Часть 4. Примеры применения систем моделирования к анализу термической эволюции литосферы и нефтегазогенерационных свойств осадочных бассейнов
Глава 12. Тепловой режим, условия созревания ОВ и генерации УВ на рифтовой и пострифтовой стадиях развития континентальных бассейнов
В предыдущих главах рассматривались исходные алгоритмы и принцип функционирования основных блоков системы моделирования бассейнов на примере программного пакета ГАЛО, а также ряд специальных приложений этого пакета, предназначенных для анализа эволюции теплового режима бассейнов в условиях резких изменений климата, формирования и деградации зон вечномёрзлых пород, внедрения интрузий и гидротермальной активности в осадочной толще бассейна и других. В этой главе система ГАЛО будет применена для анализа характерных черт эволюции термического режима литосферы и истории реализации потенциала генерации УВ различными формациями осадочного покрова рифтогенных нефтегазоносных бассейнов. Будут рассмотрены специфические черты формирования термического режима осадочной толщи и её генерационных свойств на рифтовом и пострифтовом этапах развития этих бассейнов.
Термический режим и условия созревания ОВ на рифтовом этапе развития бассейнов
Как отмечалось в главе 1, рифтогенные осадочные бассейны, т. е. бассейны, в формировании которых на разных этапах развития принимали участие процессы рифтогенеза (утонения коры как результат растяжения литосферы бассейна или/и эрозии его коры снизу при фазовых переходах пород в эклогитовые фации), составляют абсолютное большинство осадочных нефтегазоносных бассейнов как в России (Kleshev and Sein, 1996), так и во всём мире (Ziegler, 1996; Newman and White, 1997). Справедливость этого утверждения подкрепляется ещё и тем, что бассейны пассивных континентальных окраин и задуговых морей, также относятся к рифтогенным. Изучая истории погружения поверхности фундамента около 2000 осадочных разрезов разнообразных рифтогенных бассейнов мира, Р. Нойман и Н. Вайт (Newman and White, 1997) пришли к выводу, что этапы растяжения литосферы могли повторяться в истории таких бассейнов неоднократно (Табл. 2-1, 3-1). Данные, приведённые в табл. 2-1, 3-1, показывают, что в ряде бассейнов рифтового типа вслед за первым событием растяжения, связанным с начальным эпизодом рифтогенеза, через периоды времени 40-100 млн лет следуют дополнительные этапы растяжения литосферы бассейна с амплитудой 1.03-1.2 (см. также Huismans et al., 2001). Есть и такие бассейны, в истории которых рифтовая стадия была промежуточной, в результате чего рифтовые грабены в них оказались наложенными на осадочные отложения предшествующих стадий и погребёнными под отложениями последующих формаций (верхнемеловой - миоценовый грабен Сирт в Ливийско-Египетском бассейне, юрско-нижнемеловые грабены Центральный и Вайкинг в Североморском бассейне; Кучерук, Ушаков, 1985).
Независимо от места рифтовой стадии в истории бассейна, её влияние на формирование его генерационного потенциала, как правило, значительно. Это связано, прежде всего, с высоким тепловым потоком, характерным для рифтовой стадии развития бассейнов, который способствует реализации потенциала генерации УВ бассейна. Степень этого влияния зависит ещё и от скорости отложения осадков в период тепловой активизации бассейна на рифтовом этапе его развития. Чтобы получить общую характеристику ситуации, мы применили систему ГАЛО к модельному варианту развития бассейна, когда его литосфера остывает от начального (рифтового) состояния, характеризуемого тепловым потоком на поверхности Q=105 мВт/м2 (Галушкин, 2005). Для упрощения анализа предполагается, что осадочный покров бассейна выполнен породами однородного литологического состава (50% глин и 50% песчаников). Тогда рассматривается процесс остывания бассейна при одновременном отложении на его поверхности последовательности песчано-глинистых осадков в течении 10 млн лет и последующего перерыва в осадконакоплении. Во всех приведённых вариантах реконструкций нижняя граница области счёта температур располагалась на глубине около 110 км и на этой глубине во время счёта поддерживалась температура около 1150°С. Эволюция теплового режима и генерационные свойства осадочной толщи рассматривались нами для семи вариантов формирования бассейна: с отложением 10, 8, 6, 4, 3, 2 и 1 км осадков (в современном разрезе) за 10 млн. лет. Вся история развития бассейна длительностью 20 млн. лет разделялась на 20 этапов отложения осадков, каждый продолжительностью 0.5 млн. лет, и заключительного этапа с перерывом в осадконакоплении длительностью 10 млн. лет. Сплошные линии на рис. 1-12 показывают положения подошвы 1-ого, 5-ого, 9-ого, 13-ого и 17- ого слоёв. Вследствие уплотнения полный объём неуплотнённых осадков, отлагавшихся при моделировании на поверхности
бассейна (глава 4), превосходил интегральную мощность осадочного покрова в
Рис.1-12. Численная реконструкция глубин слоёв, температуры пород и степени созревания ОВ в истории погружения рифтогенных бассейнов, сформированных отложением глинисто-песчаной толщи осадков со скоростями V = 0.8, 0.6 и 0.4 км/млн. лет на литосферу, остывающую от начального прогретого рифтового состояния, характеризуемого тепловым потоком на поверхности фундамента 105 мВт/м2 (Галушкин, 2005).
современном разрезе в 2.24, 2.12, 2.01, 1.84, 1.54 и 1.38 раз для вариантов с накоплением 10, 8, 6, 4, 2 и 1 км осадков, соответственно.
Температурный режим бассейнов формировался под влиянием трёх основных факторов, включавших остывание их литосферы от начального рифтового состояния, отложение «холодных» осадков на поверхности бассейна и теплоизолирующего эффекта осадочной толщи. Все три фактора нашли своё отражение в вариациях теплового потока на поверхности бассейна (рис. 2-12).
Рис. 2-12. Вариации теплового потока в истории погружения рифтогенного бассейна, сформированного отложением глинисто-песчаной толщи осадков со скоростью V = 0.8 км/млн. лет (верхний рис. 1-12) на литосферу, остывающую от начального прогретого рифтового состояния, характеризуемого тепловым потоком на поверхности фундамента 105 мВт/м2.
Так, остывание первоначально прогретой литосферы бассейна вызывало резкое уменьшение теплового потока от его начального значения 105 мВт/м2, особенно заметное на начальных этапах развития бассейна. Одновременно имеет место интенсивное отложение осадков, которое приводит к понижению теплового потока через поверхность осадков на 5 - 10 мВт/м2 ниже потока через поверхность фундамента. После окончания процесса осадконакопления тепловой режим осадочной толщи постепенно возвращается к своему равновесному значению и уже через 2-3 млн. лет поверхностный тепловой поток становится на 3-7 мВт/м2 выше потока из фундамента. Эта разница, как следует из сказанного в главе 5, в основном обязана вкладу радиогенного тепла осадков. После отложения осадков в течение первых 10 млн. лет и последующего перерыва той же продолжительности поверхностный тепловой поток уменьшается от значения 105 мВт/м2 в период зарождения бассейна до 64 – 68 мВт/м2, а температура пород в основании бассейна, т.е. на глубинах Z = 2, 4, 6 и 8 км, достигает 95, 154, 205 и 251°С в вариантах со скоростями отложения осадков 0.2, 0.4, 0.6 и 0.8 км/млн. лет, соответственно.
Характер изменения температуры пород по мере погружения и тепловой релаксации бассейна показан на рис. 3-12а. Здесь отчётливо видно, что температура
Рис. 3-12. Эволюция температуры (а), условий созревания ОВ (б) пород в основании толщи рифтогенного бассейна, остывающего от начального теплового состояния с Q=105 мВт/м2. Равномерное осадконакопление в течение 10 млн. лет формировало современную осадочную толщу мощностью: 10 (кривые 1), 8 (2), 6 (3), 4 (4), 3 (5), 2 (6) и 1 км (7). Отложение осадков отсутствовало для t > 10 млн. лет.
глубинных пород продолжает свой рост и после прекращения отложения осадков. Другими словами, при лавинном осадконакоплении температурный режим осадочного покрова является сильно нестационарным. Например, в варианте 1 со скоростью накопления осадков 1 км/1 млн. лет максимальная температура в подошве осадочного слоя достигается только через 15 млн. лет после прекращения осадконакопления (Т » 300°С при t=25 млн. лет). Расчёты показывают, что после достижения этого максимума температура медленно спадает и в рассмотренном варианте моделирования (на глубине около 110 км поддерживалась температура около 1150°С) достигает 277°С при времени остывания литосферы t = 100 млн. лет. Характерно, что рост температуры, заметный в течение первых 15 млн. лет развития бассейна в вариантах 1-3 на рис 3-12а, имеет место несмотря на общее остывание литосферы бассейна от первоначально прогретого рифтового состояния.
Рост температуры пород осадочной толщи рифтогенных бассейнов при достаточно быстрых темпах их погружения, имеет следствием быстрые темпы созревания ОВ осадочных пород бассейнов и заметную реализацию их потенциала генерации УВ уже на начальном этапе развития бассейна. В самом деле, расчеты для максимальной скорости погружения 10 км за 10 млн. лет показывают, что в этом варианте погружения бассейна породы в основании осадочной толщи достигают температур, превосходящих 150°С уже в первые 5 млн. лет осадконакопления (см. кривые 1 на рис. 3-12а). Это имело следствием рост степени катагенеза ОВ пород за то же самое время до значений отражательной способности витринита Ro ³ 1.0% (кривая 1 на рис. 3-12б). Такие же условия достигаются в пределах 10 млн. лет осадконакопления для всех скоростей погружения, превосходящих 4 км/10 млн. лет (варианты 1-3 на рис. 3-12а, б).
Рис. 4-12. Генерация жидких УВ керогеном типа III с исходным потенциалом генерации УВ HI=160 мг УВ/г Сорг (а), керогеном типа II с HI=377 мг УВ/г Сорг (б) и керогеном типа II с HI=627 мг УВ/г Сорг (в)в процессе погружения осадочных свит на рифтовом этапе развития бассейна. Истории изменения температуры и катагенеза пород показаны на рис. 3-12, где также раскрывается и смысл номеров кривых 1-7.
Рис. 5-12. Генерация газовых УВ в процессе погружения осадочных свит на рифтовом этапе развития бассейна. Свиты и типы ОВ те же, что и на рис. 4-12.
Рис. 4-12 и 5-12 иллюстрируют эволюцию степени реализации потенциала генерации УВ органическим веществом пород в основании осадочных толщ в вариантах осадконакопления 1-7. Здесь показаны объёмы жидких (рис. 4-12) и газовых (рис. 5-12) УВ, рассчитанные для истории изменения температуры и катагенеза ОВ пород в основании осадочных толщ, представленных на рис. 3-12а, б. Расчёты проведены для трёх стандартных типов ОВ: морского керогена типа II с исходным потенциалом HI=627 мг УВ/г Сорг (рис. 4-12в и 5-12в), керогена типа II с более бедным потенциалом HI=377 мг УВ/г Сорг (рис. 4-12б и 5-12б) и неморского керогена типа III с исходным потенциалом HI=160 мг УВ/г Сорг (рис. 4-12а и 5-12а). Кинетические спектры для этих типов керогена обсуждались в главе 8 и приводятся в табл. П-1-4, 7, и 10 Приложения 1.
Результаты моделирования на рис. 3-12 – 5-12 вместе с приведёнными на рис. 11-8 в главе 8 распределениями генерации УВ с глубиной, показывают, что высокие температуры (T > 150°С) и значительный уровень зрелости ОВ (Ro ³ 1.0%) достигаются при погружении пород на глубины z » 4 - 5 км и приближенно коррелируют с началом процесса вторичного крекинга жидких УВ (Галушкин. 2005). В рифтогенных бассейнах процессы вторичного крекинга могут начаться уже через 5 млн. лет после начала отложения осадков для скорости погружения V=10 км/10млн. лет и примерно через 10 млн. лет для скорости V=4 км/10 млн. лет при условии, что генерированные УВ не имели возможности мигрировать в верхние горизонты осадочного покрова с более умеренным температурным режимом. В общем, для скоростей погружения бассейна, превосходящих 6 км/10 млн. лет (кривые 1-3 на рис. 3-12 – 5-12), жидкие УВ, генерированные в основании осадочной толщи, будут разлагаться на газовые составляющие и кокс уже в первые 7-11 млн. лет после начала отложения осадков. Исходный потенциал генерации УВ пород в основании соответствующих толщ реализуется за этот срок полностью (при отсутствии миграции жидких УВ в более низкотемпературные горизонты разреза). Отличная ситуация имеет место для умеренных скоростей отложения осадков и соответственно меньших мощностей отложений (кривые 4-7 на рис. 3-12 – 5-12).
Рис. 11-8, где приводятся глубинные распределения генерации УВ, показывает, что для скоростей погружения 8 км/10 млн лет породы нижних 2.5 – 3 км современного разреза являются газогенерирующими (левая половина рис. 11-8; Галушкин, 2005). Зона генерации жидких УВ, которая 10 млн. лет назад для этого варианта погружения бассейна располагалась на глубинах выше 6 км, к настоящему времени (t=0) поднимается до глубин выше 4 – 4.5 км (левая половина рис. 11-8). В то же время в варианте с умеренной скоростью отложения осадков (V = 4 км/10 млн. лет) породы в основании толщи осадочного покрова заметно реализуют свой потенциал генерации жидких УВ лишь после формирования всей мощности осадочного покрова (правая половина рис. 11-8). Даже в современном разрезе (t=0) таких бассейнов породы в его основании затронуты процессами вторичного крекинга жидких УВ лишь в незначительной степени и для второго типа керогена остаются преимущественно нефтегенерирующими.
Тесная связь между скоростью осадконакопления и степенью катагенеза ОВ пород на рифтовом этапе развития бассейна подтверждается и для осадочных разрезов Днепрово-Донецкого, Западно-Сибирского и многих других бассейнов. На рис. 6-12 показан пример моделирования истории погружения для двух площадей Днепрово-Донецкого авлакогена: Калайдинцевской и Западно-Крестищевской. Скорость осадконакопления в первые 5 млн лет формирования осадочной толщи на первой площади на порядок величины превышала ее значения на второй. Как следствие, на
Рис. 6-12. Термическая история и положение зон созревания ОВ разрезов Днепрово-Донецкой впадины на Калайдинцевской (слева) и Западно-Крестищевской (справа) площадях (Галушкин и др.,.1985).
I – изменение теплового потока через поверхность осадков (1’) и фундамента (2’)
II – температурно-временной разрез осадочной толщи: 1 – литолого-стратиграфические границы; 2 – изотермы (°С); 3 - изолинии отражательной способности витринита; 4 – граница фундамента; 5 – аргиллиты; глины; 6 – глинистые сланцы; 7 – песчаники, алевролиты; 8 – известняки; 9 - галиты; 10 – фундамент.
Калайдинцевской площади уровень зрелости ОВ, отвечавший началу генерации жидких УВ, достигался в первые 5 млн. лет развития бассейна, тогда как для пород второй площади при тех же начальных термических условиях этот уровень зрелости достигался только через 60 млн. лет (Галушкин и др., 1985; Galushkin et al.,1991). Аналогичную ситуацию можно проследить и на примерах осадочных разрезов Уренгойской площади Западно-Сибирского бассейна в районе скв. 411 и СГ-6 (см. ниже; Галушкин и др., 1994; 1996), двух разрезов Северо-Германской впадины (Галушкин и др., 1985; Berthold und Galushkin, 1986; 1988; Berthold et al., 1986) и ряда других. Во всех случаях, когда мощность осадочного покрова, отложившегося в условиях повышенного теплового потока, превосходила 3 км, достигался большой уровень катагенеза ОВ и значительная часть исходного нефтегазогенерационного потенциала пород в основании осадочной толщи оказывалась реализованной уже на рифтовом этапе развития бассейна.
Высокие значения теплового потока на рифтовой стадии эволюции бассейна или на этапе его тепловой реактивизации рассматриваются как вероятные причины резких изменений глубинных градиентов Ro, подобные тем, что наблюдаются, например, в грабене Викинг (Iliffe et al., 1991) или на Уренгойской площади Западно-Сибирского бассейна (см. главу 13). Повышенные термические градиенты в осадочных толщах бассейнов на рифтовом этапе их развития часто сопровождаются гидротермальной активностью грунтовых вод в осадочном чехле и верхних частях фундамента этих бассейнов. Так, в работах (Clauser and Villinger, 1990; Person and Garven, 1992) для одного из районов Рейнского грабена предполагается, что даже региональное течение грунтовых вод, движимое напором от перепада рельефа поверхности бассейна, может на рифтовом этапе развития бассейна приводить к заметному различию катагенеза пород в областях нисходящего и восходящего течений. Проникновение грунтовых вод по многочисленным трещинам в фундаменте, образующимся на активном тектоническом этапе эволюции бассейна при его растяжении, может заметно сократить время, необходимое для достижения высоких уровней зрелости ОВ в залегающих выше осадочных породах. Таким образом, созревание ОВ осадочных пород на рифтовом этапе развития бассейна может быть стимулировано поступлением тепла как от внедрившихся силлов, так и от гидротермальной циркуляции, охватывающей осадочную толщу и самые верхние горизонты фундамента. В разделе 11.5.4 предыдущей главы было показано, что гидротермальный теплоперенос и аномальное тепло интрузий, характерные для начального, рифтового этапа развития бассейна, объясняет в ряде случаев резкое увеличение отражательной способности витринита в нижних горизонтах осадочных толщ, наблюдаемое в разрезах многих рифтогенных бассейнов мира (Галушкин и др.,1994, 1996; Galushkin, 1997; Makhous and Galushkin, 2005; Галушкин, Махуз, 2006). Этот вопрос обсуждается и в следующей главе на примере изменения %Ro с глубиной на Уренгойской площади Западно-Сибирского бассейна.
И в заключении раздела необходимо отметить, что помимо высокого теплового потока и скорости отложения осадков существенным фактором, способствующим созреванию ОВ осадочных пород на рифтовом этапе эволюции бассейна, является также заметная продолжительность процессов рифтогенеза и сопровождающей тепловой активизации литосферы. Значительная продолжительность начальной рифтовой активизации литосферы, о которой уже говорилось в главе 1, подтверждается анализом геолого-геофизических данных для большинства рифтовых бассейнов мира (табл.2-2, 3-2; Takeshita and Yamaji, 1990; Huismans et al., 2001). Численный анализ вариаций амплитуд тектонического погружения фундамента для целого ряда бассейнов подтверждает тот факт, что процесс тепловой активизации литосферы, сопровождающий рифтогенез, может занимать интервал времени до нескольких десятков миллионов лет. По этой причине температурная история пород, а вместе с ней и протекание кинетических процессов созревания ОВ и генерации УВ, будут заметно отличаться от ситуации, предполагаемой в известной модели мгновенного рифтогенеза (McKenzie, 1978, 1981; Sclater and Christie, 1980, и др.). В последней, как известно, литосфера вступает в этап пассивного остывания сразу же после окончания её растяжения, как это имеет место, например, и предполагаемых модельных вариантах развития рифтогенных бассейнов на рис. 1-12 - 5-12. Анализ эволюции конкретных бассейнов не подтверждает такого течения температурной истории рифтогенных бассейнов. Например, в истории погружения Нижнепурского прогиба Уренгойского вала или Сугмутской площади Западно-Сибирского бассейна заметная тепловая активизация литосферы с эффективным тепловым потоком на поверхности 65-85 мвт/м2 была характерна не только для триаса, но и для подавляющей части нижней юры (см. главу 13; Галушкин и др., 1999; Galushkin, 1997; Galushkin et al., 1999). Тепловая активизация литосферы продолжительностью до 20 млн. лет, одновременная с его растяжением, характерная для начального периода развития Днепрово-Донецкого бассейна помогала объяснить его быстрое пострифтовое погружение в каменоугольный период (Галушкин и Кутас, 1995), причины которого долгое время были предметом дискуссий (Артюшков, 1993; Nikishin et al., 1997).