского комплекса закономерно снижаются от 150—200 м в южных, юго-восточных и юго-западных периферийных районах до 60—40 м к Центральной и Северной зонам мегабассейна, где .наблюдается неупорядоченное изменение напоров с незакономерными, довольно резкими перепадами в 20—80 м. Видимо, отдельные линзовидные проницаемые пропластки песчаников, заключенные среди глинистых пород, обладают различным пластовым давлением насыщающих их флюидов и не сообщаются друг с другом. Нередко встречается здесь и сверхгидростатическое давление. В ряде случаев, особенно в Северной зоне, зафиксированы АВДП с коэффициентом аномальности до 1,5 на Губкинском, Вэнгаяхском, Западно-Таркосалинском и других месторождениях и 1,7 на Уренгойском месторождении (пластовое давление 63 МПа).
Гидродинамическая обстановка берриас-валанжинского водоносного комплекса сходна с обстановкой юрского комплекса. Статические уровни подземных вод, имеющие отметки 160—140 м на южной и юго-восточной периферии мегабассейна, закономерно снижаются к северу и северо- западу, составляя в широтном Приобье примерно 80 м. Севернее Сибирских Увалов отметки пьезометров обычно равны 50 м с тенденцией снижения в северном направлении. Минимальные положительные отметки статических уровней вод комплекса около 10 м установлены на крайнем северо-востоке мегабассейна (Малохетское, Пеляткинское месторождения). В северной зоне наблюдается неупорядоченное распределение напоров, в том числе проявляется сверхгидростатическое давление. В частности, на Губкинском и Северо-Губкинском месторождениях пластовое давление в ачимовском горизонте составляют 31—35 МПа на глубине 2700—2900 м, на Восточно-Тазовской площади около 50 МПа на глубине до 3140 м. АВПД характерны для п-ва Ямал, где коэффициент аномальности достигает 1,5—1,7. По сравнению с юрским комплексом площадь развития неупорядоченных напоров и проявления сверхгидростатического давления в берриас-валанжинском комплексе существенно уменьшается и смещается в северном направлении.
Неокомский водоносный комплекс изучен значительно детальнее, чем нижележащие, поскольку с проницаемыми пластами этого комплекса связаны основные залежи нефти Западной Сибири. Самые высокие отметки пьезометрической поверхности установлены на юге и юго-востоке бассейна, где они достигают 140—160 м и закономерно снижаются в северном и северо-восточном направлении. Гидравлический уклон составляет 5-Ю"4. Вдоль западной приуральской части мегабассейна пьезометрическая поверхность наклонена в восточном, северо-восточном направлении, причем перепад отметок более значительный — от 140—120 До 20 м. Гидравлический уклон здесь возрастает до 1 • 10-3. В централь- 314
ной части мегабассейна, где сосредоточены основные нефтяные месторождения Широтного Приобья, статические уровни подземных вод устанавливаются на отметках 90—75 м, последовательно снижаясь к северу. Влияние подтока вод с западного обрамления мегабассейна совершенно не ощущается, что связано, очевидно, с экранирующим действием глин фроловской свиты (рис. 78). В то же время нет никаких свидетельств и о продолжающемся отжатии вод из этих глин. Напротив, весь Салымский и отчасти Сургутский нефтеносные районы, примыкающие с востока к полосе развития глин, оказываются в зоне гидравлической тени. Гидроизопьезы здесь наиболее разряжены, гидравлический уклон не превышает 6-Ю-5.
Севернее Сибирских Увалов отметки пьезометров снижаются в северном, северо-западном и северо-восточном направлении от 70 м до нуля в районе Обской и Тазовской губ. Относительно повышенные отметки уровней приурочены к Надым-Пурскому водоразделу. Отрицательные отметки пьезометрических уровней отмечены на крайнем севере мегабассейна (Среднемессояхская, Паютская, Малохетская и другие площади). На севере же встречены отдельные проявления сверхгидростатического давления (п-ов Ямал).
В апт-сеноманском комплексе уровни вод на юге и юго-востоке устанавливаются на отметках 160—150 м в краевой части мегабассейна, понижаясь на север до 120—130 м и в более погруженной его части. В приуральской части мегабассейна пьезометрическая поверхность снижается с отметок 140 до 100—80 м в восточном направлении к долине р. Обь. В районах Широтного Приобья отметки уровней вод составляют 90—80 м, постепенно понижаясь в северном направлении (рис. 79). Гидравлический уклон равен Ю1. В районах газовых месторождений Медвежьего, Уренгойского, Ямбургского и других отметки пьезометров равны 20—0 м, снижаясь в северном направлении до отрицательных значений. Гидравлический уклон составляет 1—2-Ю-4. Перепад напоров соответствует наклону ГВК.
В целом гидродинамическая обстановка апт-сеноманского комплекса наиболее спокойная по сравнению со всеми нижележащими комплексами; пьезометрическая поверхность плавно погружается от обрамления мегабассейна к центральным районам и далее на север к Карскому морю. Здесь отметки уровней подземных вод в скважинах имеют отрицательные значения, пластовое давление ниже гидростатического. Причина таких уникальных условий достоверно не установлена, но несомненна их связь с охлаждением разреза и многолетнемерзлыми породами, развитыми здесь повсеместно.
Максимальная зарегистрированная температура пород составляет 160° С на глубине 4940 м (Надымская площадь), минимальная — —8° С в толще многолетнемерзлых пород на северо-востоке мегабассейна. Температура подземных вод в низах осадочного чехла периферии бассейна 10—20° С. В Центральной зоне температура кровли доюрских пород составляет, 0 С: в Салымском районе 120—140, на Сургутском своде 90—115, на Нижневартовском своде 105—125. В Приуральском
Рис. 78. Схема приведенных напоров вод неокомского комплекса ЗападноСибирского мегабассейна (по Ю. П. Гаттенбергеру):
1— гидроизопьезы, м, 2—направление движения и градиент напора вод, м/км; 3 — западная граница распространения пород-коллекторов вартовской свиты
Рис. 79. Схема приведенных напоров вод апт-сеноманского комплекса ЗападноСибирского мегабассейна (по В. Н. Корценштейну).
а — гидроизопьезы, м, месторождения: б—газовые, в — газоконденсатные, г — нефтегазовые (/ — Охтеуръевское, 2 — Варьеганское, 3 — Вэнгапурское, 4 — Вэнгаяхииское, 5 — Комсомольское, 6 — Северо-Пурпейское и Губкинское, 7— Ямсовейское, 8 — Русско-Асельское, 9— Медвежье, 10— Уренгойское, 11— Русское, 12 — Заполярное, 13 — Тазовское, 14—Северо-Уренгойское, 15— Новопортовское, 16 — Ямбургское, 17 — Нурминское, 18 — Арктическое, 19 — Соленинское, 20 — Мессояхское, 21 — Малохетское, 22 — Казанцевское, 23 — Пелятинское, 24 — Озерное, 25 — Джан- готское)
районе повышенной температурой (до 80—90° С) выделяется Шаимский мегавал, тогда как в Березовском районе максимальная температура редко достигает 60—80° С. Высокой температурой 135—140° С характеризуется Красноленинский свод.
Температура подземных вод в кровле неокомского водоносного комплекса изменяется от 10—15° С по периферии бассейна до 80— 90° С на Красноленинском своде. На западе температура в кровле комплекса составляет 40—70° С, причем наиболее высокие значения отмечены в Шаимском и южной части Березовского района (50—75° С), севернее пос. Березово температура воды, как правило, не превышает 40—50° С. Салымский и примыкающие к нему районы характеризуются температурами несколько больше 80° С, на Сургутском своде — 55— 60° С, на Нижневартовском — 65—73° С. В Северной зоне наиболее высокая температура (более 70°С) установлена в северной половине п-ова Ямал, в Надымском и Таркосалинском районах.
В кровле апт-сеноманского комплекса температура подземных вод изменяется от 0—5 до 35—45° С. По периферии бассейна развиты наиболее холодные воды, их температура не превышает 20° С. В центральной 316
зоне максимальная температура (более 40° С) установлена на Красноленинском своде и в Салымском районе. Повышенной температурой (более 30° С) выделяются Шаимский мегавал и Нижневартовский свод. Напротив, Сургутский свод, расположенный в самом центре бассейна, оконтуривается минимальными значениями температуры, не превышающими в наиболее приподнятой части свода 25° С. Большая часть Северной зоны характеризуется температурой 20—40° С, а на всей территории севернее Тазовской губы преобладает температура менее 20° С. На уровне ГВК основных газовых залежей в сеноманских породах температуры составляют 20—34° С, снижаясь до 12—15° С на Арктическом, Мессояхском и других северных месторождениях (табл. 48).
В региональном плане основная закономерность распределения температуры подземных вод Западно-Сибирского мегабассейна — ее нарастание от периферии к центральным районам, вызванное погружением водоносных комплексов. Средний градиент разреза осадочного чехла в зоне положительной температуры (ниже подошвы нейтрального слоя или подошвы многолетнемерзлых пород) изменяется от 1,5 до 6° С/100 м. Минимальные значения (до 3° С/100 м) характерны только для при- бортовых частей мегабассейна в полосе шириной 50—120 км на западе, 100—200 км на юге и до 600 км на востоке (значительная ширина зоны вдоль восточного борта мегабассейна связана с максимальной песчанистостью отложений). Для всей внутренней части мегабассейна геотермический градиент превышает 3° С/100 м, максимальные его значения (до 5—6° С/100 м) установлены в пределах Шаимско- го мегавала, Красноленинского свода. Для этих же структур отмечена наибольшая плотность теплового потока — до 80—95 мВт/м2, которая характерна также для таких положительных структур, как Нижневартовский, Александровский и Каймысовский своды в Центральной зоне. На большей же части территории мегабассейна преобладает сравнительно спокойное тепловое поле с плотностью теплового потока 40— 60 мВт/м2.
Для распределения температуры в разрезе осадочного чехла ха-
Таблица 48
Пластовая температура на ГВК газовых месторождений Западно-Сибирского мегабассейна
Месторождение
Температура на ГВК, °C
Месторождение
Температура на ГВК, ° С
Арктическое
13
Ямсовейское
28
Ямбургское
28
Севере-Комсомольское
34
Тазовское
27 (ВНК)
Губкинское
25
Заполярное
34
Айваседопурское
31
Уренгойское
34
Комсомольское
30
Медвежье
34
Вэнгапурское
30
Юбилейное
32
Вэнгояхинское
22
Южно-Русское
19
Варьеганское
33
рактерно увеличение разницы температур на одинаковой глубине в разных районах по мере возрастания глубин (рис. 80).
Подземные воды Западно-Сибирского мегабассейна характеризуются малой минерализацией (в среднем 20 г/л), бессульфатностью, значительным содержанием ВРОВ и газов углеводородного состава. Основная региональная гидрохимическая зональность заключается в последовательной смене вод инфильтрационного генезиса с минерализацией 1—5 г/л, развитых в окраинных частях мегабассейна, хлоридно-кальциевыми водами с минерализацией до 15—20 г/л по мере
Рис. 80 Геотермограммы нефтяных месторождений центральной зоны ЗападноСибирского мегабассейна (по Ю. П. Гаттенбергеру).
/ — Сургутская группа месторождений, 2 — Русскинское, 3 — Усть-Балыкское, 4 — Соснинско
Советское, 5 — Мегионское, 6 — Салымское, 7 — Шаимская группа месторождений
продвижения к центральным областям. Площадь развития инфильтрационных опресненных вод последовательно увеличивается вверх по разрезу.
В доюрском и юрском водоносных комплексах (рис. 81) ширина периферийной полосы пресных и слабосолоноватых (до 5 г/л) вод обычно составляет 20—50 км, достигая 200 км в Чулымо-Енисейском районе. Далее к центру мегабассейна происходит увеличение минерализации, достигающей максимума 70—87 г/л на юго-востоке в пределах Нижневартовского, Александровского, Межовского сводов. В этом же районе при опробовании трещиноватых и трещинно-поровых домезо- зойских пород установлены наиболее концентрированные рассолы во всем бассейне (до 100—114 г/л). Коэффициенты rNa/rCl и С1/Вг находятся в пределах 0,84—0,92 и 270—320 соответственно. Содержание брома обычно 80—160 мг/л (максимально до 186 мг/л), иода 5—12 мг/л.
В западной половине Центральной зоны мегабассейна (Ханты- Мансийская и Надымская впадины) развиты воды гидрокарбонатно- натриевого типа с минерализацией 10—15 г/л. Для них характерны бессульфатность, малое содержание кальция и повышенное количество гидрокарбонат-иона. Отношение Na/Ca достигает 30—50, коэффициенты rNa/rCl и С1/Вг составляют соответственно 1,01 —1,5 и 180—290. Содержание брома не превышает 80 мг/л, иода 15 мг/л.
В Северной зоне, судя по сравнительно малочисленным данным, юрский водоносный комплекс на большей части площади насыщен водами невысокой минерализации (до 15 г/л) хлоридно-кальциевого и гидрокарбонатно-натриевого типов. На этом фоне отмечено несколько районов с водами повышенной минерализации хлоридно-кальциевого типа: наиболее обширный из них протягивается в северном направлении от Варьеганского до Комсомольского и Западно-Таркосалинского месторождений, где установлены рассолы с минерализацией до 60 г/л, другой район приурочен к Медвежьему и Сандибинскому месторождениям, где встречены воды с минерализацией 35—49 г/л.
Для берриас-валанжинского комплекса характерны снижение минерализации подземных вод по сравнению с юрским комплексом и расширение полосы развития пресных и солоноватых вод по периферии мегабассейна, которая на востоке достигает ширины 300 км. На большей части региона развиты воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией до 17—30 г/л. Концентрация микрокомпонентов в них составляет, мг/л: брома 14—60, иода 6—20, бора 4—10. Коэффициенты rNa/rCl и С1/Вг соответственно равны 0,79—0,99 и 170—280.
На юго-востоке в пределах Нижневартовского, Александровского и Межовского сводов установлены воды с минерализацией 35—55 г/л. Видимо, этот район протягивается севернее Вэнгапурского и Комсомольского месторождений, где из пород ачимовской толщи также получены рассолы с минерализацией до 52—56 г/л, в которых повышено содержание кальция (до 7—11%-экв) и брома (до 120 г/л) и снижено количество гидрокарбонат-иона и иода (не более 7 мг/л). Напротив,
Рис 81 Гидрохимическая карта юрского комплекса Западно Сибирского мега
бассейна (по М Я Рудкевичу и Н Ф Чистяковой)
1 — границы распространения коллекторов комплекса 2—изоминеры г/л
типов 3 — гидрокарбонатно натриевого
5 — хлоридно кальциевого хлоридно магниевого
инфильтрационного генезиса
участками сульфатно
вого 6— гидрокарбонатно натриевого элизионного генезиса залежи
газоконденсатные 9 — нефтегазопроявления
зоны вод различных
4 — хлоридно кальциевого и гидрокарбонатно натрие 7 — нефтяные 8 — нефте
в Мансийской синеклизе наблюдается преимущественное развитие вод гидрокарбонатно-натриевого типа с минерализацией обычно менее 16 г/л. Еще менее минерализованные воды (3—10 г/л) отмечены в глубоких впадинах Северной зоны мегабассейна, они характеризуются повышенным содержанием гидрокарбонат-иона (до 30—60%-экв), незначительным количеством кальция (2—4%-экв) и микрокомпонентов (брома 6—25 мг/л, иода 2—12 мг/л).
В неокомском водоносном комплексе происходит дальнейшее сокращение площади соленых вод. Максимальная их минерализация не превышает 30 г/л, причем воды с минерализацией более 20 г/л развиты сравнительно узкой полосой в восточной части Центральной зоны, протягиваясь от Вэнгапурского месторождения на севере через восточные районы Нижневартовского свода до широты Омска на юге. Основная площадь Центральной зоны занята водами хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 15—20 г/л. Меньшая минерализация (10— 15 г/л) и повышенное содержание гидрокарбонат-иона отмечаются в водах Мансийской синеклизы, причем тип воды здесь в нижних горизонтах комплекса гидрокарбонатно-натриевый, а в верхних — хлорид- но-кальциевый (табл. 49).
В Северной зоне развиты в основном воды хлоридно-кальциевого типа с минерализацией до 15—18 г/л, которые к северу сменяются еще менее солеными водами гидрокарбонатно-натриевого типа бес- сульфатными с повышенной концентрацией гидрокарбонатов (до 3,6 г/л) и пониженной-—кальция (не более 0,4 г/л). Содержание микрокомпонентов, мг/л: брома 20—40, иода 1—20, бора 10—14. Коэффициенты rNa/rCI и С1/Вг составляют соответственно 1,01—2,6 и 130—400. Следует отметить, что на многих месторождениях Северной зоны получены притоки существенно опресненных вод с минерализацией 5—7 г/л и ниже. Такие воды встречены в пластах, содержащих нефтегазоконденсатные залежи, и являются, по-видимому, конденсатогенными.
В апт-сеноманском комплексе пресные и слабосолоноватые воды (с минерализацией до 3 г/л) занимают полосу по периферии бассейна шириной до 100 км на западе и до 150—300 км на востоке, а воды с минерализацией 10—20 г/л и очень редко выше — центральную и северную части мегабассейна (табл. 50). Воды с минерализацией более 15 г/л протягиваются широкой субмеридиональной полосой от Омского Прииртышья до Гыданского полуострова. В целом эти воды относятся к хлоридно-кальциевому типу, содержат не более 200— 250 мг/л гидрокарбонат-ионов и до 300—450 мг/л ионов кальция. Концентрация брома редко превышает 50 мг/л, иода 5—15 мг/л. Коэффициенты rNa/rCI и С1/Вг составляют соответственно 0,85—0,99 и 160—340. Характерно, что в отличие от вод нижележащих комплексов в Центральной зоне почти не встречены воды гидрокарбонатно- натриевого типа. Слабощелочные воды апт-сеноманского комплекса появляются на ряде площадей Северной зоны (Тазовской, Русской и др.). Их минерализация здесь составляет 10—18 г/л, в составе зна-
to Таблица 49
hO
Химический состав подземных вод неокомского комплекса Центральной зоны Западно-Сибирского мегабассейна
Пласт
Интервал перфора-
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип
вод
СГ
sor
НСОГ
Са2+
Mg2 +
Na++K+
nh4+
в3+
Вг“
Г
Уватская площадь
2184—2190, 2200—2207
7904,8
222,90 1
32,90
0,68
1525,0 25,01
180,8 9,02
41,31
3,39
5573,8 1
242,84 |
30,0
Не опр. I
55,0
Не опр.
14,8 |
1,01 |
гкн
Правдинское месторождение
бс8
2400—2392
6459,32
Не обн.
20'13,0
73,14
25,4
4853,23
21,0
64,1
50,5
24,17
13,5
гкн
182,15
33,0
3,65
2,09
211,01
1,009
БС6
2381—2372
6889,4
50,2
610,0
43,08
Не обн.
4799,4
21,0
65,0
45,24
25,01
12,5
»
180,17
1,05
10,0
2,15
208,0
1,008
Верхнесалымская площадь
*
АСН
2191—2210
6002,45
31,27
1561,6
167,33
25,05
4303,46
21,0
15,0
16,8
20,0
12,2
гкн
169,08
0,68
25,6
8,37
2,07
187,12
1,008
AG
2097—2104
7393,25
31,27
1403,0
185,97
22,62
5082,77
21,0
37,0
41,6
17,5
14,2
»
208,51
0,65
22,3
9,87
1,87
271,01
1,009
Южно-Балыкское месторождение
БСю
2477—2481
9223,7
Не обн.
1207,8
287,17
17,51
6075,2
24,8
72,0
54,2
22,1
16,8
гкн
260,1
19,8
14,33
1,44
264,1
1,01
БС1-2
2180—2172
9513,06
4,0
756,4
344,69
35,26
5994,9
45,0
63,0
59,6
22,0
16,6
»
268,27
0,08
12,4
17,2
2,90
260,65
1,01
АС6
1987—2000
10718,96
Не обн.
324,6
395,92
36,84
6617,49
15,0
20,0
43,25
4,31
18,4
»
301,94
8,6
19,8
3,05
287,7
1,013
Усть-Балыкское месторождение
БСю
2346—2364
9093,4
3,29
902,8
101,2
12,4
6100,3
15,0
62,5
50,1
20,2
16,2
гкн
256,4
0,07
14,8
5,05
1,02
265,2
1,011
БС9
2262—2272
9652,9
1,65
939,4
242,9
29,43
6615,7
15,0
72,5
53,8
21,0
17,5
»
272,2
0,03
15,4
12,12
2,42
273,1
1,012
бс8
2196—2190
9163,32
Не обн.
375,2
192,38
34,05
5961,83
36,0
62,0
56,46
23,8
16,2
»
258,41
13,2
9,60
2,80
259,21
1,01
БСе
2131—2135
9443,1
»
610,0
212,6
31,98
6050,4
27,0
55,0
54,3
20,1
26,3
хк
266,3
10,0
10,6
2,63
263,1
1,011
бс5
2134—2128
9373,2
74,87
462,6
204,4
40,4
2978,85
20,0
Не опр.
54,8
21,4
16,1
»
264,3
1,56
7,6
10,2
3,33
259,95
1,011
БС2+з
2145—2149
9732,9
Не обн.
353,8
294,79
39,28
6027,15
21,0
53,0
55,14
22,4
16,7
»
274,88
5,8
14,7
3,23
262,05
1,01
БС1
2110—2113
9777,0
»
348,0
428,0
77,8
6085,8
48,0
58,0
62,8
24,5
16,5
»
276,0
5,7
10,7
6,4
264,6
1,01
ас7
1928—1931
9418,86
3,29
384,3
271,14
42,92
5663,46
21,0
34,2
53,8
17,9
16,0
»
266,06
0,07
6,30
13,53
3,53
294,62
1,01
Западно-Сургутское месторождение
БСю
2352—2345
7987,5
Не обн.
1464,0
216,0
21,28
5423,4
Не опр.
21,6
52,3
18,8
15,3
гкн
225
24,0
10,8
2,4
235,8
1,01
БСЭ
2266—2263,
9230,0
8,0
1073,6
236,0
51,24
6026,71
»
18,0
56,7
23,12
16,8
2320—2315
260,0
0,17
17,6
11,8
4,2
261,37
1,01
бс9
2327—2322
8520,0
Не обн.
1293,2
252,0
34,7
5658,0
»
21,6
55,3
18,9
15,9
»
240,0
21,2
12,6
2,6
246,0
1,011
бс8
2214—2212
9497,5
8,0
536,8
244,0
46,36
5933,3
»
14,4
78,1
34,2
16,4
хк
267,0
0,17
8,8
12,2
3,8
257,97
1,011
БС1
2077—2074
9443,0
Не обн
237,9
380,0
Следы
5727,0
»
26,0
51,2
24,4
16,0
хк
266,0
3,9
19,0
249,03
1,01
Русскинская площадь
БСю
2404—2400
9230,0
2,0
1342,0
316,5
43,92
6040,7
[Не опр.
17,2
|гкн
й
260,0
0,04
। 22,0
15,8
3,60
1 262,6
| 18,0
| 75,2
| 33,8
1,01
й Продолжение табл. 49
Пласт
Интервал перфорации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип
сг
SOi
НСОз-
Са2+
Mg’ +
Na+ + K +
nh4+
в*+
Вг"
г
у г/см3
вод
БСю
2359—2356
9940,0
4,0
1122,4
316,0
56,12
6594,0
Не опр.
18,0
54,4
24,8
18,0
хм
бс2
2128—2122
280,0
11537,5
0,08 4,0
18,4
219,6
15,8 464,0
4,6 43,92
278,08
6943,2
»
18,0
55,8
20,6
1,01
19,4
хк
БС1
2109—2104
325,0 10650,0
0,08 4,0
3,6 122,0
23,2 412,0
3,60
51,24
301,88
6377,44
»
18,0
37,4
24,4
1,01
17,8
»
300,0
0,08
2,0
20,6
4,20
277,84
1,01
Советское месторождение
бв8
2218—2210
14649,8
Не обн.
292,9
2314,6
24,3
6909,9
29,2
Не опр.
63,9
10,9
24,2
хк
АВ,
1666—1693
413,17
11537,5
4,1
4,80
140,3
115,5
1060,1
2,0
63,5
300,47
6201,3
10,0
50,0
22,6
12,8
1,018
19,6
»
323,36
0,08
2,3
52,9
5,22
269,6
1,013
Охтеурьевское месторождение
Ki !
17305,0 |
I 54,90 I
2424,4
I 21,40
I 8420,53
I 24,0
I 25,0
I 64,58
26,0 ]
1 хк
| 1721 — 1727
487,4
| Не обн.
1 0,9
121,2
1 ТтГ
1 366,1
1
1 1
1
1 102
1,018
Таблица 50
Химический состав подземных вод апт-сеноманского комплекса Западно-Сибирского бассейна
Месторож - площадь
Интервал перфора- ЦИН, м
Ионный состав, мг/л, (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип
сг
50^
НСО,
col-
Са2 +
Mg'1
к +
Na +
МН4
в*-
Вг~
[-
7, г/см*
Северная зона
Арктическое
760—803
2975,17
88,88
488,0
10,0
47,79
9,56
10,6
2086,33
6,64
6,14
14,38
3,73
5,7
гкн
Тазовское
1179—1184
83,90
10282,85
1,85
14,81
8,0 262,3
0,4 12,0
2,38 283,09
0,79 90,96
0,27
30,6
90,71
6252,55
17,70
12,83
45,34
15,65
1,0054 17,3
ХК
»
1155—1164
289,98
10655,16
0,31
Не обн.
4,30
231,8
0,4 Следы
14,13
271,74
7,48 116,74
1,53
646
271,85
6,76
10,05
46,99
18,76
1,0119 17,7
»
1270—1275
300,48
9927,0
Следы
3,8
1147,5
»
13,56
130,36
9,60 73,0
281,12
6464,95
0,3
49,32
5,07
1,011
17,8
гкн
Заполярное
1334—1352
279,97
10283,40
5,0
18,81
201,3
»
6,5 216,03
6,5 66,76
286,15
6373,76
8,8
43,85
15,37
1,012 17,1
хк
»
1435—1442,
289,99
10140,7
0,10 Следы
3,3 219,6
10,78
250,5
5,49
66,9
277,12
6241,78
49,18
4,64
1,013 16,9
»
Ямбургское
1388—1375
1196—1206
285,97
10952,7
Не обн.
3,6
244,13
»
12,5 274,13
5,5 102,63
271,5 6701,0
6,8
1,4
49,49
17,93
1,012 18,3
Уренгойское
1270—1275
308,84
11084,58
12,0
4,0 256,28
13,86
200,4
8,44 79,04
290,77
6924,43
42,66
15,80
1,011 18,6
»
1320—1201
212,58
8787,13
0,25 21,40
4,20 244,0
»
9,98 228,33
6,50
77,52
30
32,5
1,18 5375,95
15,49
10,24
41,84
11,20
1,013
14,86
»
Медвежье
1176—1186
247,8 11157,98
0,45
13,17
4,0 292,8
»
11,39
255,7
6,38
90,96
0,83 41,0
233,65
6841,12
28,77
19,24
49,34
16,92
1,0101
18,8
»
1204—1213
314,66 11085,06
0,27
18,11
4,80
317,2
12,0
12,76
248,39
7,48 85,48
2,05
41,0
297,44
6833,53
25,82
17,10
48,01
16,92
1,0127 18,7
Русское
989—996
312,61
6877,0
0,38 Следы
5,20 147,0
0,4 Следы
12,40 157,75
7,03 44,05
2,05
416
297,11
>0,34
20,0
25,0
26,90
11,96
1,0125 11,5
Губкинское
793—822
193,95
10956,9
27,4
2,4 109,8
»
7,87
392,8
3,62 150,0
18
30,5
4,86
6308,26
19,44
10,04
45,5
13,23
1,007
18,06
»
»
820—807
308,98
10956,9
0,56
11,1
1,8
97,6
»
19,60
357,1
12,34
150.0
0,78
29,5
278,62 6438,04
16,5
8,03
42,98
12,82
1,0142 18,1
»
la
308,98
0,23
1,6
17,8
12,34
0,75
279,92
1,0133
м Продолжение табл. 50
О'
Месторождение, площадь
Интервал перфора- НИИ, М
Ионный состав, мг/л, (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
вод
ci-
SO;"
НСОг
СОГ
Са2 +
Mg2 +
к+
Na +
МН<
В‘+
Вт"
I-
V, г/см3
Центральная зона (Среднеобская нефтегазоносная область)
Ханты-Мансийская
»
1838—1834
1728—1716
6072,0
171,2 8386,0
4,0
0,08
6,1
904,9
13,2
333,4
Не опр.
16,04
8,0 229,4
41,4
3,4 63,60
4021,1
173,1 5176,0
Не опр.
47,9
65,50
8,8
19,4
10,8
1,009 14,2
гкн
хк
»
1110—1107
236,49
8524,0
0,13
12,1
5,47
245,5
11,45
419,3
5,23
9,32
224,36
4968,0
Не
опр.
1,010 14,2
»
Салымское
1090—1070
1734-1756
240,0
6295,4
0,25 Не оби.
4,03
610,8
20,92
192,38
7,72
57,15
215,28
3984,29
30,0 |
50,0
34,6 |
10,1
1,010 Н,1
хм
Правдинское
1050-1540
177,59
9586,97
4,0
10,0 268,48
9,60
274,55
4,70
108,35
173,23
5800,5
Не
опр.
1,008 16,1
хк
»
1380—1070
270,36 9722,07
0,08
0,02
4,40 219,66
13,70
241,88
8,91
89,50
252,23
5941,96
1,010 16,2
»
Усть-Балык-
988—1050
274,17
10651,1
0,04
2,5
3,6
195,2
12,07
424,5
7,36
116,9
6288,7
29,7
60,4
57.4 |
14,5
1,010 17,7
»
ское
1120—1020
300,96
12436,2
0,05 8,0
3,2
414,9
21,18
1112,2
9,0 57,80
273,4
6840,7
Не
опр.
1,012 20,9
»
Западно-Сур-
1555—1407
350,74
10855,2
0,17 Не обн.
6,8
189,4
55,5
385,41
4,75
140,3
297,45
6233,16
60,0
Не
46,11
16,3
1,015 18,0
гутское
»*
1398— 1186
306,15
11356,27
»
9,10
176,9
19,23
681,4
11,54
142,9
275,02
6624,6
22,5
опр.
Не опр.
1,011
18,8
>
Соснинско-
319,89
10532,4
»
2,9 195,3
34,0
836,4
11,75
91,2
293,76
5777,3
23,3
Не
44,4
7,6
1,011
17,4
Советское
Мегионское
1055-1633
297,0
12016,7
3,2
36,6
»
41,50
681,4
7,50
142,9
251,2
6755,6
24,8
опр.
57,5
10,9
1,013 19,6
»
1329—979
338,9
11934,9
»
0,6 179,4
34,0 601,2
11,75
145,9
293,76
6806,7
22,5
45,6
12,9
1,0148 19,6
336,6
2,94
30,0
12,0
296,1
1,01
чительно увеличивается концентрация гидрокарбонатов (до 1300 мг/л), иногда появляются сульфаты (до 15 мг/л)
Подземные воды Западно-Сибирского мегабассейна седиментоген- ные, их формирование связано с накоплением осадков в опресненных внутренних морских водоемах и континентальных условиях. Влияние инфильтрогенных вод отчетливо проявляется по периферии мегабассейна. В глубоких впадинах Центральной и Северной зон на геохимический облик подземных вод в юрских и нижнемеловых породах наложили отпечаток процессы отжатия рыхло связанных вод из мощных глинистых толщ (фроловской и других свит). На формирование щелочных вод с минерализацией 7—15 г/л в этих районах оказали значительное влияние процессы обогащения седиментогенных вод углекислотой, выделяющейся при метаморфизации ОВ. К опреснению вод в этих районах ведут, вероятно, и процессы отжатия возрожденных вод при термогидратации глинистых минералов на глубинах более 2,5 км.
Состав водорастворенных газов палеозойского комплекса в краевых частях мегабассейна метано-азотный (азота 55—67%, метана 30—40%) и азотно-метановый (азота 35—48%, метана 50%). В метано-азотных газах тяжелые УВ отсутствуют, а в азотно-метановых их содержание не превышает 0,5%, диоксид углерода не более 2%. По мере погружения домезозойских пород состав водорастворенных газов становится метановым и азотно-метановым, содержание тяжелых УВ может достигать 10—15%. Иногда отмечается повышенное содержание водорода (до 2%), гелия. В Ханты-Мансийском районе на Фроловской площади в составе газов отмечено повышенное содержание диоксида углерода — 12,7%. В водах Северной зоны в основном растворены газы метанового состава (метана 80%), на некоторых участках обогащенные углекислотой (до 14,2% на Южно-Русской площади). Газосодержание в подземных водах домезозойских образований закономерно увеличивается от 50—500 см3/л по периферии до 1000—2000 см3/л в центральных районах и до 3000—5000 см3/л в погруженной Северной зоне.
Водорастворенные газы юрского комплекса (рис. 82) в основном имеют метановый состав и лишь в краевых частях мегабассейна (шириной не более 300 км) метано-азотный и азотно-метановый. Содержание тяжелых УВ не превышает 4—5%, однако вблизи контуров нефтяных залежей оно достигает 10—15 и даже 20%. Углекислый газ содержится в количестве 2—5%, лишь на локальных участках достигая 10%. Газосодержание в водах Центральной зоны составляет 1500— 1800 см3/л, уменьшаясь к периферии до 100—200 см3/л. В Северной зоне отмечены значительные колебания газосодержания, обычно в пределах 1500—3000 см3/л, при максимальных значениях до 4000— 4500 см3/л в районе Пур-Тазовского междуречья. Газонасыщенность вод достигает предельной величины лишь вблизи залежей УВ, но фоновые значения упругости газов обычно на 5—10 МПа меньше пластового давления.
Газонасыщенность и состав водорастворенных газов берриас-валан-
327
Рис 82 Карта состава водорастворенного газа юрского комплекса Западно Сибирского мегабассейна (по М Я Рудкевичу и Н Ф Чистяковой)
1— изолинии коэффициента газонасыщенности класс водорастворенных газов азотн млеводо родного состава (в скобках — содержание тяжелых УВ %) 2 — сухие (<1 3— тощие (1—3) 4 полужирные (3 5) 5 — жирные (> 5) то же углеводородного состава 6 ухие (< I) 7— тощие (1—3) 8—полужирные (3—5) 9— жирные (> 5)
Остальные условные обозначения см на рис 81
жинского и неокомского водоносных комплексов практически одина ковы По всей Внешней зоне мегабассейна проходит полоса развития азотных, метано азотных и азотно метановых газов, ширина которой достигает в восточных районах 500 км Внутренняя зона мегабассейна занята исключительно метановыми газами (метана>90%) с содер- 328
жанием азота не более 5—7%, а углекислого газа долей процента. Доля тяжелых УВ (обычно 2—5%) возрастает вблизи контуров нефтяных залежей, иногда до 12 и даже 25%. Газонасыщенность подземных вод возрастает от окраин мегабассейна к центральной части и в северном направлении, где она составляет 3500—3800 см?/л. Упругость водорастворенных газов меньше пластового давления во внутренней зоне мегабассейна на 5—12 МПа, на севере — до 15—17 МПа.
В апт-сеноманском водоносном комплексе от окраин мегабассейна к центральным районам состав газов также меняется с азотного на метановый, в составе газа резко преобладает метан (до 99%), азота содержится не более 2%, углекислого газа — до 0,5%. Здесь отмечаются самые низкие доли редких газов (гелия 0,006—0,022%) и гомологов метана (до 1%, причем преобладает этан). Газонасыщенность вод комплекса в центральных районах (где развиты метановые газы) 700—2000 см3/л, причем в Среднем Приобье, где нет залежей свободного газа, газонасыщенность 800—1200 см3/л, а в Северной зоне около газовых месторождений наиболее часты значения 1700—2000 сма/л. В Среднем Приобье упругость водорастворенных газов не превышает 4—5 МПа, т. е. почти вдвое меньше пластового давления, в Северной зоне воды предельно газонасыщены.
Подземные воды месторождений
К апт-сеноманскому гидрогеологическому комплексу приурочены уникальные газовые месторождения Западно-Сибирского мегабассейна, подземные воды которых рассмотрены нами совместно.
Залежи сеноманских отложений контактируют с потоком подземных вод преимущественно меридионального направления с весьма небольшим градиентом напоров (для района Уренгойского месторождения, протягивающегося на 200 км,— десятые доли метра на один километр). Скорость фильтрации при указанном перепаде напоров, при пористости 25%, проницаемости 10“12 м2 и вязкости 1,5 МПа-с составляет около 4-10~7 см/с (12,7 см/год). Абсолютные отметки статических уровней с юга на север неуклонно снижаются от 150—100 м до 0-410 (см. рис. 79).
Воды газовых месторождений сеномана мало минерализованные (14—19 г/л), с небольшой концентрацией щелочноземельных элементов, с содержанием кальция и магния соответственно 10—22 и 5— 12 мг-экв/л и микрокомпонентов, мг/л: брома 40- 70, иода 5—20, бора 10—25 и аммония 20—30.
Для большинства газовых и газоконденсатных месторождений сеномана, отметки ГВК которых выше —1000 м, пластовая температура варьирует от 13 до 30° С. Лишь на месторождениях Заполярное, Уренгойское, Медвежье и Юбилейное, где ГВК находится на сравнительно глубоких отметках, пластовая температура незначительно превышает указанную величину, меняясь в пределах 32—34° С. К наиболее 329
«холодным» относятся Арктическое (13° С), Южно-Русское (19° С) и Вэнгаяхинское (22° С) месторождения.
Состав газов, растворенных в водах газовых залежей, близок к составу свободных газов, они представлены почти исключительно метаном, гомологов метана — не более 0,4% (табл. 51).
Шаимская группа нефтяных месторождений, объединяющая Трехозерное, Мулымьинское, Мортымья-Тетеревское, Толумское и другие месторождения, расположена на западе мегабассейна. Нефтеносность связана с корой выветривания фундамента и перекрывающими ее песчаными отложениями низов тюменской и абалакской свит (горизонт П) средней и верхней юры. Проницаемые породы этой части разреза гидродинамически связаны в единый флюидоносный юрский комплекс (рис. 83). Залежи нефти литолого-стратиграфического типа. Мощность коллекторов достигает 35 м, средняя пористость 25%, притоки воды нередко достигают 250 м3/сут при самоизливе.
Зона отсутствия коллекторов делит район на два гидрогеологических участка. Западный участок характеризуется самоизливающимися водами со статическими напорами до 45 м выше устья скважин, тогда как на восточном участке скважины имеют статические уровни на глубинах около 50 м. Перепад отметок уровней вод почти в 100 м происходит на расстоянии всего 15—20 км.
Воды западного участка хлоридно-кальциевого типа с минерализацией 17—18 г/л, практически бессульфатные (табл. 52). Такую же характеристику имеют воды и в приосевой части восточного склона Шаимского вала. Однако наиболее характерны для восточного участка воды гидрокарбонатно-натриевого типа с минерализацией 15—18 г/л и с аномально высокой минерализацией — 19—30 г/л (Толумская, Трехозерная, Северо-Тетеревская и другие площади). Содержание гидрокарбонат-иона в этих водах достигает 12,2 г/л. С ними же связаны растворенные газы углекислого состава с содержанием диоксида углерода 96% (табл. 53) при газосодержании до 19 000 см3/л, хотя обычно в подземных водах на западном и восточном участках растворен газ метанового состава в количестве до 1200 см3/л с содержанием диоксида углерода 5—10%. Упругость метановых газов составляет 6—7,4 МПа, углекислых — 12,4 МПа, последняя приближается к пластовому давлению. Следует отметить, что на Семивидовском месторождении обнаружена залежь газа, более чем на 70% представленного диоксидом углерода.
Юрский комплекс перекрыт регионально распространенной толщей аргиллитов верхнеюрского-нижнемелового возраста мощностью до 250 м. В осевой части Шаимского вала, где коллекторы комплекса отсутствуют, аргиллиты залегают непосредственно на породах фундамента.
Неокомский водоносный комплекс представлен переслаиванием алевро-песчаников с аргиллитами мощностью 160—190 м. Из этих отложений получены притоки воды с дебитом 13,5 м3/сут при динамическом уровне 823 м. Пористость пород 10—18%, проницаемость 330
Таблица 51
Характеристика газов, растворенных в подземных водах сеноманских отложений Западно-Сибирского мегабассейна
Месторождение
Интервал пер форации, м
Глубина отбора пробы, м
Температура на глубине отбора, ° С
Минерализация воды, г/л
Газонасы- щенность, см3/л
Состав газа, объемные доли %
Общая упругость газа, МПа
Рг/Р»
СО2
СН4-ЦУ
С2Н6
С^в + в
n2
Не
Аг
Мессояхское
882—892
885
12,0
13,4
2500
0,01
99,68
0,07
0,01
0,3
0,028
0,007
10,6
1„35
Медвежье
1104—1196,5
1190
37,0
18,7
1897
0,15
99,10
0,10
0,0
0,54
0,016
0,192
10,9
0,98
»
1204—1213
1162
33,0
15,2
1901
0,05
98,46
0,24
0,02
1,42
0,018
0,045
10,7
1,07
»
1222—1229
1164
34,0
17,5
1766
0,07
98,47
0,07
Не обн.
1,40
0,017
0,049
9,9
1,04
»
1185,5—1187
1160
34,3
17,5
1547
0,01
97,91
0,11
<0,01
2,00
0,010
0,038
8,5
0,95
»
1349—1371
1350
36,8
19,3
2266
0,10
99,06
0,02
<0,01
0,80
0,015
0,023
14,4
1,09
1218—1223
1220
36,2
18,7
1893
0,56
98,30
0,10
0,0
1,10
0,011
0,034
11,1
0,95
Уренгойское
1312—1352
1059
26,0
13,8
2062
0,20
98,43
0,1
Не обн.
1,36
0,009
Не
10,7
1,07
»
1300—1208
1215
32,0
14,6
1900
0,0
95,79
0,0
»
4,09
0,010
0°,080
10,5
0,92
»
1221 — 1320
1194
31,7
14,8
2042
0,40
98,86
0,05
»
0,74
0,004
Не
11,4
1,01
»
1268-1276
1200
32,5
18,1
2002
0,30
97,99
0,03
0,01
1,66
0,017
опр. 0,039
11,4
1,03
»
1260-1276
1230
32,5
18,7
1960
0,20
98,90
0,02
<0,01
0,83
0,023
0,057
10,9
0,94
»
1262—1267
1230
33,0
18,7
2047
0,50
98,44
0,03
0,01
1,02
0,024
0,029
11,7
1,01
Тазовское
1179-1184
1100
24,0
17,5
2140
0,22
98,22
0,09
Не обн.
1,52
0,024
Не
10,6
1,0
Русское
910—925
800
16,0
9,9
1941
0,59
97,84
0,04
»
1,48
0,010
опр. 0,078
7,5
1,02
Губкинское
807—820
780
21,7
18,0
1688
0,48
99,0
<0,01
<0,01
0,52
0,007
0,004
7,5
0,99
»
799—822
720
19,6
18,0
1562
0,46
98,71
<0,01
<0,01
0,83
0,006
0,003
6,7
1,02
Вэнгаяхинское
774—776
774
21,0
17,5
1571
0,6
98,14
0,04
0,003
1,8
0,035
0,032
6,7
0,92
Вэнгапурское
1075—1080
1070
26,0
18,7
1914
0,48
98,27
0,14
0,002
1,2
0,028
0,020
9,7
0,98
Рис. 83. Сводный гидрогеологический разрез Шаимского нефтеносного района (по Ю. П. Гаттенбергеру).
1 — песчаник; 2 -глина; 3 — алевролит; 4— кора выветривания и фундамент; типы вод; 5 — хло- ридно-кальциевый, 6 —- гидрокарбонатно-натриевый, 7 - хлоридно-магниевый
0,3-10 —15 м2. Воды имеют минерализацию 14—15 г/л, относятся к хлоридно-кальциевому типу. Водорастворенные газы метанового состава (газонасыщенность 1100 см3/л), упругость газов 7,1 МПа при пластовом давлении 10 МПа.
Неокомский водоносный комплекс перекрыт глинами кошайской пачки мощностью 20—25 м. Вышележащие песчано-глинистые породы апта, альба и сеномана, образующие на основной площади мегабассейна единый апт-сеноманский водоносный комплекс, в пределах Шаимского района расчленяются среднеальбскими аргиллитами мощностью 80—100 м на два подкомплекса. Аптский водоносный подкомплекс (викуловская свита) мощностью 150—190 м насыщен водой хлоридно- кальциевого типа с минерализацией 14,4 г/л (см. табл. 52). Притоки воды—1,08 м3/сут при свободном переливе, газонасыщенность — 1000 см3/л (табл. 53). Верхняя, альб-сеноманская часть комплекса мощностью 200—250 м насыщена водами хлоридно-кальциевого типа, практически бессульфатными, с минерализацией 8,8—13,4 г/л, с максимальным содержанием иода (14 мг/л) и брома (около 53 мг/л). Коэффициенты rNa/rCl и С1/Вг равны соответственно 0,9 и 210. Водораст- 332
Таблица 52
Химический состав подземных вод месторождений Западно-Сибирского мегабассейна
Площадь
Возраст пород
Интервал пер форации м
Ионный состав мг/л
(в числителе) мг экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы мг/л
М г/л
Тип вод
СГ
so?-
НСО3"
Са +
Mg2 +
Na+ + K +
В' +
Вг
I-
у г/см3
Мулымьинская
J,H
1489—1505
Шаи
972,7
мекая г/ Не обн
ууппа ме 597,8
сторожд
374,4
ений
69,4
5966,4
60,0
54,7
17,1
16,7
хк
Трехозерная
J,n
1542—1552
274^
9596,8
9,8 378,2
18,7
200,4
5,7
46,9
259,4
6048,3
56,0
50,5
15,4
1,008 16,3
(западная часть) Трехозерная
J,H
270,6
7668,0
174,4
6,2
121,51
10,0
78,2
3,9
30,2
262,9
9486,4
72,5
42,9
11,1
1,011
29,6
гкн
Евринская
Ki g —br
1012—1027
216,0 8394,0
3,6
16,5
199,2
402,6
3,9 226,6
2,5
46,7
412,5 5604,0
52,5
42,3
10,9
1,014
14,7
хк
»
Kid
887—897
236,7
8463,8
0,3
Не обн
6,6 414,8
11,3
202,4
3,8
57,7
228,5
5307,5
45,0
38,9
10,1
1,009
14,4
>
Трехозерная
K2s
630
238,7 7847,0
2,0
6,8 244,0
10,1
236,5
4,8
97,3
230,8 4727,0
57,1
37,3
9,3
1,009
13,2
»
Салымская
л2,ю2
2772—2836
221,3
4822,0
0,04
Залымск
Не обн
4,0
ое место
842,0
11,8
оождени
82,0
8,0
е
25,0
205,6
3303,0
4,6
34,6
13,3
1,008
9,1
гкн
»
Ачимовская
2815—2904
136,0
6374,0
»
13,8
427,6
4,1 236,0
2,1 61,0
142,6 4551,0
16,1
39,5
8,4
1,006
12,6
хк
»
толща To же
2868—2883
208,0 7500,0
7,6
7,0 1585,4
11,8 420,0
"^0" 65,9
197,2 4845,0
14,2
30,0
13,9
1,008
14,4
гкн
»
Kig,BC6
2437—2444
211,0 4657,0
oj 79,0
26,0 1628,0
21,0 10,0
5,5 13,0
210,7 3680,0
25,0
34,8
21 2
1,009 10,1
»
»
Kid,BC4
2497—2505
131,2 5674,0
1,6
Не обн
1бТ 2440,0
50,0
1,1 16,0
160,0
4520,0
27,0
54,2
32,1
L007
12,7
»
160,0
40,0
2,5
1,3
196,5
1 1,008
а Продолжение табл. 52
Площадь
Возраст пород, пласт
Интервал пер- форации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип вод
СГ
SO^
НСОГ
Са2 +
Mg2 +
Na+ + K +
В3 +
Вг-
I-
у, г/см3
»
Ki a,ACi 1
2259—2252
5645,1
>
1415,2
81,3
21,6
4060,0
31,1
38,4
18,0
11,2
»
159,0
23,2
4,1
1,7
176,5
1,007
»
Kig.ACio
2193—2202
5292,0
1366,4
107,2
13,1
3799,0
28,0
11,0
6,7
10,6
»
149,1
22,4
5,3
U
165,2
1,007
»
Kig,AC6
2142—2148
6240,9
»
1427,4
118,4
22,6
4407,0
30,0
40,3
17,9
12,2
»
175,9
23,4
5,9
1,8
191,6
1,008
»
Kig,AC7-8
2144—2149
6925,0
>
1390,8
143,5
22,6
4808,4
34,0
48,0
19,4
13,3
»
196,3
22,8
7,2
1,9
209,1
1,009
»
Kibr,AC4
2110—2121
7305,0
»
1635,0
162,0
28,0
5115,0
32,0
58,1
2,5
14,2
»
205,8
26,8
8,1
2,3
222,4
1,009
Правдинская
K2S, покур-
1070—1380
9722,1
2,0
219,7
241,9
89,5
5942,0
Не опр
16,2
хк
ская свита
274,2
0,04
3,6
12,1
7,4
258,4
1,010
Район
Самотлорского месторождения
Мегионская
J, фунда-
2737—2727
23075,0
Не обн.
561,0
810,0
195,2
13874,8
Не опр.
38,5
хк
мент
650,7
9,19
40,4
16,1
603,3
1,025
Ki, ачимов-
2444—2454
17040,0
65,0
317,0
590,0
Не обн.
10627,0
»
28,6
»
ская пачка
489,0
1,65
5,2
29,5
462,05
1,021
Самотлорская
К1Ьг-Ь,
2201—2211
19757,0
Не обн.
176,0
1645,0
97,0
9216,0
48,0
76,5
8,5
31,2
»
БВю
557,2
7,8
82,1
8,0
474,9
1,022
Kibr-b,
2120—2123
17234,0
»
268,0
361,0
Не обн.
10892
56,0
71,4
10,2
28,8
бв8
486,0
4,7
18,0
472,3
1,020
»
Kibr-b,
1734—1738
13617,0
»
110,0
1212,0
61,0
7387,0
44,0
60,1
14,0
22,4
АВ2-3
384,0
1,8
60,5
5,0
320,3
1,016
»
Kibr — b,
1742—1748
1348,0
110,0
1382,0
108,0
7012,0
6,4
60,1
15,4
22,1
»
AB,
38,0
1,8
69,0
9,0
303,8
1,016
»
K2S, покур-
922-1515
10635,0
»
109,8
501,0
121,6
6136,0
Не опр.
17,5
»
ская свита
300,0
1,8
25,0
10,0
266,8
1,012
»
K2S, покур-
326—1495
10635,0
»
183,1
901,8
60,8
5819,0
»
17,6
ская свита
1,012
воренные газы (до 1 000 см3/л) метанового состава с упругостью до 3,6 МПа.
Вышележащая толща глин верхнего мела — палеогена мощностью 450—570 м отделяет нижний гидрогеологический этаж от верхней зоны свободного водообмена, где развиты солоноватые (внизу) и пресные воды.
Нейтральный температурный слой со среднегодовой температурой 1°С залегает на глубине 25 м, ниже происходит последовательное нарастание температуры пород до 82—85° С в кровле фундамента (см. рис. 80). Сверху до глубины 590—600 м выделяют первую теплоизолирующую толщу, сложенную глинистыми породами с геотермическим градиентом 5,3° С/100 м. Ниже, в интервале 590—1270 м, расположена теплопроводящая преимущественно песчано-алевритовая толща со средним геотермическим градиентом 4,3° С/100 м. При нарастании глубин с 590 до 1270 м температура увеличивается только на 29° С. В интервале 1270—1480 м залегает теплоизолирующая толща с геотермическим градиентом 6,5° С/100 м.
Салымское нефтяное месторождение, расположенное в центральной части Салымского куполовидного поднятия, многопластовое, залежи нефти выявлены в тюменской (пласт Юа-з) и баженовской (пласт IQo) свитах, ачимовской толще (пласты БС21, БС1б), неокомских отложениях (пласты БС6, БС4-5, АСи, АСю и др.).
Юрский гидрогеологический комплекс, вскрытый на глубине более 2800 м (рис. 84), мощностью (260—280 м) имеет пористость до 15%, проницаемость (0,1—0,3) -10-12 м2. Притоки пластовой воды небольшие, до 5 м3/сут, при значительном снижении динамического уровня. Вода имеет минерализацию 9,1 г/л и относится к гидрокарбонатно-натри- евому типу.
Из песчаных пластов берриас-валанжинского комплекса (ачимов- ская толща) получены притоки воды с максимальным дебитом 30,7 м3/сут при снижении динамического уровня всего на 1 м ниже устья. Вода с минерализацией 14,4 г/л бессульфатная, с rNa/rCl 0,99—1, поэтому отнесение воды к хлоридно-кальциевому или гидрокарбонат- но-натриевому типу весьма условно. Растворенные газы имеют метановый состав.
Из песчаных пластов неокомского комплекса получены притоки воды с дебитом 1,5—38 м3/сут при переливе. Минерализация вод 11 —15 г/л, тип гидрокарбонатно-натриевый. Газонасыщенность вод в приконтурных зонах залежей 1300—1500 см3/л, фоновая — около 1100 см3/л. Состав газа метановый, иногда отмечается повышенное содержание гомологов метана (до 5%), азота не более 5%, углекислого газа 3%.
Из альб-сеноманского комплекса получены притоки воды 140 м3/сут при динамическом уровне 12 м, однако на Правдинском месторождении, расположенном несколько восточнее, получены фонтанные притоки с дебитом до 1300 м3/сут. Минерализация вод комплекса максимальная для всего разреза и составляет 16 г/л, тип воды хлоридно-кальцие- вый. В водах содержится, мг/л: гидрокарбонатов не более 300, иода 335
Таблица 53
Характеристика 1азов, растворенных в подземных водах нефтяных месторождений
Площадь
Возраст пород, пласт
Интервал перфорации, м
Температура пласта, " С
Минерализа ция воды, г/л
Галонасыщен- ность, см */л
Мулымьин-
J, п
1515—1528
97,0
17,7
Шаи
1030
ская
Мортымьин-
J, п
1632—1642
78,0
16,2
1514
ская
Трехозерная
J, п
1530—1540
80,0
29,5
18800
Евринская
Kibr —b
1012—1027
59,5
14,7
1100
»
К^
887—897
53,0
14,4
1000
Мегионская
Фундамент
2823—2835
110
40,0
Мес
Не опр.
Ватинская
(PZ) J
2783—2786
100
38,0
»
»
Kibr-b, бв8
2214—2223
89
22,0
1500
Мегионская
Kibr-b
2180—2189
86
23,4
1260
»
Kibr — b
2160—2168
91
24,3
1270
Советская
Kibr —b
2218—2222
73
25,0
1390
Ермаковская
Kibr-b, ab2
1710—1750
81
21,3
1100
Самотлор
К, покурская
922—1515
35—60
17,5
800
ская
свита
10—15, брома до 50, нафтеновых кислот <1. Водорастворенные газы представлены на 96—98% метаном, азота до 2%, углекислого газа до 1,5%. Газонасыщенность вод около 950 см3/л, упругость газов — 5 МПа при пластовом давлении 12 МПа.
Палеоген-четвертичный водоносный комплекс мощностью 300 м относится к зоне активного водообмена, насыщен пресными и ультра- пресными водами. В низах комплекса наблюдается некоторое увеличение солености вод до 3—5 г/л. Дебит скважин достигает 800 м3/сут при понижениях уровней на 15—30 м.
Пластовое давление на Салымском месторождении равно гидростатическому. Однако надо отметить АВПД нефти в баженовской свите (пласт Юо) верхнеюрской водоупорной толщи, достигающее 45 МПа на глубине 2850 м. Пластовая вода из этого объекта не получена.
Верхняя часть разреза месторождения до глубины 140—180 м характеризуется пластовой температурой около 0° С. Здесь отмечена зона неустойчивой погребенной мерзлоты мощностью 15—40 м с минимальной температурой —0,5° С. Ниже происходит последовательное нарастание температуры со средним геотермическим градиентом 4,6° С/100 м. Наиболее детально изучены геотермические условия залежи нефти в баженовской свите. Максимальная температура кровли свиты (125— 130)° С приурочена к своду Лемпинского поднятия и уменьшается к крыльям. Особенно резкое снижение температуры (до 100—95° С) про- 336
1,437,07Не обн,86,562,250,92Отс1,5»83,03,43,0»96,05»2,140,08Неопр.0,060,24»98,070,350,030,150,25»97,930,170,011,437,07Не обн,86,562,250,92Отс1,5»83,03,43,0»96,05»2,140,08Неопр.0,060,24»98,070,350,030,150,25»97,930,170,01мекая группа месторождениймекая группа месторожденийНе0,1Не86,7Не опр.обн.9,341,69обн. »60,140,410,112,20,13»90,42,771,36Не0,1»92,01,21,4обн. »0,2»86,92,32,70,395,90,80,310,5»94,40,500,10»1,0»96,0Не обн.Не0,1Не86,7Не опр.обн.9,341,69обн. »60,140,410,112,20,13»90,42,771,36Не0,1»92,01,21,4обн. »0,2»86,92,32,70,395,90,80,310,5»94,40,500,10»1,0»96,0Не обн.торождения Нижневартовского районаторождения Нижневартовского района0,621,150,0200,0716,140,401,426,550,0250,03910,30,631,73Не опр.12,40,820,021,23»7,10,70Отс.1,49)>7,20,8012,8Неопр.»28,310,0350,069Не опр.0,682,30,0450,06912,00,530,754,80,0300,02910,80,492,144,40,0310,02211,40,520,101,500,0450,0610,50,470,104,40,0270,02810,70,613,0Неопр.4,50,470,621,150,0200,0716,140,401,426,550,0250,03910,30,631,73Не опр.12,40,820,021,23»7,10,70Отс.1,49)>7,20,8012,8Неопр.»28,310,0350,069Не опр.0,682,30,0450,06912,00,530,754,80,0300,02910,80,492,144,40,0310,02211,40,520,101,500,0450,0610,50,470,104,40,0270,02810,70,613,0Неопр.4,50,47Западно-Сибирского мегабассейна
1,43
7,07
Не обн,
86,56
2,25
0,92
Отс
1,5
»
83,0
3,4
3,0
»
96,05
»
2,14
0,08
Не
опр.
0,06
0,24
»
98,07
0,35
0,03
0,15
0,25
»
97,93
0,17
0,01
1,43
7,07
Не обн,
86,56
2,25
0,92
Отс
1,5
»
83,0
3,4
3,0
»
96,05
»
2,14
0,08
Не
опр.
0,06
0,24
»
98,07
0,35
0,03
0,15
0,25
»
97,93
0,17
0,01
мекая группа месторождений
мекая группа месторождений
Не
0,1
Не
86,7
Не опр.
обн.
9,34
1,69
обн. »
60,14
0,41
0,11
2,2
0,13
»
90,4
2,77
1,36
Не
0,1
»
92,0
1,2
1,4
обн. »
0,2
»
86,9
2,3
2,7
0,3
95,9
0,8
0,31
0,5
»
94,4
0,50
0,10
»
1,0
»
96,0
Не обн.
Не
0,1
Не
86,7
Не опр.
обн.
9,34
1,69
обн. »
60,14
0,41
0,11
2,2
0,13
»
90,4
2,77
1,36
Не
0,1
»
92,0
1,2
1,4
обн. »
0,2
»
86,9
2,3
2,7
0,3
95,9
0,8
0,31
0,5
»
94,4
0,50
0,10
»
1,0
»
96,0
Не обн.
торождения Нижневартовского района
торождения Нижневартовского района
0,62
1,15
0,020
0,071
6,14
0,40
1,42
6,55
0,025
0,039
10,3
0,63
1,73
Не опр.
12,4
0,82
0,02
1,23
»
7,1
0,70
Отс.
1,49
)
>
7,2
0,80
12,8
Не
опр.
»
28,31
0,035
0,069
Не опр.
0,68
2,3
0,045
0,069
12,0
0,53
0,75
4,8
0,030
0,029
10,8
0,49
2,14
4,4
0,031
0,022
11,4
0,52
0,10
1,50
0,045
0,06
10,5
0,47
0,10
4,4
0,027
0,028
10,7
0,61
3,0
Не
опр.
4,5
0,47
0,62
1,15
0,020
0,071
6,14
0,40
1,42
6,55
0,025
0,039
10,3
0,63
1,73
Не опр.
12,4
0,82
0,02
1,23
»
7,1
0,70
Отс.
1,49
)
>
7,2
0,80
12,8
Не
опр.
»
28,31
0,035
0,069
Не опр.
0,68
2,3
0,045
0,069
12,0
0,53
0,75
4,8
0,030
0,029
10,8
0,49
2,14
4,4
0,031
0,022
11,4
0,52
0,10
1,50
0,045
0,06
10,5
0,47
0,10
4,4
0,027
0,028
10,7
0,61
3,0
Не
опр.
4,5
0,47
Объемная доля, %
Общая упру гость газа, МПа
Рг/Рв
Н,
СО2
H2S
СН4
с2н6
СзН8
С4Ню + + в
n2
Не
Аг
исходит на восточном крыле с интенсивностью 9—15° С на 10 км. Еще более резко температура меняется на горизонтальном срезе по отметке —2800 м.
Самотлорское газонефтяное месторождение расположено в центральной части Нижневартовского свода. Основные запасы нефти сосредоточены в пластах БВю, БВв, АВ4-5, АВ2-з и ABi (валанжин, готерив, баррем, апт) на глубинах 1610—2230 м. Залежи верхних пластов содержат газовые шапки.
В разрезе месторождения выделяют пять регионально выдержанных водонефтегазоносных комплексов (рис. 85). Все комплексы насыщены однообразными по составу водами хлоридно-кальциевого типа, минерализация которых уменьшается вверх по разрезу от 40 г/л в юрских породах до 17—18 г/л в отложениях сеномана.
Юрский комплекс включает кору выветривания и песчано-глинистые породы тюменской свиты мощностью 200—250 м. Коллекторские параметры пород невысокие, многие скважины оказались «сухими» или в них получены слабые притоки (не более единиц кубических метров в сутки при низких динамических уровнях). С породами комплекса связаны многочисленные нефтепроявления и залежи нефти в Нижневартовском районе. О водах комплекса непосредственно на Самотлорском месторождении надежные данные отсутствуют. По аналогии с соседними месторождениями общая минерализация вод составляет 38—41 г/л 337
S
i
1
3
s
<
s
Ф
s о
o> 3 X
1
Химический состав вод, мг-экв/л
100 200 300 СГ
5
Состав водорастворенных газов,объемная доля ,%
123 С02
100 200 Na++K*
0,51,5 Нг
।1 _21
Ю 30 НСОз
20 , _ 60 СН^
5 _ 15 ^а2*
.123 С2Н6
, 10 м92+
123 ТУ
।। 1
1030 , Вт, мг/л
123 Мг
10 20 30 1,мг/л
1 г гф,л/л
1020 М,г/л
1 *।
510 рГ,МПа
i
$$$:
Рис. 84. Сводный гидрогеологический разрез Салымского месторождения (по Ю. П. Гаттенбергеру).
1— песок; 2—глина; 3 — алевролит; 4— аргиллит; 5— песчаник; 6—мергель; 7—кора выветривания; 8— фундамент; 9— песчаник нефтеносный; типы вод: 10—хлоридно-кальциевый, // — гидро- карбонатно-натриевый, 12 — переходный
200
600 Cf
200
600 Na++K+
0
। 1?
, нсо;
0
60 Саг+
11
0
10
, 20 М9г+
0 (
40 Вг,мг/л
0
5
15 1,мг/л
20
30
40 М,г/л
Химический состав вод, мг-экв/л
0
5
10
С02
0
0,2
0,4
н2
0
50
100
сн4
0
2
4
Сгн6
0
2
4
ТУ
0
5
ТО
Nz
0
1
2
ГФ, л/л
0
5
ТО
рг,МПа
Состав водорастворенных газов,объемная доля, %
К<а1
I Mr
K,a
Kl9-br
Jj-2
PZ
К Саг+
U xj!
кгг
K2s
K^ ^b
кн4
К2тп-с1
К2к-кш
Na++K+
Рис. 85. Сводный гидрогеологический разрез Самотлорского месторождения (по Ю. П. Гаттенбергеру).
Условные обозначения см. на рис. 84
(Мегионское и Советское месторождения), тип воды хлоридно-кальци- евый, сульфаты отсутствуют. Водорастворенные газы метанового состава, содержат тяжелых У В до 8%, азота 2—4%, газонасыщенность 1500—1800 см3/л.
Берриас-валанжинский комплекс (ачимовская пачка) не испытывался. По данным, полученным на соседних площадях, воды комплекса имеют минерализацию 28—30 г/л, хлоридно-кальциевого типа, водо- 339
растворенные газы метанового состава, газонасыщенность 1100—1500 см3/л.
Неокомский комплекс содержит основные нефтяные залежи, общая мощность его 600 м, песчаные пласты имеют хорошие коллекторские свойства (пористость до 25%, проницаемость до 1,1 -10—12 м2). Воды хлоридно-кальциевого типа, минерализация их несколько уменьшается вверх по разрезу — от 24—26 г/л в продуктивных пластах группы Б (валанжин) до 22—23 г/л в верхних пластах группы А (баррем, апт). Воды бессульфатные, содержат, мг/л: иода до 10, брома до 70, аммония 15—20, гидрокарбонатов не более 300. Газонасыщенность вод 1000— 1300 см3/л, газ метанового состава, с содержанием азота до 2,4%. В некоторых приконтурных скважинах в растворенных газах содержатся тяжелые УВ (до 10%).
Неокомский комплекс перекрыт глинами кошайской свиты (апт) мощностью 40—50 м, выше которых залегают алевролито-песчаные породы покурской свиты (апт, альб, сеноман) мощностью 730 м. Пористость пород покурской свиты до 35%, проницаемость (0,8—3,5) • 10-|2м2, дебит воды при самоизливе 200—1320 м3/сут (в среднем 800 м3/сут) при начальном устьевом давлении 0,15 МПа. Воды хлоридно-кальциевого типа, бессульфатные, с минерализацией 17—18 г/л, по соотношениям основных ионов аналогичны водам неокомского комплекса. Водорастворенные газы на 92—97% представлены метаном, азота 2—3%, углекислого газа около 1%, упругость газов 4—5 МПа, что почти вдвое ниже пластового давления.
Глины верхнего мела — палеогена мощностью 500 м отделяют апт- сеноманский водоносный комплекс и зону затрудненного водообмена от верхней зоны активного водообмена пород олигоценового и четвертичного возраста общей мощностью до 400 м. Наибольшую водообильность имеют песчаные пласты олигоценовых отложений, дебиты скважин достигают 150—180 м3/сут при понижениях уровня на 10—40 м. Воды четвертичных и олигоценовых пород пресные, гидрокарбонатно-натри- евого типа. К низам олигоценового разреза минерализация увеличивается до 3—5 г/л.
По геотермической характеристике в разрезе Самотлорского месторождения четко выделяются три основные геотермические толщи. Верхняя толща (четвертичные и олигоценовые отложения) характеризуется постоянством температуры до глубин 250—350 м, причем в некоторых участках на глубине 100—150 м отмечена температура, близкая к 0° С, а в самой верхней части разреза температура отрицательная. Толща содержит реликтовые многолетнемерзлые и охлажденные породы. Средняя геотермическая толща представлена глинами эоцен-палеоценового и верхнемелового возраста, ее подошва находится на глубине 900-— 950 м. Глины обладают пониженной теплопроводностью, и толща характеризуется интенсивным ростом температуры с глубиной (геотермический градиент составляет 4,07—4,92° С/100 м). Нижняя геотермическая толща, занимающая большую часть разреза осадочного чехла, представлена чередованием песков, песчаников и глин и характеризуется относи- 340
H^/ ^^2
Рис 86 Карта изотерм на срезе —2100 м Самотлорского месторождения (по Ю П Гаттенбергеру).
1 — изотермы, °C, 2 — линии равной песчанистости, % (штриховые линии — проведенные предположительно), 3— контур нефтеносности горизонта БВв
тельно повышенной теплопроводностью и более умеренным ростом температуры с глубиной (3—3,8° С/100 м в зависимости от соотношения в разрезе песчаных и глинистых пород). Разница температур по площади месторождения на одной и той же глубине увеличивается вниз по разрезу.
Характерная особенность температурного поля Самотлорского месторождения — отсутствие широко распространенной на других месторождениях связи температурных аномалий со структурными формами пород осадочного чехла. Напротив, здесь через центральную сводовую часть структуры в направлении с юго-востока на северо-запад проходит полоса температурного минимума, раскрывающаяся далее к северо-западу в сторону Аганского месторождения (рис. 86). Температура кровли пласта ABi составляет в центре месторождения 54—56° С, увеличиваясь к юго-западному и северо-восточному крыльям до 62—64° С, по кровле пласта БВв распределение температуры аналогично: в сводовой части — 69° С, минимальные значения (65—66° С) смещены к северо-западному участку, максимальные (78—80° С) отмечены на юго-западном и северовосточном крыльях структуры. Столь своеобразное распределение температуры по площади месторождения связано с изменением литологофациального состава пород.
3.2. ИРКУТСКИЙ БАССЕЙН
Иркутским нефтегазоносным бассейном принято называть южную часть Сибирской платформы, ограниченную складчатыми сооружениями Байкало-Патомской горной области, Восточного Саяна и Енисейского кряжа [12]. Юго-восточная, юго-западная и западная границы бассейна проводятся по краевым швам платформы. На северо-западе бассейн контактирует с Байкитской антеклизой, Катангской седловиной и Тунгусской (Курейской) синеклизой, на северо-востоке простирается до Вилюй- ской синеклизы. На севере Сюгджерская (Ботуобинская) седловина отделяет его от Анабарской антеклизы (рис. 87). В указанных границах площадь бассейна около 700 тыс. км2.
Наиболее существенный вклад в изучение нефтегазовой гидрогеологии Иркутского бассейна внесли А. С. Анциферов, Е. А. Басков, О. А. Бо- бошина, М. Б. Букаты, В. И. Вожов, И. К- Зайцев, Ю. И. Кустов, С. В. Лы- сак, В. В. Павленко, Е. В. Пиннекер, Г. Б. Сальман, Н. Я. Тычино, Ю. И. Яковлев и др.
Рис. 87. Обзорная схема Иркутского бассейна и прилегающих территорий.
а—краевые швы Сибирской платформы, б—надпорядковые тектонические элементы: АЛ—Ангаро- Ленская ступень, НБ — Непско-Ботуобинская антеклиза, ПЕ — Присаяно-Енисейская синеклиза, ПВ — Прибайкало-Вилюйский региональный прогиб, Б —■ Байкитская антеклиза, К и С — Катангская и Сюгджерская седловины, В — Вилюйская синеклиза (Б, К, С и В — за пределами бассейна); в — структуры первого порядка' /—Непский свод; выступы: // — Мирнинский, ///—Братский, IV — Богучано-Манзинский; впадины: V — Долгомостовская, VI — Мурско-Чунская, VII — Катская, VIII—Казачинская, IX—Нюйско-Джербинская; г — предполагаемая зона шарьяжных перекрытий; д—основные месторождения: / — Атовское, 2 — Братское, 3— Марковское, 4— Ярактинское и Аянское, 5 — Дулисьминское, 6 — Даниловское, 7 — Верхнечонское, 8 — Хамакинское, 9 — Средне- ботуобинское и Тас-Юряхское, 10 — Верхневилючанское и Вилюйско-Джербинское, 11 — Ирелях- ское, 12 — Собинское (за пределами бассейна)
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Фундамент Сибирской платформы по составу гетерогенный (граниты, метаморфические сланцы и т. п.) и разбит многочисленными дизъюнктивными нарушениями. Непосредственно на фундаменте залегает карбонатно-терригенная толща рифея, венда и нижнего кембрия. В ней выделяют несколько свит и подсвит с местными названиями (ушаковская, ольхинская, непская, чарская, нижнемотская, верхневилю- чанская и др.). Мощность этой толщи максимальна во впадинах При- саяно-Енисейской синеклизы и Предпатомского прогиба (около 1000 м), в то время как на вершинах сводов и валов она сокращается до 5—10 м вплоть до полного выклинивания отложений. Вверх по разрезу терригенные породы сменяются карбонатными и затем галогенно-карбонатными (соленосными) отложениями нижнего кембрия и переходного' нижнесреднекембрийского возраста. Максимальная соленасыщенность разреза приурочена к середине усольской свиты, вследствие чего в этом интервале во многих районах фиксируются интенсивные проявления соляной тектоники. Разрез кембрия завершается терригенными отложениями верхоленской свиты и ее аналогов средневерхнекембрийского возраста.
Отложения ордовика, силура, среднего и верхнего палеозоя, представленные чередованием терригенных, карбонатных и глинисто-карбо- натных пород, распространены в основном в Присаяно-Енисейской синеклизе и на севере бассейна, триасовые образования (туфогеннообломочные породы и базальтовые покровы) — в Тунгусской синеклизе, юрские угленосные толщи — в Присаянье, на северо-востоке и севере бассейна Меловые и кайнозойские образования имеют ограниченное распространение.
В центральных и северных районах Иркутского бассейна в осадочном чехле развиты трапповые интрузии долеритов и диабазов. На дневную поверхность сибирские траппы выходят в Присаяно-Енисейской синеклизе и в зоне сочленения Непско-Ботуобинской антеклизы с Тунгусской синеклизой.
Основные нефтегазоносные комплексы приурочены к подсолевой части разреза и главным образом к карбонатно-терригенным базальным отложениям рифея, венда и нижнего кембрия. В них выявлено более 20 месторождений. Эксплуатируется только одно — Иреляхское месторождение с подачей газа в г. Мирный. На Марковском и некоторых других месторождениях газ и газоконденсат из отдельных скважин используют для местных нужд в поселках нефтеразведчиков.
Большинство месторождений Иркутского бассейна расположено в пределах Непско-Ботуобинской антеклизы. На Ангаро-Ленской ступени открыты Братское и Атовское месторождения. На ряде площадей получены притоки газа и нефти из отдельных скважин. В Присаяно-Енисейской синеклизе и Прибайкало-Вилюйском прогибе залежей промышленного значения не выявлено.
В разрезе осадочного чехла Иркутского бассейна выделены три
343
^, №ЕЗ» E3s ЕЗ6 ЕЗ7^, №ЕЗ» E3s ЕЗ6 ЕЗ7
^, №
ЕЗ» E3s ЕЗ6 ЕЗ7
^, №
ЕЗ» E3s ЕЗ6 ЕЗ7
Рис. 88. Сводный гидрогеологический разрез Иркутского бассейна.
/ — песчаники и алевролиты (трещинно-поровый тип коллектора); 2 — карбонатные породы (каверново-порово-трещинный тип коллектора), 3 — мергели; 4 — аргиллиты и глинистые породы, 5 — каменная соль, засолонение пород; 6 —- породы фундамента, 7 — траппы
Продуктивные горизонты: I — безымянный, бо- рулахский, талахский, вилючанский и др., II — марковский, ярактинский, хамакинский, чонский и др., III — парфеновский, ботуобинский, харыс- танский, улахский и др., IV — тирский, V — преображенский, VI — устькутский, VII — юряхский, VIII — осинский, IX — балыхтинский, X — хрис- тофоровский, XI — атовский, XII — биркинский, XIII — бильчирский, XIV — келорский
гидрогеологических этажа — надсолевой, соленосный и подсолевой (рис. 88).
Надсолевой гидрогеологический этаж дренируется речной сетью и содержит в основном пресные или солоноватые воды. Отложения от литвинцевской свиты до верхней части усольской свиты (до балыхтинского горизонта включительно) объединяют в соленосный гидрогеологический этаж. Осинский горизонт и всю подсолевую часть разреза до фундамента включительно объединяют в подсолевой гидрогеологический этаж.
В наиболее перспективном терригенном рифей-вендском комплексе (^l) нефтегазоносные горизонты (I—IV) представлены в основном песчаниками и алевролитами; локальные водоупоры — пачки аргиллитов и глинистых алевролитов. Региональным водоупором для комплекса служат плотные глинисто-карбонатные и ангидрито-доломитовые породы нижней и средней подсвит мотской свиты и ее аналогов. В верх- немотско-осинском комплексе (Кг) нефтегазоводоносные горизонты (VI—VIII) приурочены к зонам повышенной трещиноватости и кавер- нозности карбонатных пород. Региональным водоупором для комплекса и в целом для подсолевого этажа служат пласты соли в средней части усольской свиты (усольский водоупор), а для устькутского горизонта — еще и подосинские пласты (в северных районах Непско-Ботуобинской антеклизы они отсутствуют).
Для верхнеусольско-среднебельского комплекса (^з) водоупором являются пласты соли и глинистые сульфатно-карбонатные отложения верхнебельской подсвиты и ее аналогов, для булай-нижнеангарского комплекса (К4) — аналогичные породы средней части ангарской свиты, 344
для литвинцевского комплекса (As) — пласты соли в верхней части литвинцевской свиты, а также глинистые алевролиты, глины и плотные мергели нижней части верхоленской свиты и ее аналогов.
В гидродинамическом отношении соленосный этаж — переходный между зонами активного, затрудненного и сильно затрудненного водообмена.
Пластовые воды представлены хлоридно-кальциевыми рассолами, водорастворенные газы в основном метанового и азотно-метанового типа. Минерализация, содержание кальция, брома и другие показатели метаморфизма рассолов непрерывно возрастают вниз по разрезу, но в рифей-вендском комплексе фиксируется их незначительное снижение (инверсия). Газонасыщенность рассолов, содержание метана и общее количество УВ возрастают вплоть до фундамента, инверсия отмечается только для тяжелых УВ.
Пластовое давление в каждом комплексе варьирует в широких пределах — от АНПД до АВПД. На юге бассейна в рифей-вендском комплексе оно обычно близко к нормальному гидростатическому, в комплексах К^ и Аз преобладает АВПД, а в Кл и Кь — АНПД. В северных районах в зонах распространения многолетнемерзлых пород давление снижается во всех комплексах, при этом коэффициент аномальности в комплексе Ai уменьшается иногда до 0,8—0,7 и ниже, а в Аг, Аз давление приближается к нормальному гидростатическому.
В северных районах бассейна мощность многолетнемерзлых пород достигает нескольких сот метров. Пресные воды в них превращены в лед, а межмерзлотные рассолы переохлаждены («криопэги»). Низкая температура в этой зоне и под ней способствует переходу углеводородных газов в газогидратное состояние. Температурный градиент в соленосной формации под многолетнемерзлыми породами и в южных районах, где они отсутствуют, не превышает 1,1 — 1,4°С/100 м, в верхнемотско-осин- ском комплексе — 1,6—1,9, в рифей-вендском — 2,7—3,4, в целом по разрезу — около 1,5° С/100 м. Температура поверхности фундамента на большей части территории составляет 30—60° С, на Непском своде и Мирненском выступе снижается до 20—10° С, а иногда и ниже, во впадинах (на глубинах 6—7 км), по-видимому, превышает 100—150° С.
Внешние области питания расположены на окраинах бассейна, где водоносные комплексы выведены на дневную поверхность или сообщаются с нею по системам трещин краевых швов. Внутриплатформенные области питания приурочены к зонам дробления пород, «незалеченным» трещинам и другим видам дизъюнктивных нарушений. Наиболее крупная область внутриплатформенного питания — тектонически ослабленная зона сочленения Присаяно-Енисейской и Тунгусской синеклиз с Анабарской ступенью и Непско-Ботуобинской антеклизой. Созданию высоких напоров здесь способствуют Ангарский кряж и возвышенности, образованные покровами сибирских траппов. Региональные области разгрузки расположены в Прибайкало-Вилюйском прогибе и во впадинах синеклиз. Имеются также более мелкие зоны и очаги разгрузки. Все они приурочены к тектонически ослабленным зонам, но располагаются
Рис. 89. Схематическая карта приведенных напоров пластовых вод рифей-венд- ского терригенного комплекса Иркутского бассейна (по А. С. Анциферову, М. Г. Матусевичу, 1984 г.).
а — гидроизопьезы приведенного напора, м (штриховые линии — проведенные предположительно); б— возможное направление движения вод.
Остальные условные обозначения см. на рис 87
в основном по долинам Ангары, Лены, Киренги, Нижней Тунгуски и других крупных рек.
В рифей-вендском терригенном комплексе вблизи краевых областей питания фиксируется узкая зона активного водообмена с высокими приведенными напорами (рис. 89), с пресными и солеными водами (рис. 90) и водорастворенными газами азотного типа. Далее в глубь бассейна ее сменяет переходная зона от активного к пассивному и сильно затрудненному водообмену. Здесь происходят падение приведенных напоров и рост минерализации пластовых вод. Состав водорастворенных газов меняется от метано-азотного до азотно-метанового и метанового. Остальная часть бассейна, за исключением внутриплатформенных областей питания и зон подпитки, характеризуется пассивным и сильно затрудненным режимом водообмена, близким к застойному. Минерализация рассолов здесь 320—400 г/л, состав их хлоридный кальциевый и магниево-кальциевый. Растворенные газы — метановые. Во внутриплатформенных областях питания минерализация рассолов снижается, 346
Рис. 90. Схематическая карта минерализации пластовых вод рифей-вендского терригенного комплекса Иркутского бассейна (по А. С. Анциферову, С. М. Мандельбауму, 1984 г.).
а— изоминеры, г/л (штриховые линии — проведенные предположительно)
Остальные условные обозначения см на рис 87
в газах повышается содержание азота. В областях и зонах разгрузки минерализация, наоборот, возрастает.
В верхнемотско-осинском комплексе региональные гидродинамические и гидрогазохимические закономерности в общих чертах повторяют закономерности рифей-вендского комплекса, но минерализация рассолов выше, в них содержится больше сульфатов, углекислого газа и сероводорода. В соленосном этаже указанные региональные закономерности усложнены влиянием поверхностных факторов и соляного тектогенеза. Минерализация, содержание брома и другие показатели метаморфизма в этой формации снизу вверх снижаются. Однако в отдельных, изолированных солью, карбонатных пластах, блоках и линзах (главным образом, в комплексах Кг—Кз) иногда сохраняется застойный режим и встречаются уникальные рассолы с минерализацией до 500— 630 г/л. Как правило, они сильно заражены сероводородом и содержат много брома (иногда более 10 г/л). Такие пласты обычно характеризуются АВПД и проявляются мощными фонтанами рассолов.
Подземные воды месторождений
Братское газоконденсатное месторождение расположено на северо- западе Ангаро-Ленской ступени и приурочено к локальному поднятию в центральной части Братского выступа. В 1972 г. получен фонтан газа из песчаников парфеновского горизонта (пласт II—I чарской свиты). Залежь пластово-сводовая. Выше этой залежи вскрыт маломощный газоносный пласт с более высоким положением ГВК.
Из отложений парфеновского и осинского горизонтов, из карбонатных пород ангарской и литвинцевской свит получены хлоридно-кальци- евые рассолы с минерализацией до 457 г/л (табл. 54). Водорастворенные газы в основном метанового состава (табл. 55). Содержание ВРОВ незначительное, мг/л: Сорг 2,11—81,24, бензола 0—0,04 (в одной пробе 0,42), нафтеновых кислот 0—6,24, фенолов до 5,7. Около залежи и под ней содержание водорастворенных газов и ВРОВ возрастает, а минерализация вод снижается.
Температура в продуктивных песчаниках — 45—60° С (снижается в контуре залежи), на поверхности фундамента превышает 60° С. Пластовое давление близко к нормальному и тоже снижается в контуре залежи, что можно объяснить ее дегазацией. Пьезометрические уровни располагаются на абсолютных отметках 400—700 м. В осинском горизонте давление аномально высокое (на 5—8 МПа выше нормального), пьезометрические уровни находятся на отметках 1000—1350 м выше уровня моря. В булай-нижнеангарском и литвинцевском карбонатных комплексах давление близко к нормальному, иногда ниже на 0,5— 1,5 МПа, пьезометрические уровни — на отметках 330—440 м.
Среднеботуобинское газонефтяное месторождение приурочено к антиклинальной складке того же названия, расположенной в центральной части Мирненского свода и осложненной тектоническими нарушениями. На месторождении две основные залежи. Верхняя залежь в трещинно-порово-кавернозных карбонатных породах осинского горизонта (в кровле верхнемотско-осинского комплекса подсолевого гидрогеологического этажа) по типу — массивная газоконденсатнонефтяная. По предварительным данным ВПК и ГНК находятся на отметках соответственно —1140 и —1133 м. Нижняя залежь проурочена к песчаникам ботуобинского горизонта (верхняя часть рифей-вендского комплекса) и по типу является газоконденсатнонефтяной пластовосводовой тектонически экранированной. Тектоническими нарушениями залежь разбита на несколько блоков. В центральном блоке ВНК понижается с отметки —1566 м (в западной части) до —1583 м (на востоке), ГНК предполагается на отметке —1564 м. Давление в газовой части залежи около 14,5 МПа. На северо-востоке за тектоническим нарушением располагается Тас-Юряхское газонефтяное месторождение, которое при дальнейшей разведке, возможно, объединится со Среднеботуобинским в общем контуре нефтегазоносности.
Пористость продуктивных песчаников ботуобинского горизонта 12—19% (среднее 14,8%), проницаемость в среднем (15—50) • 10~’4 м2. 348
Таблица 54
Химический состав подземных вод месторождений Иркутского бассейна
Возраст пород
Интервал опробования, м
Ионный состав.
мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мп/л
М, г/л
Положение скважины
СГ
sor
НСОГ+
+ СОз-
Са2 +
Mg2 +
Na +
К +
nh4+
Вч +
Вг"
у, г/см3
Братское месторождение
Cl mot
3418—3425
288700
Среды
160
90640
19000
42960
9860
50
118
5895
457,2
За
контуром
Cvmot
3358—3372
6454,08
218220
149
2,13
122
3597
54020
1236,06 14120
1482,57
45169
199,07
12400
600
28,1
5140
1,30
350,35
В
контуре
Ci —ilit
1414—1462
4884
178900
2,47
1520
15,9
110
2161
17330
991,8
3410
1571,08 84700
254,35
7980
Не
эпр.
900
1,25
294,85
За
контуром
5045
31,62
1,80
864,8
280,3
3740,3
204,3
1,23
Среднеботуобинское месторождение
C\moh
1945-1952
251000
258
12
102000
12160
23128
Не опр.
5261
394,6
В
контуре
Carnots
1894-1916
7,100 249406
5,0
122
0,00
201
5,090
102820
1,000
19668
1,010
63603571
140
7,26
5760
1,28
399,1
За
контуром
Cius
1505—1490
7033,44
305860
2,53
70
3,3
НО
5125,74
105710
1617,43
13380
276,5391,57
53540
100
Не опр.
5959
1,28
481,36
За
контуром
C^bui
792—790
8625,51
247489
1,45 Не обн.
1,8
37
5247,98
97590
1099,51
16720
2329,16 168042987
95
»
5741
1,337
378,53
В
контуре
c2
141—330
6979,2
46791
2548
0,60
1137
4869,74
1,8
1374,38
972,8
730,9776,46
27752
1,0
»
0,024
1,277
79,97
За
контуром
1320
53,08
2,24
0,09
80
1206,6
1,056
Вилюйско-Джербинское месторождение
V— R
2588—2600'
242050
457
60,4
94600
5450
28500
2000
Не обн.
Не опр.
2,491
378,0
В
контуре
V- R
2524—2528
6828
218900
9,50 Не
0,99 обн.
4721
95000
448
4000
1240
38500
51,0
1700
0,072
»
3,685
1,27
365,3
За
контуром
6174
4740
328
1670
1,257
Примечании Свиты Ci то/ — мотская, Ci _ 2Ut — литвинцевская, Cius — усольская, С,6и/ — булайская, 2 Тип вод хлоридно-кальциевый
Таблица 55
Характеристика газов, растворенных в подземных водах месторождений Иркутского бассейна
Интервал опробования, м
Температура пласта, °C
Минерализация воды,
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
Общая уп- ругость газа, МПа
Рт/Р»
Нг
СО2
H2S
сн.
С2Н6
СЭН„
CiHto + + в.
N2 +редкие
Не
Аг
3414—3430
55
340,88
567 .
2,28
Брат
2,39
ское мес Не обн.
■торожде
80,99
‘ние (с 2,68
= \mot\
0,48
)
0,06
11,12
0,38
0,23
10,19
0,132
3358—3372
54
351,71
360,4
0,41
0,4
»
88,061
0,68
0,12
0,03
10,29
0,508
0,161
5,628
0,164
3250—3261
60
348,34
461,3
1,578
0,222
»
86,065
3,307
0,364
0,05
8,417
0,413
0,217
9,52
0,290
1932—1920
1912—1905
6
384,6
271
440
Ср
1,11
1,42
еднебо
0,53
1,19
туобина- Не обн.
сое мест»
77,05
83,83
opoждi
2,65 0,87
гние (<
0,11
2,31
= ltis)
Нет 2,14
■18,55 8,24
0,85
Не
опр.
| Не опр.
1896—1886 1898,3 1473-1469
6^8
369,33
890
0,372
0,39
3,36 0,2
» »
»
79,86
1,88
83,65
4,41 0,22
5,2
1,08 0,15 1,99
0,54
0,10
1,49
12,87
94,29
6,400
0,57
0,087
| 0,18
Не | 0,046
Не опр. опр.
Не опр.
П р и м е ч а н и е. Свиты: s tmo/— мотская; е ।us — усольская.
=5s
в E3? E3«
Рис. 91. Гидрогеологический разрез Вилюйско-Джербинского месторождения. / — проницаемые песчаники, 2 —глинистые песчаники, 3— доломиты, 4— доломиты глинистые, 5—аргиллиты, 6—алевролиты, 7—каменная соль, 8—породы фундамента, 9— гипсы и ангидриты, 10 — кавернозность, // — водоупоры
Водоносные комплексы V—R — венд рифейский терригенный, V—-С, — венд-кембрийский карбо натный, -€|П, -CiM — нижнекембрийские подсолевой и межсолевой карбонатные, €|_2 — метегеро- ичерский надсолевой
Пластовые рассолы имеют минерализацию 360—390 г/л. Водорастворенные газы метанового состава. Содержание Сорг 14,4—23,34 мг/л, нафтеновых кислот 6,85—7,75 мг/л.
Температура вод в ботуобинском горизонте 10—15° С, отмечается ее снижение в пределах залежи. Пьезометрические уровни в водоносной части горизонта находятся на абсолютных отметках — 100 4200 м,
статические уровни рассолов — на отметках —400 4500 м. Водо-
обильность рассолов при депрессиях достигает десятков кубических метров в сутки.
Вилюйско-Джербинское нефтегазовое месторождение расположено в восточной части Непско-Ботуобинской антеклизы и юго-западной краевой части Сунтарского свода. В строении разреза месторождения участвуют терригенные и карбонатные отложения рифея и венда, карбонатные, соленосные и реже терригенные образования кембрия (рис. 91), в которых выделено пять рассолоносных комплексов.
Вилючанский горизонт сложен песчаниками, аргиллитами и алевролитами, открытая пористость которых 9—24%. Из них в большей части скважин при депрессиях от 1680 до 2350 м получены незначительные притоки (менее 22 м3/сут), и только испытанием этого горизонта скв. 649 при депрессии 1592 м получен весьма высокий дебит — 159 м3/сут. Пластовое давление на 26—29% меньше нормального гидростатического. Гидрогеодинамическая система вилючанского горизонта, выклинивающегося к северо-западу от Верхневилючанского и к северо-востоку от Вилюйско-Джербинского месторождений, располагается в региональной, приуроченной к северо-восточной части Непско- Ботуобинской антеклизы, зоне пьезоминимума. Температура в кровле вилючанского, харыстанского и юряхского горизонтов соответственно равна 18, 11 и 6° С. Рассолы за контуром газоносности несколько менее минерализованы (348—365 г/л) по сравнению с рассолами внутри контура (365—393 г/л).
ТУНГУССКИЙ БАССЕЙН
Тунгусский нефтегазоносный бассейн площадью около 1,5 млн. км2 расположен в западной части Сибирской платформы и граничит с Западно-Сибирским, Лено-Енисейским, Лено-Вилюйским и Иркутским бассейнами.
В познание гидрогеологии Тунгусского бассейна в разные годы внесли вклад О. А. Бабошина, Е. А. Басков, В. Н. Борисов, М. Б. Бука- ты, В. И. Вожов, Г. Д. Гинсбург, Е. В. Пиннекер и др.
Основные черты геологического строения, нефтегазоноснось, гидрогеологические условия
Осадочный чехол Тунгусского бассейна слагают терригенные и карбонатные породы рифея и венда, карбонатные и галогенно-карбонат- ные образования нижнего и среднего палеозоя, терригенные угленос - 352
ные континентальные отложения верхнего палеозоя и вулканогенные образования нижнего триаса. Разрез осадочно-вулканогенных пород насыщен пологими и секущими интрузивными телами, наибольшее их число установлено в западной части бассейна. На территории Тунгусского бассейна расположены крупные тектонические элементы (надпорядковые структуры): Байкитская антеклиза, Тунгусская синеклиза и юго-западная часть Анабарской антеклизы. В их пределах и на крайнем западе расположен ряд структур первого порядка.
В отложениях рифея, венда выявлены Собинское, Куюмбинское и Юрубченское нефтегазовые месторождения, в Турухано-Норильском районе в нижнесреднекембрийских образованиях — газоконденсатное месторождение Подкаменное.
В разрезе осадочного чехла Тунгусского бассейна выделяют два гидрогеологических этажа [4]. Нижний этаж объединяет водоносные комплексы отложений от рифея до силура включительно: рифей-вендский, венд-нижнекембрийский (верхнемотско-осинский), нижнесреднекембрийский (соленосный и костинский), ордовикский, силурийский, верхний — средневерхнепалеозойские и нижнетриасовые образования. В пределах Тунгусской синеклизы региональными экранирующими толщами для них служат терригенно-карбонатные (в отдельных районах сульфатоносные и соленосные) образования среднего палеозоя и вулканогенные и туфогенные породы нижнего триаса. В северных районах бассейна экранирующие свойства вулканогенной толщи улучшаются сформированными в четвертичное время многолетнемерзлыми породами мощностью 600 м и более.
Несмотря на значительную глубину промерзания пород, охлаждающее влияние мерзлоты на их тепловое состояние в пределах бассейна дифференцируется, что прослеживается по закономерному нарастанию геотермического градиента и температуры в гидрогеологических комплексах от бортов к наиболее погруженным центральной и северо-западной частям территории (рис. 92).
В гидрогеодинамическом поле рифей-вендского комплекса в изученной части Байкитской антеклизы в пределах Камовского свода выделяется зона пьезоминимума, в которой к толще палеокарстовых рифей- ских доломитов, сформированных в период длительного перерыва в осадконакоплении в предвендское время, приурочены Куюмбинское и Юрубченское нефтегазовые месторождения. Пластовое давление в вендских терригенных горизонтах Катангской седловины более высокое и превышает на 10—15% гидростатическое. Гидрогеодинамика карбонатных пород и межсолевых горизонтов венд-нижнекембрийско- го и нижнесреднекембрийского комплексов не изучена. Малочисленные данные позволяют судить в целом о тенденции сохранения повышенного давления в межсолевых горизонтах по сравнению с под- и надсолевыми и более низкого давления по сравнению с этими же горизонтами на Ангаро-Ленской ступени.
В рифей-вендском комплексе Байкитской антеклизы приведенные давления от периферии и склонов структуры в направлении Камовс-
353
Рис. 92. Геотемпературная карта Тунгусского бассейна.
/ — границы бассейна, изотермы, °C; 2—по подошве венда, 3— по кровле костинской свиты, зоны равных значений термоградиента, “С/100 м; 4 — 0,5—1, 5 •— 1—2, 6 — от 2 до 2,5; 7 — границы проницаемых горизонтов костинской свиты; 8 — скважины, в которых определялась температура
кого свода снижается, а в нижнесреднекембрийском (костинском) комплексе постепенно возрастают, достигая максимума в восточной части Сурингдаконского свода на Нижнетунгусской площади и месторождении Подкамедном. В региональном плане приведенные давления снижаются от южной, западной и северо-восточной периферии территории распространения верхнекостинского горизонта в направлении впадин Курейской синеклизы. В их пределах прогнозируются наиболее низкие приведенные давления.
Поиски залежей УВ следует вести в направлении снижения приведенных давлений в западной, северной и восточной частях Бахтинского регионального выступа, где в тектонически экранированных блоках 354
могут быть обнаружены зоны пьезоминимумов и гидродинамические ловушки. В зонах пьезомаксимума на Нижнетунгусской, Таначинской и Моктаконской площадях получены промышленные притоки углекисло- метанового, метано-углекислого и углекислого газов с высоким содержанием сероводорода и сернистых соединений в конденсатах.
Высокое пластовое давление, превышающее на 30—40% гидростатическое в горизонтах костинской свиты, сохраняется в ордовикском (байкитский горизонт песчаников) и силурийском (венлокский кавернозный горизонт) комплексах, на глубинах свыше 800—1000 м, что может свидетельствовать о надежной изоляции водоносных горизонтов карбонатно-терригенными и сульфатоносными флюидоупорами нижнего и среднего палеозоя.
В центральной части Тунгусской синеклизы, где горизонты верхнепалеозойского комплекса изолированы от воздействия инфильтрационных вод мерзлыми вулканогенными образованиями, повышенное давление в них (до 15% выше гидростатического) сохраняется. В западной же части синеклизы более высокая насыщенность разреза траппами и разрывами и более активная, чем на востоке, неотектоника, обусловили значительную раскрытость гидрогеологических структур верхнего палеозоя. Пластовое давление близко к гидростатическому.
Одна из главнейших особенностей Тунгусского бассейна — активная разгрузка подземных вод на современном этапе в нижнетриасовый гидротермальный этап магматической активности. В результате этого в центральной части территории сформировался обширный очаг разгрузки нижнекембрийских рассолов в горизонты нижнего и верхнего палеозоя. В этот этап могли быть разрушены или переформированы в новые скопления образовавшиеся до траппового магматизма залежи нефти и газа [4, 8].
Рифей-вендский комплекс в пределах Байкитской антеклизы и Катангской седловины содержит преимущественно крепкие хлоридного кальциево-натриевого и натриево-кальциевого состава рассолы (табл. 56), в которых прогнозируются снижение концентрации солей и изменение состава на натриевый в сторону Енисейского кряжа и повышение минерализации и смена состава на кальциевый в направлении северо-западных склонов Непско-Ботуобинской антеклизы (рис 93). Согласно гидрогеохимической зональности, показанной на рис. 91, засо- лонение проницаемых горизонтов венда и рифея могло протекать только на склонах Непско-Ботуобинской антеклизы. Обращает на себя внимание гидрогеохимическая аномалия по верхнекостинскому горизонту, пересекающая Бахтинский выступ. Своей центральной частью аномалия совпадает с зоной пьезоминимума и, по-видимому, обусловлена восходящей миграцией рассолов из межсолевых горизонтов нижней части костинской свиты. В целом гидрогеохимическая зональность верхнекостинского горизонта согласуется с гидрогеодинамической схемой приведенных давлений, позволяя допускать латеральные перемещения рассолов в направлении снижения давления и повышения минерализации.
Таблица 56
Химический состав подземных вод месторождений Тунгусского бассейна
Интервал перфорации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг
экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
пород
СГ
son
НСОГ + СО1“
Са2 +
Mg2 +
Na +
к+
мн4+
в3+
Вг“
Г
у, г/см*
R
V
2741-2878
3285—3314
138450
3900
179000
5050
1500
31,0
Не
С 2684 44,0
опр.
Ку
ОбиНСКО! 19800 990 55000 28,40 омбинск
местор 7500
620
14000
1200
ое место
ождение 47000
2040 39000
1500
рождеш
1400
36,0 3900
10,3
ie
0,11
0,006
Не опр.
Не
2,04
20,0
опр.
Не опр.
219,4
1,153
290,9
1,22
R 2445-2485
V-R 2202, забой ^
690
346
39700
5100
56450
4860
Не опр.3,36 Не обн. _^^.
= 7427,1
*578571,315
0,1
45
6,0
230
1980
118000
40,0
12400
2450
10500
120,0
20000
0,9
4,0
5900
1030
4600
510
Подкаменское месторождение
^_2kst1345—1355
»1190—1200
»1110—1125
»775—780
211200
93 2,0 51
Гб 50 0,9 НО 1ЙГ
201
3,0 244 IjT 439
5,0 37
0,6
60700
3030
66670
12680
1040
9540
790 7850
760 11380
36950
1610 24600
1070
39490
1710 34180
410°'464 Неопр 4'66131,2475
” ™S
5690 222900
6290 224100
3330
66670
6040
215800
3250
64120
6090
3200
940
1490
Примечания 1 С1_>Ы костинская свита 2 Тип вод — хлоридно-кальциевын
Рис. 93. Гидрогеохимиче- ская карта основных нефтегазоносных комплексов Тунгусского бассейна.
Изоминеры, г/л 1 — венд-ри- фейского комплекса, 2—верх некостинского горизонта, состав подземных рассолов 3 — натриевый и кальциево натриевый, 4 — кальциево-натриевый и нат- риево-кальциевый, 5 — натри ево-кальциевый, 6 — магниево- кальциевый, 7 — кальциевый Остальные условные обозначения см на рис 92
[^5]? 5^2 ^^5и* 1^ та ПШР
Высокой пластовой энергией флюидов костинского комплекса, обусловившей их вертикальную миграцию, следует, по-видимому, объяснять не свойственные терригенным и карбонатным породам преимущественно хлоридный натриево-кальциевый состав и минерализацию (220—360 г/л) рассолов ордовикских и силурийских отложений. В региональном плане в ордовикском комплексе состав рассолов в направлении от Нижнетунгусского прогиба и Анакитской площади на западе к Нижнетунгусской, Учаминской и Аллюнской площадям на востоке меняется от хлоридного кальциево-натриевого на натриево- кальциевый, минерализация в этом направлении возрастает от 220 до 360 г/л. Рассолы с наиболее высокой минерализацией (327— 359 г/л) располагаются вдоль широтного отрезка Нижней Тунгуски, пространственно совмещаясь с рядом разломов северо-восточного простирания по фундаменту [8], На западной окраине бассейна распространены соленые и пресные воды.
В верхнепалеозойском комплексе в субширотной полосе в центральной части бассейна выявлена зона существенно хлоридных кальциевых рассолов с минерализацией до 320 г/л. В направлении к периферийным частям территории состав рассолов и вод меняется на хлоридный кальциево-натриевый и натриево-кальциевый.
Рассмотренная гидрогеохимическая зональность основных водоносных комплексов свидетельствует о распространении в центральной части Тунгусского бассейна во всем осадочном чехле зоны сильно метаморфизованных хлоридного кальциевого состава подземных рассолов, что подтвержает вывод о существовании обширного очага разгрузки рассолов [4], в пределах которого возможны разрушение и переформирование залежей УВ.
Газы рассолов рифейских терригенно-карбонатных и вендских терригенных отложений в Катангской и Байкитской нефтегазоносных областях в основном углеводородные и азотно-углеводородные. Газы угле- кисло-метано-азотные обнаружены на участках развития в фундаменте гранитов. Газонасыщенность рассолов в контуре залежей УВ достигает 2000 см3/л, за пределами структур снижается до 400—200 см3/л.
В западной части Тунгусского бассейна в костинском комплексе, содержащем ангидриты, а в нижней части разреза — соли, широко развиты углекислые и метано-углекислые газы с высокой концентрацией сероводорода (до 3 г/л). Водорастворенные газы в северной части Нижнетунгусского прогиба (Большепорожская площадь) — углеводородные, на структурах Курейско-Бакланихинского мегавала — углеводородные, углеводородно-углекислые и углекислые, а на структурах Бахтинского регионального выступа — углекислые и углеводородно-углекислые. К востоку и северу от Сурингдаконского свода углеводородно-углекислые и углекисло-углеводородные газы прослеживаются вплоть до Вивинской и Верхненимдинской площадей. На Сухотунгусском валу под терригенно-карбонатным флюидоупором летнин- ской свиты распространены преимущественно углекислые газы; с глубиной в составе газов повышается доля углеводородных компонентов.
Газонасыщенность рассолов верхнекостинского горизонта в направлении от Нижнетунгусского прогиба к Сухотунгусскому валу и Суринг- даконскому своду по мере увеличения в составе газов содержания диоксида углерода возрастает от 500 до 2000—3000 см3/л.
Подземные воды Собинского месторождения
Собинское нефтегазовое месторождение расположено на юго-западе Тунгусского бассейна в центральной части Катангской седловины. Продуктивны песчаные и алеврито-песчаные отложения вана- варской толщи, перекрытые глинисто-сульфатно-карбонатным флюидоупором оскобинской свиты венда-кембрия (рис. 94). В составе вана- варской свиты выделяют четыре-пять продуктивных горизонтов. Состав газов месторождения азотно-углеводородный, реже углеводородный с повышенной концентрацией азота (до 20%). Пористость и проницаемость песчаников меняются соответственно от 5 до 20% и от 1-Ю-16 до 9-Ю-13 м2. Из водонасыщенной части продуктивных пластов получены весьма изменчивые и в целом незначительные протоки дебитом от 1,5 до 26 м3/сут при депрессиях от 1450 до 680 м. Пластовое давле: ние на глубинах 2632—2686 и 3047—3062 м составило соответственно 30 и 36—38 МПа, что превышает условное гидростатическое на 13— 20%. Коэффициент аномальности пластового давления нарастает с Глубиной Температура в продуктивных горизонтах изменяется от 26 до 36° С, достигая в наиболее погруженной северо-восточной части моноклинального склона месторождения 60° С.
Пластовые рассолы Продуктивных горизонтов венда и рифея имеют минерализацию 219—290 г/л (табл. 56). Газонасыщенность рифейских 358
Рис. 94. Гидрогеологический разрез Собинского месторождения.
Доломит: 1 — чистый, 2 — ангидритовый, 3 — глинистый, 4 — с микрофитолитами и оолитами; 5—песчаник; 6 — алевролит; 7 — соль; 8—известняк; 9—интрузии; 10— продуктивные горизонты; зоны поглощения по данным: 11— бурения, 12 — термометрии
Свиты. Ci-sdn — ангарская, £,\bul— булай- ская, -Cibls — бельская, -Cius — усольская, •€is6 — собинская, -Ciktg—катангская, -Ciosk— сскобинская, €,0» — ванаварская, Citg — тай- гинская
рассолов в пределах контура' продуктивности 2000 см3/л на региональном фоне 294 см3/л. Состав газов азотно-метановый: метана до 67%, азота до 28%. В высокой концентрации определены гомологи метана: этан 2,29%, пропан 0,16%, бутан 0,011%.
ЛЕНО-ВИЛЮЙСКИЙ БАССЕЙН
Лено-Вилюйский газоносный бассейн площадью около 500 тыс. км2 занимает территорию Вилюй- ской синеклизы и Приверхоянско- го краевого прогиба. Северную, западную и южную границы бассейна проводят по контуру распространения среднеюрских отложений, восточную — по Западно-Верхоянскому разлому, представленному системой надвигов.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
|" и" пр щЕдг ^1^з | ° у И» 1Ж> ВЗ ЕЗ7 ЁУ8 QS QM ^„ ^12
мают участие отложения от докембрийских до кайнозойских. По глубинам залегания фундамента бассейн разделяют на относительно приподнятые северо-западную и южную части, соответствующие склонам Анабарской и Алданской антеклиз, и погруженные центральную и восточную части, соответствующие Вилюйской синеклизе и Приверхоянскому прогибу (рис. 95).
По особенностям современной структуры и тектонического развития Вилюйская синеклиза разделяется на западную и восточную части. Западная часть синеклизы включает Ыгыаттинскую и Кемпендяйскую
Б — Якутский,Б — Якутский,А — Сунтарский, чагайский; Г —А — Сунтарский, чагайский; Г —Своды-В — Хап-Своды-В — Хап-Крупные тектонические элементы.Крупные тектонические элементы.Китчанский выступ, впаКитчанский выступ, впадины: Д — Ыгыаттинская, Е — Кемпендяй- ская, Ж — Линденская, 3 — Лунхинская, И — Келинская; прогибы: К — Южно-Хап- чагайский, Л — Менкеренскийдины: Д — Ыгыаттинская, Е — Кемпендяй- ская, Ж — Линденская, 3 — Лунхинская, И — Келинская; прогибы: К — Южно-Хап- чагайский, Л — Менкеренский
Б — Якутский,
Б — Якутский,
А — Сунтарский, чагайский; Г —
А — Сунтарский, чагайский; Г —
Своды-
В — Хап-
Своды-
В — Хап-
Крупные тектонические элементы.
Крупные тектонические элементы.
Китчанский выступ, впа
Китчанский выступ, впа
дины: Д — Ыгыаттинская, Е — Кемпендяй- ская, Ж — Линденская, 3 — Лунхинская, И — Келинская; прогибы: К — Южно-Хап- чагайский, Л — Менкеренский
дины: Д — Ыгыаттинская, Е — Кемпендяй- ская, Ж — Линденская, 3 — Лунхинская, И — Келинская; прогибы: К — Южно-Хап- чагайский, Л — Менкеренский
Рис. 95. Тектоническая схема Ви- люйской синеклизы и Приверхоян- ского прогиба.
— изогипсы подошвы мезозойских отложений, км; границы: 2 — погребенных склонов Алданской (/) и Анабарской (//) антеклиз, 3 — Вилюйской синеклизы (///), 4 — При- верхоянского прогиба ЦУ\ 5 — газовые месторождения: а — Среднетюнгское, 6 — Средневилюйское, в — Толонское, г — Мас- тахское, д — Соболохское, е — Неджелин- ское, эк — Бадаранское, з — Нижневилюй- ское, и — Усть-Вилюйское, к—Собохаин- ское
впадины и разделяющий их Сунтарский свод. Мощность мезозойских отложений в этих впадинах не превышает 1,4 км, палеозойских — 5—11 км. Указанные впадины являются палеозойскими рифтовыми системами, которые отделяются от Сунтарского свода и ограничивающих их с северо-запада и юго-востока Непско-Ботуобинской и Алданской антеклиз разломами [8].
В осадочном чехле Лено-Вилюйского бассейна выделяют три крупных структурно-геологических этажа: рифейско-палеозойский, среднепалеозойский (девон — нижний карбон) и верхнепалеозойско-мезозой- ский. Верхнепалеозойско-мезозойский этаж составляет основную часть разреза Вилюйской синеклизы и Приверхоянского прогиба и представлен исключительно терригенными морскими и континентальными осадками. В передовых складках Верхоянской складчатой зоны отложения почти полностью выведены на поверхность. С этим этажом связаны 360
все известные месторождения газа. Бурением изучены верхнепермские, триасовые, юрские, меловые и четвертичные отложения, представленные в основном песчаниками, алевролитами, аргиллитами и каменным углем.
Промышленная газоносность установлена в стратиграфическом диапазоне от верхней перми до верхней юры включительно. Месторождения газа открыты в пределах Хапчагайского мегавала, Кит- чанского выступа и на северо-западном борту Линденской впадины.
В верхнепермских отложениях выделены продуктивные горизонты Р2 = I, Ра = И, Ра = Ш, содержащие газоконденсатные залежи. Для них характерно АВПД, превышающее условные гидростатические на 6—14 МПа. На Среднетюнгском месторождении пластовое давление в пермских продуктивных горизонтах близко к нормальному гидростатическому. В нижнем триасе газоносные горизонты установлены в отложениях мономской, таганджинской и неджелинской свит (горизонты Ti = I, Ti = 11, Т^Ш, Ti =Х, Tl = IV). Газовые залежи нередко имеют нефтяные оторочки непромышленного значения. Пластовое давление близко к условному гидростатическому. В среднетриасовом-нижне- юрском комплексе промышленная газоносность связана с нижнеюрскими породами, в кровле которых залегает сунтарская свита, представленная регионально выдержанной пачкой глин. Пластовое давление на Хапчагайском поднятии близко к гидростатическому, в Усть-Вилюй- ском районе оно превышает условное гидростатическое на 1 МПа. В средневерхнеюрских отложениях выявлены небольшие по запасам газовые залежи на Средневилюйском и Усть-Вилюйском месторождениях. Пластовое давление на 1 —1,5 МПа ниже условного гидростатического. С верхнеюрско-нижнемеловыми образованиями связана небольшая газовая залежь на Усть-Вилюйском месторождении. Многочисленные газопроявления из этих отложений отмечались в Привер- хоянском прогибе.
Во вскрытой бурением части разреза Лено-Вилюйского бассейна выделяют шесть гидрогеологических комплексов: верхнепермский, нижнетриасовый, средневерхнетриасовый, нижнеюрский, средневерхнеюрский, верхнеюрско-меловой.
Верхнепермский гидрогеологический комплекс представлен континентальной, угленосной, литологически изменчивой алевритово-песчаной толщей. Коллекторы — полимиктовые, мелкозернистые песчаники, характеризующиеся низкими емкостными и фильтрационными свойствами. Пористость их колеблется от 5 до 15%, проницаемость редко достигает (80—150) -10—15 м2. Водообильность пород слабая. Воды относятся к хлоридно-кальциевому типу, минерализация — от 40 до 180 г/л, чаще 70—100 г/л, воды бессульфатные (табл. 57). Водорастворенные газы преимущественно метановые (табл. 58).
Нижнетриасовый водоносный комплекс состоит из трех разнородных толщ: глинистой, песчанистой и глинисто-песчанистой. Коллекторы — песчаники и крупнозернистые алевролиты с пористостью 10—27% и проницаемостью до 3-1013 м2. В направлении к Приверхоянскому проги-
361
w Таблица 57
3 Химический состав подземных вод Средневилюйского месторождения
Возраст пород, пласт
Интервал перфорации.
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л у, г/см3
Тип вод
cr
sor
нсо:, + +сог
Са2+
Mg2 +
Na+ + K+
МН<+
в1+
Вг-
I-
р2
3067—3094
42029
4
1177
1713
875
24402
85
8
112
4,8
70,42
хк
1185,3
0,1
19,3
85,5
72
1047,2
1,05
Т1
2994—3018
27991
789,4
15
0,31
564
9,2
3493
174,8
652
53,6
13194
570,6
Не опр.
20
53
0,6
45,98
1,034
»
Т1
2579—2592
22209
625,61
Не обн.
915
15
1343
67,16
300
24,62
12621
548,8
Не опр.
37,39
1,027
»
Т1 = 1
2479—2483
20561
252
220
1314
227
11586
34,16
579,2
5,24
3,6
65,68
18,63
503,7
1,023
Т1 — п
2761—2764
21209
220
154
1691
284
11440
46,1
12
54,9
2,08
35,11
598,2
4,1
2,6
84,4
23,4
493,3
1,025
Т( =111
2608-2612
26556
25
54
4685
69
11772
17,4
16,4
62,9
Следы
43,26
749
0,516
0,825
233,82
5,67
510,85
1,031
Тз-з
2006—2017
16005
450,84
17
0,36
195
3,2
978
48,89
126
10,32
9088
396,14
Не
)пр.
26,41
1,017
»
Тг-з
1936—1955
9905
279,3
72
1,5
1606
28
128
6,4
46
8,7
6871
298,7
Следы
4,0
60,0
0,45
18,69
1,013
гкн
Ji
1616—1620
9579
270,17
Следы
3389
55,52
69
3,45
42
3,45
7361
318,78
Не опр.
17,9
13,3
Следы
20,47
1,015
»
Ju Ц-П
1668—1678
10141
286
»
1620
26,56
95
4,75
33
2,76
7016 305,04
»
16
25
3,17
18,95
1,014
»
J3, I
1088-1097
175
4,92
Не обн.
1419
23,26
9 0,45
1,09
0,09
636
27,64
0,2
2
Следы
Следы
2,24
1,002
»
Таблица 58
Характеристика газов, растворенных в подземных водах Средневилюйского месторождения
Возраст пород
Интервал перфорации, м
Глубина (м), способ отбора
ратура пласта, °C
Мине-
зация воды, г/л
тор, см3/л
Объемная доля, %
Общая упругость газа, МПа
Рг/Р.
Положение скважины
н2
СО2
СН4
С2Н6
С3Н8
С4Ню + + в.
N,+
+ редкие
Не
Аг
р2
3016—3039
На устье
65
69
Не опр
Не обн.
0,7
94,9
2,8
0,3
Следы
1,3
0,027
0,031
Не опр.
Не опр.
TUg
2994—3018
2990, пд-з
65
47,3
875
4,3
0,8
91,2
1,4
о,1
Не обн.
2,1
0,02
0,003
62
0,2
В 5 км от контура
Т1
2579—2592
2570, пд-з
55
36,9
2730
0,2
0,3
85,5
3,0
0,5
Следы
0,7
0,001
0,004
252
1,0
У контура
ТГ1
2479—2483
2470, пд-з
53
34,0
780
Не обн.
0,3
97,45
1,0
0,15
Не обн.
1,1
Не
опр.
47
0,2
В 1 км от контура
Tri
2656-2671
2650, пд-з
59
35,0
2960
Не
обн.
92,8
5,1
1,2
0,2
0,7
0,009
0,005
265
1,0
В 3 км от контура
Т2 -з
1936-1955
На устье
Не обн.
0,3
95,7
0,8
0,4
0,2
2,6
0,008
0,013
Не
опр.
Т2_з
1668—1678
1579—1581
То же пд-з
36
32
18,1
18,0
2460
2467
»
0,6
0,3
97,7
97,6
Сл. 0,1
Не
обн.
1,7
2,0
0,011
0,008
0,016
0,021
155
155
0,94 1,0
У контура То же
Ji
1616—1620
пд-з
36
16,5
2170
0,7
95,2
0,6
0,2
Не обн.
1,1
0,01
0,02
135
0,87
»
J3
1088—1097
1000, пд-з
2,6
2,0
1747
Следы
0,7
97,6
0,2
0,03
»
1,3
0,009
0,029
65
0,68
»
363363Примечания I Titg— тагаджинская свита 2 Сероводород отсутствует
363
363
бу коллекторские свойства существенно ухудшаются. Максимальные притоки воды составляют 300—500 м3/сут. Минерализация воды в центральных районах провинции 30—60 г/л, в Усть-Вилюйском районе — более 100 г/л. Газонасыщенность вод изменяется от 1500 до 2500 см3/л, газы преимущественно метановые. Упругость газов возрастает к контурам залежей и к мономской покрышке. Горизонтальные градиенты напора вод весьма малы (< 0,0005), намечается увеличение приведенных уровней в восточном направлении.
Средневерхнетриасовый, водоносный комплекс сложен континентальной, преимущественно песчаной, толщей с прослоями глин, алевролитов, гравелитов, конгломератов. Открытая пористость коллекторов колеблется от единиц процента до 27%, проницаемость достигает 2-Ю-12 м2. Отмечается ухудшение коллекторских свойств в сторону Приверхоян- ского прогиба. Минерализация вод увеличивается сверху вниз по разрезу, а также с запада на восток — от 18—35 г/л на западных площадях Хапчагайского мегавала до 100—125 г/л на Сангарской площади. Отношение rNa/rCl изменяется от 0,7—0,8 до 0,9—1,1; снизу вверх по разрезу комплекса происходит смена типов вод с хлоридно- кальциевого на гидрокарбонатно-натриевый в диапазоне минерализации 20—30 г/л. Газонасыщенность вод на площадях Хапчагайского мегавала 2000—2500 см3/л, в газах преобладает метан. Приведенные уровни изменяются с запада на восток от 70—100 м до 150—200 м.
Нижнеюрский водоносный комплекс представлен неравномерно переслаивающимися песчаными и алеврито-глинистыми породами. Коллекторы — песчаники, реже алевролиты, с пористостью от единиц до 30% и проницаемостью до 3-10”12 м2.
Подземные воды хлоридно-кальциевого и гидрокарбонатно-натриево- го типов, минерализация изменяется от 18—20 г/л на западе Хапчагайского мегавала до 50—100 г/л на Усть-Вилюйском и Собохаинском месторождениях. Отмечаются низкое фоновое содержание сульфатов и высокая региональная газонасыщенность вод (1500—2500 см3/л), коэффициент Рг/Рв достигает или превышает 0,5. Горизонтальный градиент напора вод менее 0,0002. Отметки приведенных уровней на Хапчагайском мегавале 70—90 м, в Усть-Вилюйском районе 150—200 м (рис. 96). В районе Якутского поднятия встречены горизонты с отрицательными отметками приведенных уровней.
Средневерхнеюрский водоносный комплекс сложен континентальными слабоуглистыми породами, заключенными в глинистых и глинистопесчаных толщах. Открытая пористость песчаников достигает 31—35%, проницаемость — 2-Ю-12 м2. Коллекторские свойства пород ухудшаются в восточном направлении. В районе Хапчагайского мегавала минерализация вод составляет 3—5 г/л, воды сульфатные, rNa/rCl 1,2—4. Растворенные газы метанового типа. Газонасыщенность вод 1100— 2400 см3/л, Рг/Рв от 0,4 до 1. Водоносные горизонты с отрицательными пьезометрическими уровнями (—304 70 м) имеют широкое площадное распространение.
Верхнеюрско-нижнемеловой водоносный комплекс сложен песчаной
Рис. 96 Схематическая гидрогеологическая карта нижнеюрских отложений Лено-Вилюйского бассейна (по Л. А. Грубову)
/ — границы Верхоянской складчатой области, 2—изоминеры, г/л, зоны распространения 3— хлоридно-кальциевых вод, 4— гидрокарбонатно натриевых вод, 5 — абсолютные отметки приведенных статических уровней, м
угленосной толщей с глинистыми прослоями. Региональные водоупорные горизонты в разрезе не установлены. Пористость коллекторов составляет в среднем 27%, проницаемость до 3-10“12 м2. В восточном направлении коллекторские свойства пород ухудшаются. Минерализация вод вверх по разрезу уменьшается до 1 г/л, воды высокосульфатные. В Усть-Вилюйском районе встречены хлоридно-кальциевые воды с минерализацией до 37 г/л. Пьезометрические уровни вод повсеместно, кроме Приверхоянского прогиба, устанавливаются на отрицательных отметках.
Верхнемеловые и кайнозойские отложения расположены в зоне многолетнемерзлых пород, общая мощность которых в пределах бассейна колеблется от нескольких десятков до нескольких сотен метров, а в пределах Хапчагайского мегавала составляет 400—600 м.
Средняя геотермическая ступень по разрезу мезозойских и верхнепалеозойских отложений Хапчагайского мегавала составляет 36 м/°С, пониженные значения ее (25—30 м/°С) имеют глинистые и обогащенные углями отложения нижнего мела, верхней и средней юры и нижнего триаса, повышенные (до 50—52 м/°С) — песчаные толщи нижней юры и среднего и верхнего триаса. Максимальная пластовая температура (167° С) зафиксирована на Средневилюйской площади на глубине 6500 м.
Все гидрогеологические комплексы из-за сплошного распространения многолетнемерзлых пород представляют собой системы закрытого типа. Нижнетриасовый и особенно верхнепермский комплексы являются в той или иной степени закрытыми системами преимущественно с внутренними областями создания напоров. Зона интенсивного водообмена на большей части территории отсутствует; зона затрудненного водообмена условно выделяется в разрезе от подошвы до первой региональной водоупорной толщи; ниже располагается зона весьма затрудненного водообмена.
Подземные воды Средневилюйского месторождения
Средневилюйское газовое месторождение — самое крупное в Лено- Вилюйском бассейне. Оно расположено в западной части Хапчагайского
365
Рис 97 Сводный гидрогеохимический разрез Средневилюйского месторождения 1— песчаники 2—глины 3— алевролиты и аргиллиты 4— каменный уголь 5 — зона многолет немерзлых пород воды 6 — гидрокарбонатно натриевые 7 — хлоридно кальциевые
мегавала На месторождении открыто восемь залежей в горизонтах J3 = I, J3 = II, Jt = I, Ti = I, Ti = IA, T, = II, Tj = HI и P2 = I
В пределах месторождения выделяют четыре гидрогеологических комплекса верхнепермский, нижнетриасовый, среднетриасово-нижнеюр- ский и среднеюрско-меловой, которые контролируются регионально распространенными водоупорами в неджелинской, мономской и сунтар- ской свитах
На границах комплексов происходит скачкообразное изменение минерализации и состава вод, а также приведенных статических уровней Смена гидрокарбонатно-натриевого типа вод на хлоридно-кальциевый происходит на границе юрских и триасовых отложений Это не приводит 366
к изменению типа водорастворенных газов, которые по всему разрезу являются преимущественно метановыми. Однако минерализация и метаморфизация вод на этой границе существенно изменяются и начинают неуклонно увеличиваться вниз по разрезу (рис. 97). В ряде скважин в верхнепермском комплексе встречены пластовые воды рассольного типа (например, на Мастахском месторождении) с минерализацией до 180 г/л и отношением rNa/rCl, равным 0,6. Природа этих рассолов пока не выяснена.
IL4. ВОДЫ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПРИОКЕАНИЧЕСКИХ ТЕРРИТОРИЙ ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА
На территории Дальнего Востока выделяют большое число нефтегазоносных бассейнов [3], геологическая изученность которых крайне низка. Еще меньше данных об их гидрогеологическом строении. Более или менее освещены гидрогеологические условия Охотско-Сахалинского и Охотско-Камчатского нефтегазоносных бассейнов.
IL4.1. ОХОТСКО-САХАЛИНСКИЙ БАССЕЙН
Охотско-Сахалинский бассейн приурочен к одноименному прогибу и соответствует Сахалинской нефтегазоносной области Охотской нефтегазоносной провинции (рис. 98) [31]. В гидрогеологическом отношении наиболее изучена северная часть о-ва Сахалин — Северо-Сахалинский прогиб.
Основные черты геологического строения, нефтегазоносность, гидрогеологические условия
Охотско-Сахалинский бассейн сложен мощной толщей терригенных пород верхнего мела, палеогена и неогена. Максимальная мощность осадочного чехла достигает 10 км. Отложения неогена мощностью 5— 7 км представлены песчано-глинистыми породами в основном миоценового возраста и подразделяются на свиты: (снизу вверх): даехуриин- ская, уйнинская, дагинская, окобыкайская и нутовская.
На Северном Сахалине выявлено 45 месторождений нефти и газа Основные продуктивные горизонты приурочены к песчано-глинистым отложениям дагинской, окобыкайской и нутовской свит.
О. В. Равдоникас (1972 г.) продуктивную часть разреза Северного Сахалина в интервале глубин 0—2700 м по особенностям водных свойств подразделяет на три толщи (снизу вверх): глинисто-песчаные отложения дагинской свиты (нижний-средний миоцен); преимущественно глинистая толща нижней части окобыкайской свиты (средний миоцен), содержащая маломощные (30—50 м) водоносные песчаные пласты, часто выклинивающиеся; глинисто-песчаные образования нижнену-
Рис. 98. Обзорная схема Охотской нефтегазоносной провинции (с тектонической карты нефтегазоносных территорий СССР масштаба 1:2 500 000, 1983 г.)
а—границы провинции, крупнейшие тектонические элементы: б — поднятия (/ — Северо-Охотское, //—Института океанологии), в — прогибы (///—Татарского пролива, IV— Охотско-Сахалинский, V—Охотско-Камчатский); г — крупные отрицательные тектонические элементы' А— Тымь-Поро- найский грабен, Б — Южно-Мареканский прогиб, В — Северо-Охотский прогиб, Г — Паланский прогиб, Д — Западно-Камчатский синклинорий; д—разломы; е—региональные нарушения; ж—месторождения нефти и газа: / — Охинское, 2— Тунгорское, 3— Одопту, 4— Сабо, 5—Волчинское, 6— Паромай, 7 — Катангли, 8 — Уйглекуты, 9 — Кшукское, 10 — Лиманская площадь
товской подсвиты (верхний миоцен) и верхней части окобыкайской свиты (средний миоцен).
В связи со значительной дифференциацией глубин залегания пластов температура подземных вод дагинской свиты изменяется в больших пределах. На месторождениях Катанглинско-Набильской зоны и на 368
Гыргыланьинской площади температура в продуктивной части разреза не превышает 20° С, а на других месторождениях обычно составляет 50—75° С. Геотермическая ступень изменяется в пределах 28—32 м/°С.
Подземные воды движутся на северо-запад, север и восток от Гыргыланьинской гряды и предположительно на восток от Оссой-Вальского и Дагинского поднятий. В районе Охинского перешейка подземные воды движутся на юго-восток. От северных предгорий Набильского хребта в Набильской мульде предполагается северо-восточное движение подземных вод. Разгрузка осуществляется в прибрежно-морской полосе, в сводовых частях антиклинальных поднятий и в зонах тектонических нарушений.
Пресные и слабосолоноватые воды вскрыты в районе Гыргылань- инского месторождения. На север и восток от него минерализация возрастает от 11 —13 г/л (Шхунное, Волчинское, Сабинское, Малосабинское) до 25—33 г/л на месторождениях Охинско-Эхабинской зоны нефтегазонакопления. На месторождениях Катанглинско-Набильской зоны воды в продуктивных пластах имеют невысокую минерализацию (1—3 г/л), которая возрастает до 10—14 г/л в отдельных нефтеносных блоках. Состав подземных вод продуктивных пластов преимущественно хлоридный натриевый. Содержание сульфатов невелико, коэффициент сульфатности 0—4,5, rNa/rCl 1 —1,8.
Залежи нефти и газа, приуроченные к дагинским отложениям, расположены в зоне преимущественно полностью насыщенных газом подземных вод с коэффициентом упругости, равным единице. Исключение составляют Гыргыланьинское месторождение и месторождения Катанглинско-Набильской зоны, где залежи нефти и газа приурочены к зоне свободного водообмена (рг/рв0,3). Состав водорастворенных газов преимущественно метановый. Содержание тяжелых УВ достигает 4,8%.-
К средней толще (нижняя часть окобыкайской свиты) приурочена основная доля запасов нефти. В связи с частым замещением песчаных пород глинистыми по разрезу и по площади водообильность пород резко изменяется даже в пределах небольших участков. Температура подземных вод меняется от первых десятков градусов в наиболее приподнятых структурах (Оха, Эхаби, Восточное Эхаби) до 80—90° С в нижних продуктивных пластах погруженного Некрасовского месторождения. Геотермическая ступень изменяется от 18 до 34 м/°С.
Основная область питания подземных вод средней продуктивной толщи (нижняя часть окобыкайской свиты) — Энгизпальское поднятие, дополнительная — Гыргыланьинская и Оссойская гряды. Разгрузка (открытая или субаквальная) инфильтрационных и седиментационных вод толщи осуществляется на менее приподнятых участках выходов рассматриваемых отложений.
Подземные воды продуктивных пластов в глинистой части окобыкайской свиты обладают обычно более высокой минерализацией, чем воды выше- и нижележащих толщ. Минерализация чаще всего изменяется от 10 до 20 г/л. Гидрохимическая зональность прослеживается 369
преимущественно в горизонтальном направлении и почти не проявляется в разрезе. Минерализация вод в окобыкайских отложениях в северной части Волчинского месторождения и в северной и южной частях Сабинской антиклинальной зоны обычно составляет 10—16 г/л, в краевых северной и северо-восточной частях бассейна (Охинско-Эха- бинская зона) — 20 г/л (в отдельных пластах достигает 33 и даже 58 г/л, Тунгорское месторождение), в пределах месторождений Паромайской антиклинальной зоны — от 12 до 20 г/л, реже возрастает до 28 г/л. Воды гидрокарбонатно-натриевого типа, состав вод преимущественно хлоридный натриевый и хлоридно-гидрокарбонатный натриевый. Отношение rNa/rCl 0,96—2 (на Тунгоре 2,3—5,6). Воды практически бессульфатные, коэффициент сульфатности изменяется от 0,1 до 0,4. Состав водорастворенных газов преимущественно метановый. Углекисло-метановые газы встречены на Охинском, Восточно-Эхабин- ском, Тунгорском и Кыдыланьинском месторождениях. Содержание тяжелых УВ 0,1—4,6%.
В верхней, глинисто-песчаной толще (нижненутовская подсвита и верхняя часть окобыкайской свиты) водоносные горизонты имеют значительную мощность (более 50—100 м) и выдержаны по площади. Глинистые водоупоры незначительной мощности распространены повсеместно. К этой толще приурочены преобладающие запасы газа и значительно меньшие запасы нефти. Водоносные горизонты водообильны, удельный дебит 0,1—0,5 л/с, дебит скважин при самоизливе часто превышает 1 л/с. Температура подземных вод колеблется в значительных пределах, но не превышает 57° С. Значение геотермической ступени на нефтеносных участках составляет 33—36 м/°С, на газоносных— 28—41 м/°С. Указанная толща относится к открытой гидродинамической системе. На всей площади ее распространения возможны пополнения запасов и разгрузки подземных вод. Область создания напоров тяготеет к Гыргыланьинскому поднятию, вблизи которого отметки статических уровней достигают максимальных значений 80—60 м. От Гыргыланьинского поднятия намечается северное, северо-западное и восточное направление движения подземных потоков. Проницаемость пород 300—500-10~15 м2.
На большинстве месторождений воды продуктивных пластов, приуроченных к рассматриваемой толще, обладают невысокой минерализацией (менее 1—3 г/л), возрастающей в восточном и северном направлениях. На отдельных поднятиях Эхабинской и Паромайской антиклинальных зон минерализация воды достигает 12—28 г/л. Состав пресных-и слабосолоноватых вод гидрокарбонатно-натриевый, сильносолоноватых и соленых — хлоридно-гидрокарбонатно-натриевый, rNa/rCl 0,8—9,2, воды практически бессульфатные, коэффициент сульфатности 0,1—2.
Газонасыщенность подземных вод возрастает в северном и восточном направлениях от области водосбора. Коэффициент упругости изменяется от 0,03 до 1. Резкое аномальное возрастание газонасыщенности наблюдается вблизи залежей нефти и газа. Состав газа метановый, 370
а на участках с незначительной газонасыщенностью вод азотно-мета- новый и метано-азотный.
По О. В. Равдоникас, преобладающее большинство месторождений нефти на Сахалине расположено вдали от основной области питания атмосферными осадками и вблизи участков возможного проявления седиментационного водообмена. Месторождения газа обнаружены вблизи и даже в пределах области питания подземных вод. Все месторождения нефти и газа приурочены к участкам бассейна, где температура превышает 100° С. На большинстве месторождений температурные условия свидетельствуют о восходящих потоках подземных вод. Обычно на непродуктивных площадях температура вод меньше, чем на месторождениях.
Подземные воды Тунгорского месторождения
Тунгорское газонефтяное месторождение расположено в пределах Охинско-Эхабинской зоны нефтегазонакопления. В его строении принимают участие терригенные отложения дагинской, окобыкайской и нутовской свит миоценового возраста. Тунгорская складка представляет собой асимметричную брахиантиклиналь меридионального простирания с пологим западным и крутым восточным крыльями. Размеры складки по кровле пласта XVIII 4X1,5 км.
На месторождении выявлены газоносные пласты в нутовских (I, II, III) и окобыкайских (XII, XIII, XIV, XV, XVII, XVIII, XIX) отложениях и нефтегазоносный пласт XX в окобыкайских (рис. 99). Продуктивные горизонты залегают на глубинах 500—2200 м, представлены песками с прослоями глин и алевролитов. Общая мощность их колеблется от 10 до 100 м, пористость пород-коллекторов в среднем 10—27%, проницаемость (0,25—400)-10“15 м2, с глубиной она ухудшается. Нефтегазоводоупорные разделы сложены алевритистыми и песчаными плотными глинами. Средняя мощность разделов увеличивается от 20 м в верхней части разреза до 150 м в нижней.
Большая изменчивость состава и мощности терригенных пород обусловливает значительные колебания дебитов переливающих водой скважин (от 0,5 до 293 м3/сут). Статические уровни воды устанавливаются на абсолютных отметках 27—49 м и в основном выше поверхности земли. Температура на глубине 2073 м составила 63° С, геотермический градиент 3,07° С/100 м. Все подземные воды гидрокарбонат- но-натриевого типа.
Воды, не связанные с залежами УВ, пресные и солоноватые. С глубиной отмечается постепенное изменение их минерализации и солевого состава. Общую картину закономерных изменений с глубиной нарушают воды, связанные с залежами УВ (например, высокоминерализованные воды пластов XX и XIX, минерализация которых возрастает до 58,1 г/л за счет гидрокарбонатов). Подземные воды Тунгорского месторождения значительно отличаются от вод других месторождений Сахалина не только по минерализации и составу (табл. 59), но и по содержанию в
Рис. 99. Сводный гидрогеохимический разрез миоценовых отложений Тунгор- ского месторождения (по Е. И. Кудрявцевой, 1984 г., геологическая основа по Н. 3. Балковой).
1— песок, 2—песок алеврито глинистый и глинистый, 3— глины, 4— песчаник, 5— газ (а), нефть (б)
Таблица 59
Химический состав подземных вод миоценовых отложений Тунгорского месторождения
Пласт
Интервал пер форации, м
Ионный состав, мг/л, (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микрокомпоненты, мг/л
М, г/л
V, г/см3
СГ
sof-
нсог + + СОз~
Са2 +
Mg2 +
Na+ + K+
NH/
В3 +
Вг
г
XX
2223—2234
3071
55
3819
10
7
3749
Не обн.
10,7
86,6
1,1
61,6
0,5
0,6
156,2
1,0044
XX
2140—2269
7590
11
21289
21
42
12900
»
27
1
Не обн.
41,8
213,9
0,3
348,9
1,1
3,6
558,4
1,01
XX
2141-2154
4108
38
30904
46
7
14902
»
50,1
115,8
0,3
507,7
2,3
0,6
620,2
1,019
XX
2074—2125
5292
43
14640
21
13
8852
50
18
27
21
28,9
149,3
0,9
240,0
1
1
388,2
1,020
XIX
2094—2113
2669
48
37101
44
15
18202
Не обн.
58,2
75,3
1,0
605,5
2,2
1,2
758,4
1,0228
XVIII
2080—2110
1830
38
4764
14
10
3434
10,1
51,6
0,8
92,2
0,7
0,8
143,1
1,0079
XVII
2016—2048
335
И
6464
20
10
2781
9,6
9,4
0,2
106
1
0,8
113,8
1,0050
XII
1558—1590
72
4
1220
8
4
500
3
Не обн.
1,8
2
0J
20
ОД
ОД
21,2
1,0
XI
1409—1421
72
3
1725
1
Не обн.
853
3
2
Не обн.
Следы
2,7
2
0,1
35,2
0,05
37,2
1,0
м
558—574
28
16
122
10
1
57
0,2
Не обн.
0,2
0,8
0,3
2,0
0,5
0,1
2,5
1,0
Примечание Тип вод — гидрокарбонатно-натриевый
Таблица 60
Характеристика газов, растворенных в подземных водах миоценовых отложений Туигорского месторождения
Пласт
Интервал пер форации, м
Газовый фактор, см3/л
Объемная доля, %
СО2
сн4
С2Н6
С,н8
С«Н । о -1- в
N2 + редкие
3222—3174
1,10
34,6
60,0
1,3
0,8
1,0
2,3
XXIV
2804—2800
0,75
29,2
63,6
1,8
1,1
0,6
3,7
xxrv
2527—2523
5,00
43,5
41,0
2,0
Не обн
13,5
XXIII
XX
XX
2405—2400
2337—2223
2233—2141
2100
3,40 0,78
3,12 4,7
49,7
3,9
31,9
54,0
46,0
90,0
61,5
42,0
Не обн
»
»
2,4
4,3
6,1
6,6
1,6
VII—XII
1421 — 1411
1,04
Не обн.
97,6
0,5
Не обн.
1,9
Примечание В воде с глубины 2100 м обнаружены гелий (0,002%) и аргон (0,02%), в остальных случаях гелий и аргон не определяли
растворенном газе углекислоты (табл. 60). На Северном Сахалине подземные воды, обогащенные углекислым газом, кроме Туигорского месторождения, вскрыты на Эхабинском, Восточно-Эхабинском и Кыда- ланьинском месторождениях, которые тяготеют к региональному долгоживущему, вероятно, глубинному, разрывному нарушению.
II 4.2. ОХОТСКО-КАМЧАТСКИЙ БАССЕЙН
Охотско-Камчатский нефтегазоносный бассейн включает западное побережье п-ова Камчатки и смежную акваторию Охотского моря [35]. Восточной границей бассейна являются кайнозойские складчатые системы Камчатки, западной — восточные склоны Северо-Охотского поднятия. В составе бассейна в акватории Охотского моря выделяют крупный Охотско-Камчатский прогиб (см. рис. 98), а на западном побережье Камчатки — серию небольших прогибов, входящих в состав Западно- Камчатского синклинория.
Осадочный разрез бассейна представлен отложениями верхнего мела, палеогена и неогена. Терригенная толща верхней части верхнего мела имеет мощность до 2,5 км. Породы смяты, претерпели интенсивную складчатость и служат фундаментом для осадочного чехла. Палеогеновые, миоценовые и плиоценовые отложения образуют чехол современных погруженных частей бассейна. Мощность их на суше достигает 3—3,5 км, а на море 4—5 км. По составу это песчаники, алевролиты, аргиллиты, глины с прослоями углей, туфы и туффиты, кремнистые породы.
Нефтегазоносность бассейна связывается с палеогеновыми и неогеновыми отложениями. Из палеогеновых отложений на Лиманной площади получены полупромышленные притоки газа с конденсатом (дебит газа около 11 тыс. м3/сут, конденсата около 0,25 м3/сут). Неогеновые отложения характеризуются многочисленными газопроявлениями, в них открыто месторождение газа и газоконденсата — Кшукское, р асполо- 374
женное в одноименной антиклинальной зоне на юго-западном борту Колпаковской впадины Размеры структуры 4,5X2,5 км, амплитуда око ло 180 м
В процессе глубокого бурения в Колпаковской впадине отмечены многочисленные газоводопроявления в неогеновых отложениях, а на Кшукской площади в 1980 г из скв 1 в интервале 1219—1232 м был получен фонтан газа с дебитом на разных режимах от 250 тыс до 1 млн м3
Продуктивный горизонт (какертская свита миоцена, а также базальные слои вышележащей этолонской свиты) простирается по всей Колпаковской впадине (рис 100) Сложен он вулканомиктовыми песчаниками мелкозернистыми до крупнозернистых Пористость пород 30—32%, проницаемость 2000-10”15 м2 От вышележащих угленосных отложений этолонской и эрмановской свит газоводоносные породы хорошо отбиваются по литологии и по каротажным диаграммам
Гидрогеологические условия Колпаковской впадины изучены достаточно хорошо [26]
Рис 100 Гидрогеологический разрез Колпаковской впадины по линии Соболевская — Схикийская площади, Западная Камчатка (по О И Супруненко, Е И Кудрявцевой, 1983 г)
/— пески и песчаники (Q) 2 — водоносные комплексы (коллекторы) 3— относительно водоупор ные толщи 4— литологические границы 5 — тектонические нарушения 6— докайнозойский фун дамент 7 — интервалы опробования в скважинах, 8 9 — соответственно углеводородный и азотно углеводородный типы газов (цифра — содержание тяжелых УВ в газе, %) 10 — конденсат И 12 — соответственно хлоридно кальциевый и гидрокарбонатно натриевый типы вод по В А Сулину (циф ра — минерализация воды г/л)
Свиты Nie/ — er — этолонская — эрмановская Nil/—kk — ильинская — какертская Niou— к!— вивентекская — кулувенская N,u/— утхолокская Pagfc — гакхинская
Таблица 61
Химический состав подземных вод миоценовых отложений Колпаковской впадины
Площадь
Интервал перфорации, м
Ионный состав, мг/л (в числителе), мг-экв/л (в знаменателе)
Микроэлементы, мг/л
М, г/л
Тип
ВОД
сг
зоГ
НС Оз" + + СО1"
Са2 +
Mg2+
Na+ + K+
nh4+
в3+
Вг~
г
Нижнекв ак-
2542—2700
9432,4
68,3
В о ял
652,7
июльски
237,8
я серия
14,3
(Niam)
3673,7
10,8
Не обн.
47,95
4,32
16,21
хк
чинская
Соболевская
1205—1250
266,02
7459,6
1,42 Не обн.
10,70
267,5
118,3 360
1,17
14
158,67 4517
3,6
88,7
35,1
7,8
1,0127
12,6»
Дорожная
1543—1574
208,4
7021,1
53,5
4,3
Kat
456
17,8
иранская 316,4
U
серия 2
193,8
<N|fca)
4388,3
7,2
Не опр.
44,44
16,51
1,0097
12,27»
Кшукская
»
1321 — 1334
1230—1240
198,02
9645,1
272,02
6449,8
1.Н 63,4
1,32 Не обн.
8,5 67,1
1,10 73,2
15,79
593,8
29,63
357,6
0,2 23,8 1,96 36,2
191,64
5605,4
242,85
3735,7
14,4
Не
6,0
опр.
60,6
9,52
1,0087 16,00»
1,0123 10,68»
»
1002—1005
181,90
1081,5
5,3
1,20
207,4
17,84
47,2
2,98 4,8
163,04 725
3,6
Не обн.
21,31
Не обн.
1,0086
2,07 ГКН
Соболевская
802—820
30,50
748,6
0,11 Не обн.
3,40
278,5
2,35
51,2
0,39
1,8
31,27
524,2
6,5
2,2
Не
опр.
1,0015
1,66»
21,09
4,42
2,56
0,15
22,80
1,0014
Таблица 62
Характеристика водорастворенных газов миоценовых отложений Колпаковской впадины
Площадь
Интервал он робования, м
Минерализация, г/л
Газовый фак тор (расчет ный), см3/л
Объемная доля, %
н2
со.
сн4
с2н6
СзН8
С4Н,о + + в
N2 + редкие
Не
Аг
Дорожная
2823—2861
В 05
1142
чмпольсн 0,001
;ая сери
1,0
я (Nivm 85,92
)
4,18
3,14
3,01
2,5
0,002
0,035
Половинная
1990—2153
1538
0,81
0,67
89,62
2,95
2,10
1,45
2,4
0,005
0,026
Усть-Обл у ко
2027—2104
7,90
2105
0,013
0,6
82,26
2,55
0,95
3,24
11,9
0,012
0,079
винская
Кшукская
1814—1835
1379
0,0
1,55
92,94
0,185
0,002
0,003
5,32
<0,001
0,029
Схикийская
1390—1410
2666
0,002
0,8
86,50
2,84
4,55
3,31
2,0
0,005
0,015
Кшукская
1321 — 1334
16,00
К
1333
авранст 0,007
1я серия
0,0
(NiAu) 96,09
2,20
0,026
0,38
1,30
0,001
0,030
»
1219-1232
3636
0,0
0,95
97,47
0,173
0,001
0,003
1,4
0,001
0,011
»
1026—1118
124
0,0
0,14
78,78
0,084
0,0
Следы
21,0
0,006
0,321
Схикийская
1054—1182
9,5
6666
0,004
0,0
94,06
0,65
1,05
1,24
3,0
0,003
0,006
Усть-Обл у ко
1157—1178
254
0,151
0,6
83,12
1,50
0,50
1,29
14,0
0,005
0,157
винская
Соболевская
650—670
1,52
0,9
0,0
0,0
77,2
0,0
0,0
Не обн.
22,8
0,007
0,0463
Воды водоносных горизонтов воямпольской серии (олигоцен) хло- ридно-кальциевого типа, хлоридного кальциево-натриевого состава (табл. 61), минерализация 12—16 г/л, они содержат значительное количество микроэлементов. Газы (спонтанные) углеводородные с содержанием тяжелых УВ от 0,19% на Кшукской площади до 10,58% на Дорожной (табл. 62).
Воды этолонско(?)-какертского водоносного горизонта (нижняя часть кавранской серии) на глубине 1230—1570 м хлоридно-кальцие- вого типа хлоридного натриевого состава, минерализация их 10—16 г/л. Там, где этот горизонт вскрыт на глубинах 800—1002 м, воды гидро- карбонатно-натриевого типа, а минерализация значительно снижается (до 1,66—2,07 г/л). Спонтанные газы углеводородного и азотно-углеводородного типа, в них снижается содержание тяжелых УВ (от 2,9% до 0).
На Кшукской площади наблюдается увеличение минерализации вод с глубиной: от 2,07 г/л на глубине 1002—1005 м до 16 г/л на глубине 1321 —1334 м. Температура в скв. 1 на глубине 3500 м 132,4° С, средняя геотермическая ступень — 28,4 м/° С.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Барс. Е. А. Органическая гидрогеохимия нефтегазоносных бассейнов, М„ Недра, 1981.
Букаты М. Б. Геохимия газов подземных вод Тунгусского бассейна (в связи с оценкой перспектив нефтегазоносности).— Изв. АН СССР. Сер. геол., 1985, № 6, с. 118—126.
Водорастворенные газы нефтегазоносных бассейнов. М., Наука, 1981.
Вожов В. И. Подземные воды Тунгусского бассейна.— Труды СНИИГГи- МСа, вып. 206, 1974.
Газовые и газоконденсатные месторождения/В. Г. Васильев, В. И. Ермаков, И. П. Жабрев и др. Справочник, М., Недра, 1983.
Гаттенбергер Ю. П., Дьяконов В. П. Гидрогеологические методы исследований при разведке и разработке нефтяных месторождений. М., Недра, 1979.
Геология нефти и газа Западной Сибири/А. Э. Конторович, И. И. Нестеров, Ф. К. Салманов и др. М., Недра, 1975.
Геология нефти и газа Сибирской платформы/А. С. Анциферов, В. Е. Бакин, И. П. Варламов и др. М., Недра, 1981.
Гидрогеологические критерии нефтегазоносности (на примере Тимано- Печорского бассейна)/С. И. Сергиенко, Э. М. Пуркаина, С. Н. Титкова и др. М., Наука, 1983.
Гидрогеологические условия Арало-Каспийского нефтегазоносного регио- на/Ж- С. Сыдыков, С. Е. Чекабаев, М. А. Мухаметджанов и др. Алма-Ата, Наука, 1977.
Гидрогеологические условия формирования и размещения нефтяных и газовых месторождений Волго-Уральской области/М. И. Зайдельсон, А. И. Чис- товский, Е. А. Барс и др. М., Недра, 1973.
Гидрогеология Иркутского нефтегазоносного бассейна/А. С. Анциферов, А. С. Артеменко, Л. В. Захаров и др. Иркутск, Восточно-Сибирское кн. изд-во, 1971.
Гидрогеология нефтяных и газовых месторождений Центрального и Восточного Предкавказья/А. М. Никаноров, М. В. Мирошниченко, Г. П. Волобуев и др. М., Недра, 1972.
Зингер А. С., Жутовт А. К., Кудинова А. С. Ореолы рассеяния нефтяных и газовых залежей. Саратов, Изд-во Саратовского ун-та, 1973.
Зорькин Л. М., Старобинец И. С., Стадник Е. В. Геохимия природных газов нефтегазоносных бассейнов. М., Недра, 1984.
Зорькин Л. М., Суббота М. И., Стадник Е. В. Нефтегазопоисковая гидрогеология. М., Недра, 1982.
Каналин В. Г., Ованесов М. Г., Шугрин В. П. Нефтегазопромысловая геология и гидрогеология. М., Недра, 1985.
Капченко Л. Н. Гидрогеологические основы теории нефтегазонакопления. М., Недра, 1983.
Карцев А. А., Вагин С. Б., Матусевич В. М. Гидрогеология нефтегазоносных бассейнов. М., Недра, 1986.
Карцев А. А., Никаноров А. М. Нефтегазопромысловая гидрогеология. М., Недра, 1983.
Колодий В. В. Подземные воды нефтегазоносных провинций и их роль в миграции и аккумуляции нефти (на примере Юга СССР). Киев, Наукова думка, 1983.
Корценттейн В. Н. Растворенные газы подземной гидросферы Земли. М., Недра, 1984.
Крайнов С. Г., Швец В. М. Основы геохимии подземных вод. М., Недра, 1980.
Кругликов Н. М., Нелюбин В. В., Яковлев Л. Н. Гидрогеология Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна и особенности формирования залежей углеводородов. Л., Недра, 1985.
Кудельский А. В., Шиманович В. М., Махнач А. А. Гидрогеология и рассолы Припятского нефтегазоносного бассейна. Минск, Наука и техника, 1985.
Кудрявцева Е. И. Гидрогеологические условия и перспективы нефтегазоносности Колпаковской впадины.— Геология нефти и газа, 1984, № 10, с. 41—46.
Курбанмурадов А. Гидрогеологические закономерности и факторы формирования нефтегазовых месторождений восточного борта Южно-Каспийского бассейна. Ашхабад, Ылым, 1979.
Матусевич В. М. Геохимия подземных вод Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна. М, Недра, 1976.
Методы обработки и интерпретации результатов гидрогеологических исследований в нефтегазопоисковых целях/М. И. Суббота, В. Ф. Клейменов, Е. В. Стадник и др. 2-е изд. М., Недра, 1980.
Морозов Л. И. Нефтегазоносность зон распространения инфильтрационных вод. М., Недра, 1980.
Нефтегазоносные провинции СССР/И. М. Алиев, Г. А. Аржевский, Ю. Н. Григоренко и др. Справочник, М., Недра, 1983.
Посохов Е. В. Общая гидрогеохимия. Л., Недра, 1975.
Посохов Е. В., Толстихин Н. И. Минеральные воды. Лечебные, промышленные, энергетические. Л., Недра, 1977.
Розин А. А. Подземные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна и их формирование. Новосибирск, Наука, 1977.
Серегин А. М., Соколов Б. А., Бурлин Ю. К- Основы региональной нефтегазоносности СССР. М., Изд-во МГУ, 1977.
Справочник по геологии нефти и газа. Под ред. Н. А. Еременко, М., Недра, 1984.
Справочное руководство гидрогеолога. Под ред. В. М. Максимова и др. М„ Недра, 1979.
Сухарев Г. М. Гидрогеология нефтяных и газовых месторождений. М., Недра, 1979.
Ходжакулиев Я. А. Гидрогеологические закономерности формирования скоплений газа и нефти. М., Недра, 1976.
Ходжакулиев Я. А., Абукова Л. А. Палеогидрогеологические исследования при поисках нефти и газа. М., Недра, 1985.
Якобсон Г. П. Палеогидрогеологические и современные гидрогеологические закономерности формирования и размещения нефтегазовых месторождений. М., Недра, 1973.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие (Л. М. Зорькин) 3
Сокращения, использованные в справочнике 6
Введение (Л. М. Зорькин) 7
ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ НЕФТЕГАЗОВОЙ ГИДРОГЕОЛОГИИ 9
Общая характеристика гидросферы Земли. Л. М. Зорькин, М. И- Суббота 9
Воды поверхностной, подземной и глубинной гидросферы 10
Виды воды в горных породах 12
Условия залегания подземных вод 14
Формирование подземных вод 16
Основы гидрогеохимии. Е. А. Барс, Л. М. Зорькин, М. И. Суббота 21
Изотопный состав и структура молекул воды 21
Солевой и газовый состав подземных вод 22
Классификация подземных вод по солевому и газовому составу 26
Зональность подземных вод. Л. М. Зорькин, Е. В. Стадник, М И. Суббота 30
Гидрогеологические структуры нефтегазоносных бассейнов. Л. М. Зорькин 36
Гидрогеологическиеструктуры 36
Нефтегазоносныйбассейнкакчасть бассейна пластовых вод41
Гидрогеологическая стадийность развития нефтегазоносных бассейнов 43
Гидрогеологические исследования в нефтегазопоисковых целях.
В. Н. Корценштейн 44
Методы гидрогеологическогоопробования 44
Методы обработкиматериаловгидрогеологических исследований 46
Динамика подземных вод. Е. В. Стадник 50
Виды движения подземных вод и элементы потока 50
Методы изучения движения подземных вод 52
Температурный режим гидрогеологических бассейнов. Е. В. Стадник 57
Методы палеогидрогеологических исследований. Я. А. Ходжакулиев, Л. А. Абукова 61
Роль подземных вод в формировании и разрушении залежей нефти и газа. Л. М. Зорькин 71
Условия миграции нефти и газа в гидрогеологических структурах 71
Гидрогеологические условия формирования нефтяных и газовых залежей 78
Роль подземных вод в разрушении залежей нефти и газа 83
Гидрогеологические критерии оценки перспектив нефтегазоносности. Е. В. Стадник 85
381
Нефтегазопромысловая гидрогеология. В. П. Шугрин 98
Гидрогеологические наблюдения при бурении скважин 99
Гидрогеологические наблюдения при разработке нефтяных и газовых месторождений 102
Использование подземных вод в народном хозяйстве. В. Н. Корцен- штейн, Л. М. Зорькин 106
Промышленные воды 106
Термальные воды 107
Лечебные минеральные воды 108
Газы подземных вод как возможный источник энергетических ресурсов 1Ю
Охрана недр и окружающей среды при геологоразведочных работах на нефть и газ. Г. П. Якобсон 112
Источники и типы загрязнений геолого-гидрогеологической среды при геологоразведочных работах на нефть и газ 112
Показатели загрязнения подземных вод 114
Охрана геологической среды 117
ХАРАКТЕРИСТИКА ПОДЗЕМНЫХ ВОД НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ БАССЕЙНОВ СССР Г 120
ПЛ. Воды нефтяных и газовых месторождений Восточно-Европейской платформы и Предуральского краевого прогиба 121
ILL1. Тимано-Печорский бассейн. Г. П. Лысенко, Н. М. Невская121
1.2. Волго-Уральский мегабассейн. Г. П. Якобсон, М. И. Зайдельсон, Л. М. Зорькин, В. Г. Козлов 136
1.3. Днепровско-Донецкий бассейн. Л. М. Зорькин, А. Ф. Романюк 177
1.4. Припятский бассейн. А. В. Кудельский 188
1.5. Прибалтийский бассейн. Г. А. Юрин 197
1.6. Волыно-Подольский бассейн. А. Ф. Романюк 202
Воды нефтяных и газовых месторождений эпигерцинских платформ и территорий альпийской складчатости юга и юго-запада СССР 207
Предкарпатский бассейн. А. Ф, Романюк 207
Закарпатский суббассейн. А. Ф. Романюк 216
Причерноморско-Крымский бассейн. А. Ф. Романюк 218
Азово-Кубанский и Терско-Каспийский бассейны. В. П. Ильченко, А. С. Панченко 223
Южно-Мангышлакский бассейн. Д. С. Оруджева, Л. И. Морозов, А. В. Клычнаков 243
Южно-Каспийский бассейн. В. Ф. Борзасеков, Ш. А. Панахин 249
Каракумский бассейн. Я-А.Ходжакулиев, Л.А.Абукова262
Северо-Устюртский бассейн.Е. В. Стадник 278
Чу-Сарысуйский бассейн.Г.X. Аязбаева, В.И.Карпов 287
Ферганский бассейн. В.А.Кудряков 290
Афгано-Таджикский бассейн. В. Н. Афанасьева, Т. А. Сафронов 301
П.З. Воды нефтяных и газовых месторождений Западно-Сибирской плиты и Сибирской платформы 309
Западно-Сибирский мегабассейн. Ю. П. Гаттенбергер, В. Н. Кор- ценштейн 309
Иркутский бассейн. А. С. Анциферов 342
Тунгусский бассейн.В. И. Вожов 352
Лено-Вилюйский бассейн. Ю. И. Яковлев 359
П.4. Воды нефтяных и газовых месторождений приокеанических территорий Дальнего Востока.Е. И. Кудрявцева 367
Охотско-Сахалинскийбассейн 367
Охотско-Камчатскийбассейн 374
Список литературы 379
СПРАВОЧНОЕ ИЗДАНИЕ
ВОДЫ НЕФТЯНЫХ И ГАЗОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ СССР
Заведующий редакцией Е. Г. Першина Редактор издательства Н. К. Алферова Технический редактор Г. В. Лехова Корректор Э. А. Ляхова ИБ № 6376
Сдано в набор 24.01.89. Подписано в печать 13.06.89. Т-06618. Формат 60х88'Лб. Бумага офсетная № 2. Гарнитура Литературная. Печать офсетная. Усл. печ. л. 23,52. Усл. кр.-отт 23,52. Уч.-изд. л. 28,33. Тираж 2840 экз. Заказ 736/1311—3. Цена 1 р. 70 к.
Ордена «Знак Почета» издательство «Недра», 125047, Москва, пл. Белорусского вокзала, 3
Ордена Октябрьской Революции и ордена Трудового Красного Знамени МПО «Первая Образцовая типография» Государственного комитета СССР по делам издательств, полиграфии и книжной торговли. 113054, Москва, Валовая, 28
м^б. 3 .‘6MWJ. ^^/f/p^ воды нефтяных £ с^ И ГАЗОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ СССР
Под редакцией доктора геолого-минералогических наук
Л.М. Зорькина
BHwr^a ।
Научно-техембсее* | библиотека
МОСКВА "НЕДРА" 1989МОСКВА "НЕДРА" 1989
МОСКВА "НЕДРА" 1989
МОСКВА "НЕДРА" 1989
ББК 26.222
В 62
УДК 556.3:553.981./982
Рецензент д-р геол.-минер, наук А. А. Карцев
Воды нефтяных и газовых месторождений СССР: Спра-
В 62 вочник/Под ред. Л. М. Зорькина,— М.: Недра, 1989.— 382 с.: ил.
ISBN 5-247-004^-6
Приведены сведения по подземным водам нефтяных, газовых и газоконденсатных месторождений. Рассмотрены теоретические основы нефтегазовой гидрогеологии, гц^цэр^еологические критерии оценки перспектив нефтегазоносности и разработки месторождений, возможности использования подземных вод в народном хозяйстве. Дана гидрогеологическая характеристика нефтегазоносных бассейнов и месторождений нефти и газа (химический состав вод, растворенных газов, органических веществ, статические уровни, водообильность).
Для гидрогерлогов, геологов, геохимиков, занимающихся поисками и разведкой месторождений нефти и газа.
ББК 26.222ББК 26.2221804060200-207
ББК 26.222
ББК 26.222
043(01)—89
ISBN 5-247-00425-6ISBN 5-247-00425-6© Издательство «Недра», 1989
ISBN 5-247-00425-6
ISBN 5-247-00425-6