Depositional environments and petroleum generation potential of Lower Devonian deposits in the Chernyshev ridge, Timan-Pechora petroleum province

全文:

Нижнедевонские отложения являются основным объектом промышленного освоения залежей углеводородов (УВ) на северо-востоке Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции. Промышленная нефтеносность нижнего девона установлена на более чем 20 месторождениях [Юрьева, 2020], а в 2022 г. в шельфовой части Баренцева моря в коллекторах овинпармского горизонта открыто крупное по запасам (более 80 млн т) Мадачагское месторождение нефти [Роснефть…, 2024].

При изучении нижнего девона основное внимание исследователей было уделено вопросам стратиграфии, реконструкции условий седиментации, строению природных резервуаров и характеристике пород-коллекторов [Майдль, 1989; Мартынов, Шамсутдинова, 1999; Жемчугова и др., 2001; Цыганко, 2011; Юрьева, 2020; Нечаев и др., 2022]. В меньшей степени уделялось внимание их оценке как нефтегенерационных пород, способных к формированию залежей УВ. Информация об оценке генерационного потенциала нижнедевонских отложений приводится по немногочисленным данным изучения кернового материала редких скважин [Песецкая, Павлова, 1997; Данилов, 2017], а также в виде общей оценки в монографических работах для всей Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции [Данилевский и др., 2003; Баженова и др., 2008].

Ограниченность полученных ранее аналитических данных не позволяет установить распределение в нижнедевонском разрезе нефтематеринских пород, их мощность, а также изменения их геохимических характеристик в зависимости от литолого-фациальных особенностей. В связи с этим, для восполнения этой информации, нами был изучен наиболее представительный разрез нижнедевонских отложений в естественных выходах, расположенный в северной части гряды Чернышева (рис. 1). На основании проведенных литолого-петрографических, геохимических и углепетрографических исследований были получены новые аналитические данные, результаты которых обсуждаются в данной статье.

 

Рис. 1. Обзорная схема района исследований (а) и расположение изученного разреза на cхеме тектонического районирования Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции (б) (по [Прищепа и др., 2011] с упрощениями) и схематической геологической карте (в) (по [Цыганко, 2011]). 1 – обозначение изученного разреза, 2 – распространение отложений нижнего девона на рис. 1б (по [Никонов и др., 2000]), 3 – выходы коренных пород, 4 – тектонические элементы: I – Ижма-Печорская синеклиза, II – Малоземельско-Колгуевская моноклиналь, III – Печоро-Колвинский авлакоген, IV – Хорейверская впадина, V – Варандей-Адзьвинская структурно-тектоническая зона, VI – Коротаихинская впадина, VII – гряда Чернышева.

 

Район и объект исследований

Исследуемая территория расположена в северо-восточной части Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции, в пределах гряды Чернышева – линейной складчато-надвиговой структуры в составе Предуральского краевого прогиба (см. рис. 1а, 1б).

Нижнедевонские отложения имеют не повсеместное распространение на территории Тимано-Печорской провинции: они отсутствуют в Ижма-Печорской синеклизе, на большей части Тиманской гряды и древних палеоподнятиях Печоро-Колвинского авлакогена и Хорейверской впадины (см. рис. 1б). На гряде Чернышева отложения нижнего девона развиты преимущественно на севере и в ее восточной части.

Изученные отложения нижнего девона в объеме овинпармского и сотчемкыртинского горизонтов лохковского яруса вскрываются в естественных выходах по руч. Дэршор (левый приток р. Адзьва) в северной части гряды Чернышева (см. рис. 1в, рис. 2а). Возраст отложений обоснован по брахиоподам, остракодам и конодонтам [Цыганко, 2011; Соколова и др., 2023].

 

Рис. 2. Литолого-стратиграфическая колонка естественных выходов нижнего девона на руч. Дэршор (а) и обзорные полевые фотографии пачек (б–е). 1 – известняки, 2 – известняки глинистые, 3 – известняки доломитизированные, 4 – доломиты, 5 – доломиты глинистые, 6 – биотурбация, 7 – строматолиты, 8 – остракоды, 9 – брахиоподы, 10 – гастроподы, 11 – двустворчатые моллюски, 12 – строматопораты (амфипоры), 13 – криноидеи, 14 – неопределимый детрит, 15 – номера пачек.

 

Методика исследований

Комплекс проведенных исследований включал изучение литолого-петрографического состава и структурно-текстурных особенностей пород; определение содержания и микрокомпонентного состава ОВ; оценку его УВ потенциала и степени катагенетической преобразованности. Всего по разрезу на различные виды исследований было отобрано 162 образца (см. рис. 2а).

Литолого-петрографическое изучение пород проводилось на микроскопе Leica DM 2700P.

Изучение рассеянного ОВ пород методами органической петрологии включало мацеральный анализ и замеры показателя отражения органических микрокомпонентов, выполненные на микроскопе Leica DM-2500 с установкой QD1302 (Craic Technologies) (МГУ им. М.В. Ломоносова, г. Москва) и Nicon Eclipse E400Pol.

Содержание органического углерода (С_орг, %) в породе определялось на анализаторе METABAKCS-30 путем сжигания в токе кислорода образцов, предварительно обработанных 10%-ной соляной кислотой.

Пиролитические исследования с определением значений S₁ (количество свободных УВ), S₂ (максимальное количество УВ, выделившихся при пиролизе керогена), S₃ (количество СО₂, выделившегося при пиролизе керогена), T_max (температура максимального выхода УВ) [Tissot, Welte, 1984] были проведены на приборе Rock-Eval 6 Standard (VINCI Technologies) (ФГБУ “ВНИГНИ”, г. Москва).

Определение индекса окраски конодонтовых элементов (ИОК) проводилось по методике, предложенной А. Эпштейн с соавторами [Epstein et al., 1977]. Оценка цвета конодонтовых элементов проводилась на стереоскопическом микроскопе МБС-10 в отраженном свете на подложке белого цвета. Предпочтение отдавалось экземплярам среднего размера. У крупных экземпляров цвет определялся по наиболее тонкой части элемента. Сравнение цвета изученных конодонтов проводилось с цветом экспериментально нагретой серии конодонтовых элементов из монографии А. Эпштейн и шкалой цвета почв по Манселлу (Munsell soil color chart) [Epstein et al., 1977]. Для образцов с единичными конодонтовыми элементами или заметной разницей в окраске элементов, согласно рекомендациям Дж. Репетски с соавторами [Repetski et al., 2014], фиксировались два значения ИОК – минимальное и максимальное.

Проведенные исследования (кроме замеров показателя отражения органических мацералов и пиролиза Rock-Eval) выполнялись на приборной базе ЦКП “Геонаука” в г. Сыктывкаре.

Литолого-петрографическая характеристика разреза

При изучении нижнедевонского разреза руч. Дэршор принималось расчленение на пачки, предложенное В.С. Цыганко [Цыганко, 2011]. Здесь выделяются шесть пачек: I – доломитово-глинистая, II – доломитовая, III – глинисто-доломитово-известковая, IV – доломитовая, слагающие овинпармский горизонт и V, VI – доломитовые в сотчемкыртинском горизонте.

В настоящее время нижняя часть разреза в объеме пачки I не обнажена. По данным В.С. Цыганко, пачка I (9.4 м) сложена преимущественно серо-зелеными, желтовато- и буровато-серыми известково-доломитовыми мергелями и глинистыми доломитами, желтовато- и зеленовато-серыми аргиллитами и алевролитами с прослоями темно-серых доломитов и остракодовых ракушняков [Цыганко, 2011].

Пачка II (39.5 м) сложена доломитами, от светло до темновато-серых, тонко- и среднеплитчатыми (см. рис 2а, 2б).

Среди доломитов основными типами пород, слагающих разрез пачки, являются: 1) доломиты вторичные, микро-тонкозернистые с массивной и нечетко линзовидно-слоистой текстурой (рис. 3а, 3б), содержащие реликтовые структуры органических остатков, среди которых отмечаются створки раковин остракод, гастропод и мелкий неопределимый детрит (см. рис. 3в, 3г) и 2) доломиты вторичные, мелко-среднезернистые, включающие реликты крупных раковин гастропод, остракод, брахиопод, двустворчатых моллюсков и мелкие биокласты (см. рис. 3д, 3е, 3ж), образующих иногда скопления ракуши в виде линз и прослоев (1–2 см) (см. рис. 3з).

 

Рис. 3. Литолого-петрографическая характеристика пород пачки II. а – доломит вторичный тонкозернистый, с детритом остракод (обр. 5А-3); б – доломит вторичный тонкозернистый, с неясной линзовидно-слоистой текстурой (обр. 7/1); в – доломит вторичный тонкозернистый, с обломками раковин остракод, двустворчатых моллюсков и неопределимым детритом (обр. 2/1); г – доломит вторичный мелкозернистый, с редким детритом остракод (обр. 14/1); д, е – доломит вторичный тонко-мелкозернистый, с обломками и целыми раковинами гастропод, остракод, двустворчатых моллюсков и брахиопод (обр. 8-1); ж, з – доломит вторичный мелко-среднезернистый, с прослоями ракуши (обозначено желтыми маркерами) брахиопод, двустворчатых моллюсков, остракод (обр. 10-2 и 12/2); к, л (обр. 15/1) – доломиты вторичные мелко-среднезернистые с колониями ветвистых строматопорат (обозначены желтыми маркерами) и обломками крупных раковин (обр. 12/1 и 15/1). а, б, д – сканированное изображение шлифа, в, г, е, ж, к, л – микрофотография шлифа, з, и – сканированное изображение среза породы. О – остракоды, Г – гастроподы, Д – двустворчатые моллюски, Б – брахиоподы.

 

Наряду с описанными выше породами, в верхней половине пачки присутствуют слои (0.3–2.8 м) доломитов вторичных, светло-серых, мелко-среднезернистых с реликтовыми структурами колоний ветвистых строматопоридей, раковин брахиопод, редких колоний табулят и неопределимым мелким детритом (см. рис. 3и, 3к, 3л).

Пачка III (24 м) отличается от выше- и нижележащих глинисто-доломитово-известковым составом и более богатым комплексом органических остатков.

Нижняя половина пачки сложена преимущественно темно-серыми известняками с прослоями (5–10 см) темно-коричневых глинистых известняков (см. рис. 2а, 2в, рис. 4а) и линзовидными прослоями (0.5–3 см) коричневато-серых известняков доломитизированных.

 

Рис. 4. Литолого-петрографическая характеристика пород пачек III и IV. а – характер переслаивания пород в нижней части пачки III (И – известняк, ИГ – известняк глинистый); б, в – известняк биокластово-микрозернистый, с неравномерно распределенным детритом остракод, гастропод и члеников криноидей (обр. 23/3); г (обр. 22/2), д (обр. 23/3) – характер распределения детрита в биокластово-микрозернистых известняках; е – известняк глинистый с мелкими остракодами и неопределимым раковинным ломом (обр. 22А/1); ж – известняк доломитизированный микро-тонкозернистый, с тонкой линзовидно-волнистой текстурой, с редкими обломками члеников криноидей и неопределимым детритом (обр. 23/2); з – пятнисто-полосчатая, узорчатая текстура в доломитизированных известняках верхней части пачки III; и – известняк доломитизированный, биокластовый с микрозернистым матриксом, органические остатки представлены раковинами и обломками раковин остракод, гастропод, двустворок и члеников криноидей (обр. 26/4); к – известняк доломитизированный, микро-тонкозернистый, биокластовый с пелоидами (обр. 28/1); л, м – доломит вторичный, микро-тонкозернистый, линзовидно-пятнистой текстуры, с редким мелким детритом (обр. 27/1); н – слой со строматолитами в верхней части пачки IV, образующими волнисто-слоистую текстуру отдельности; о – т – доломиты вторичные, микро-тонкозернистые, массивной (о), неотчетливо-пятнистой (п) и волнисто-слоистой (р) текстуры с редкими обломками раковин остракод, гастропод, двустворок и неопределимым детритом, рассеянных по породе (р, т) и образующих послойные скопления (о, с) (обр. 35/1 – о, с, обр. 32/2 – п, обр. 34/1 – р, т); у – строматолиты, волнисто-слоистой текстуры, с мелкими раковинками остракод, линзами и прослойками пелоидов (обозначены желтыми маркерами). г, д, ж, л, о, п, р, у – сканированное изображение шлифа, б, в, е, и, к, м, с, т – микрофотография шлифа. Условные обозначения см. рис. 3.

 

Известняки биокластово-микрозернистые, содержат раковины и обломки раковин остракод, гастропод, брахиопод, двустворчатых моллюсков и члеников криноидей (см. рис. 4б–4д). Органогенный материал равномерно рассеян в породе или образует скопления (см. рис. 4г, 4д). В последнем случае это обусловлено биотурбацией иловых и биокластовых слоев осадка, придающей породе пятнистый и пятнисто-полосчатый вид.

Глинистые известняки имеют тонкогоризонтальнослоистую или волнисто-линзовидную текстуру, содержат фаунистические остатки, представленные преимущественно мелкими раковинами остракод (см. рис. 4е).

Известняки доломитизированные, микро-тонкозернистые с нечеткой тонко-линзовидно-волнистой текстурой (см. рис. 4ж); биотурбированные и практически не содержат органических остатков.

Верхняя половина пачки характеризуется повышенным содержанием доломита; она сложена серыми и коричневато-серыми доломитизированными известняками с прослоями серых доломитов (см. рис. 2а). В обнажении породы имеют линзовидно-волнистую и узорчатую текстуру (см. рис. 4з) за счет неравномерного распределения известкового и доломитового материала.

Известняки доломитизированные, микро-тонкозернистые, содержат органические остатки остракод, гастропод, двустворчатых моллюсков, мелкий неопределимый детрит и членики криноидей (см. рис. 4и). Наряду с этим в породах появляются пелоидные компоненты, образующие микросгустковую структуру (см. рис. 4к).

Доломиты вторичные, микро-тонкозернистые, с линзовидно-пятнистой текстурой, с редким мелким органогенным детритом и следами биотурбации осадка (см. рис. 4л, 4м).

Завершает разрез овинпармского горизонта пачка IV (24 м). Она сложена тонкоплитчатыми серыми и темновато-серыми доломитами, включающими в кровельной части пачки прослои строматолитов (см. рис. 2а, 2в, 2г, 4н).

Доломиты вторичные, микро-тонкозернистые, массивной, неотчетливо-пятнистой и реже волнисто-слоистой текстуры (см. рис. 4о, 4п, 4р). Породы обеднены органогенным материалом, который представлен тонкой крошкой и более крупными перекристаллизованными обломками раковин остракод, гастропод, двустворчатых, члеников криноидей, рассеянных по породе и образующих послойные и линзовидные скопления (см. рис. 4о, 4с, 4т).

Строматолитовые доломиты образуют прослои мощностью около 0.3 м, имеют тонкую волнисто-слоистую текстуру, содержат мелкие раковинки остракод, линзы и прослойки пелоидов (см. рис. 4н, 4у).

Отложения пачки V (34 м) сотчемкыртинского горизонта согласно залегают на отложениях овинпармского горизонта. Пачка сложена доломитами от светло до темновато-серых, микрозернистыми; в верхней части разреза с прослоями глинистых доломитов (см. рис. 2а, 2г).

Разрез представлен доломитами, имеющими отчетливо выраженную слоистую и неясную линзовидно-волнисто-слоистую текстуру (рис. 5а), и доломитами пятнисто-узорчатыми (см. рис. 5б), в различной степени биотурбированными. В отличие от нижележащих отложений в породах пачки появляются пелоидные комочки, образующие в слоистых разностях отчетливо выраженную сгустковую структуру (см. рис. 5в, 5г). Органические остатки представлены редким детритом раковин остракод и двустворчатых моллюсков.

 

Рис. 5. Литолого-петрографическая характеристика пород пачек V и VI. а, г – доломит, микрозернистый, слоистой (низ) и линзовидно-слоистой (верх) текстуры, обусловленной чередованием микрозернистой и пелоидной (обозначены желтыми маркерами) составляющей (обр. 43/7); б – доломит, микрозернистый, узорчатой текстуры, биотурбированный (обр. 41/1); в – доломит, микрозернистый, пятнистой текстуры, с редкими пелоидами (обр. 43/2); д – глинистый доломит, микрозернистый, узорчатой текстуры, биотурбированный (обр. 45/2); е – прослои строматолитов в верхней части пачки VI; ж – доломит, микро-тонкозернистый, пологоволнистой текстуры, с мелкими фенестрами и редкими раковинами остракод (обр. 52/2); з – доломит, микро-тонкозернистый, пятнисто-узорчатой текстуры, с многочисленными фенестрами (светлые участки) (обр. 53/3); и – доломит, микро-тонкозернистый, с редкими пелоидами (обозначены желтыми маркерами) и литокластами (обр. 49/1); к, н – доломит, тонкозернистый, с многочисленными пелоидами, редким детритом остракод и небольшими фенестровыми полостями (обр. 53/8); л – доломит, микро-тонкозернистый, с литокластами (обозначены желтыми маркерами), пелоидами и фенестрами (обр. 53/11); м – доломит, тонкозернистый, с пелоидами и многочисленными фенестрами (светлые участки) (обр. 49/5); о – глинистый доломит, микро-тонкозернистый, с обломками кварца (обозначены желтыми маркерами) алевритовой размерности. а, б, д, ж, з – сканированное изображение шлифа, в, г, и – о – микрофотография шлифа. Условные обозначения см. рис. 3.

 

Доломиты глинистые, пелитоморфные с узорчатой текстурой, обусловленной биотурбацией осадка и подчеркнутой гидроксидами железа; содержат примесь зерен кварца алевритовой размерности до 10% (см. рис. 5д).

Завершает разрез пачка VI (45.5 м). Она сложена тонко- и среднеплитчатыми серыми и темновато-серыми доломитами с прослоями рассланцованных серых глинистых доломитов. В верхней половине пачки в строении разреза также участвуют строматолиты, образующие небольшие “раздувы” в слоях и реже биогермы высотой 10–25 см (см. рис. 2а, 2д, 5е).

Породы имеют пологоволнистую, линзовидно-волнисто-слоистую и пятнисто-узорчатую текстуру (см. рис. 5ж, 5з).

Микроскопически доломиты микро-тонкозернистые; среди форменных элементов почти во всех образцах присутствуют пелоиды, от отдельных включений в микритовой массе до образующих сгустковую структуру (см. рис. 5и, 5к), а также литокласты подстилающих и вмещающих пород (см. рис. 5л). Органогенный материал представлен створками и целыми раковинами мелких остракод, редко детритом гастропод и двустворчатых моллюсков (см. рис. 5н). Распространенным элементом пород пачки являются фенестры: от редких до многочисленных, формирующих узорчатую текстуру (см. рис. 5м).

Глинистые доломиты в прослоях от 5 до 20 см имеют микро-тонкозернистую структуру, массивную текстуру и включают (около 5–10%) обломки кварца алевритовой размерности (см. рис. 5о).

В кровле разреза сотчемкыртинского горизонта на доломитах VI пачки со стратиграфическим несогласием залегают карбонатно-глинистые отложения живетского яруса среднего девона [Цыганко, 2011] (см. рис. 2а, 2е).

Микрокомпонентный состав, нефтегенерационный потенциал и катагенетическая преобразованность ОВ

Микрокомпонентный состав ОВ

Петрологическое изучение состава ОВ нижнедевонских отложений было проведено для глинисто-карбонатных пород III пачки овинпармского горизонта.

В основном ОВ представлено битуминитом (Lt_bit) – мацералом группы липтинита, образовавшемся из водорослей, потерявших структурные особенности [Pickel et al., 2017; Hackley et al., 2018]. В образцах он встречается в виде отдельных включений (рис. 6а), слойков, удлиненных прожилков и линз (см. рис. 6б, 6в), вытянутых согласно слоистости.

 

Рис. 6. Микрофотографии компонентов ОВ. а–в – битуминит в виде отдельных включений (а), слойков (б), прожилок и линз (в); г – включения твердых битумов между минеральными зернами. а, в – обр. 24/3, б – обр. 22/1, г – обр. 26/1. Bit – битуминит, SB – твердые битумы.

 

В процессе преобразования битуминита, после генерации им жидких и газообразных продуктов, остаются твердые включения, называемые твердыми битумами или постгенерационным битуминитом [Hackley et al., 2018; Пронина и др., 2022]. Это бесструктурное остаточное вещество, встречающееся в виде включений в основной массе и пустотах между карбонатными зернами (см. рис. 6г).

В породах встречаются также битумные пленки между минеральными зернами, являющиеся новообразованными жидкими продуктами, оставшимися после преобразования ОВ.

Таким образом, петрологическое изучение состава ОВ пород показало, что оно представлено только включениями битуминита и его производных, исходной составляющей которых является морское альгогенное ОВ.

Содержание С_орг

Определение содержания С_орг в отложениях нижнего девона было выполнено для всего разреза и для всех основных литологических разностей пород (рис. 7а).

 

Рис. 7. Содержание в породах ОВ и его генерационный потенциал.

а – распределение концентраций С_орг по разрезу, б – график зависимости HI–T_max, показывающий УВ потенциал и зрелость ОВ, в – характеристика нефтематеринских пород по величине генетического потенциала и содержанию С_орг.

 

В породах пачки I овинпармского горизонта, изученных из коллекции В.С. Цыганко, содержание С_орг составляет 0.01–0.3% в доломитистых алевролитах и мергелях, и 0.11% в доломитах. Отложения пачек II и IV, представленных преимущественно серыми микро-тонкозернистыми доломитами, также характеризуются низкими концентрациями С_орг – 0.03–0.27%. В глинисто-доломитово-известковой III пачке установлены повышенные содержания С_орг: 0.13–0.35% в известняках и доломитизированных известняках и 0.54–1.44% в глинистых известняках (см. рис. 7а). В сотчемкыртинском горизонте (пачки V и VI) для всех литологических разностей пород характерно низкое содержание С_орг: 0.03–0.17% в доломитах и 0.03–0.30% в глинисто-доломитовых разностях пород.

Среди исследователей нет единого мнения о том, какую минимальную величину содержания С_орг следует рассматривать в качестве нижнего предела для определения карбонатной породы как нефтематеринской. По данным разных авторов минимальное значение С_орг изменяется от 0.1% [Баженова и др., 2008] до 0.3% [Хант, 1982; Ларская, 1983; Tissot, Welte, 1984]. Недавние исследования Чжипен Хуао с соавторами для карбонатных отложений нефтегазоносных бассейнов Китая показали, что нижний предел содержания С_орг варьирует в зависимости от степени зрелости ОВ: от 0.5% для незрелого ОВ до 0.1–0.2% для высоких градаций катагенеза [Zhipeng et al., 2019]. В любом случае, принимая для С_орг, значение 0.1% как самый нижний порог, породы с содержанием С_орг < 0.1% не следует рассматривать в качестве нефтематеринских.

Результаты определения содержания С_орг показали, что для пород большей части разреза характерны значения <0.3% (см. рис. 7а). Из них около 70% образцов с содержанием С_орг < 0.1%, то есть не являющихся нефтематеринскими породами, способными к генерации УВ. Породы с повышенным содержанием ОВ, выступающие в качестве потенциальных нефтематеринских, установлены только в III пачке овинпармского горизонта (см. рис. 7а). Этот обогащенный ОВ интервал разреза имеет мощность около 19 м.

Нефтегенерационный потенциал

Для глинисто-доломитово-известковых отложений III пачки, наиболее обогащенных ОВ, были проведены пиролитические исследования методом Rock-Eval. Среди основных пиролитических параметров, по которым оценивается генерационный потенциал ОВ пород, значения S₂ (мг УВ/г породы) и водородного индекса (HI, мг УВ/г С_орг) [Tissot, Welte, 1984; Peters, Cassa, 1994]. Для карбонатных разностей величины S₂ и HI составляют 0.07–0.54 мг УВ/г породы и 54–200 мг УВ/г С_орг соответственно (см. рис. 7б, табл. 1). В глинистых известняках значения данных параметров повышены и составляют: S₂ – 0.65–6.19 мг УВ/г породы, HI – 120–430 мг УВ/г С_орг.

 

Таблица 1. Результаты пиролитических исследований методом Rock-Eval

№ обр.	Литология	Сорг	S1	S2	S3	Tmax	HI	Ol	PI	S1 + S2
22А-1	известняк глинистый	1.19	0.09	2.34	0.17	442	197	16	0.04	2.43
22А-2	известняк	0.35	0.01	0.54	0	448	154	0	0.01	0.55
22-1	известняк глинистый	0.54	0.02	0.65	0.21	441	120	81	0.03	0.67
23-3	известняк	0.21	0	0.04	0	430	19	0	0	0.04
24-2	известняк глинистый	1.34	0.15	2.02	0.16	440	151	11	0.07	2.17
24-3	известняк глинистый	1.09	0.09	1.64	0.28	437	150	25	0.05	1.73
25-1	известняк	0.13	0	0.07	0	438	54	0	0	0.07
26-1	известняк глинистый	1.44	0.01	6.19	0.20	441	430	11	0.002	6.20
26/3	известняк	0.25	0.02	0.50	0.07	440	200	28	0.04	0.52

Примечание: С_орг – %; S₁ – мг УВ/г породы; S₂ – мг УВ/г породы; S₃ – мг CO₂/г породы; T_max – °C; HI = 100×S₂/С_орг, мг УВ/г С_орг; OI = 100×S₃/С_орг, мг CO₂/г С_орг; S₁ + S₂ – мг УВ/г породы; PI = S₁/S₁ + S₂.

 

Следует отметить, что сопоставимые результаты пиролиза Rock-Eval были получены для нефтематеринских пород нижнего девона на прилегающих территориях гряды Чернышева (скважины 2-Адакская, 1-Харутамылькская): S₂ – 2.06–7.14 мг УВ/г породы, HI – 153–432 мг УВ/г С_орг [Данилов, 2017].

Совокупность пиролитических параметров S₁ + S₂ представляет генетический потенциал ОВ, величина которого используется для оценки нефтематеринских пород [Tissot, Welte, 1984]. Полученные значения S₁ + S₂ позволяют классифицировать изученные отложения как нефтематеринские породы, обладающие низким и средним генетическим потенциалом (см. рис. 7в, табл. 1). Однако, следует учитывать, что полученные значения S₁ + S₂ отражают остаточный генетический потенциал, частично реализованный при катагенезе ОВ, степень преобразованности которого рассматривается в следующем разделе.

Катагенетическая преобразованность ОВ

Уровень катагенетической преобразованности ОВ оценивался по данным измерений показателя отражения органических мацералов, пиролиза Rock-Eval и ИОК.

Проведение оценки зрелости ОВ методами органической петрологии рекомендуется проводить по витриниту (RV). Однако в древних нижнепалеозойских толщах, когда еще отсутствовала высшая растительность, в качестве объектов для замеров используются другие органические мацералы: альгинит, битуминит или граптолиты, значения которых затем пересчитываются в “эквивалент витринита” (RV_eq, %) [Petersen et al., 2013; Hartkopf-Fröder et al., 2015]. Измерения отражательной способности были выполнены для битуминита (RB, %) – наиболее распространенного во всех образцах мацерала, с последующим пересчетом полученных значений в RV_eq. При пересчете данных измерений RB использовалась формула: RV_eq = 0.668·RB + 0.40 [Jacob, 1989]. Полученные результаты измерений RB для двух образцов составили 0.52 и 0.62% (рис. 8а). В пересчете на RV_eq они составляют соответственно 0.75 и 0.81%. В соответствии со шкалой катагенеза [Вассоевич, 1975], полученные значения RV_eq отвечают градации катагенеза МК₂, или середине главной зоны нефтеобразования.

 

Рис. 8. Катагенетическая преобразованность ОВ по данным органической петрографии (а), пиролиза Rock-Eval (б) и ИОК (в).

 

Данные Rock-Eval пиролиза, такие как температура максимального выхода УВ (T_max) и индекс продуктивности (PI = S₁/S₁ + S₂), используются для оценки степени зрелости ОВ [Peters, Cassa, 1994]. Значения данных параметров составляют T_max – 437–449°С и PI – 0.01–0.07, что отражает зрелость ОВ на уровне начала–середины главной зоны нефтеобразования (см. рис. 8б).

Изменение окраски конодонтовых элементов в результате термального воздействия используется в качестве приблизительной оценки степени катагенетической преобразованности вмещающих отложений [Epstein et al., 1977]. ИОК в изученном разрезе в основном соответствует значению 1.5 и не показывает резких скачков или постепенного увеличения или уменьшения значений (см. рис. 8в). Колебания индекса в пределах 1.0–1.5 или 1.5–2.0 (см. рис. 8в, соединены пунктиром), как правило, наблюдаются в образцах с единичными конодонтовыми элементами или с одновременным присутствием мелких тонкостенных и крупных массивных элементов. На рис. 8в можно видеть, что в овинпармском интервале разреза значительно больше определений ИОК. Это связано с обедненностью отложений сотчемкыртинского горизонта конодонтами, так как в обоих стратиграфических уровнях анализировалось примерно одинаковое количество образцов: D₁op – 19 обр., D₁sk – 21 обр.

Для интерпретации полученных значений ИОК в эквивалент показателя RV предложены корреляционные графики, которые у разных авторов имеют свои отличия [Repetski et al., 2014]. На примере Аппалачского бассейна, на основании анализа большого количества данных ИОК (около 425 образцов) и сопоставления их интерпретации с результатами RV и пиролиза Rock-Eval, Дж. Репетски с соавторами [Repetski et al., 2014] рекомендовали использовать график корреляционной зависимости ИОК – RV из работы [Bustin et al., 1992]. Согласно этому графику, полученные нами значения ИОК (1.5) примерно соответствуют величине RV – 0.7%, что согласуется с нашими фактическими данными RV_eq (см. рис. 8а).

Таким образом, совокупность полученных данных RV_eq, Rock-Eval и ИОК указывает на катагенетическую преобразованность ОВ нижнедевонских нефтематеринских отложений, соответствующую середине главной зоны нефтеобразования (МК₂).

Полученные нами фактические данные позволили также уточнить оценку катагенеза ОВ для нижнего девона исследуемой территории гряды Чернышева. По выполненным ранее региональным оценкам катагенеза ОВ, степень его зрелости в районе изученного разреза оценивается на уровне градации МК₃–МК₄ [Данилевский и др., 2003; Баженова и др., 2008]. Наши данные свидетельствуют о значительно меньшей (до МК₂) катагенетической преобразованности ОВ. Схожие с нашими результаты приводятся в работе [Данилов, 2017], где в ряде скважин Тальбейского блока катагенез ОВ в нижнедевонских отложениях оценивается в пределах МК₂–МК₃.

Модель осадочного бассейна, условия седиментации и формирования нефтематеринских пород

Модель осадочного бассейна и фациальные условия седиментации

В Тимано-Печорском бассейне отложения нижнего девона составляют верхнюю часть среднеордовикско-нижнедевонского нефтегазоносного комплекса, образованного в эпиконтинентальных шельфовых условиях [Жемчугова и др., 2001]. Одним из первых, модель мелководно-шельфового бассейна была предложена Д.К. Патруновым [1980] при реконструкции раннедевонского бассейна, на примере изучения одновозрастных отложений (северсальские слои) Талотинского вала (Печорское море, о. Долгий). Обстановки осадконакопления интерпретированы в его работе как прибрежное мелководье у низкой суши с формированием осадков как в лагунных, так и открыто-морских условиях [Патрунов, 1980].

В целом схожая седиментационная модель предлагается большинством исследователей нижнего палеозоя Тимано-Печорского бассейна [Майдль, 1987; Мартынов, 1999; Жемчугова и др., 2001; Танинская, 2010; Антошкина и др., 2011]. В раннедевонский период в овинпармское время (ранний лохков) морской бассейн развивался как платформа рампового типа с формированием глинисто-карбонатных отложений, содержащих разнообразные комплексы бентосной фауны. В сотчемкыртинское время (поздний лохков) происходила смена седиментационных условий с преобразованием в окаймленную платформу и преобладанием обстановок лагун с нарушенным водообменом во внутренней ее части, что могло быть связано с началом формирования рифогенных образований на окраине шельфа [Антошкина и др., 2011].

Для фациальной интерпретации изученного разреза была использована рамповая модель с выделенными фациальными областями, представленная в работе [Brady, Bowie, 2017]. Авторами модели выделяется шесть фациальных зон, различающихся спецификой образования карбонатных осадков: супралитораль, литораль и ограниченная мелководная сублитораль, составляющие внутренний рамп, открыто-морские отмельные области среднего рампа, среднюю и глубокую сублитораль внешнего рампа (рис. 9а).

 

Рис. 9. Модель седиментации нижнедевонских отложений в районе исследований.

а – схематичная седиментационная модель, б – фациальная изменчивость по разрезу и распределение содержаний С_орг в породах различных фациальных зон.

1 – сублиторальные обстановки внутреннего рампа, 2 – отмельная зона среднего рампа, 3 – открыто морские обстановки внешнего рампа, 4 – мелководная ограниченная сублитораль внешнего рампа, 5 – обстановки, переходные от мелководных сублиторальных до литоральных, 6 – прибрежные литоральные обстановки.

 

На основе анализа вещественного состава, структурных и текстурных характеристик, видового состава органических остатков в изученном разрезе нижнедевонских отложений, выделены фациальные обстановки внутреннего, среднего и внешнего рампа и прослежены их изменения (см. рис. 9б).

Отложения нижней части пачки II, сложенные преимущественно вторичными доломитами, микро-тонкозернистыми с редким детритом остракод, гастропод и двустворчатых моллюсков, формировались в обстановках мелководной ограниченной сублиторали внутренней зоны рампа. В верхней части пачки пласты светло-серых доломитов с ветвистыми колониями строматопорат, скрепленных водорослево-микробиальной массой с биокластами различной степени сохранности (см. рис. 3и, 3к), можно отнести к баундстоунам, формирующим органогенные тела типа биостромов [Уилсон, 1980]. Формирование такого рода отложений, вероятно, связано с отмельными областями среднего рампа. Схожие карбонатные образования встречаются также в нижнедевонских отложениях на прилегающих территориях. В Хорейверской впадине в разрезе овинпармского горизонта выделяются светло-серые, бежевые доломиты со строматопороидеями и скоплениями биокластового материала [Жемчугова, Маслова, 2022]. Их формирование авторами связывается с динамически активными условиями водной среды в пределах карбонатных отмелей с преобладающей биокластовой и каркасной седиментацией. Прослои вторичных доломитов, развитых по известняковому остракодово-брахиоподовому ракушечнику (см. рис. 3з) в верхах пачки, вероятно, также характеризуют отмельную зону среднего рампа. Такие осадки образуются в динамичной водной среде в обстановке действия волн или течений с постоянным вымыванием илового компонента [Уилсон, 1980].

Глинисто-карбонатные отложения пачки III отражают максимум трансгрессии морского бассейна. Слагающие ее пятнисто-полосчатые, богатые фаунистическими остатками карбонатные и глинисто-карбонатные отложения с преобладающей структурой вакстоунов-пакстоунов, в различной степени биотурбированные (см. рис. 4а–4з), характеризуют открыто-морские обстановки внешнего рампа (ниже базиса действия нормальных волн). Появление в верхней половине пачки в составе осадка пелоидной компоненты (см. рис. 4к) может указывать на некоторое обмеление бассейна и возможное появление обстановок отмелей среднего рампа.

В строении пачки IV участвуют преимущественно вторичные доломиты, развитые по известковистым мадстоунам и вакстоунам. Накопление данных отложений могло проходить в обстановках ниже базиса действия штормовых волн с незначительным привносом раковинного детрита (преимущественно остракод) мелкопесчаной и алевритовой размерности, что свидетельствует о бассейне, более замкнутом, чем ранее. Данные особенности позволяют отнести их к отложениям зоны мелкой сублиторали с ограниченной циркуляцией.

Отложения пачек V и VI отражают продолжающуюся тенденцию к обмелению седиментационного бассейна (см. рис. 9). Для пород этих пачек характерны: микрозернистая структура, слоистая, связанная с микробиально-водорослевыми образованиями, текстура, фенестровое строение и пелоидные компоненты, иногда в ассоциации с мелкими остракодами (см. рис. 5). Совокупность этих признаков свидетельствует об образовании осадков в пределах мелководных изолированных водоемов и лагун в обстановках ограниченной сублиторали (или сублиторальной “лагуны”) переходной к прибрежным литоральным фациям [Уилсон, 1980; Flügel, 2010]. Похожие седиментационные обстановки описаны для аккумулятивной сублиторали залива Шарк на западном побережье Австралии. В этом бассейне, как и в отложениях пачек V, VI, широким развитием пользуются микробиальные образования, вместе с пелоидными и биокластовыми компонентами накапливающиеся в условиях приливных равнин и мелкой (<10 м) сублиторали [Jahnert, Collins, 2012; Collins, Jahnert, 2014].

Условия формирования нефтематеринских пород

Определение содержания ОВ в породах, сформировавшихся из осадков различных фациальных обстановок, показало в основном одинаково низкие концентрации С_орг (преимущественно 0.03–0.2%). Максимальное содержание органического углерода установлено в отложениях III пачки, выступающих в качестве потенциальных нефтематеринских пород: повышенные значения С_орг характерны как для глинисто-карбонатных (С_орг – 0.54–1.44%), так и карбонатных (С_орг – 0.13–0.35%) разностей. Рассмотрим возможные факторы, связанные с особенностями формирования этих отложений и накопления в них ОВ.

В морских обстановках основным продуцентом ОВ являются различные группы фитопланктона. Изменение в уровне продуктивности фитопланктона зависит от многих факторов, основными среди них являются поступление световой энергии для фотосинтеза и наличие питательных веществ [Demaison, Moore, 1980; Tissot, Welte, 1984; Ghassal, Atfy, 2023]. Формирование отложений III пачки в обстановках внешней зоны рампа и открытой связи с океаном, вероятно, способствовало поступлению питательных веществ с океаническими течениями, что приводило к увеличению биопродуктивности морского бассейна и большему накоплению органического материала.

При накоплении ОВ, помимо биопродуктивности, важным фактором также является условие фоссилизации органического материала. Как было показано выше, в породах проявлена биотурбация, которая, как известно, неблагоприятно влияет на сохранность органического материала: перемешивание осадка роющими организмами обеспечивает дополнительную аэрацию отложений и деградацию ОВ [Kristensen, 2000]. Несмотря на это, на сохранность ОВ в отложениях III пачки, вероятно, повлияли такие факторы, как тонкозернистый гранулометрический состав осадка, относительная глубоководность морского бассейна и низкая динамика водной среды, которые в целом снижают диффузию кислорода в осадок и, следовательно, его концентрацию в поверхностном слое, что тормозит процесс разрушения поступающего в осадок органического материала аэробными организмами [Demaison, Moore, 1980; Tissot, Welte, 1984; Kristensen, 2000].

Кроме того, глинисто-карбонатный состав отложений также являлся благоприятным фактором для сохранности ОВ. Наличие терригенной взвеси в осадочном бассейне приводит к адсорбции ОВ на поверхности минеральных частиц, что способствует более быстрому его осаждению через толщу воды и увеличивает таким образом защищенность от разрушения бактериями [Tissot, Welte, 1984].

Заключение

В результате проведенных исследований получены новые данные о распределении в нижнедевонских отложениях нефтематеринских пород и их генерационном потенциале, мацеральном составе и степени катагенетической преобразованности присутствующего в них ОВ.

В большей части изученного разреза нижнего девона, в отложениях различного фациального генезиса содержатся низкие концентрации ОВ (С_орг < 0.3%). В качестве нефтематеринских выделяются только породы глинисто-доломитово-карбонатной пачки III овинпармского горизонта. Их формирование связано с открыто-морскими условиями внешнего рампа при максимуме трансгрессии морского бассейна. По геохимическим параметрам С_орг, S₁ + S₂, HI они характеризуются как низко- и среднепродуктивные нефтематеринские породы.

Степень катагенетической преобразованности ОВ нефтематеринских пород, определенная по данным RV_eq, T_max, ИОК соответствует градации МК₂, что свидетельствует о достижении условий середины главной зоны нефтеобразования.

Таким образом, наличие пород, способных к генерации УВ, и достаточная зрелость ОВ для протекания процессов нефтеобразования позволяют рассматривать нефтематеринские породы пачки III как возможный эффективный элемент УВ системы нижнего девона.

Благодарности

Авторы выражают благодарность М.В. Дахновой и С.В. Можеговой (ФГБУ “ВНИГНИ”) за возможность проведения пиролиза Rock-Eval. Авторы благодарят рецензентов и редакторов за сделанные замечания и исправления, которые способствовали улучшению статьи.

Финансирование работы

Исследования выполнены в рамках государственного задания ИГ ФИЦ Коми НЦ УрО РАН по темам НИР № 122040600010-8 и 122040600008-5.

Конфликт интересов

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

作者简介

I. Kotik

Yushkin Institute of Geology of Komi Science Centre of the Ural Branch of the RAS

编辑信件的主要联系方式.
Email: ivkotik@gmail.com
俄罗斯联邦, 167982, Syktyvkar, Pervomayskaya str., 54

Т. Maydl

Yushkin Institute of Geology of Komi Science Centre of the Ural Branch of the RAS

Email: maydl@geo.komisc.ru
俄罗斯联邦, 167982, Syktyvkar, Pervomayskaya str., 54

M. Nechaev

Yushkin Institute of Geology of Komi Science Centre of the Ural Branch of the RAS

Email: m.s.nechaev@ro.ru
俄罗斯联邦, 167982, Syktyvkar, Pervomayskaya str., 54

O. Kotik

Yushkin Institute of Geology of Komi Science Centre of the Ural Branch of the RAS

Email: olya.procko@gmail.com
俄罗斯联邦, 167982, Syktyvkar, Pervomayskaya str., 54

N. Pronina

Lomonosov Moscow State University

Email: nvproncl@mail.ru

Faculty of Geology

俄罗斯联邦, 119991, Moscow, Leninskie Gory, 1

L. Sokolova

Yushkin Institute of Geology of Komi Science Centre of the Ural Branch of the RAS

Email: sokolova@geo.komisc.ru
俄罗斯联邦, 167982, Syktyvkar, Pervomayskaya str., 54

参考

补充文件