2.5. Нефтегазоносные комплексы осадочного чехла

В основании разреза осадочного чехла залегает нижнеюрский нефтегазоносный комплекс. В настоящее время его промышленная продуктивность установлена на Талинском нефтяном месторождении (Красноленинский нефтегазоносный район (НГР) Приуральской нефтегазоносной области (НГО)).

Кроме того, залежи УВ открыты на Новопортовском, Северо-Варьеганском, Верхнеколикъеганском месторождениях. На большом количестве площадей в отложениях нижней юры установлены нефтегазопроявления. С нижнеюрским НГК связаны сложнопостроенные песчаные пласты-резервуары, индексируемые как Ю₁₀–Ю₁₃. В составе комплекса выделяются и глинистые пачки-флюидоупоры (тогурская, радомская).

Среднеюрский НГК объединяет отложения средней юры. Промышленная продуктивность комплекса связана преимущественно с его верхней частью (песчаные пласты Ю_2-3, где открыто более 120 залежей УВ). Всего в составе этого НГК, сложенного субконтинентальными песчано-глинистыми образованиями, выделяется 8 сложнопостроенных песчаных пластов, индексируемых как Ю₂-Ю₉. В отдельных районах, например на Красноленинском своде, все резервуары комплекса нефтенасыщены. В кровле комплекса залегает регионально выдержанный глинистый флюидоупор (морские глины верхней юры). Среднеюрский НГК имеет ограниченный промышленный потенциал в связи с низкими коллекторскими свойствами слагающих его песчаных резервуаров.

В

Рис. 14. Характер взаимоотношений палеозойских, триасовых и юрских образований в Приенисейской части ЗС. Материалы регионального сейсмопрофилирования.

ерхнеюрский НГК является, наряду с неокомским, основным нефтегазоносным комплексом Западной Сибири. Его нефтеносность связана, преимущественно, с песчаным резервуаром Ю₁ оксфордского возраста, развитым в восточной половине ЗС. В Приуральской НГО (Шаимский, Березовский районы) к верхнеюрскому НГК относятся резервуары вогулкинской толщи (песчаные пласты, индексируемые как П₁-П₃). В северо-

восточной части ЗС в составе комплекса появляются песчаные пласты кимериджского возраста. Покрышкой комплекса служат битуминозные глины титона-берриаса. Однако в Салымском и Красноленинском НГР трещиноватые их разности ("бажениты") нефтеносны.

Неокомский нефтегазоносный мегакомплекс содержит гигантские и крупные скопления нефти, газа и газового конденсата в разных районах ЗС и является основным нефтегазоносным комплексом Западно-Сибирской провинции. Характеризуется исключительно сложным строением и значительной мощностью (около 1000 м).

Аптский и альбский НГК связаны с песчаными пластами и глинистыми покрышками аптского и альбского ярусов. Имеют ограниченный нефтегазовый потенциал.

Сеноманский НГК содержит уникальные газовые месторождения севера ЗС (Уренгой, Ямбург, Медвежье и др.). Продуктивна, преимущественно, верхняя часть комплекса, залегающая под регионально выдержанной мощной толщей глинисто-кремнистых пород турона-палеогена.

Для более детальной характеристики основных НГК ЗС необходимо рассмотреть их стратификацию и условия образования.

2.6. Стратиграфия и сейсмические комплексы мезозойско-кайнозойского осадочного чехла

Мезозойско-кайнозойский осадочный чехол сложен терригенными песчано-глинистыми отложениями с незначительным участием карбонатных и кремнистых пород, локализующихся на отдельных стратиграфических уровнях. Строение платформенного разреза ЗС определяется четко выраженной трансгрессивно-регрессивной цикличностью, характеристика которой приведена ниже (рис. 15).

Анализ палеогеографических данных свидетельствует о том, что в Западной Сибири выделяется ряд талассократических эпох, совпадающих с эпохами глобальных трансгрессий, установленными в различных регионах.

Последовательное расширение Западно-Сибирского седиментационного бассейна от триаса–ранней юры по палеоген включительно (см. рис.15) свидетельствует также и о том, что кроме эвстатического фактора в формировании осадочного чехла ЗС существенную роль играли процессы регионального прогибания этого сегмента земной коры, что подтверждается, в частности, расширением седиментационного бассейна в относительно регрессивные эпохи (средняя юра, неоком, сеноман).

Для трансгрессивных эпох характерны низкие скорости осадконакопления, для регрессивных – высокие. Даже средневзвешенные по площади

ЗС значения скоростей седиментации отличаются более чем в пять раз (см. рис. 15). В конкретных же разрезах эти различия еще более контрастны. Так, скорость накопления битуминозных отложений баженовской свиты (волжский ярус – берриас) в центральных районах ЗС не превышает 2,5-3,0 м/млн. лет (без учета уплотнения). Песчано-глинистые отложения неокома накапливались со скоростями 200-600м/млн. лет и более.

Инициально-трансгрессивные пачки, залегающие в основании крупных циклитов, являются прекрасными маркирующими горизонтами регионального, субрегионального и зонального рангов. Их прослеживание, наряду с использованием литолого-биостратиграфической информации и анализа строения разрезов, позволило выделить 16 региональных циклитов (РЦ), связанных с трансгрессивно-регрессивным режимом развития Западно-Сибирского седиментационного бассейна в мезозое-кайнозое (см. рис. 15).

Ниже рассмотрена стратификация мезозойских отложений ЗС, выполненная на основе циклостратиграфических построений.

Н и ж н я я - с р е д н я я ю р а. Значительные объемы бурения на нижне-среднеюрские отложения ЗС за последние десятилетия позволили существенно уточнить строение этого комплекса осадков. Принципиально важным явилось вскрытие морских разрезов ранней-средней юры на п-ове Ямал, по которым была получена поярусная микропалеонтологическая характеристика. Разрезы нижней-средней юры Ямала и Усть-Енисейского района очень близки и характеризуются четкой цикличностью, выражающейся в чередовании трансгрессивных глинистых пачек и свит (левинская, среднеджангодская, лайдинская, леонтьевская) и песчано-алевритовых регрессивных свит и толщ (нижне-верхнеджангодская, вымская, малышевская).

Поскольку удаленные разрезы (Ямал, Усть-Порт) имеют сходное строение, можно предположить, что проявляющаяся в них цикличность связана с региональными, эвстатическими колебаниями уровня моря. Нами была предпринята попытка проследить эту цикличность и в более южных разрезах, накапливавшихся преимущественно в субконтинентальных условиях. Использование палеопалинологических данных и межскважинной корреляции позволило выделить и в центральных частях ЗС ряд реперных глинистых пачек, имеющих региональное распространение. Это тогурская, радомская и баграсская пачки, коррелирующиеся, соответственно, со среднеджангодской толщей, лайдинской и леонтьевской свитами Ямала и Усть-Енисейского района.

В тогурской и радомской пачках были найдены остатки морских организмов (двустворки, фораминиферы, динофлагелляты), свидетельствующие, наряду с литолого-геохимическими особенностями пород, об их морском генезисе. Наиболее яркие маркирующие свойства имеет тогурская глинистая пачка раннетоарского возраста, отвечающая средней толще джангодской свиты Усть-Енисейского района. Пачка сложена черными морскими тонкоотмученными глинами и сформировалась в максимальную фазу глобальной тоарской трансгрессии.

В нижней-средней юре ЗС выделено пять региональных циклитов (региоциклитов), соответствующих свитам и подсвитам большехетской серии, выделенной ранее А.А.Булынниковой в Усть-Енисейском районе ЗС (рис. 16). Цикличность нижней-средней юры была положена нами в основу свитного деления этих отложений, принятого МСК в 1991 г. (см. рис. 16).

Верхний, или наиболее молодой, это леонтьевско-малышевский региоциклит. Он охватывает песчаную малышевскую свиту (бат-ранний келловей) и подстилающую ее глинистую леонтьевскую свиту (байос). На большей части ЗС этот циклит включает верхнюю и среднюю подсвиты тюменской свиты, содержащие песчаные пласты Ю₂-Ю₆. В нижней части разреза средней подсвиты выделяется баграсская глинистая пачка. Наиболее устойчивыми в разрезе являются песчаные пласты Ю₂-Ю₃, остальные пласты имеют спорадическое распространение. Для тюменской свиты в целом характерна слабая коррелируемость разрезов, наличие в породах углистого детрита, прослоев углей. Песчаники имеют светло-серую и серую окраску, плохо и средне отсортированы, содержат большое количество глинистого или глинисто-карбонатного цемента. Глины имеют разнообразную окраску: черные, темно-серые, коричневые, зеленовато-серые и почти белые. Состав глин гидрослюдистый и каолинит-гидрослюдистый.

Следующий региоциклит - лайдинско-вымский, он охватывает одноименные свиты большехетской серии (см. рис. 16), а также большую часть нижней подсвиты тюменской свиты. В основании региоциклита залегает глинистая лайдинская свита, которая перекрыта песчаной вымской свитой. В составе этого региоциклита (РЦ) выделяются песчаные пласты Ю₇-Ю₉, обладающие обычно низкими коллекторскими свойствами. В основании РЦ залегают глинистые слои, относимые к лайдинской свите или к радомской пачке. Возраст РЦ - аален. Радомская пачка не входит в состав тюменской свиты, а отнесена к нижележащим свитам.

Средне-верхнеджангодский РЦ включает одноименные толщи джангодской свиты большехетской серии, причем нижняя толща глинистая, а верхняя - песчаная. Возраст РЦ тоарский. Левинско-нижнеджангодский РЦ (плинсбах) соответствует глинистой левинской свите и песчаной нижней толще джангодской свиты большехетской серии.

Зимний РЦ (геттанг-синемюр) соответствует зимней свите большехетской свиты и развит в наиболее погруженных частях бассейна.

На большей части ЗС отложения ранней юры-аалена объединены в латеральный ряд свит, отличающихся литологическим составом, но имеющих четкую цикличность разрезов. В Приуралье и на юго-востоке выделена шеркалинская свита (плинсбах-аален), содержащая мощные песчаные пласты с удовлетворительными коллекторскими свойствами, разде-

ленные выдержанными глинистыми пачками. В основании разреза свиты залегает песчано-гравийный пласт Ю₁₁. Его перекрывает тогурская глинистая пачка тоарского возраста. Она сложена черными и темно-серыми тонкоотмученными глинами, в которых встречаются остатки морской фауны. Пачка прослежена в разных частях ЗС и является маркирующим горизонтом регионального ранга. Пачку перекрывает песчано-гравийный пласт Ю₁₀, на котором залегает радомская углисто-глинистая пачка.

В направлении к центру бассейна песчаные пласты шеркалинской свиты замещаются глинами и в составе плинсбаха-аалена выделяется горелая свита (хантымансийский и смежные районы). Тогурская и радомская глинистые пачки прослеживаются регионально.

В Широтном Приобье и севернее выделяются котухтинская и ягельная свиты. Последняя распространена в прогибах, где она перекрывает береговую свиту (геттанг-синемюр). Свиты имеют песчано-глинистый состав и значительную мощность. В восточной, Приенисейской части ЗС в нижней юре-аалене выделяется худосейская свита, которая содержит мощные песчаные пласты, а также вышеописанные глинистые пачки. В составе нижней юры выделены песчаные пласты Ю₁₀-Ю₁₃, которые в центральных и северных районах имеют сложное строение.

Резервуары с высокими эффективными толщинами и удовлетворительными коллекторскими свойствами распространены по периферии ЗС. Они сформировались за счет поступления обломочного материала с региональных источников сноса по обрамлению ЗС. В центре бассейна резервуары нижней-средней юры обычно имеют небольшие толщины и заглинизированы.

Отражающие сейсмические горизонты в нижней-средней юре индексируются как горизонты Т. Раньше они индексировались как Т₁-Т₄, причем горизонт Т₄ в северной половине ЗС выделялся очень уверенно и считался опорным. Предполагалось, что он связан с границей триаса и юры. В дальнейшем было установлено, что он приурочен к тогурской глинистой пачке тоарского возраста. В настоящее время к индексу Т добавляют индекс пласта или глинистой пачки, например, Т_Ю2, Т_Ю7, Т_ТОГУР. и т.п.

Сейсмическое волновое поле в нижне-среднеюрской толще характеризуется параллельным и прерывистым рисунком осей синфазности, наличием отраженных волн переменной амплитуды. Наиболее динамически выраженные ОГ связаны обычно с пластами углей и углистых глин. Характерно ветвление осей синфазности, за счет чего возникает мелкохолмистый и бугорчатый рисунок отражений.

В основании разреза юры, на разных стратиграфических уровнях широко развита сейсмофация подошвенного налегания, фиксирующая расширение бассейна седиментации.

В е р х н я я ю р а и к е л л о в е й в ЗС стратифицированы наиболее надежно в связи с простым строением разрезов, формировавшихся с низкими скоростями седиментации в морском бассейне, наличием большого количества палеонтологических остатков. Верхняя юра сложена классическими трансгрессивно-регрессивными циклитами. В рассматриваемой части разреза выделено три региональных циклита (РЦ) (рис. 17).

Нижний, васюганский РЦ, охватывает келловей-оксфорд. Его нижняя часть сложена глубоководными морскими глинами с базальным горизонтом в основании. Этот горизонт представлен песчаниками с кальцит-сидеритовым цементом, многочисленными включениями толстостенных обломков морской фауны (двустворки, белемниты, аммониты), остатками углефицированной древесины. Вверх по разрезу глины, относимые к нижней подсвите васюганской свиты, переходят в песчаники, зернистость которых также возрастает вверх по разрезу. Эти песчаные пласты оксфордского возраста индексируются как пласты горизонта Ю₁, развитого в восточной половине ЗС. Песчаные пласты формировались за счет поступления обломочного материала из Восточной Сибири. Горизонт Ю₁ относится к верхней подсвите васюганской свиты. В направлении с востока на запад отдельные песчаные пласты горизонта Ю₁ глинизируются, а в кровле васюганской свиты появляются новые песчаные прослои, также замещающиеся глинами западнее. Такое строение пластов типично для осадков, связанных с регрессивными частями циклитов. В континентальной части этим пластам отвечала фаза перерыва в седиментации, связанная с проносом (транзитом) осадков в морской бассейн.

Песчаные пласты васюганской свиты формировались в мелководном морском бассейне, а также в условиях приморских равнин. В песчаниках встречаются как остатки морской фауны, так и прослои углей. Корреляция отдельных песчаных пластов в разрезах скважин затруднена в связи с резкой литолого-фациальной неоднородностью отложений. В направлении с востока на запад происходит постепенная глинизация песчаников горизонта Ю₁, и на меридиане г. Сургута васюганская свита полностью глинизируется. В региональном плане зона глинизации трассируется от восточной части Сургутского свода в северо-восточном и юго-западном направлениях. Мощность васюганской свиты составляет 100-150 м.

Вышезалегающие отложения кимериджа на большей части ЗС представлены тонкоотмученными глубоководными морскими глинами черного и темно-серого цвета, содержащими включения пирита, глауконита, остатки морской фауны, карбонатные и фосфатные диагенетические стяжения (конкреции). Мощности отложений кимериджа в этой фациальной зоне не превышают первых метров. В восточном направлении мощности кимериджа возрастают, а в северо-восточных районах ЗС кимеридж содержит песчаные пласты.

Здесь выделяется сиговская свита келловей-кимериджского возраста (см. рис. 17). Ее нижняя подсвита полностью соответствует васюганской свите, а верхняя подсвита кимериджского возраста представляет собой

типичный трансгрессивно-регрессивный циклит. В его основании залегает трансгрессивный базальный горизонт и пачка тонкоотмученных черных морских глин, выше – песчаные пласты, которые индексируются как Ю₁^а или СГ. Эти песчаные пласты развиты в Приенисейской части ЗС. В западном направлении песчаные породы кимериджа глинизируются и ярус представлен глинами, которые на большей части ЗС объединены в георгиевскую свиту. В западной половине ЗС, где васюганская свита (келловей-оксфорд) глинизируется, отложения келловея-кимериджа объединены в абалакскую свиту. Свита имеет глинистый состав. В ее верхней части прослеживаются горизонты карбонатных (кальцит-сидеритовых и кальцит-доломитовых) конкреций, характерна примесь глауконита, отмечаются многочисленные остатки морской фауны (аммониты, белемниты, двустворки).

Вышезалегающие отложения титона (волжского яруса) также представляют собой циклит трансгрессивно-регрессивного типа. На северо-востоке (Туруханский район) к волжскому ярусу относится яновстанская свита, в нижней части которой залегают черные трансгрессивные морские глины с базальным горизонтом в основании, а верхняя часть разреза сложена песчаниками.

В западном направлении эти песчаники переходят в клиноформу и резко глинизируются (см. рис. 17). Волжские отложения западнее зоны развития яновстанской свиты представлены черными и коричневато-серыми глинами, которые вблизи обрамления слабобитуминозны, а в центральных районах ЗС становятся сильно битуминозными. Волжские слои на большей части ЗС относятся к баженовской и тутлеймской свитам. Баженовская свита распространена в центральных и северных районах ЗС. Тутлеимская свита развита в западной части бассейна. В состав этих свит входят и глубоководные неокомские слои, также представленные битуминозными глинами. Для этих глин характерна способность раскалываться на тонкие плитки, отдельные прослои обогащены остатками тонкостенной морской фауны. По сути, это глубоководные глинистые сланцы, которые в тонких сколах способны гореть. Мощности баженовской и тутлеймской свит составляют 20-30 м.

В Приуральской части ЗС верхняя юра имеет несколько иное строение (см. рис. 17). Уральское обрамление ЗС поставляло в поздней юре в бассейн преимущественно глинистые осадки, а обломочный материал накапливался в виде кольцевых шлейфов только вблизи локальных выступов фундамента. Эти выступы представляли собой острова в морском бассейне, а песчаный материал образовывался за счет размыва пород фундамента на этих островах.

Так сформировались резервуары, относимые к вогулкинской толще (келловей-кимеридж). Аналогичные по генезису песчаные накопления волжского возраста относятся к трехозерной толще, залегающей вблизи сводов палеоостровов (см. рис. 17). В связи с тем, что количество глинистых осадков вблизи Уральской палеосуши было больше, чем в центре бассейна, волжские отложения здесь практически не битуминозны. Поэтому в Приуральской части ЗС выделяются самостоятельные свиты - даниловская, мулымьинская (волжский ярус-неоком). Свиты представлены серыми глинами с остатками морской фауны. Мощности этих свит составляют первые десятки м.

Отражающие сейсмические горизонты в верхней юре индексируются как горизонты группы Б. Опорный отражающий горизонт Б приурочен к кровлям баженовской и тутлеймской свит. Характеризуется максимальными динамической выдержанностью и устойчивостью, что обусловлено аномально низкими акустическими жесткостями битуминозных глин, выдержанностью их состава и толщин, а также их широким площадным распространением.

На востоке ЗС верхняя юра имеет клиноформное строение, что подчеркивается изменением динамики ОГ Б и переходом его в клиноформное залегание относительно подстилающих субгоризонтально стратифицированных отложений. В клиноформной зоне ОГ, связанный с кровлей верхней юры, с большой условностью индексируется как ОГ Б_Я (я - от яновстанской свиты).

Иногда в качестве самостоятельного ОГ рассматривается нижняя положительная (в прямой полярности) фаза волны Б, которая индексируется как Б₁. Этот ОГ во многих районах следится вблизи кровли пласта Ю₁ васюганской свиты, однако "вклад" этого пласта в формирование волны Б₁ незначителен. Волна Б₁ формируется из-за контраста акустических жесткостей волжско-неокомских битуминозных глин и подстилающих отложений.

В связи с незначительными толщинами верхней юры в большинстве районов ЗС, кроме ОГ Б, с этими отложениями не связаны другие регионально распространенные ОГ.

Н е о к о м. Неокомский надъярус (неоком) объединяет берриасский, валанжинский, готеривский и барремский ярусы нижнего отдела меловой системы. Глубоководный режим осадконакопления, сложившийся в поздней юре, сохранился и в неокоме. Более того, вертикальные амплитуды неокомских клиноформ на сейсмических разрезах возрастают с востока на запад от 200 до 400-500 м, что свидетельствует об увеличении глубин неокомского бассейна от берриаса к готериву.

Следовательно, формирование неокомских отложений происходило не только путем засыпания седиментационной емкости, возникшей в поздней юре, но и вследствие более мелких, субрегиональных и зональных морских трансгрессий. Трансгрессивные глинистые пачки имеют литогенетические признаки, указывающие на относительно глубоководные условия их формирования. Такими глинистыми пачками, имеющими субрегиональное распространение, являются (сверху вниз в разрезе неокома) быстринская, пимская (готерив), сармановская, чеускинская, савуйская, покачевская, пурпейская, урьевская, самотлорская, сензянская (валанжин), елогуйская, мангазейская (берриас) и ряд других глинистых пачек, не имеющих общепринятых названий.

С каждой такой пачкой связаны субрегиональные или зональные седиментационные циклы трансгрессивно-регрессивного режима, а разрез неокома ЗС сложен соответствующими им циклитами. У каждого из них выделяются ундатема, клинотема и фондотема, имеющие строение, описанное выше. Строение типичного неокомского циклита приведено на рис. 21. Эти циклиты являются телами-системами, отдельные элементы которых связаны парагенетически, что дает возможность прогнозировать их строение по направлению, перпендикулярному береговой линии (для Западно-Сибирского бассейна - в широтном направлении).

Поэтому расчленение разреза неокома на такие циклиты и корреляция их границ в пределах всего бассейна имеет большой практический смысл для нефтегазовой геологии (прогноз неантиклинальных ловушек УВ). Однако возможность таких построений появилась сравнительно недавно, в связи с созданием клиноформной модели строения неокома (А.Л.Наумов) и развитием сейсмостратиграфии.

На первых этапах изучения геологии ЗС существовали представления о мелководном режиме неокомского осадконакопления и горизонтально-слоистой модели стратификации этих отложений. Считалось, что одновозрастные песчаные пласты неокома залегают субпараллельно поверхности баженовской свиты, протягиваются практически через всю Западную Сибирь и глинизируются в районе Ханты-Мансийской впадины.

Если рассматривать единичный разрез неокома, например, в районе Среднего Приобья, то в его составе можно выделить (снизу вверх) следующие основные части:

1. Нижняя глинистая толща мощностью 250-350 м, залегающая непосредственно над баженовской свитой. Сложена темно-серыми морскими глинами. В основании ее часто встречаются линзовидные песчано-глинистые слои (так называемая ачимовская толща).

2. Толща ритмичного переслаивания морских песчаников и глин мощностью около 200-250м.

3. Толща субконтинентальных и прибрежно-морских глин и песчаников мощностью около 300 м.

Эти толщи (с некоторыми вариациями состава и строения) были прослежены по всей территории ЗС как практически изохронные тела и названы свитами. Так, для районов Восточного Приобья были выделены куломзинская (нижняя толща), тарская (средняя толща) и вартовская (верхняя толща) свиты.

В Среднем Приобье куломзинская и тарская свиты были объединены в мегионскую свиту, выше которой также выделялась вартовская свита. Западнее, в Салымском районе, из-за изменений литологического состава вместо мегионской выделяли синхронную последней ахскую свиту, а вместо вартовской - черкашинскую свиту. В северных районах ЗС также выделяли перечисленные выше свиты. В зоне глинизации отложений неокома (Ханты-Мансийская впадина) была выделена единая фроловская свита, охватывающая весь неоком.

Песчаные пласты-резервуары в отложениях неокома индексировались как пласты групп "А" (вартовская и черкашинская свиты) и "Б" (ахская, мегионская, тарская, куломзинская свиты). К этому индексу добавляли индекс района: "С" - Сургутский, "В" - Вартовский, "П" - Пурпейский, "У" - Уренгойский, "Н" - Надымский, "Т" - Тазовский, "Я" - Ямальский и т.д.

Таким образом, в Сургутском, например, районе выделялись песчаные пласты неокома АС₄-АС₁₂ (вартовская свита) и БС₁-БС₂₂ (мегионская свита). Основные неокомские продуктивные пласты были связаны с мегионской свитой и ее аналогами. Считалось, что они синхронны друг другу. Так, пласт БС₁₀ Сургутского района сопоставлялся с пластом БВ₈ Вартовского района, т.е. БС₁₀=БВ₈.

Такая "субпараллельная" стратификация неокома существовала до 1975 г., хотя еще в 1968 г. Ю.В.Брадучан, И.И.Нестеров и А.П.Соколов-ский отмечали, что определения возраста фауны аммонитов неокома в центральных и южных частях низменности находятся в таком резком противоречии с литологической корреляцией, что необходимо со всей серьезностью поставить этот вопрос перед палеонтологами и геологами.

В 1975 г. Александр Леонидович Наумов (1940-1995) предложил клиноформную модель строения неокома ЗС. Согласно этой модели, изохронные седиментационные поверхности в неокомских отложениях восточной половины ЗС располагались не горизонтально, а были наклонены в западном направлении и последовательно (от древних к молодым) погружались к поверхности баженовской свиты. Эта модель была основана на детальной корреляции разрезов скважин и являлась революционной в представлениях о стратиграфии неокома ЗС.

Согласно этой модели, пласт БС₁₀ мегионской свиты Сургутского района синхронен не пласту БВ₈ мегионской свиты Вартовского района, а сопоставляется с пластом АВ₈ вартовской свиты этого района. А.Л.Наумовым было установлено, что возраст неокомских отложений резко омолаживается к центру бассейна, а ранее выделенные свиты имеют скользящие возрастные границы. Например, возраст верхней границы мегионской свиты изменяется от берриаса по валанжин.

Наиболее важным следствием из модели А.Л.Наумова был вывод о том, что каждый песчаный пласт неокома ограничен на западе региональной глубоководной линией глинизации, связанной с бровкой палеошельфа. Это позволило ему составить карту зон глинизации основных песчаных пластов неокома и спрогнозировать большое количество структурно-литологических залежей УВ, экранируемых глинами на восточных склонах антиклинальных структур.

Выводы и практические рекомендации А.Л.Наумова были блестяще подтверждены глубоким бурением, в результате чего были открыты Восточно-Тарасовское (пласт БП₁₄), Восточно-Уренгойское (БУ₁₆), Заполярное (БТ_11-12), Восточно-Вынгаяхинское (БП₁₂⁰) и др. месторождения.

В дальнейшем клиноформная модель неокома ЗС получила как палеонтологическое, так и сейсмостратиграфическое подтверждение. На сейсмических разрезах зафиксированы клиноформные комплексы как западного, так и восточного падения.

Тем не менее представления А.Л.Наумова вызывали резкую критику сторонников субгоризонтальной модели строения неокома. Только в 1990 г., после многолетних дискуссий и осмысливания имеющихся палеонтологических и геолого- геофизических данных, клиноформная модель неокома была закреплена в региональной стратиграфической схеме (рис. 18).

Однако данная схема (см. рис. 18) является паллиативной, т.к. не в полной мере учитывает масштабы возрастного скольжения геологических границ в неокоме. Согласно клиноформной модели А.Л.Наумова, возраст отложений, залегающих непосредственно на битуминозных глинах (а также возраст кровли последних), должен омолаживаться к центру бассейна значительно сильнее, чем это следует из региональной стратиграфической схемы 1990 г.

Ачимовская толща на схеме показана синхронной в разных районах, хотя это противоречит элементарной логике. На востоке ее возраст - берриас, на западе - готерив. Также должна датироваться и верхняя возрастная граница битуминозных глин. На рис. 19 представлен фрагмент региональной стратиграфической схемы неокома Широтного Приобья, составленной с учетом клиноформной модели неокомских отложений.

Сейсмостратиграфия неокома. Седиментационные циклиты неокома являются такими системами, в которых песчаные резервуары занимают детерминированное положение. Вычленение из разрезов таких систем с последующим их анализом является одной из основных задач регионального сейсмостратиграфического изучения неокома.

П

Рис. 18. Схема свитного расчленения неокома нефтегазоносных районов Западной Сибири (по РСС 1991 г.)

ринципы индексации циклитов и сейсмокомплексов были предложены Ю.Н.Карогодиным и О.М.Мкртчяном - по названию трансгрессивной глинистой пачки, лежащей в его основании. Например, савуйскому сейсмокомплексу (сейсмоциклиту) соответствует савуйская глинистая пачка и пласты БС₁₀-БС₈, пимскому - пимская пачка и пласты АС_7-12.

Использование региональных сейсмических профилей МОГТ совместно со скважинной информацией позволило выделить зональные и

субрегиональные сейсмокомплексы неокома. Пример их выделения по региональному профилю 27 показан на рис. 20.

Следует отметить, что заполнение глубоководного неокомского бассейна завершилось в барреме и быстринский сейсмоциклит барремского возраста уже не имеет выраженного клиноформного строения. Заполнение неокомского бассейна в неокоме происходило в основном за счет восточно-сибирского источника сноса обломочного материала. Уральский источник сноса был слабоактивным и поставлял в седиментационный бассейн преимущественно глинистый материал. Уральские клиноформы восточного падения не имеют четко выраженной точки перегиба, характеризуются плавной, дугообразной формой. Осевая линия заполнения бассейна (зона встречных наклонов клиноформ) протягивается с севера на юг в западной части бассейна.

По результатам привязки разрезов скважин к сейсмическому волновому полю установлено, что трансгрессивные глинистые пачки, залегающие в основании циклитов, маркируются устойчивыми, протяженными и динамически выраженными ОГ. Подошвы этих пачек, совпадающие с границами циклитов, приурочены в прямой полярности к отрицательным экстремумам, в обратной - к положительным (зачерненным). Субрегиональный или зональный циклит охватывает в ундатеме одно полное сейсмическое колебание, в клинотеме его объем резко увеличивается за счет появления косослоистых сейсмофаций, в фондотеме - это также одна волна. Схема строения клиноформного неокомского циклита зонального ранга приведена на рис. 21. Принципы индексации целевых ОГ, контролирующих песчаные пласты и глинистые пачки неокома, были изложены выше.

А п т. Отложения апта трансгрессивно перекрывают неокомский комплекс и также представляют собой трансгрессивно-регрессивный циклит. В его основании залегают глины, относимые к алымской свите (апт). Свита развита в западной половине ЗС. В составе свиты выделяется кошайская маркирующая пачка, сложенная тонкоотмученными глинами. В восточном направлении в основании свиты появляется базальный песчаный горизонт сложного строения, развитый в Вартовском районе и индексируемый как АВ₁. В северо-восточном направлении от районов Среднего Приобья отложения алымской свиты опесчаниваются и входят в состав покурской свиты апт-сеноманского возраста.

В Приуралье в нижней части разреза апта выделяются песчаные пласты А₁-А₃, относимые к леушинской свите (см. рис.18). В верхней части разреза апта, на алымской и кошайской свитах (последняя выделяется в объеме одноименной пачки) залегает викуловская свита, имеющая песчаный состав и включающая песчаные пласты группы ВК. В верхнем из них, индексируемом как ВК_1-2, в западной части ЗС установлены залежи нефти.

В аптском сейсмокомплексе прослеживается два опорных отражающих горизонта - М и М^I. Первый из них приурочен к кошайской глинистой

пачке, второй - к подошве ханты-мансийской свиты и кровле викуловской свиты. Комплекс характеризуется параллельно-волнистым рисунком сейсмической записи, сравнительно протяженными осями синфазности, умеренными амплитудами и средними периодами ОВ.

ОГ М^I имеет региональное распространение и выделяется в зоне опесчанивания ханты-мансийской свиты. Это обусловлено тем, что следы альбской (ханты-мансийской) трансгрессии на континенте маркируются мощными и высокопористыми песчаными пластами покровного распространения, имеющими аномально низкие относительно вмещающих пород акустические жесткости. ОГ М (апт) развит в западной половине ЗС, в зоне распространения алымской свиты.

А л ь б - с е н о м а н также представляет собой региональный трансгрессивно-регрессивный циклит. В его основании в западной половине ЗС залегает ханты-мансийская свита, сложенная серыми тонкоотмученными (нижняя подсвита) и опесчаненными (верхняя подсвита) глинами. Это трансгрессивная часть циклита. Его регрессивная часть представлена уватской свитой (сеноман), выделяемой над ханты-мансийской свитой. Отложения сеномана представлены светло-серыми песками с прослоями серых и темно-серых глин. В породах встречаются углистые включения, янтарь. Это субконтинентальные образования.

В восточном направлении ханты-мансийская свита, как и алымская, опесчанивается, и отложения альба-сеномана входят в состав покурской свиты (апт-сеноман), развитой на большей части ЗС. Свита сложена песками с подчиненными прослоями глин и имеет субконтинентальный (аллювиально-озерные осадки) генезис.

Песчаные пласты рассматриваемого возраста индексируются как ПК₁-ПК₂₂. К пластам ПК_1-2 приурочены гигантские газовые скопления сеномана, в других пластах рассматриваемого комплекса встречено ограниченное количество залежей УВ, что обусловлено отсутствием надежных глинистых покрышек.

Альб-сеноманский региональный сейсмокомплекс ограничен снизу и сверху региональными ОГ М^I и Г, соответственно. Последний приурочен к кровле пласта ПК₁. Во внутренней части сейсмокомплекса пролеживаются высокоамплитудные, со значительным периодом прерывистые ОВ, отмечаются мелкохолмистые СФ, ветвление осей синфазности, что обусловлено литологическими замещениями контролирующих их пачек.

Т у р о н - м а с т р и х т. Глинисто-кремнистые отложения турона-маастрихта формировались в глубоководных морских условиях и связаны с глобальными туронской и кампанской трансгрессиями. В этой толще выделено два РЦ: кузнецовско-ипатовский и славгородско-ганькинский (рис. 15).

Кузнецовско-ипатовский (турон-коньяк-сантон) РЦ охватывает кузнецовскую, ипатовскую свиты и их возрастные аналоги, нижние подсвиты сымской и березовской свит. РЦ имеет трансгрессивно-регрессивное строение. В восточном направлении в глинах кузнецовской свиты появляются песчаные прослои, выделяемые в газсалинскую пачку. Регрессивная часть РЦ на северо-востоке ЗС представлена песчаниками ипатовской и сымской свит. РЦ имеет клиноформное строение. В восточном направлении его мощности возрастают до 300 м, уменьшаясь к центру ЗС до 100 м. Поэтому ОГ Г на востоке ЗС также имеет клиноформное строение; над ним прослеживается ряд слабонаклонных в западном направлении ("черепитчатых") ОГ, индексируемых как С₁ – С₄.

Славгородско-ганькинский РЦ (кампан-маастрихт) включает одноименные свиты, а также их возрастные аналоги. РЦ имеет трансгрессивно-регрессивную структуру. Нижняя, трансгрессивная глинистая часть РЦ – славгородская свита перекрывается песчано-глинистыми осадками ганькинской свиты. К восточному обрамлению славгородская свита опесчанивается. В Колпашевском районе (Томская область) в ее основании выделяются глауконитовые песчаники с прослоями гидрогетит–шамозитовых железных руд, ганькинская свита замещается каолинитовыми песками и галечниками сымской свиты. К центру ЗС славгородская свита замещается опоками и глинами верхней подсвиты березовской свиты. С отложениями этого РЦ связан ОГ С.

П а л е о г е н. В отложениях палеогена также выделяются РЦ трансгрессивно-регрессивного типа: талицкий, люлинворский, тавдинско-новомихайловский и туртасско-абросимовский РЦ. Каждый из них имеет более глинистую трансгрессивную нижнюю часть, перекрываемую относительно регрессивными слоями. К люлинворской свите приурочен ОГ Э (эоцен).

Для турон-палеогеновых отложений на сейсмических разрезах характерны параллельные, непрерывные, выдержанные по амплитуде и периоду отражения, свидетельствующие о спокойной, глубоководной среде седиментации.

В качестве резюме отметим, что трансгрессивно-регрессивный режим седиментационной цикличности, управляемый эвстатическими колебаниями уровня моря и региональным тектоническим прогибанием, являлся доминирующим на всей мезозойско-кайнозойской истории развития ЗС. Характерные климатические особенности различных эпох, активность тектонических процессов, различия в масштабах трансгрессий, - все это приводило к формированию индивидуального литолого-фациального состава пород конкретных седиментационных циклов.

Однако общие закономерности изменения состава пород и строения циклитов подчиняются единой схеме трансгрессивно-регрессивного режима седиментации, что позволяет разработать общий алгоритм решения прикладных задач прогнозирования геологического разреза для целей нефтегазовой геологии.

Анализ цикличности лежит и в основе выделения сейсмостратиграфических комплексов. Границы региональных циклитов в Западной Сибири маркируются регионально прослеживаемыми сейсмическими ОГ (см. рис. 15). С зональными циклитами связаны неокомские ОГ серии Н . Анализ поведения этих ОГ свидетельствует, что в зонах опесчанивания и изменения строения трансгрессивных глинистых пачек, залегающих в основании циклитов, наблюдается ухудшение и прекращение прослеживания даже опорных ОГ. На основании имеющейся информации о литолого-стратиграфической приуроченности ОГ наиболее протяженные и устойчивые из них контролируются трансгрессивными глинистыми пачками.

Универсальность кривых глобальных изменений уровня моря подвергалась сомнению многими исследователями. Данные по ЗС также свидетельствуют о том, что в разных регионах мира цикличность относительных изменений уровня моря носит индивидуальный характер. Несмотря на значительные совпадения этапов подъема уровня моря, отвечающих циклам первого и частично второго порядков (плинсбах-тоар, поздняя юра–неоком, апт-альб, поздний мел, палеоцен-эоцен), по данным авторов сейсмостратиграфии, и в Западно-Сибирском регионе характер цикличности и масштабы трансгрессий резко различаются (рис. 22).

Принципиальными также являются отличия и в ходе регрессий. По американским данным – это резкие падения уровня моря. В Западной Сибири нет каких-либо геологических "улик" такого явления в региональном плане. Последовательное расширение Западно-Сибирского бассейна от триаса по палеоген, отсутствие эрозионных врезов в прибрежно-морских отложениях, - все это дает основание либо усомниться в том, что сейсмофации прибрежного налегания и прилегания фиксируют падение уровня моря, либо считать, что западносибирский сегмент земной коры развивался сугубо специфически вследствие, например, активного пострифтогенного прогибания.

По имеющимся данным мы предполагаем, что эти сейсмофации в клиноформных зонах фиксируют появление новых осадочных тел. Угловые несогласия в этих зонах, интерпретируемые как эрозионные срезы, при использовании понятий о "транзиентных" и "дефициентных" разрезах могут объясняться увеличением седиментационной емкости бассейна при движении к морю – здесь и фиксируются новые осадочные тела.

Как отмечено выше, скорости трансгрессий и регрессий в разных частях одного и того же седиментационного бассейна могут изменяться в зависимости от степени расчлененности рельефа и активности источников питания бассейна терригенным материалом. Эти особенности, обуславливающие конвергенцию циклитов, определяют и морфологию, основные закономерности формирования и размещения неантиклинальных ловушек УВ.