Гидрогеология нефтегазоносных отложений юры и мела восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба

Заказать работу

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ Государственное автономНОЕ образовательное

учреждение высшего образования

«Новосибирский НАЦИОНАЛЬНЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ государственный университет» (нОВОСИБИРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ, НГУ)

Факультет: ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЙ

Кафедра: ГЕОЛОГИИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ НЕФТИ И ГАЗА

Направление подготовки: ГЕОЛОГИЯ

Образовательная программа: геология и геохимия горючих ископаемых

ВЫПУСКНАЯ КВАЛИФИКАЦИОННАЯ РАБОТА БАКАЛАВРА

Лебедева Владимира Михайловича

Гидрогеология нефтегазоносных отложений юры и мела восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба

«К защите допущен» Научный руководитель

Заведующий кафедрой, Младший научный сотрудник

Д.г.-м.н., Академик РАН должность, место работы

Конторович А.Э./………….. Дульцева М.Г./………...

(фамилия , И., О.) / (подпись, МП) (фамилия , И., О.) / (подпись, МП)

«……»………………2016г. «……»………………2016г.

Дата защиты: «……»………………2016г.

Новосибирск, 2016


Содержание

Содержание. 2

Введение. 3

Глава 1. Геологическое строение и нефтегазоносность. 4

1.1 История изученности. 4

1.2 Стратиграфия. 6

1.3. Тектоника. 16

1.4. Нефтегазоносность. 23

Глава 2. Гидрогеологические условия. 30

2.1 Методика исследований. Принципы гидрогеологической стратификации разреза. 30

2.2. Гидрогеологическая стратификация. 35

Глава 3. Термобарические условия. 39

3.1 Геотермический режим недр. 39

3.2. Гидродинамическе условия. 48

Глава 4. Геохимия подземных вод и водорастворенных газов. 53

4.1 Статистическое обоснование гидрогеохимического фона. 53

4.2 Особенности состава подземных вод. 55

4.3 Гидрогеохимическая зональность. 63

4.4 Генезис подземных вод. 64

Заключение. 66

Список приложений. 68

Список литературы.. 69


Введение

Енисей-Хатангский региональный прогиб (ЕХРП) охватывает крайнюю северо-западную часть Сибирской платформы и относится к перспективным на нефть и газ территориям. В нефтегазоносном отношении он соответствует одноименной нефтегазоносной области, восточная граница которой проходит по западному склону Анабаро-Хатангской седловины, западная - условно проводится по западным склонам Таймырского выступа и Танамо-Малохетского мегавала.

Объектом исследования являются подземные воды юрских и меловых отложений восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба.

Научной задачей настоящей работы является выявление гидрогеологических особенностей восточной части ЕХРП. В настоящие время подобные работы выполнены для западной части ЕХРП (Кох, 2014, Новиков, 2013), поэтому тема данной работы весьма актуальна.

Решения данной задачи проводилось в несколько этапов:

1. Изучение опубликованной и фондовой литературы по геологическому и гидрогеологическому строению исследуемого региона и методикам палеогидрогеологических реконструкций;

2. Анализ методики палеогидрогеологических реконструкций;

3. Создание базы данных геохимических, термобарических данным, результатов опробования скважин и разбраковка результатов химических анализов пластовых вод с помощью статистических методов;

4. Построение каротажных диаграмм (КС, ПС, ГК, НГК)

5. Анализ диаграмм ГИС, выделение основных водоупорных/водоносных горизонтов и уточнение границ свит-пластов, выделение преобладающих палеогеографических (фациальных) обстановок;

6. Построение схемы детальной гидрогеологической стратификации разреза, геотермических и геодинамических карт.

Структура и объем работы. Дипломная работа состоит из введения, 4 глав и заключения, общим объемом 70 страниц и список литературы.


Глава 1. Геологическое строение и нефтегазоносность

1.1 История изученности

В настоящей главе рассмотрены общие вопросы по вопросам геологического изучения стратиграфии, нефтегазоносности и тектоники данной территории.

Территория Енисей-Хатангского регионального прогиба несколько десятилетий является объектом геолого-геофизических исследований. Геологосъемочные региональные работы начались в 1933-1934 годах организацией «Главсевморпуть».

Период с 1936 по 1953 гг. знаменуется как начальный этап работ на поиск нефти. В районе поселка Усть-Порт были пробурены единичные поисковые скважины глубиной до 2,5 км. В результате проведенных геофизических работ был выявлен ряд антиклинальных структур. На Малохетской площади в 1939 году начали проводить поисковое бурение, где в 1941-1945 годах были обнаружены нефтегазопроявления в отложениях верхней и средней юры, триаса и верхней перми. После 1945 года была проведена площадная геологическая съемка на всей территории Енисей-Хатангского регионального прогиба и продолжено бурение поисковых скважин в низовьях Енисея. В результате были определены основные черты геологического строения западной части Енисей-Хатангского прогиба, выявлены такие крупные структуры, как Малохетский вал, Долганский прогиб, намечено 13 локальных поднятий. На Малохетском поднятии были обнаружены значительные газопроявления (Конторович, 1994 ).

В конце 50-х годов были возобновлены нефтепоисковые работы. Анализ проведенных ранее исследований позволил наметить приоритетные площади для глубокого бурения. Сейсморазведкой МОВ были охвачены значительные территории западной части ЕХРП, где был подготовлен ряд локальных поднятий по отложениям юрско-мелового комплекса (Конторович, 1994 ).

С 1967 года начинается этап основных открытий, когда были значительно увеличены объемы сейсморазведочных работ, параметрического и поискового бурения. В 1967 году открыто газовое Мессояхское месторождение, в 1968 году на северном куполе Соленинского поднятия в песчаниках суходудинской свиты верхнего валанжина-готерива обнаружено крупное многозалежное газоконденсатное месторождение. В следующем году на южном куполе Соленинского, Пелятнинском и Казанцевском поднятиях открыты промышленные скопления газа и газоконденсата. В 1969 году вводится поисковое бурение на Озерном поднятии, на котором в песчаниках малохетской свиты обнаружена газовая залежь. Начиная с середины 70-х годов, нефтегазопоисковые работы проводятся на юго-западном склоне Южно-Таймырской моноклинали. Здесь вводится в поисковое бурение Дерябинское поднятие, где в 1979 году в песчаных отложениях дерябинской свиты верхней юры-берриаса открыто многозалежное газоконденсатное месторождение (Конторович, 1994 ).

Открытие газоконденсатных залежей в линзовидных песчаных пластах на Дерябинской площади начинает этап поисков скоплений углеводородов, связанных с неантиклинальными ловушками. Разрабатывается методика поиска указанных ловушек сейсморазведочными работами МОГТ и бурением одиночных параметрических скважин на выявленных сейсморазведкой аномалиях (Конторович, 1994 ).

В результате проведенных работ наиболее изученной оказалась западная часть ЕХРП. В 1975 году для оценки нефтегазоносности его восточной части было начато поисковое бурение на Балахнинском локальном поднятии. В этом же году здесь, в песчаных породах вымской свиты средней юры были открыты две сложно построенные залежи газа (Конторович, 1994 ).


1.2 Стратиграфия

Енисей-Хатангский бассейн сложен осадочными породами юрско-мелового возраста, песчано-глинистого состава.

На исследуемой территории восточной части ЕХРП выделяют несколько фациальных районов (рис. 1.2.1). Предпосылкой к выделению этих районов стало то, что разрез юрско-меловых отложений данной территории неполный. Неполнота разреза обусловлена сильным размывом сеноманских и частично альбских отложений, яркий пример неполного разреза можно заметить на картах фациального районирования верхнемеловых отложений.

Отложения, в соответствии со стратиграфическими схемами юры и мела севера средней Сибири (рис. 1.2.2), представлены породами Юрско-мелового возраста.

Рисунок 1.2.1. Карты фациального районирования для: а) верхнемеловых отложений, б) нижнемеловых отложений, в) келовейских и верхнеюрских отложений, г) геттанг-батских отложений. (Решение 6-го…, 2003)

Рисунок 1.2.2. Стратиграфические схемы юры и мела севера средней Сибири. (Решение 6-го, 2003)


Юрская система

Отложения средне-нижнеюрского возраста вскрыты не только на территории бассейна рек Хета и Хатанга, но и на Хатангской впадине (в Балахнинской скважине).

Зимняя свита (геттанг–низы верхнего плинсбаха). В качестве стратотипа выбран разрез в скв. Семеновской-1-Р (инт. 2748–2569 м) (Байбародских и др., 1968). Свита развита на территории севера Западной Сибири, Усть-Енисейского, Хатангского и Восточно-Таймырского и Нордвикского районов. Это морские, прибрежно-морские темно-серые, серые, буроватые аргиллиты, алевролиты, зеленовато-серые песчаники с прослоями гравелитов и конгломератов. Галька и гравий обычно рассеяны по всей толще и представлены окатанными и угловато окатанными обломками кварца, кремней, эффузивов, глинистых и карбонатных пород. В низах зимней свиты над базальными конгломератами практически повсеместно залегает маркирующая пачка глинистых пород мощностью до 30–40 м, на востоке территории содержащая макро- и микрофауну предположительно геттангского возраста. Нижняя половина зимней свиты слабо охарактеризована остатками макрофауны. Комплексы микрофауны в нижней части свиты обеднены, постепенно обогащаясь к верхам. Мощность свиты по простиранию меняется в широких пределах (180–600 м) (Решение 6-го, 2003).

Левинская свита (средняя часть верхнего плинсбаха). В качестве стратотипа принят разрез по скв. Малохетской-10-Р (инт. 2197–2136 м) (Байбародских и др., 1968). Объемы левинской свиты в типовой местности, а соответственно и левинского горизонта весьма дискуссионны. Прослеженные на востоке Енисей-Хатангского прогиба левинские глины в верхней своей части, как выяснилось, весьма диахронны по латерали и имеют «скользящий» в возрастном отношении контакт с вышележащими нижнеджангодскими (шараповскими) песчаниками (Шурыгин, 1978). Граница левинской и вышележащей свит в типовой местности (а вслед за ней и региональных горизонтов) принимается условно по середине верхнего плинсбаха. Левинская свита сложена морскими темно-серыми, иногда буроватыми аргиллитами и мелкозернистыми алевролитами с редкими маломощными прослоями песчаных контуритов и турбидитов. В краевых частях бассейна в этой толще часто встречается рассеянная галька кварца, кремней, эффузивных пород. Характерно также частое присутствие в породах крупных, видимых невооруженным глазом, раковин аммодискусов. Мощность свиты 100–160 м. Аналогичным образом, но с более разнообразной в ориктоценозах макро- и микрофауной горизонт представлен в Хатангском фациальном районе, где его мощность достигает до 450 м (Решение 6-го, 2003).

Шараповская свита (верхняя часть верхнего плинсбаха). В качестве стратотипа предложен разрез по скв. Малохетской-10-Р. Свита представлена мелководно- и прибрежно-морскими темно-серыми, серыми алевролитами, аргиллитами, светло-серыми песчаниками с небольшими прослоями конгломератов и гравелитов, с остатками морской фауны. Толща хорошо выдержана по латерали и прослежена в восточной части Енисей-Хатангского прогиба, где совместно с характерным для типового разреза комплексом фораминифер, двустворок, спор и пыльцы в ней найдены аммониты верхней части верхнего плинсбаха (Шурыгин, 1978; и др.). Верхняя граница свиты проведена по подошве общеизвестного в Сибири глинистого маркирующего горизонта (китербютский) совмещается с границей плинсбаха и тоара. Мощность свиты 100–200 м (Решение 6-го, 2003).

Надояхская свита (ранее верхняя подсвита джангодской свиты) (верхи нижнего тоара–низы нижнего аалена). В качестве стратотипа принята верхняя толща джангодской свиты, выделенной по скв. Малохетской-10-Р. Стратиграфический диапазон нижней части верхнеджангодской толщи (которая хорошо прослеживается в восточной части Енисей-Хатангского прогиба) определен по находкам характерных комплексов макро- и микрофауны однозначно как нижнетоарский (Карцева и др., 1974). Относительно возраста верхней ее части до сих пор нет единого мнения. До недавнего времени вообще ставилось под сомнение наличие верхнего тоара в Сибири. В Усть-Енисейском районе надояхская свита сложена мелководно-морскими, дельтовыми переслаивающимися песчаниками, алевролитами, аргиллитами, пакетами флишоидного их чередования. Песчаники и крупнозернистые алевролиты светло- и зеленовато-серые, серые, мелко- и мелкосреднезернистые. Алевролиты и аргиллиты, темно-серые массивные или слоистые, часто с мелким растительным детритом по. Мощность свиты 185–300 м. Эта же свита обособляется в разрезах Хатангского фациального района, а в районах Лено-Енисейской области замещается коротскинской свитой в Восточно-Таймырском фациальном районе и эренской и хоргонской свитами в Нордвикском районе (Решение 6-го, 2003).

Лайдинская свита (верхняя половина нижнего – низы верхнего аалена). В качестве стратотипа выбран разрез скв. Малохетской-10-Р, инт. 1907–1845 м (Байбародских и др., 1968. Свита хорошо прослеживается в Ямало-Гыданской фациальной области Западной Сибири. На севере Средней Сибири (Нордвикский фациальный район) аналогом верхов свиты является нижняя подсвита арангастахской свиты; на нижнюю часть лайдинского горизонта здесь приходится стратиграфический перерыв. В Восточно-Таймырском фациальном районе лайдинскому горизонту соотвествует апрелевская свита и низы арангастахской свиты. Лайдинская свита сложена морскими и мелководно-морскими темно-серыми тонкослоистыми аргиллитами, в прибортовой части бассейнов с рассеянной галькой, маломощными прослоями алевролитов и мелкозернистых песчаников c комплексами двустворок (Булынникова и др., 1970; и др.). Мощность свиты 45–100 м. Нижняя граница свиты фиксируется по резкой смене песчаников надояхской свиты серыми аргиллитоподобными глинами (Решение 6-го, 2003).

Вымская свита (верхняя часть верхнего аалена – низы нижнего байоса). В качестве стратотипа принят разрез по скв. Малохетской-10-Р, инт. 1845–1736 м. Свита хорошо прослеживается в Усть-Енисейском и Хатангском фациальных районах и соответствует верхней подсвите арангастахской свиты на севере Средней Сибири (Нордвикский и Восточно-Таймырский фациальные районы) (Шурыгин, 1978). Нижняя граница свиты проводится по подошве мощного песчаного пласта, перекрывающего глины лайдинской свиты. Вымская свита сложена мелководно-морскими, прибрежными, переслаивающимися светло-серыми, серыми мелко- и разнозернистыми песчаниками, чередующимися с серыми, коричневато-серыми алевролитами, темно-серыми аргиллитами, пакетами флишоидного переслаивания и редко пресноводными двустворками, с многочисленными и разнообразными фораминиферами. Встречаются прослои углистых пород, линзы углей, остатки обугленной древесины, листьев, обугленного растительного детрита. Мощность свиты 70–250 м (Решение 6-го, 2003).

Леонтьевская свита (верхи нижнего – низы верхнего байоса). В качестве стратотипа выбран разрез по скв. Малохетской-10-Р, инт. 1736–1629. Свита хорошо прослеживается в Ямало-Гыданской фациальной области и соответствует хорошо охарактеризованной фауной нижней части юрюнгтумусской свиты Нордвикского и Восточно-Таймырского фациальных районов. Отметим, что в естественных выходах на севере Сибири, где приграничные толщи леонтьевского и малышевского горизонтов хорошо охарактеризованы фауной (в том числе и аммонитами), существенное опесчаневание пород заметно, начиная с более высокого стратиграфического уровня – приблизительно с верхов нижнего бата (в современном понимании) (Решение 6-го, 2003).

Малышевская свита (низы верхнего байоса – низы верхнего бата). В качестве стратотипа предложена толща, выделенная по скв. Малохетской-10-Р, инт. 1629–1470 м (Байбародских и др., 1968; Булынникова и др., 1970; и др.). Свита хорошо прослеживается в Ямало-Гыданской фациальной области и сложена мелководно-морскими светло-серыми крупнозернистыми песчанистыми алевролитами с бипирамидальными поликристаллами светло-серого кальцита. В разрезах малышевского горизонта как на севере Средней, так и в Западной Сибири известны находки аммонитов. Ныне объем малышевского горизонта рассматривается в объеме от верхов верхнего байоса до нижней половины верхнего бата (Решение 6-го, 2003).

Эренская свита (верхи нижнего тоара–низы верхнего тоара). Эренская свита распространена в Нордвикском фациальном районе, где представлена циклично построенной, светлоокрашенной песчано-алевритовой толщей с пропластками и линзами зеленовато-серых лептохлоритовых разностей пород, изредка содержащих линзочки, насыщенные галькой, коричневатых и темно-серых глин, подчеркивающих крупную линзовидную мегаслоистость, с известковистыми и сидеритовыми конкрециями. Многочисленны здесь морские макро- и микрофоссилии, встречаются разрозненные остатки скелетов гигантских рептилий. Мощность свиты в стратотипической местности до 110 м. От перекрывающих отложений она отличается разнообразием структурно-текстурных особенностей слагающих ее пород. Стратотип эренской свиты находится на левом берегу Анабарского залива в 6,0 км ниже мыса Аиркат. Свита согласно залегает на подстилающей китербютской и согласно перекрывается хоргонской свитой. Стратиграфический диапазон эренской свиты – неполный нижний–верхний тоар (Решение 6-го, 2003).

Китербютская свита (ранее – средняя подсвита джангодской свиты) (низы нижнего тоара). Китербютская свита на севере Западной Сибири, возможно, имеет более полный стратиграфический объем, чем ее аналоги на севере Средней Сибири. В Западной Сибири из «серых тонкоотмученных аргиллитоподобных глин» в основании китербютской свиты известны находки фораминифер Evolutinella sp. ind., Recurvoides sp. ind., Trochammina ex gr. inusitata, Verneuilinoides sp. ind., Nodosariidae и др. Указанный в комплексе набор родовых таксонов больше всего близок к таковому комплекса фораминифер, характерного для f-зоны Recurvoides taimyrensis (Решение 6-го, 2003)

Хоргонская свита (верхи верхнего тоара–низы нижнего аалена). Хоргонская свита в стратотипе (левый берег Анабарского залива, 7,3км ниже мыса Аиркат) представлена несколькими циклично построенными пакетами мощностью 2,0–3,5 м, в основании которых обычно наблюдается очень частое переслаивание глинистых и песчанистых алевритов и слойков темно-серых глин. Вверх по разрезу пакетов увеличивается количество и мощность песчанистых разностей пород, в верхах пакетов – известковистых. В породах встречаются слабоокатанные валуны, рассеянная галька, обломки древесины. Мощность свиты в стратотипе 24 м. Названа свита по мысу Хорго на левом берегу Анабарского залива, где она ранее описывалась как пачка 21 сводного разреза юры. Свита с размывом перекрывается алевролитами арангастахской свиты (Решение 6-го, 2003).

Юрюнгтумусская свита (верхи нижнего байоса – низы верхнего бата). Нижння часть свиты представлена морскими тонкоотмученными глинами и аргиллитами со звездчатыми сростками антраконита. В Восточно-Таймырском фациальном районе возрастными аналогами малышевской свиты Усть-Егисейского района являются верхнеюрюнгтумусская подсвита (верхи верхнего байоса–низы верхнего бата) и, как до сих пор считается, верхи нижнеюрюнгтумусской подсвиты. Верхнеюрюнгтумусская подсвита сложена мелководно-морскими светло-серыми крупнозернистыми песчанистыми алевролитами с бипирамидальными поликристаллами светло-серого кальцита (Решение 6-го, 2003).

Арангастахская свита (верхняя часть верхнего аалена – низы нижнего байоса).

К верхней части лайдинского горизонта, вероятно, принадлежит верхнеааленская нижняя подсвита арангастахской свиты. Это мелководно-морские алевролиты, преимущественно песчанистые, с линзочками гравия, гальки и валунами местных пород, линзами лептохлоритовых мелкозернистых песчаников, ракушняков. Мощность нижней подсвиты до 60 м. В Нордвикском и Восточно-Таймырском фациальных районах верхнеарангастахская подсвита (верхняя часть верхнего аалена–низы нижнего байоса) соответствует вымскому горизонту. Подсвита представленная мелководно-морскими песчанистыми и глинистыми алевролитами светло-серыми со слабым зеленоватым оттенком, с тонкими, но протяженными линзочками коричневатых глин. Наблюдаются участки биотурбированных пород, вертикальные норы пескожилов, рассеянная галька, гравий и валуны, диастемы, пласты и линзы известковистого алевролита (Решение 6-го, 2003).

Сиговская свита (верхи верхнего келловея – верхняя часть кимериджа). В качестве стратотипа выбран разрез Малохетской скв. 1Р, инт. 1315–1240. Нижняя граница свиты проводится по подошве песчаного пласта, перекрывающего аргиллиты точинской свиты, выше которого развиты алеврито-песчаные образования. Сиговская свита представлена песчаниками и алевролитами светло-серыми, иногда глауконитовыми, с прослоями аргиллитов. Географически сиговская свита распространена в тех же пределах, что и точинская, а по своему строению и стратиграфическому положению она соответствует песчаной верхней толще васюганского горизонта и песчаным аналогам георгиевского горизонта (Решение 6-го, 2003).

Меловая система

Меловые отложения выявлены в бассейне рек Хета и Хатанга и представлены следующими свитами.

Букатыйская свита. Выделена А. В. Гольбертом и др. и названа по ручью Букатый, левому притоку р. Хета. Составной стратотип находится в среднем течении р. Хета. Залегает свита несогласно на сиговской свите и согласно перекрывается бояркинской свитой. Нижняя граница свиты нечеткая и проводится по поверхности размыва между средне и верх неволжскими отложениями; верхняя – резкая, местами подчеркивается поверхностью размыва. Свита представлена глинами и алевритами зеленовато серыми с прослоями песков, песчаников; включает крупные карбонатные конкреции, образующие выдержанные горизонты. Свита охарактеризована аммонитами, фораминиферами, остракодами, двустворчатыми моллюсками, белемнитами. Возраст ее в интервале верхневолжский подъярус–берриасский ярус. Мощность свиты в стратотипическом районе 150 м (Решение 6-го, 2003).

Бояркинская свита (верхи верхнего берриаса – низы нижнего готерива)

Пески массивные или слоистые, зеленовато- и желтовато-серые с прослоями алевролитов и глин, крупными карбонатными конкрециями.

Подстилающая бояркинскую свиту в бассейнах рек Хеты, Боярки и Маймечи нижняя берриасская часть разреза представлена глинами и алевролитами зеленовано серыми с прослоями песков, песчаников и с крупными карбонатными конкрециями. Мощность толщи достигает 75 м. Перекрывается бояркинская свита тигянской свитой, которая в котуйском районе представлена в полном объеме и приравнивается по аналогии с Нордвикско-Хатангским районом, в котором последовательность свит готерив- сеноманской части разреза сходна с котуйской, к верхней части готерива и баррему. (Решение 6-го, 2003).

Тигянская свита (верхи нижнего готерива- баррем). В Котуйском, Нордвик-Хатагском, Анабаро-Попигайском и районе Восточного Таймыра тигянская свита имеет аналогичное строение, но перекрывается светло-серыми песками сангасалинской свиты с аптскими комплексами спор и пыльцы. Верхняя апт-альбская часть нижнего мела в Котуйском, Нордвик-Хатангском и Восточно-Таймырском, Анабаро-Попигайском районах и имеют сходное строение и сложены континентальной песчано-алевритовой толщей, расчленяющейся по степени представительства гилинисто-алевритовых прослоев на санга-салинскую, рассохинскую и огневскую свиты. Перекрывается эта толща песками и конгломератами бегичевской свиты, нижняя часть которой относиться к сеноману и заходит в самые верхи альба (Решение 6-го, 2003).

Санга-салинская свита (нижний и средний апт). Литологическая характеристика. Глины. Алевриты серые и темно-серые с прослоями песков серыъх и светло-серых. В породах масса обугленной органики, в верхних и нижних пачках всречаются пласты угля (до 2 м). Датируется по находкам спорово-пыльцевых комплексов с максимумом развития Cicatricosisporiresspp. (ПК III). Мощность свиты изменяется от 25 м в бассейне р. Котуй до 50-60 м в Нордвик-Хатангском и Восточнотаймырском районах. Перекрывается повсеместно существенно песчаной толщей рассохинской свиты (Решение 6-го, 2003).

Яковлевская свита (средний апт – низы среднего альба). Распространена в Усть-Енисейском и Турухан-Ермаковском районах. Залегает согласно на малохетской свите и перекрывается отложениями долганской свиты. Нижняя граница свиты проводится по резкой смене песчаных образований малохетской свиты буроватыми и темно-серыми глинистыми породами. Сложена яковлевская свита серыми, буровато-серыми, иногда черными глинами и алевролитами с маломощными прослоями песков и песчаников, с пластами и пропластками бурых углей. Глины и алевролиты чередуются между собой, образуя характерные тонкослоистые породы. Пласты и линзы бурых углей, распространенные в Усть-Енисейском районе, приурочены к глинисто-алевритовым породам и объединяются в три угленосных горизонта. Все породы содержат многочисленные обугленные растительные остатки, рассеянную гальку и гравийные зерна кварца, кремнистых пород и известковистого песчаника. В южной части Усть-Енисейского района в разрезе скважины Северо-Вологочанская 23 яковлевская свита вскрыта в интервале 232,0–140,7 м. Нижняя часть яковлевской свиты (интервал 232,0–191,7) сложена песчанистыми алевритами темно-серыми и чередованием темно-серых песчаных и глинистых алевритов. Верхняя часть разреза (интервал 191,7–140,7 м) представлена равными по мощности (около 15 м) пластами песка тонко- мелкозернистого, неясно слоистого полимиктового серого и желтовато-серого и глинами серо-зелеными, серыми и коричневато-серыми глинистыми алевритами. Мощность свиты 80–540 м. (Решение 6-го, 2003).

Рассохинская свита (верхи среднего и верхний апт). Пески светло-серые, серые мелко- и среднезернистые с прослоями алевритов и глин. Местами встречаются прослои, насыщенные галькой и гравием. Есть прослои с изобильными обугленными растительными остатками, местами линзы угля. Спорово-пыльцевые комплексы аналогичны таковым подстилающей санга-салинской свиты. Мощность свиты в прибортовых зонах невелика (басс. р. Котуй - 30-70 м, басс. р. Анабар и Попигай – около 30 м), но в центральных районах прогиба (Нордвик-Хатангский, Восточно-Таймырский) существенно возрастает (до 200-220 м). В районах распространения повсеместно перекрывается огневской свитой (Решение 6-го, 2003).

Огневская свита (нижний, средний и низы верхнего альба). Переслаивание светло-серых, местами голубовато- и розовато-серых, мелко- и среднезернистых песков, серых и темно-серых алевритов и глин. Мощность свиты с запада на восток существенно нарастает. Если в бассейне. р. Котуй, где предполагается выпадение верхней части свиты, она составляет около 80 м., то в районе р. Попигай и Анабар и Нордвик-Хатангском районе мощность свиты достигает 180 м. (Решение 6-го, 2003).

Бегичевская свита (верхт верхнего альба - сеноман). Свита сложена светло-серыми песками с прослоями песчаников, линзами углистых сланцев, железистых песчаников и алевролитов. Многочисленны в свите обломки древесины, конкреции сидерита, гравий, галька. Мощность свиты в зоне ее распространения достигает 180 м. Однако в бассейне рек Хеты и Хатанги представлена только верхняя часть свиты, а в Нордвик-Хатангском районе, где к бегичевской свите относится 90 м толща, - только нижняя часть свиты. Перекрывается ледяной свитой. После небольшого перерыва (вызванного размывом пород) залегает огневская свита (Решение 6-го, 2003).

Ледяная свита (самые верхи верхнего сеномана, турон и низы коньякского яруса). Свита представлена чередованием темно-серых алевритов, сланцеватых глин и песков с линзами песчаников. Встречаются прослои угля, частые маломощные прослои конгломератов. Многочисленны макрофлористические остатки. В нижней, средней и верхней частях обнаружены три специфических комплекса микрофитофоссилий (Решения…, 1981). Мощность свиты достигает 200 м. Перекрывается ледяная свита песчано-алевритовой толщей, выделяемой в качестве хетской свиты. В Попигайской котловине верхней части бегичевской свиты и большей нижней части ледяной свиты соответствует толща переслаивания вулканогенных темно-серых песков с линзами гравелита, и черных глин. Встречаются прослои пепла, пласты бурых углей и растительные остатки (Решение 6-го, 2003).

Хетская свита (верхи нижнего коньяка- нижний сантон). Свита, представлена песками и алевритами белыми, светло-серыми, темно-серыми и охристо-серыми с подчиненными прослоями глинисто-алевритовых пород. В толще часты включения зерен янтаря, прослои бурого угля. Встречены макрофлористические остатки и специфический комплекс микрофитофоссилий. Мощность свиты 90 м. Перекрывается алеврито-глинистой толщей мутинской свиты (Решение 6-го, 2003).

Мутинская свита. Выходы мутинской свиты сантон-кампанского возраста на р. Хете –самый восточный след крупной позднемеловой морской трансгрессии на севере Восточной Сибири. Разрез мутинской свиты, представлен чередованием алеврита и песка разной зернистости. Так же в составе свиты, найдены разнообразные органические остатки. В целом мощность мутинской свиты в описываемом районе превышает 60 м. Перекрывается мутинская свита алеврито-песчаной толщей кресты-юряхской свиты (Решение 6-го, 2003).

Кресты-юряхская свита (маастрихт). Представлена алевритами и песками глауконитовыми зелеными, реже глины и глинистые алевриты. Мощность свиты около 50 м. В Попигайской котловине кресты-юряхской свите и подстилающей ее верхней части мутинской свиты соотвествует толща спекшихся и слабосцементированных туфов и брекчий с галькой вулканических пород и встречающимися в нижней части разреза обломками древесины. Мощность толщи около 200 м. Из этой толщи известен аналогичный комплекс микрофитофоссилий (Решение 6-го, 2003).


1.3. Тектоника

Енисей-Хатангский региональный прогиб отделяет Сибирскую платформу от складчатого Таймыра. На западе ЕХРП открывается в Антипаютскую впадину Западно-Сибирской плиты. На востоке прогиб через порог Анабаро-Хатангской седловины сочленяется с Лено-Анабарским прогибом и впадиной моря Лаптевых. Площадь ЕХРП около 400 тысяч км2, мощность чехла в его пределах до 14 км. Основная ориентировка прогиба – восток, северо-восток.

Проблемами тектоники осадочного чехла Енисей-Хатангского регионального прогиба в разные годы занимались М.К.Калинко (1954, 1958, 1959), М.Х.Сапир (1969, 1971), Б.Д.Тальвирский (1974, 1976), В.С.Сурков (1999), К.И.Микуленко (1979, 1983, 1986 и др.),В.С.Старосельцев (1980, 2008 и др.) и другие.

Для описания тектонических элементов мезозойско-кайнозойских платформенных отложений Западно-Сибирской плиты использовалась классификация приведённая в статье В.А. Конторовича (Конторович, 2002) (таблица 1, 2).

Таблица 1. Принципы определения названия структур (Конторович, 2002)

Площадь, км2

Порядок структур

Приставка, определение

Пример

<20

IV Локальные

Локальные

Локальное поднятие

>20-60

>60-200

>200-600

III Мелкие

-

Вал, впадина

>600-2000

>2000-6000

II Средние

Мезо-

Мезовал, мезовпадина

>6000-20000

I Крупные

Мега-

Мегавал, мегавпадина

>20000-60000

0 порядка Крупные

-

Антеклиза, синеклиза

>60000-180000

Надпорядковые

Мега-

Мегаантеклиза, Мегасинеклиза

>180000-550000

Гемирегиональные

-

Мегаантеклиза, Мегасинеклиза

>550000-1650000

Региональные

-

Внешний пояс

>1650000

Бассейн

Гео-

Геосинеклиза


Таблица 2

Классификация тектонических элементов мезозойско-кайнозойских платформенных отложений Западно-Сибирской плиты


В соответствии с данной классификацией на территории восточной части ЕХРП, были описаны тектонические элементы приведенные на рисунке 1.3.1. По оси бассейна выделяют крупные положительные тектонические элементы, такие как Балахнинско-Рассохинская наклонная гряда, окруженные отрицательными тектоническими элементами, такими как, Енисей-Хатангский наклонный мегажелоб, Боганидско-Жданихинский наклонный желоб. По краям прогиба расположены промежуточные тектонические элементы, на восточной территории представленные Южно-Таймырской моноклизой.

Рис. 1.3.1 Фрагмент карты тектонического районирования берриас-аптского мегакомплекса Енисей-Хатангского регионального прогиба и прилегающих территорий (восточная часть) (Фомин, 2014).

Условные обозначения к рисунку 3: 1 – границы Енисей-Хатангского регионального прогиба; 2 – границы распространения кровли малохетской свиты; 3 – выходы палеозойских пород на дневную поверхность; 4 – разрывные нарушения; 5 – граница Внутренней области и Внешнего пояса. Тектонические элементы. Положительные: 6 – надпорядковые; 7 – нулевого порядка; 8 – первого порядка; 9 – второго порядка; 10 – третьего порядка. Отрицательные: 11 – надпорядковые; 12 – нулевого порядка; 13 – первого порядка; 14 – второго порядка; 15 – третьего порядка. Промежуточные: 16 – мегамоноклизы Внешнего пояса; 17 – моноклинали Внутренней области; 18 – седловины.

Список тектонических элементов. Положительные. Надпорядковые: А – Балахнинско-Рассохинская наклонная гряда. Структуры I порядка:I – Рассохинский наклонный мегавал. Структуры II порядка: 1 – Балахнинский наклонный мезовал. Структуры III порядка: 1 – Новый вал; 2 – Владимирский вал.

Отрицательные. Надпорядковые: А – Енисей-Хатангский наклонный мегажелоб; В – Боганидско-Жданихинский наклонный желоб; С – Беловско-Агапский наклонный желоб. Структуры I порядка:I – Пясинский мегаврез; II – Хетский наклонный мегапрогиб. Структуры II порядка: 1 – Матудский мезопрогиб; 2 – Рассомашья мезовпадина;. Структуры III порядка: 1– Южно-Юкаямский прогиб; 2 – Нойутотурковская впадина; 3 – Малобалахнинская впадина; 4 – Массоновский прогиб; 5 – Северо-Шаманский прогиб; 6 – Шаманская впадина; 7 – Нижнебоганидский прогиб; 8 – Подхребетная впадина; 9 – Восточно-Романихинская впадина. Промежуточные.Моноклизы:I – Южно-Таймырская моноклиза. Седловины и мегаседловины:I – Владимирская седловина.


В наиболее прогнутой центральной части Енисей-Хатангского регионального прогиба выделяется одноименный Енисей-Хатангский наклонный мегажелоб – отрицательный незамкнутый надпорядковый тектонический элемент, занимающий примерно половину площади территории исследования. Его границы, в целом, параллельны бортам ЕХРП. На севере структура осложнена Беловско-Агапским, а на юге – Боганидско-Жданихинским наклонными желобами, которые разделяются Балахнинско-Рассохинской наклонной грядой. На всех рассмотренных реперных уровнях в северо-восточной части наклонного мегажелоба выделяется ряд тектонических элементов более высоких рангов. К востоку от надпорядкового мегажелоба располагаются Хара-Тумусский наклонный мегапрогиб и Эджанский наклонный желоб. Южный борт Енисей-Хатангского наклонного мегажелоба граничит с Северо-Сибирской мегамоноклизой на востоке и в центральной части (через разломную зону) территории исследования, а также с Мессояхской наклонной мегагрядой на юго-западе (Фомин 2014).

Беловско-Агапский наклонный желоб протягивается через центральную и западную части регионального прогиба, погружаясь в направлении Западно-Сибирской геосинеклизы, и представляет собой отрицательную полузамкнутую линейную структуру нулевого порядка, объединяющую цепочку разноранговых депрессий. Его площадь примерно одинакова на всех рассмотренных уровнях. В восточной части Беловско-Агапского наклонного желоба в рельефе кровли средний триас-юрского и кровли берриас-аптского мегакомплексов выделяется Матудский мегапрогиб (в структурном плане подошвы осадочного чехла здесь оконтурена одноименная депрессия II порядка). Несколько западнее в кровле апт-альб-сеноманского мегакомплекса расположен Хэрбэйский мегапрогиб. В крайней западной части наклонного желоба находится Беловская мегавпадина, которая уверенно выделяется на всех реперных уровнях. В районе впадения р. Агапа в р. Пясина выделяется Усть-Агапский мезопрогиб (в структурном плане среднетриас-юрского мегакомплекса – мезовпадина). Помимо перечисленных осложняющих крупных тектонических элементов, в пределах Беловско-Агапской структуры оконтуривается большое количество более мелких депрессий (Фомин 2014).

Боганидско-Жданихинский наклонный желоб – отрицательная полузамкнутая линейная структура нулевого порядка, имеет субширотную ориентировку и протягивается из центральной части регионального прогиба, от пос. Волочанка, на восток до р. Большая Балахня. Ее площадь увеличивается вверх по разрезу, особенно ярко это выражено на меловых уровнях осадочного чехла. Северный борт депрессии осложнен протяженной разломной зоной, которая отделяет ее от Балахнинско-Рассохинской наклонной гряды. В центральной части наклонного желоба расположено самая прогнутая область Енисей-Хатангского регионального прогиба – Рассомашья мезовпадина. В рельефе среднетриас-юрского и апт-альб-сеноманского мегакомплексов юго-западное окончание структуры находится в районе впадения р. Волочанка в р. Хета. В структурном плане подошвы мезозойско-кайнозойских терригенных отложений и кровли берриас-аптского мегакомплекса депрессия ограничена несколько восточнее (в месте впадения р. Боганида в р. Хета).Боганидско-Жданихинский наклонный желоб осложнен Хетским наклонным мегапрогибом, а также более мелкими тектоническими элементами (Фомин 2014).

Хетский наклонный мегапрогиб – это отрицательная полузамкнутая линейная структура I порядка, которая простирается с юго-запада на северо-восток. На юге тектонический элемент ограничивается в районе впадения р. Бол. Романиха в р. Хету, а северная часть структуры расположена в непосредственной близости от оз. Кокора. Площадь депрессии в разрезе осадочного чехла, в целом, не изменяется, лишь незначительно увеличиваясь в рельефе кровли берриас-аптского мегакомплекса. В южной части Хетского наклонного мегапрогиба на всех реперных уровнях уверенно выделяется Рассомашья мезовпадина, которая частично контролируется разрывными нарушениями различной ориентировки. Кроме этого, в пределах Хетской структуры расположена серия более мелких тектонических элементов (Фомин 2014).

Балахнинско-Рассохинская наклонная гряда – положительной полузамкнутой линейной структурой нулевого порядка. Тектонический элемент вытянут с юго-запада на северо-восток, изгибаясь коленообразно в районе верхнего течения р. Дудыпта. В осевой части наклонной гряды расположены: Рассохинский наклонный мегавал и Балахнинский наклонный мезовал, которые разделены Внутренней седловиной; в ее северо-восточной части выделены различные по размерам положительные и отрицательные тектонические элементы (Фомин 2014).

Балахнинский наклонный мезовал – положительная полузамкнутая линейная структура II порядка. Это контрастное поднятие уверенно выделяется в разрезе мезозойско-кайнозойского осадочного чехла и контролируется серией разломов северо-восточной ориентировки. На западе Балахнинско-Рассохинская структура разломом отделена от Мессояхской наклонной мегагряды. Южный склон наклонной гряды на всем протяжении осложнен системой разрывных нарушений северо-восточной ориентировки, которые отделяют ее от Боганидско-Жданихинского наклонного желоба. В сводовых части структуры осадки верхней части среднетриас-юрского, берриас-аптскогои, в значительной степени, апт-альб-сеноманского мегакомплексов отсутствуют. Площадь Балахнинско-Рассохинской наклонной гряды в разрезе осадочного чехла практически не изменяется (Фомин 2014).

Рассохинский наклонный мегавал представляет собой положительный полузамкнутый линейный тектонический элемент I порядка. На западе структура имеет субширотную ориентировку, а в районе впадения р. Рассоха в р. Боганиду она изгибается на северо-восток. Верхнеюрские и более молодые отложения размыты в пределах Волочанской площади; в рельефе подошвы мезозойско-кайнозойских терригенных отложений здесь выделяется Среднедудыптинский мезовал и Тундровый вал. В западной и северо-восточной частях наклонный мегавал осложнен более мелкими положительными тектоническими элементами. Южный склон контролируется на всем протяжении мощной зоной разрывных нарушений. Еще один разлом субширотной ориентировки картируется на северном склоне Рассохинского наклонного мегавала. Наибольшая площадь этого контрастного тектонического элемента установлена в структурном плане подошвы осадочного чехла (Фомин 2014).

Северный борт Енисей-Хатангского наклонного мегажелоба обрамляется Южно-Таймырской моноклизой – промежуточной линейной структурой нулевого порядка (в рельефе подошвы мезозойско-кайнозойских терригенных отложений она относится к классу надпорядковых и называется «мегамоноклиза»), которая протягивается вдоль всего северного борта регионального прогиба, повторяя очертания его границы. Восточное окончание моноклизы располагается в районе оз. Таймыр и отделяется Владимирской седловиной от западного моноклинального склона Хара-Тумусского наклонного мегапрогиба. Западная часть структуры простирается в Западно-Сибирскую геосинеклизу, обрамляя с юга Гыдано-Пясинскую гемиантеклизу. Наибольшую площадь промежуточный тектонический элемент имеет в рельефе подошвы мезозойско-кайнозойских терригенных отложений, что связано с ограниченным распространением вышележащих толщ в пределах прибортовых частей Енисей-Хатангского регионального прогиба. В меловой части разреза Южно-Таймырская моноклиза на западе осложнена несколькими положительными и отрицательными структурами III порядка (Фомин 2014).

Пясинский мегаврез ограничивает Янгодо-Горбитский мегавыступ на западе и является отрицательным незамкнутым изометричным тектоническим элементом I порядка. В рельефе кровли среднетриас-юрского мегакомплекса депрессия имеет меньшую площадь, поэтому ее следует относить ко II порядку. В структурном плане кровли апт-альб-сеноманского мегакомплекса тектонический элемент не выделяется в связи с отсутствием отложений этого возраста. Пясинский мегаврез осложнен несколькими более мелкими депрессиями (Фомин 2014)..


1.4. Нефтегазоносность

В соответствии с принятым нефтегазогеологическим районированием, восточная часть ЕХРП приурочена к Хатангско-вилюйской нефтегазоносной провинции (НГП) в Енисей-Хатангской НГО, которая граничит с Анабаро-Хатангской НГО (на востоке), с Анабарской НГО (на северо-востоке) и с Северо-Тунгусской НГО (на юге).

В восточной части ЕХРП выделяют четыре нефтегазоносных комплекса: Нижнеюрский, Среднеюрский, Верхнеюрский и Нижнемеловой, далее будет представлено описание каждого из представленных нефтегазоносных комплексов. Описание нефтегазоносных комплексов восточной части ЕХРП позаимствовано из работы А.Э. Конторовича (Конторович, 2011).

Нижнеюрский НГК.

В составе нижнеюрского НГК выделяются три резервуара – зимний, шараповский и надояхский.

Зимний резервуар связан с проницаемыми отложениями зимней свиты нижней юры и контролируется флюидоупором, представленным левинской свитой. Проницаемая часть резервуара, сложена неравномерным чередованием песчанистых, алевритистых и алевролито-глинистых пачек, невыдержанных по простиранию. Резервуар вскрыт единичной скважиной Волочанская 1. Незначительные газопроявления из пластов зимнего резервуара отмечены на Балахнинской площади. Дебиты газа составили около 1–3 тыс. м3/сут., флюидоупором для проницаемых пород зимней свиты служат глинисто-алевролитовые отложения левинской свиты. Свита, сложена преимущественно аргиллитами с пропластками алевролитов, реже песчаников, присутствующих в виде маломощных прослоев. Песчанистость при этом не превышает 14 %, но повышенное содержание алевритистых разностей понижает изолирующие свойства толщи.

Шараповский резервуар представлен проницаемыми отложениями шараповской свиты, согласно перекрывающий левинскую свиту и глинистыми отложениями китербютской свиты, выполняющей роль регионального флюидоупора. Шараповская свита сложена песчаниками с прослоями алевролитов и аргиллитов. Флюидоупором для отложений шараповской свиты сложат глинистые отложения китербютской свиты. Свита представляет собой выдержанную глинистую толщу морского и прибрежно-морского генезиса. Свита имеет нулевую или близкую к нулевой песчанистость на всей территории исследования, что в целом позволяет оценить экранирующие свойства свиты как достаточно высокие.

Надояхский резервуар сложен из проницаемых отложений надояхской которая перекрывается лайдинской свитой, играющей роль флюидоупора. Проницаемая часть резервуара представлена мелководно-морскими, дельтовыми песчаниками, разделёнными алевролито-глинистыми пачками. Флюидоупор сложен преимущественно аргиллитами с маломощными прослоями алевролитов и песчаников. Песчанистость лайдинской свиты близка к нулевой. Значения фильтрационных свойств (проницаемость <0,1 x 10-3 мкм2) подтверждают весьма высокое качество флюидоупора.

Среднеюрский НГК

В составе среднеюрского НГК выделяются два региональных резервуара – вымский и малышевский.

Вымский резервуар представлен проницаемыми отложениями вымской свиты, согласно перекрывающий лайдинскую свиту и глинисто-алевритовыми отложениями леонтьевской свиты, выполняющей роль флюидоупора. Вымская свита сложена песчаниками с прослоями алевролитов, реже аргиллитов, с преобладанием песчаных пластов. В пределах Волочанского и Владимирского мезовалов, отложения свиты частично эродированы в результате предмелового размыва. На востоке Енисей-Хатангского регионального прогиба в погруженных его частях (Кубалахская, Восточно-Кубалахская, Логатская, Владимирская площади) отложения свиты практически полностью заглинизированы. Проницаемые породы свиты сложены мелко-средне-зернистыми песчаниками, ФЕС которых с глубиной ухудшаются. В отложениях вымской свиты открыто одно, мелкое по своим запасам (до 10 млн.т УУВ), газовое месторождение на Балахнинской площади. Кроме того, незначительные газопроявления были отмечены на Новой, Кубалахской и Восточно-Кубалахской площадях. Флюидоупором для проницаемых отложений вымской свиты служит леонтьевская свита. Свита сложена преимущественно аргиллитами, с прослоями алевролитов и песчаников. В сводовых частях Волочанского и Владимирского мезовалов отложения свиты полностью размыты. Емкостные и фильтрационные свойства пород свидетельствуют о хороших изолирующих свойствах флюидоупора, качество которого является довольно высоким.

Малышевский резервуар, представлен проницаемыми отложениями одноимённой свиты, которые в западной и центральной частях территории исследования перекрываются глинистой толщей гольчихинской свиты, а на юге в прибортовых частях прогиба – точинской свитой. Малышевская свита в западной части территории исследования (район Джангодской площади) сложена ритмичным чередованием пачек алевролитов, песчаников и аргиллитов. На востоке Енисей-Хатангского регионального прогиба малышевская свита практически полностью заглинизирована. В этом районе свита сложена аргиллитами, с редкими прослоями алевролитов, и вместе с маломощной леонтьевской свитой служит флюидоупором для песчаных пластов нижележащей вымской свиты. Незначительные газопроявления в пределах резервуара отмечены на Джангодской, и Новой площадях. Флюидоупором для малышевской свиты в западной части Енисей-Хатангского регионального прогиба служит мощная глинистая толща верхнеюрского возраста – гольчихинская свита, сложенная преимущественно аргиллитами серыми, темно-серыми, почти черными, часто тонкоплитчатыми с прослоями темно-серых мелкозернистых глинистых алевролитов, соответствующих фациям мелководного шельфа. Флюидоупор характеризуется однородным строением, песчанистость его почти на всей территории развития нулевая или близка к нулю, что позволяет оценить качество флюидоупора как весьма высокое. На юге прогиба, в прибортовой его части, узкой полосой протягивается зона распространения глинистых отложений точинской свиты, являющейся флюидоупором малышевского резервуара в районах развития сиговской свиты верхней юры.

Верхнеюрский НГК

В составе верхнеюрского НГК выделяется сиговский резервуар, с проницаемой частью, представленной сиговской свитой, которая перекрывается флюидоупором яновстанской свиты в западной части территории исследования, и её аналога букатыйской свиты на востоке. По аналогии с западными районами Енисей-Хатангского прогиба распространение сиговского резервуара прогнозируется узкой полосой вдоль границы с Сибирской платформой. В западной части ЕХРП (Джангодская площадь) сиговская свита представлена глинисто-алевролито-песчаной толщей, в разрезе которой песчаноалевритовые и песчанистые разности пород преобладают над глинистыми. Породы средне и мелкозернистые иногда гравелитистые, кое-где встречаются плоские гальки и линзы темно-серых и бурых аргиллитов. В составе свиты выделяется несколько песчаных пластов, разделённых глинистыми перемычками. В исследуемом районе притоков нефти и газа из пластов сиговского резервуара получено не было, однако его газоносность доказана в западной части ЕнисейХатангского регионального .Газопроявления отмечены также на Озерной площади. Флюидоупором для проницаемых отложений сиговского резервуара, как отмечалось выше, служит яновстанская свита. Аргиллиты и алевролиты яновстанской свиты в основном непроницаемы, однако в некоторых трещиноватых породах проницаемость достигает 0,47 * 10-15 м2. При нулевой или близкой к нулю песчанистости и высокой степени однородности яновстанской свиты, качество флюидоупора оценивается как весьма высокое.

Нижнемеловой НГК

Нижнемеловой НГК развит в пределах всей территории Енисей-Хатангского НГО, объединяет отложения нижнехетской, суходудинской, малохетской и яковлевской продуктивных толщ. В пределах рассматриваемой территории вскрыт всеми скважинами. Региональную покрышку для комплекса, по-видимому, образуют глинистые пачки в нижней и средней частях яковлевской свиты. Локальные глинистые покрышки развиты внутри каждой продуктивной толщи. Продуктивность нижнемелового комплекса установлена лишь в западной части Енисей-Хатангской НГО. Газопроявления отмечались также в пластах нижней подсвиты. Нижнехетская свита, залегающая в основании мелового комплекса, представлена переслаиванием алевролитов и аргиллитов. Область распространения песчаных пластов нижнехетской свиты, как и у сиговской свиты, прогнозируется узкой полосой вдоль границы с Сибирской платформой. Суходудинская свита в разрезах скважин Кубалахского вала и Логатской площади представлена переслаиванием алевролитов, аргиллитов и песчаников. На Массоновской площади в разрезе суходудинской свиты мощность и количество проницаемых песчано-алевритовых пластов значительно возрастает и уменьшается мощность и количество глинистых. По данным интерпретации материалов ГИС все проницаемые пласты водонасыщенные. В процессе бурения нефтегазопроявления не отмечались. Малохетская свита представлена преимущественно песчаниками с прослоями алевролитов. В пределах Волочанского и Балахнинского мезовалов отложения малохетской свиты размыты. Яковлевская свита сложена алевролитами, аргиллитами и песчаниками. Последние в верхней половине разреза свиты играют доминирующую роль.

Верхнемеловой НГК. Верхнемеловой НГК объединяет песчаные долганскую и насоновскую толщи, разделенные в разрезе Кубалахского вала алевролито-глинистой дорожковской толщей. Региональной покрышкой для комплекса является глинистая мессояхская свита. Проницаемые горизонты развиты по всему разрезу долганской и насоновской свит. По данным ГИС проницаемая часть комплекса характеризуется как водонасыщенная.

Как было сказано ранее в пределах восточной части ЕХРП в 1975 году открыто, мелкое по своим запасам (до 10 млн.т УУВ), Балахнинское месторождение газа (рис 1.4.1, 1.4.2) приуроченое к одноимённой антиклинали, которая осложняет Балахнинский мегавал. В среднеюрских отложениях эта антиклиналь имеет блоковое строение с северо-восточным простиранием и размерами 150 х 20 км, амплитудой 800 м. В породах вымского горизонта обнаружены залежи пласта ВМ-I в каждом из трёх блоках антиклинали. Каждая залежь пласта ВМ-I имеет самостоятельные газоводяные контакты (ГВК). Наиболее изученная залежь - залежь северо-восточного блока. Она приурочена к пласту песчаников в кровле резервуара. Средние значения открытой пористости песчаных пород составляют 18 %, газопроницаемость не превышает 40 * 10-15 м2. Дебит газа из залежи составил 50 тыс. м3/сут. По составу газ метановый (содержание СН4 – 97 %). По типу ловушки залежь относится к пластовым, сводовым, дизъюнктивно экранированным (Конторович 2011).


Рис. 1.4.1 Балахнинское месторождение Структурная карта по кровле пласта ВМ-I 1 - стратоизогипсы (м), насыщение залежи: 2 - газом, 3 - водой; 4 - разрывные нарушения; 5 скважины, 6-линиягеологическогоразреза.(Конторович,2011)


Рис. 1.4.2 Балахнинское месторождение геологический разрез.

Породы: 1- аргиллиты, 2- песчаники; насыщение песчаников: 3- газом, 4- водой. (Конторович 2011).


Глава 2. Гидрогеологические условия

2.1 Методика исследований. Принципы гидрогеологической стратификации разреза.

Гидрогеологическая стратификация лежит в основе любых гидрогеологических исследований. При гидрогеологическом картировании основной задачей является расчленение геологического разреза на водоносные и водоупорные толщи. Разработке теоретических основ гидрогеологической стратификации в целом и осадочных бассейнов Сибири посвящены многочисленные работы Н.И. Толстихина, А.М. Овчинникова, М.С. Гуревича, Н.А. Маринова, А.С. Рябченкова, Е.В. Пиннекера, А.А. Карцева, В.Н. Корценштейна, Б.Ф. Маврицкого, А.А. Розина, П.П. Климентова, У. Рихтера, В.А. Кирюхина, О.В. Равдоникас, Дж. Джетеля, Н.В. Роговской, А. Турнера, К.П. Караванова, Л.А. Островского, С.Л. Шварцева, В.Б. Торговановой, Н.М. Кругликова, С.Г. Бейрома, Ю.К. Смоленцева, В.В. Нелюбина, Б.П. Ставицкого, В.М. Матусевича, П.А. Удодова, А.Д. Назарова, Ю.П. Гаттенбергера, Н.Ф. Чистяковой и многих других .

Они и разработали терминологическую базу, основные принципы, критерии, методы и приёмы расчленения единой гидрогеологической системы на основные элементы (водные объекты) и предложили стратификационные схемы, которые отражают как методическую часть, так и специфику гидрогеологического строения конкретных регионов.

При расчленении разрезов в гидрогеологической стратификации используют следующие основные гидрогеологические подразделения: водоносный горизонт, водоносный комплекс и водоносный этаж.

· Водоносный горизонт – наиболее мелкая таксономическая единица, представляющая собой относительно выдержанную по площади и в разрезе насыщенную гравитационной водой, одно- или разновозрастную толщу горных пород. В гидродинамическом отношении данная толща – одно целое (Словарь…, 1961, Щварцев, 1996).

Водоносный горизонт может быть представлен как одним, так и несколькими слоями водонасыщенных пород, различающихся или сходных по возрасту, литологическому составу и фильтрационным свойствам. В первом случае он будет простым однослойным, во втором – сложным слоистым, двухслойным или многослойным.

· Водоносный комплекс это более крупное гидрогеологическое подразделение, яем водоносный этаж, и он представляет собой выдержанную в разрезе, имеющую региональное распространение водонасыщенную толщу одновозрастных или разновозрастных и разнородных горных пород, которая ограничена сверху и снизу регионально выдержанными водоупорными (или относительно водоупорными) пластами, почти исключающими или затрудняющими гидравлическую связь с другими смежными водоносными комплексами и тем самым обеспечивающими присущие данному комплексу определенные особенности гидродинамического и гидрогеохимического режима (Словарь…, 1961, Щварцев, 1996).

· Водоносный этаж – самая крупная единица гидрогеологиечской стратификации. Под гидрогеологическим этажом следует понимать совокупность водоносных комплексов, ограниченных или только снизу, или сверху и снизу мощными регионально выдержанными в пределах водонапорной системы толщами водоупорных пород (Словарь…, 1961, Щварцев, 1996).

Основными критериями выделения водоупорных и относительно водоупорных толщ в разрезе являются литологический и минералогический составы пород и их физические свойства. В качестве непосредственных показателей установления изолирующих свойств водоупорных толщ следует опираться на показатели гранулометрического состава, пористости, проницаемости, поглотительной способности глинистых пород.

Выделения водоносных горизонтов базировалось на определении водоупорных и водовмещающих толщ по данным каротажа скважин. Комплекс каротажа включал в себя данные кажущегося сопротивления (КС) и потенциала собственной поляризации (ПС). Интерпретация диаграмм ПС и КС сводилась к определению границ и оценке литологической характеристики пластов. Соответственно песчаные пласты внутри мелких стратиграфических подразделений (свит) интерпретировались в ходе исследования как водоносные горизонты, мощные глинистые и алевритистые пласты интерпретировались как локальные флюидоупоры, отделяющие водоносные горизонты друг от друга.

На каротажной кривой ПС при постоянстве минерализации и химического состава амплитуда зависит только от адсорбционной способности и распределения глинистого материала в породе. Песчаники характеризуются пониженными значениями ПС, а аргиллиты – повышенными, все промежуточные разности, при высокой степени дифференцированности ПС, были отнесены к алевролитам. На диаграммах КС наблюдается при этом обратная картина, т.е. отложения с высоким содержанием глинистого материала характеризуются низкими значениями КС, а с низким содержанием – высокими значениями, однако если песчаник водонасыщенный, то значения КС резко падают, а в нефте- и газонасыщенном, наоборот повышаются. Пример каротажа скважины представлен на рисунке 2.1.1

Рис. 2.1.1 Пример совместной интерпретации диаграмм ПС и КС по геолого-геофизическому разрезу скважины ( Латышева и др., 2007)/ 1- глина, 2 – песчаник, 3 – известняк, 4 – глинистый песчаник, 5- нефть, 6 – вода, 7 – точки перегиба кривой ПС

Методика расчленения и корреляция юрско-мелового разреза восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба.

Для расчленения и корреляции юрско-мелового разреза использовался комплекс геофизических методов исследований скважин, включающий: потенциал самопроизвольной поляризации (ПС), электрический каротаж (зонды кажущихся сопротивлений КС). В программе LasLog был выстроен каротаж по нескольким скважинам, все скважины были разбиты посвитно и выделены (на основе диаграмм ПС и КС) песчаные и глинистые слои по всему разрезу осадочного чехла (таблица 3).


Шараповская свита

В интервалах свиты диаграммы ПС имеют среднедифференцированный характер, и среди нихсвиты выделяются высокие отрицательные аномалиии.

Китербютская свита

Диаграммы ПС монотонны, здесь практически отсутствуют отрицательные аномалии, недифференцированные.

Надояхская свита

Диаграммы ПС имеют среднедифференцированный характер и высокие отрицательные аномалии. Вид диаграмм ПС имеет общее сходство с диаграммами ПС шараповской свиты.

Лайдинская свита

Диаграммы ПС свиты характеризуются стабильными высокими отрицательными значениями и низкой дифференцированностью. Диаграммы КС имеют сильнодифференцированный характер.

Вымская свита

Диаграммы ПС характеризуются стабильными отрицательными значениями и низкой дифференцированностью. Диаграммы КС имеют среднедифференцированный характер

Леонтьевская свита

Диаграммы ПС низкодифференцированные Встречаются редкие и незначительные по амплитуде отрицательные аномалии ПС. Диаграммы КС имеют слабодифференцированный характер

Малышевская свита

Диаграммы ПС имеют высокодифференцированный характер. Высокая дифференциация диаграмм указывает на переслаивание пород с различными электрофизическими свойствами и характером насыщения.

Гольчихинская свита

Диаграммы ПС среднедифференцированы.

Нижнехетская свита

Диаграммы ПС имеют среднедифференцированный характер. Количество отрицательных аномалий отвечает большому количеству песчаного материала.

Суходудинская свита

Диаграммы ПС имеют сильнодифференцированный характер, что отражает переслаивание пород различного состава.

Малохетская свита

Диаграммы ПС имеют сильнодифференцированный характер, как и диаграммы КС. Такая сильная дифференциация свидетельствует о том, что свита состоит из чередующихся пачек песков и глин.

Яковлевская свита

Яковлевская свита
Диаграммы ПС имеют сильнодифференцированный характер. На диаграммах ПС наблюдается четкая периодичность разноамплитудных аномалий, что отражает переслаивание пород различного состава.

Долганская свита

На большей части территории исследования диаграммы ПС представлены отрицательной аномалией. Характер диаграмм слабо дифференцированный, с крайне редкими положительными аномалиями, связанными с маломощными прослоями глин

Дорожковская свита

Диграммы ПС имеют слабодифференцированный характер. Значения ПС достаточно низки, что указывает на преимущественно песчаный состав свиты.

Насоновская свита

По диаграммам ПС значения меняются с низко аплитудных до высоко амплитудных, что соответствует чередованию песчанистых и глинистых слоев. По каротажным диаграммам можно выделить преимущественно глинистые и песчанистые пачки.

Салпадаяхинская свита

Присутствуют повышенные значения диаграммы ПС, что указывает на глинистый состав пород.

Танамская свита

Амплитуды ПС сильно дифференцированы, отмечается чередование высоких и низких значений, что позволяет сказать о переслаивании песчаных и глинистых пачек.

Таблица 3.


2.2. Гидрогеологическая стратификация

Опираясь на принятую гидрогеологическую стратификацию Западно-Сибирского мегабассейна, выделяют два водоносных этажа (сверху вниз); 1) верхний – четвертичных и верхнемеловых отложений и 2) нижний – меловых, юрских отложений и образований палеозойского фундамента. В пределах нижнего водоносного этажа можно выделить четыре водоносных комплекса (сверху – вниз): апт-альб-сеноманский, неокомский, нижне-среднеюрский. Все выделенные мезозойские комплексы сложены преимущественно проницаемыми песчано-алевролитовыми породами, которые разделяются аргиллито-глинистыми водоупорами. Верхний водоносный этаж представлен верхнемеловым гидрогеологическим комплексом.

На основе каротажных данных по скважинам Новая 2 и Массоновская 363, автором была составлена схема стратификации для юрских и меловых отложений (Приложение 1). Ниже представлена полная характеристика водоносных горизонтов выявленных на территории восточной части Енисей-Хатагского регионального прогиба.

Нижний водоносный этаж.

Нижне-среднеюрский водоносный комплекс объединяет семь водоносных горизонтов (снизу-вверх): 2(J1p3) нижний плинсбахский, 2(J1p2) средний плинсбасхский, 2(J1p1) верхний плинсбасхский, 2(J1t) тоарский, 2(J1a) ааленский, 2(J2b) байоский, 2(J2bt) батский. Батский горизонт представлен переслаиванием песчаников, алевролитов и аргиллитов, горизонт выделяется большой мощностью (около 800 м), аргиллитовые прослойки маломощны, поэтому они не могут влиять на водоносность данного горизонта. Байоский горизонт представлен существенно опесчанениой алевритовой фракцией. Горизонт маломощен, мощность достигает первых десятков метров. Ааленский горизонт представлен в основном песчаниками, с редкими включениями опесчаненого алевролита. Мощность горизонта достаточно высокая (800-850 м). Тоарский горизонт представлен преимущественно песчаниками, мощностью 100-110 м. Первый плинсбахский горизонт сложен песчаниками с небольшими алевролитовыми прослоями, в строении этого горизонта выделяется следующая закономерность: песчаники распологаются в центре горизонта, сверху и снизу горизонт сложен алевролитами. Мощность горизонта 100 м. Второй плинсбахский горизонт сложен алевролитами и песчаниками, данный горизонт имеет общее строение с первым плинсбахским горизонтом, мощность горизонта 80-100 м. Третий плинсбахский горизонт сложен алевролитами и песчаниками, но в отличии от первого и второго плинсбахского горизонтов, третий плинсбахский горизонт имеет прямо противоположное строение: существенное опесчаневание у него достигается в верхнем и нижнем краю, в середине горизонт сложен преимущественно опесчанными алевролитами.

Между собой горизонты разделены глинистыми водоупорами. Водоупоры представлены глинистыми и глинисто-алевритовыми толщами.

Неокомский водоносный комплекс представлен тремя водоносными горизонтами: 2(K1g1) верхний готеривский, 2(K1g2) нижний готеривский и 2(К1b) берриасский горизонты. Первый готеривский горизонт сложен преимущественно опесчанеными алевролитами с незначительными по своей мощности прослоями глин, которые ввиду своей маломощности не могут влиять на водоносные свойства горизонта. Данный горизонт имеет небольшую мощность, колеблющуюся в переделах 130-150 м. Второй готеривский горизонт представлен переслаиванием песчаников, опесчаненных алевролитов и аргиллитов. В пределах горизонта выделяется четкая зональности, а именно в верхней части горизонт представлен в основном глинами (маломощными), алевролитами и песчаниками, напротив в нижней части горизонт сложен исключительно песчаниками. Горизонт имеет очень большую мощность около 2 км. Между собой горизонты разделены глинисто-алевролитовым маломощным водоупором.

Апт-альб-сеноманский водоносный комплекс сложен пятью водоносными горизонтами: 2(K1ap) аптский, 2(K1ab)2 второй альбский, 2(K1ab)1 первый альбский, 2(K2c)2 второй сеноманский, 2(K2c)1 первый сеноманский. Первый сеноманский горизонт сложен породами песчано-алевритового состава, с редкими и маломощными прослоями глин. Горизонт имеет изменяющуюся мощность, до 1000 м. Второй сеноманский горизонт по строению и составу похож на первый сеноманский горизонт, но отличающийся большей мощностью до 400 м. Первый альбский горизонт сложен преимущественно опесчаненными алевролитами с редкими прослоями глин. Горизонт имеет небольшую мощность около 100 м. Второй альбский горизонт представлен песчаниками с маломощным включением глин. Сам горизонт имеет маленькую мощность около 40 м. Аптский горизонт сложен песчаниками, глинами и в большинстве опесчаненными алевролитами. Горизонт имеет мощность 140 м.

Все водоносные горизонты представлены чередованием песчаных, алевритовых и аргиллитовых толщ. Водоносные горизонты разделены водоупорами преимущественно глинистого состава.

Верхний водоносный этаж.

Верхнемеловой водоносный комплекс представлен 2(K2m) маастрихтовым, 2(K2ca) кампанским и 2(K2k) коньякским иводоносными горизонтами. Маастрихтский горизонт сложен преимущественно песками с алевролитами по краям, горизонт имеет мощность до 110 м. Кампанский горизонт сложен преимущественно песчано-алевритовыми породами. В составе горизонта выделяется следующая закономерность: в верхней части горизонт сложен алевритовой фракцией, которая уменьшается к середине горизонта и ближе к нижнему краю переходит в песчанистую фракцию. Горизонт имеет небольшую мощность (до 160 м). Коньякский горизонт представлен переслаиванием песчаников с алевролитами с небольшим глинистым прослоем в краевой части. Горизонт имеет мощность 100м. Туронский горизонт имеет большую мощность и сложен в основном песчаниками с редкими прослоями алевролитов. Водоносные горизонты разделены между собой глинистыми породами-водоупорами.

Детальный анализ восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба показал, что разрез очень сложен, так как в нем присутствуют значительные по мощности толщи подвергшиеся опесчаниванию или глинизации, что стало предпосылкой для проведения автором расчленения гидрогеологического разреза восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба на четыре типа структур (рис. 2.2.1). Первый тип характеризуется наиболее полным разрезом, в нем присутствуют все водоносные комплексы и водоносные горизонты, такой тип разреза можно увидеть на скважинах Массоновская 363 и Новая 2. Территориально такой тип приурочен к Новому валу и Балахнинскому наклонному мезовалу. Второй тип характеризуется почти полным отсутствием нижне-среднеюрского водоносного комплекса (Волочанская 1). Второй тип расположен на территории Рассохинского наклонного мегавала. Третий тип характеризуется частичным размывом и глинизациией неокомского и нижне-средненеюрского водоносных комплексов (Кубалахская, Западно-Кубалахская). Третий тип встречен на восточной части Балахнинско-Рассохинской наклонной гряды. Четвертый тип характеризуется полным отсутствием неокомского и практически полным размывом нижне-среднеюрского водоносных комплексов и частичным размывом Нижне-среднеюрского водоносного комплекса (Владимирская 22). Данный тип встречается на территории Владимирского вала.


Рис. 2.2.1 Схема гидрогеологического районирования.


Глава 3. Термобарические условия.

3.1 Геотермический режим недр

Температурные условия оказывают решающее влияние на процессы нефтегазообразования и размещения скоплений УВ различного физико-химического состава и фазового состояния. (Зорькин, Суббота, Стадник Нефтегазопоисковая гидрогеология). Так при изменении регионального температурного фона, можно наблюдать качественную и количественную смену залежей углеводородов.

Исследованию геотермических условий осадочного чехла Западно-Сибирского мегабассейна посвящены работы: Ф.Г. Гурари, Н.В. Дубровой, Ю.Г. Зимина, А.Э. Конторовича, Н.М. Кругликова, А.Р. Курчикова, Б.Ф. Маврицкого, У.И. Моисеенко, В.Ф. Никонова, А.А. Розина, С.И. Сергиенко, Б.П. Ставицкого, В.Б. Торговановой, А.А. Трофимука, Э.Э. Фотиади, П.Ф. Швецова и других. В них отражены материалы, характеризующие геотермическое поле, так же проведено описание распределения температуры и геотермического градиента (Маврицкий, 1962; Торгованова и др., 1960; и др.).

Анализ геотермических данных по гидрогеологическим комплексам восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба, показал что на исследуемой территории выявлена регрессионная зависимость температуры от глубины (рис. 3.1.1; 3.1.2; 3.1.3). Одной из особенностей территории является обширное распространение многолетнемерзлых пород, мощность толщи которых достигает 750 м. (рис. 3.1.1; 3.1.2; 3.1.3).



Рис. 3.1.1 Графики распределения градиентов температур с глубиной на Балахнинской площади.

Рис. 3.1.2 Графики распределения градиентов температур с глубиной на Владимирской и Новой площадях.

Рис. 3.1.3 Графики распределения градиентов температур с глубиной на Западно- и Восточно-кубалахских площадях.

Нижнесреднеюрский гидрогеологический комплекс характеризуется повышенными пластовыми температурами, которые, в самых прогретых частях прогиба, достигают 200оС (рис. 3.1.4).

На карте распределения пластовых температур по кровле верхнеюрских отложений температуры варьируются в интервале от 0 до 110 0С. Более прогретые толщи находятся в осевой части прогиба. Максимальные значения (90-1100С) приурочены к Массоновской площади и к Боганидско-Жданихинскому наклонному желобу. Самые низкие температуры (0-100С) наблюдаются в краевых частях прогиба (рис. 3.1.5).

Неокомскому гидрогеологическому комплексу свойственны температуры, варьирующиеся от 0 0С до 35 0С. По краям территории, а так же в районе Балахнинской, Новой и Владимирской площади наблюдается распространение многолетнемерзлых пород. Максимальные температуры замечены на территории Богданидско-Ждахнинского наклонного желоба. (рис. 3.1.6)

Основным отличием апт-альб-сеноманского гидрогеологического комплекса является обширное распространение толщи многолетнемерзлых отложений. На остальной территории температуры не превышают 10 0С (рис. 3.1.7).


Рис. 3.1.4. Карта пластовых температур в кровле триас-палеозойского водоносного комплекса. (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).

Рис. 3.1.5. Карта пластовых температур в кровле верхнеюрского водоносного комплекса. (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).

Рис. 3.1.6. Карта пластовых температур в кровле неокомского водоносного комплекса. (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).

Рис. 3.1.5. Карта пластовых температур в кровле апт-альб-сеноманского водоносного комплекса. (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).


3.2. Гидродинамическе условия

Выделение зон с различными гидродинамическими режимами и анализ основных гидродинамических факторов способствует выявлению гидрогеологических условий формирования залежей нефти и газа, а так же их сохранения. Изучением динамики подземных вод Западной Сибири было начато в середине пятидесятых годов двадцатого века. В трудах И.В. Гормонова, В.И. Дюпина, С.В. Егорова, Ю.Г. Зимина, А.Э. Конторовича, В.А. Кошляка, Н.М. Кругликова, А.Р. Курчикова, Б.Ф. Маврицкого, В.М. Матусевича, В.В. Нелюбина, А.Д. Резника, А.А. Розина, Б.П. Ставицкого, Ю.К. Смолянцова, В.В.Трушкина, В.К. Федорова и других исследователей обобщена накопленная информация (Кругликов и др., 1985; Курчиков, 1992; Трушкин, 2000).

Гидродинамика, или, как ее традиционно называют, динамика подземных вод, – отрасль гидрогеологии, в которой изучаются закономерности движения вод в земной коре, и разрабатывается математическая теория этого движения с целью количественной оценки условий формирования и управления режимом, балансом, ресурсами и качеством подземных вод, изменяющихся под влиянием естественных и искусственных факторов (Гавич, 1988).

При анализе гидродинамических условий территории исследования были изучены и обобщены все доступные материалы. Для расчета коэффициентов гидродинамического поля использовалась формула, предложенная М.Б. Букаты с соавторами (Букаты, Зуев, 1990, Букаты, 1992): Кнгп=Pпл/Pуг,

где Рпл – пластовое давление, Руг – условное гидростатическое давление на глубине замера Рпл.

В нижнесреднеюрском гидрогеологическом комплексе наиболее распространены давления 30-40 Мпа. Максимальные пластовые давления достигают 70 Мпа (рис. 3.2.1).

Верхнеюрский гидрогеологический комплекс, в основном, характеризуется средними давлениями. Повышенные давления приурочены к Массоновской площади и в структурном плане трассируют контуры Боганидско-Жданихинский наклонного желоба. Пониженные давления приурочены в основном к северной и южной границе исследуемой территории, в структурном плане характеризующиеся Северно-Сибирской мегамоноклизой (рис. 3.2.2).

Неокомский гирогеологический комплекс характеризуется нормальными пластовыми давлениями (13-16 МПа). Пониженные давления характерны для краевых частей прогиба, повышенные приурочены к юго-западному краю Богданинска-Ждахинского наклонного желоба (рис 3.2.3).

Для Апт-альб-сеноманского гидрогеологического комплекса характерны давления ниже среднего (4-8 МПа), минимальные давления наблюдаются в краевых частях ЕХРП и приурочены к Северно-Сибирской мегамоноклизе (рис. 3.2.4).

Рис. 3.2.1. Карта прогнозных пластовых давлений в кровле триас-палеозойского гидрогеологического комплекса. . (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).

Рис. 3.2.2. Карта прогнозных пластовых давлений в кровле верхнеюрского гидрогеологического комплекса. . (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).

Рис. 3.2.1. Карта прогнозных пластовых давлений в кровле неокомского гидрогеологического комплекса. . (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).

Рис. 3.2.1. Карта прогнозных пластовых давлений в кровле апт-альб-сеноманского гидрогеологического комплекса. . (Ватолина И.В., Кох А.А., Новиков Д.А., Садыкова Я.В., Сараев М.М., Сухорукова А.Ф.).


Глава 4. Геохимия подземных вод и водорастворенных газов

4.1 Статистическое обоснование гидрогеохимического фона

Из-за большого разнообразия химического состава подземных вод ученые занимаются поиском путей их систематизации, которая должна установить взаимосвязи химического состава подземных вод с литолого-фациальными особенностями водовмещающих пород, гидродинамическими условиями потока и залежами УВ. Этим вопросом занимались: О.А. Алекин, В.А. Александров, Т.П. Афанасьев, Л.С. Балашов, Е.Е. Белякова, М.Г. Валяшко, В.И. Вернадский, Б.В. Дерягин, О.С. Джикия, А.И. Дзенс-Литовский, А.М. Жирмунский, И.К. Зайцев, В.В. Иванов, Н.К. Игнатович, Г.Н. Каменский, А.А. Козырев, В.Н. Корценштейн, Н.С. Курнаков, О.К. Ланге, А.Ф. Лебедев, В.М. Левченко, Б.Л. Личков, Г.А. Максимович, Г.А. Невраев, А.М. Овчинников, А.Н. Павлов, Е.В. Пиннекер, К.Е. Питьева, Е.В. Посохов, В.А. Приклонский, Ф.П. Саваренский, В.С. Самарина, Е.М. Сергеев, Н.Н. Славянов, В.А. Сулин, Н.С. Спиро, Н.И. Толстихин, А.С. Уклонский, В.Н. Шемякин, С.А. Щукарев, Г.П. Якобсон и другие.

Ввиду ограниченного числа проб по комплексам статистический анализ не проводился. Составлена серия гистограмм распределения минерализации, концентраций макро- и микрокомпонентов подземных вод восточной части ЕХРП.

Большое число анализируемых признаков требует использования комплексного статистического анализа, который позволяет вычислить степень различия между изучаемым объектом и каждым эталоном из системы критериев. Минимальное различие между ними дает возможность утверждать о подобии изучаемого параметра, которое устанавливается пороговым значением, вероятностью его появления. При любом пороговом значении решение формируется так, чтобы оно было оптимальным при заданном эталоне. Стоит помнить, что статистический анализ дает возможность формально разделить исходную информацию на отдельные составные элементы, частично позволяет вскрыть причинно-следственные связи. Возможность применения статистической теории в условиях неопределенности к построению прогнозных оценок подробно рассмотрены (А.А. Бугайцом и Л.Н. Дуденко,1976).

Проведение корреляционного анализ позволило установит тесноту линейной связи между переменными, выражающуюся коэффициентом корреляции (коэффициент принимает значения от -1 до 1, знаком «-» обозначает обратную связь). Чем ближе коэффициент к 1 тем теснее линейная связь. При величине коэффициента корреляции менее 0,3 связь оценивается как слабая, от 0,31 до 0,5 — умеренная, от 0,51 до 0,7 —значительная, от 0,71 до 0,9 — тесная, 0,91 и выше — очень тесная (Балинова, 2005).

Для практических целей используются значительные, тесные и очень тесные связи. Анализ корреляционных связей между концентрациями химических элементов и соединений (Na, K, Ca, Mg, Cl, HCO3, I, Br, B) и общей минерализацией, позволил уточнить особенности геохимии подземных вод исследуемых комплексах. (табл. 4).

В подземных водах восточной части Енисей-Хатангского регионального прогиба очень тесные связи наблюдаются между величиной общей минерализации и натрием (0,99), хлором (0,99), бромом (0,99), так же между натрием и хлором (1,00) и натрием и бромом (1,00) и между бромом с магнием (0,91) и хлором (1,00). Тесная связь замечена между магнием (0,88), кальцием (0,87), и величиной общей минерализации, так же между магнием (0,90), кальцием (0,83) и натрием. Кальций тесно связан с магнием (0,75), хлором (0,83), бромом (0,86). Тесная связь между магнием и хлором (0,92) и магнием и бором (0,88). Бор тесно связан с хлором (0,74) и с бромом (0,72). Значительная связь наблюдается только у бора с величиной общей минерализации (0,70), калия и сульфид иона (0,68) и йода с бором (0,51).

Тем самым, применяя различные статистические методы можно определить и отбросить плохие признаки, сформировав тем самым меньший набор лучших признаков.

Таблица 4 Корреляционные связи между концентрациями химических элементов и соединений и минерализацией в подземных водах восточной части ЕнисеХатангского регионального прогиба


4.2 Особенности состава подземных вод

Подземные воды – это сложные химические растворы, которые содержат в своем составе все известные химические элементы в виде простых и сложных ионов (макро-и микрокомпоненты), комплексных соединений, растворенных или газообразных молекул, изотопов, живых и мертвых микроорганизмов и водорастворенного органического вещества (Шварцев, 1996).

Все элементы делятся на макро- и микрокомпоненты, причем основная соленость воды зависит от макрокомпонентов. Один из ключевых вопросов в гидрогеохимии, это выяснение происхождения главных ионов (Na+, Ca2+, Mg2+, Cl-, SO42-, НСО3-), составляющих 90-95% всех растворимых в воде солей, именно этими ионами определяется химический тип воды. С другой стороны, на состав вод влияют: состав пород, вмещающих воду, фациальные обстановки накопления водовмещающих и изолирующих пород, тип тектоники, особенность динамики подземных вод и процессов, происходящих в системе «вода-порода-газ-органическое вещество» (Садыкова, 2012)

При интерпретации гидрогеохимических данных были установлены характеристики гидрогеохимического поля. Для изучаемой территории составлены распределения концентраций химических элементов для основных гидрогеологических комплексов. В пределах изучаемого гидрогеологического разреза восточной части ЕХРП выявлены подземные воды разного химического состава. Преобладают воды (по С.А. Щукареву) хлоридного натриевого типа, гидрокарбонатно-хлоридного натриевого и хлоридно-гидрокарбонатного натриевого (рис. 4.2.1).

Рис. 4.2.1 Типы подземных вод.

Натрий (Na+) – самый распространенный в подземных водах катион, а так же натрий относится к основным солеобразующим макрокомпонентам. Натрий это консервативный элемент, так как он не участвует ни в биохимических, ни в химических процессах, заметно не поглощается ни органическим, ни минеральным веществом(Смирнов, 1974). Натрий практически в равной степени присутствует во всех типах вод. Его наибольшие концентрации характерны для высокоминерализованных Cl–Na вод. Зависимость содержания Натрия от величины общей минерализации, показывает на то, что содержание натрия повышается с увеличением общей минерализации (рис. 4.2.2). В пределах изученных комплексов содержание натрия варьируется от 774,4 до 5682,32 мг/л. В верхнеюрском водоносном комплексе концентрация натрия изменяется в пределах 3592,3-5540,03 мг/л, в нижнесреднеюрском: 680,94-5682,32 мг/л, в неокомском принимает значение 774,4 мг/л.


Рис. 4.2.2 Зависимость концентрации натрия от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Кальций (Ca2+). В воде растворенный кальций находится в виде ионов Ca2+ и электрически нейтральных пар CaSO4. Кальций - неконсервативный элемент, у него хорошо выражен карбонатный барьер растворимости, кальций характеризуется высокой энергией поглощения и интенсивно сорбируется горными породами. На высоких глубинах один из главных факторов свободной миграции кальция является отсутствие барьера растворимости (Смирнов, 1974; Самарина, 1977). Наблюдается слабая зависимость содержания кальция от величины общей минерализации (рис. 4.2.3). Фоновые значения концентрации кальция изменяются от 2,55 до 120,24 мг/л. Максимальное значение концентрации выявлено в нижнесреднеюрском водоносном комплексе, где оно достигает 120,24 мг/л. В подземных водах верхнеюрского водоносного комплекса концентрация кальция варьируется от 22,36
до 42,14 мг/л, в неокомском комплексе величина равна 24 мг/л.

Рис. 4.2.3 Зависимость концентрации кальция от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Магний (Mg2+). В воде растворенный магний находится в виде ионов Mg2+ и электрически нейтральных пар MgSO4. Содержание Mg2+ изменяется закономерно, в соответствии с величиной общей минерализации (рис. 4.2.4). По химическим свойствам ионы магния и кальция близки. Фоновые концентрации магния во всех комплексах колеблются в интервале 0-39,65 мг/л. Содержание магния в верхнеюрском комплексе изменяется от 21,39 до 39,65 мг/л, в нижнесреднеюрском от 0 до 32,78 мг/л, в неокомском магния не обнаружено.

Рис. 4.2.4 Зависимость концентрации магния от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Хлор (Cl-). У хлора отсутствует барьер растворимости и химический барьеры, следовательно, его можно считать консервативным элементом. Глубина залегания и возраст вмещающих отложений не влияет на концентрацию хлора. Хлор может свободно мигрировать, и с ростом минерализации его содержание увеличивается (Смирнов, 1974; Самарина, 1977). На рисунке 4.2.5 наблюдается отчетливое увеличение концентрации хлора с ростом общей минерализации. Фоновые значения концентрации хлора во всех изученных водоносных комплексах изменяются от 535,20 до 8569,74 мг/л. В водах верхнеюрского комплекса концентрация хлора варьируется от 5246,86 до 8393,31 мг/л, в нижнесреднеюрском водоносном комплексе от 412,01 до 8569,74 мг/л, в неокомском комплексе от 535,20 до 603,5 мг/л.

Рис. 4.2.5 Зависимость концентрации хлора от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Сульфат-ион (SO42-). У сульфат-иона присутствует биохимический барьер, он восстанавливается до H2S- сульфатредуцирующими микроорганизмами и это препятствует свободной миграции SO42-. В дальнейшем геохимическая эволюция сульфат-иона выглядит как биохимическое восстановление и фиксация сульфидной серы в твердых осадках (главным образом в виде пирита). SO42-ион может поступать из растворяющихся сульфидов металлов (пирит, содержащийся в глинистых породах), органического вещества (где сера присутствует в виде сераорганических соединений) (Смирнов, 1974; Самарина, 1977). Зависимости концентрации сульфат иона от глубины и общей минерализации не наблюдается (рис. 4.2.6). В верхнеюрском водоносном комплексе фоновая концентрация колеблется в пределах 30-74,07 мг/л, в нижнесреднеюрском 26,30-177,61 мг/л, в неокомском 8-66,70 мг/л.

Рис. 4.2.6 Зависимость концентрации сульфат-иона от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

HCO3-ион. Для HCO3- иона хорошо выражены щелочноземельный и биохимический барьеры и это препятствует его свободной миграции. Известно, что HCO3- - ион образуется при метаморфизме органического вещества, но существуют теории, описывающие источник гидрокарбонат-иона как залежи углеводородов, либо окисление вещества этих залежей (Смирнов, 1974; Самарина, 1977).

Повышенные концентрации гидрокарбонат-иона согласно А.М. Велькову, А.С. Зингеру, Е.В. Стаднику и другим исследователям рассматриваются как прямой показатель наличия залежей нефти и газа. Но существуют ограничения, по данным М.И. Субботы (1990) при температурах более 50-600С поисковая значимость гидрокарбонат-иона снижается. Фоновые значения концентрации гидрокарбонат-иона на исследуемой территории изменятся в пределах 329,50-8569,74 мг/л. На рисунке 4.2.7 наблюдается неявная инверсионная зависимость концентрации хлора от величины общей минерализации. В химическом составе воды верхнеюрского водоносного комплекса концентрация колеблется от 329,50 до 360,01 мг/л, в нижнесреднеюрском от 335,60 до 2867,90 мг/л, в неокомском водоносном комплексе от 1525 до 1268,80 мг/л.

Рис. 4.2.7 Зависимость концентрации гидрокарбонат-иона от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Особую роль в подземных водах играют микрокомпоненты, включающие в себя многочисленную и весьма разнообразную количественно и химически группу лито-, халько- и сидерофилных элементов. Многие, из которых определяют промышленную и лечебную ценность вод и являются поисковыми показателями на нефть, газ, рудное сырье и другие полезные ископаемые. Присутствие некоторых микрокомпонентов в подземных водах, даже при малых концентрациях, может служить генетическим признаком, позволяя определять пути формирования состава подземных вод, их генезиса, процессов аккумуляции, миграции и деградации залежей нефти и газа.

Исследования, направленные на изучение распределения микроэлементов в подземных водах Западно-Сибирского Мегабассейна, проводили А.П. Виноградов, Л.А. Гуляева, М.С. Гуревич, В.П. Данилова, Ю.Г. Зимин, В.П. Казаринов, С.М. Катченков, А.Э. Конторович, А.В. Котов, В.М. Матусевич, А.Д. Назаров, А.И. Перельман, Г.Н. Перозио, С.А. Пунанова, Г.Э. Прозорович, Р.Г. Прокопьева, Б.П. Ставицкий, Н.М. Страхов, П.А. Удодов, И.Н. Ушатинский, С.Л. Шварцев, В.М. Швец и другие. Многими из них доказана высокая значимость микроэлементов при поисково-геохимической интерпретации.

Йод (J-). Широко распространен в подземных водах региона, является типичным рассеянным, биогенным элементом. На исследуемом регионе концентрация йода не зависит от величины общей минерализации. В морской воде накоплению йода препятствует жизнедеятельность организмов, которые активно извлекают из нее йод. Йод это типичный консервативный компонент (Смирнов, 1974; Учителева, 1974; Самарина, 1977). В подземных водах содержание йода служит индикатором гидрогеологической закрытости недр. При его высоком содержании (больше 10 мг/дм3) регионы характеризуются как зоны распространения древних седиментогенных вод, а инфильтрогенные воды, в этих зонах, занимают подчиненное положение (Карцев, Никаноров, 1983). Повышенные содержания йода являются благоприятным признаком для нефтегазообразования, но прямым показателем нефтегазоносности (Суббота и др., 1990). На территории восточной части ЕХРП не выявлено зависимости концентрации в подземных водах йода от общей минерализации(рис. 4.2.8). В верхнеюрском водоносном комплексе концентрация йода принимает значения оот 14,644 до 25,22 мг/л, в нижнесреднеюрском от 3,8 до 21,58 мг/л, в неокомском 0 – 15,86 мг/л.

Рис. 4.2.8 Зависимость концентрации йода от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Бром (Br-). Бром встречается повсеместно в подземных водах месторождений нефти и газа. Повышенные концентрации брома часто указывают на уплотнение осадков с последующим разложением органического вещества. Содержание брома не зависит от возраста водовмещающих пород. Большая часть брома подземных вод образована в морских бассейнах и захоронина вместе с породами (Смирнов, 1974; Учителева, 1974;Самарина, 1977). Концентрация брома повышается по мере роста величины общей минерализации вод (рис. 4.2.9). В верхнеюрском водоносном комплексе концентрация колеблется в пределах 32,53-54,63 мг/л, в в нижнесреднеюрском 4,57-58,66 мг/л, в неокомском 0-29,26 мг/л.

Рис. 4.2.9 Зависимость концентрации брома от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Бор (B-). Наблюдается слабая зависимость концентрации бора от общей минерализации (рис. 4.2.10). В подземных водах восточной части ЕХРП фоновые значения бора варьируются в пределах: 0-20 мг/л. В верхнеюрском комплексе концентрация брома варьируется от 9 до 20 мг/л, в нижнесреднеюрском от 0 до 10 мг/л.

Рис. 4.2.10 Зависимость концентрации бора от величины общей минерализации и глубины залегания водоносных комплексов.

Таким образом, были выявлены зависимости в распределении главных химических элементов, что подтвердило выводы о формировании в пределах нефтегазоносных отложениях восточной части ЕХРП различных химических типов вод.

4.3 Гидрогеохимическая зональность.

Анализ изменения общей минерализации по комплексам показал, что для восточной части ЕХРП характерен инверсионный тип вертикальной гидрогеохимической зональности (рис. 4.2.11), выраженный уменьшением солености и содержания основных макро- и микрокомпонентов с глубиной.

Рис. 4.2.11 Зависимость минерализации подводных вод от глубины.

Опреснение подземных вод в глубокопогруженных горизонтах, по мнению многих исследователей, обусловлено процессами отжатия вод из глинистых осадков и дальнейшим их преобразованием (Карцев,1969, Мухин, 1965). По мере погружения и уплотнения глин, новые порции элизионных вод становятся все менее солёными. Во время этапа мезокатагенеза в процессе термодегидратации глинистых минералов высвобождаются «возрожденные» (физически и химически связанные) пресные воды. В результате смешения седиментогенных, элизионных и «возрожденных» вод происходит перераспределение концентраций компонентов ионно-солевого состава и значительное опреснение вод. (Садыкова, 2012).

4.4 Генезис подземных вод

Изучением генезиса подземных вод нефтегазоносных отложений является актуальным исследованием в гидрогеологии, на сегодняшний день. Э. Зюсс, Э.Т. Дегенс, Г.Н. Каменский, Р.А. Дели, А.А. Карцев, А.М. Овчинников, А.А. Козырев и другие исследователи, в разные годы являлись разработчиками генетических квалификаций подземных вод.

А.А. Карцевым, С.Б. Вагиным, Е.А. Басковым и В.М. Матусевичем была разработана классификация генетических типов водных растворов, которые встречаются в нефтегазоносных областях (Карцев и др., 1969, 1986). По классификации выделяются седиментогенные, метеогенные, конденсатогенные и литогенные воды.

Седиментогенные (талассогенные) водные растворы характеризуются морским генезисом, формируются благодаря водам, поступающим в литосферу при седиментации. Воды, происходящие из озер и лагун морского генезиса, иногда опресненных (в этом случае есть примесь метеогенных вод), так же относятся к этому типу. Элизионные воды по генезису также седиментационные. Их возникновение приурочено к процессам уплотнения глинистых пород и отжатия из них вод на больших глубинах (Карцев и др., 1969).

Инфильтрогенные (метеогенные, атмогенные) воды обычно атмосферного происхождения, пресные и почти не содержат растворенных веществ, но по мере погружения их минерализация возрастает. Седиментогенные воды, образовавшиеся в пресных водоемах, воды которых метеогенные, так же относятся к этому типу.

Литогенные (возрожденные, дегидратационные) водные растворы образованы из химически связанных молекул воды, которые высвобождаются при дегидратации различных минералов осадочных пород. Состав этих вод зависит от растворения компонентов водовмещающих пород. Эти воды формируются на стадии катагенеза (Карцев, 1969).

Конденсатогенные. При выделении из газового (метанового) раствора (паро-водо-газовой смеси) образуются конденсатогенные воды (эти воды приурочены к нефтегазоносным бассейнам). В дальнейшем они растворяют водовмещающие породы и насыщаются талассогенными компонентами.

На основе гидрогеохимических, палеогидрогеологических данных, результатах изучения изотопного состава молекул вод, можно считать, что в приделах литосферы талассогенные водные растворы доминируют над остальными типами. В основном подземные воды имеют гетерогенный состав (водный раствор одного генезиса, а растворенные вещества – другого). Практически все ионы, соли, газы, растворенные в водах глубоких горизонтов нефтегазоносных бассейнов и сам растворитель, происходят непосредственно из морских вод или из пород морского генезиса. Следовательно, определяя генезис подземных вод, мы имеем в виду происхождение растворителя (Карцев, 1969).

Рассмотрим подробнее генетические типы подземных вод согласно классификации А.А. Карцева.

Для отображения генезиса подземных вод были приняты генетические коэффициенты, предложенные В.А. Сулиным: rNa/rCl и Cl/Br, характеризующие количественные соотношения между различными компонентами состава вод. По мнению А.А. Карцева (1969) если натрий-хлорный коэффициент выше 0,87, то воды можно отнести к малометаморфизованным инфильтрогенным, либо седиментогенным из опресненных внутренних водоемов; если натрий-хлорный коэффициент ниже 0,87, то воды следует считать седиментогенными морскими, подвергшиеся метаморфизации, либо сильно метаморфизованными инфильтрогенными. Указанные две основные линии преобразования седиментогенных вод в осадочных толщах закладываются уже на стадии диагенеза, в сторону повышения rNa/rCl в морской среде, которая обогащена органическим в-вом, или в сторону снижения rNa/rCl в условиях чередования суши и моря (ионный обмен). Аналогичное значение отводится и хлор-бромному коэффициенту при его граничной величине 300.

Детальный анализ изменения основных генетических коэффициентов выявил что все подземные воды территории имеют малометаморфизованное инфильтрогенное происхождение. Они характеризуются значениями rNa/rCl коэффициента от 1.01 до 2.61 и значениями Cl/Br коэффициента от 140,39 до 181,58.


Заключение

Исследуемый район тектонически приурочен к Енисей-Хатангскому региональному прогибу и структурам его обрамления.

В соответствии с принятым нефтегазогеологическим районированием, территория исследования приурочена к Хатангско-вилюйской нефтегазоносной провинции (НГП) в Енисей-Хатангской НГО, которая граничит с Анабаро-Хатангской НГО (на востоке), с Анабарской НГО (на северо-востоке) и с Северо-Тунгусской НГО (на юге). На территории выявлено 1 газовое месторождение.

В результате проведения детальной гидрогеологической стратификации на исследуемой территории были выделены и прослежены все водоносные горизонты, объединенные в водоносные комплексы (снизу - вверх): нижне-среднеюрский, верхнеюрский, неокомский, апт-альб сеноманский и верхнемеловой. Все перечисленные комплексы включаются в 2 гидрогеологических этажа. Верхний этаж состоит из верхнемелового водоносного комплекса и является зоной активного водообмена, нижний состоит из оставшихся комплексов и отделен от верхнего регионально выдержанным турон-олигоценовым водоупором.

При анализе геотермических данных была выделена одна из отличительных особенностей территории: повсеместное распространение толщи многолетнемерзлых пород. Так же при геотермическом анализе территории была выявлена линейная зависимость изменения пластовых температур с глубиной. На карте по кровле нижне-среднеюрских отложений пластовые температуры варьируются от 0 до 2000С, в кровле верхнеюрских отложений от 0 до 1100С, неокомскому комплексу свойственны температуры от 0 до 350С и в апт-альб-сеноманском комплексе температуры варьируются от 0 до 100С.

Гидродинамический анализ показал, что в кровле апт-альб-сеноманского комплекса пластовые давления в целом характеризуются условно гидростатическими, в кровле неокомского комплекса уже выделяются зоны повышенных давлений (районы Новой и Западно-Кубалахской площадей), которые прослеживаются и в кровле верхнеюрского комплекса, но захватывая Массоновскую площадь, в кровле нижне-среднеюоского комплекса область повышенных давлений приурочена к Новой и Массоновской площадям.

Анализ состава подземных вод показал, что на территории исследования распространены 3 типа вод: хлоридно-натриевые, гидрокарбонатно-хлоридные натриевые и хлоридно-гидрокарбонатные натриевые. Величина общей минерализации варьируется от 2 до 16 мг\л. Характерной особенностью территории является ее инверсионная вертикальная гидрогеохимическая зональность.

При анализе изменения основных генетических коэффициентов было выявлено, что на исследуемой территории распространены малометаморфизированные инфильтрогенные воды, которые характеризуются значениями rNa/rCl коэффициента от 1.01 до 2.61 и значениями Cl/Br коэффициента от 140,39 до 181,58.


Список приложений


Приложение 1


Список литературы

1. URL:http://mgeocs.ru/docs/geologiya-krasnoyarskogo-kraya/xronologiya/xronologiya1.html

2. URL:http://www.ipgg.sbras.ru/ru/science/publications/publ-gidrogeologicheskie-predposylki-neftegazonosnosti-zapadnoy-

3. URL:http://www.ipng.ru/files/_6cf4c2c7-afb0-44e6-a94f-63c8f0961f3b-SPE-166815-RU.pdf

4. А. Пронкин, В. Савченко, Б. Шумский (2013) Перспективы нефтегазоносности Хатангского залива // OffshoreRussia. С 18-22.

5. А.Н. Дмитриевский, Н.А. Еремин, Н.А. Шабалин, ИПГН РАН. Углеводородный потенциал Енисей-Хатангской НГО в пределах Таймырского АО и степень его освоения.

6. А.Э. Конторович Комплексный анализ и обобщение геолого-геофизических данных по анабаро-ленской зоне Сибирской платформы, прогноз нефтегазоносности и разработка рекомендаций по лицензированию недр// Новсибирск. 2011.

7. Арчегов В.Б.,Степанов В.А. история нефтегазогеологических работ на территории сибирской платформы и сопредельных структур. 2009.

8. Байбародских Н.И., Бро Е.Г., Гудкова С.А., Карцева Г.Н., Накаряков В.Д., Ронкина 3.3., Сапир М.Х., Сороков Д.С. (1968) Расчленение юрских и меловых отложений в разрезах скважин, пробуренных в Усть-Енисейской синеклизе в 1962-1967 гг. // Учёные записки НИИГА. Региональная геология. Вып. 12. С.5-24.

9. Балдин В.А., Кунин К.Н. Новые представления о строении и генезисе диагональной системе мегавалов в Енисей-Хатангском прогибе // Геология нефти и газа. – 1997. – №3. – С. 34-36.

10. Булынникова С.П., Белоусова Н.А., Богомякова Е.Д., Рылькова Г.Е. Новое в биостратиграфии неокома Западно-Сибирской равнины по фораминиферами //Биостратиграфия мезозоя Сибири и Дальнего Востока // Тр. ИГИГ СО АН СССР. 1986. Вып. 648. с 153-159.

11. Гинсбург Г.Д. Геотермическая характеристика района / Геология и нефтегазоносность Енисей-Хатангского прогиба (сборник статей), ред. Д.С. Сороков // Ленинград: НИИГА, 1971, с. 73-82.

12. Карцева Г.Н., Ронкина З.З., Шаровская Н.В. (1974) Сопоставление юрских и нижнемеловых отложений западной и восточной частей Енисей-Хатангского прогиба // Енисей-Хатангская нефтегазоносная область. Сборник статей. Л.: НИИГА. С.33-37.

13. Конторович В.А. Тектоника и нефтегазоносность мезозойско-кайнозойских отложений юго-восточных районов Западной Сибири. – 2002.

14. Конторович А.Э., Гребенюк В.В., Кузнецов Л.Л. и др. Нефтегазоносные бассейны и регионы Сибири. Вып. 3. Енисей-Хатангский бассейн. – Новосибирск: НГУ, 1994. – 71 с.

15. Кох А.А. Гидрогеологические предпосылки нефтегазоносности западной части Енисей-Хатангского регионального прогиба – 2014.

16. Латышова М.Г. В.Г. Мартынов, Т.Ф. Соколова практическое руководство по интерпретации данных ГИС // Недра. Москва. - 2007. – С. 127.

17. Маврицкий Б.Ф. Западно-Сибирский артезианский бассейн // Гидрогеология, геотермия, палеогидрогеология: Тр. лаб. гидрогеол. Проблем им. Ф.П. Саваренского. -М.,1962.- Т. 39.- 176 с.

18. Матусевич В.М. Геохимия подземных вод Западно-Сибирского нефтегазоносного бассейна. М., Наука, 1976, 157 с.

19. Мухин Ю.В. Процессы уплотнения глинистых пород (применительно к вопросам геологии нефти и газа, гидрогеологии и инженерной геологии).- М.: Недра, 1965.- 200 с.

20. Новиков Д.А. гидрогеология западной части Енисей-Хатангского регионального прогиба. – 2013.

21. Решение 6-ого межведомственного стратиграфического совещания по рассмотрению и принятию уточненных стратиграфических схем мезозойских отложений Западной Сибири, Новосибирск, 2003 г. -136, 148 с.

22. Садыкова Я.В. Палеогидрогеологические предпосылки нефтегазоносности верхнеюрских отложений южных районов Обь-иртышского междуречья: диссертацияна соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук. – Новосибирск, ИНГГ СО РАН, 2012. 226 с.

23. Сакс В.Н., Меледина С.В., Шурыгин Б.Н. (1978) О разбивке на свиты юрской системы в восточной части Хатангской впадины // Геология и геофизика. - №9. - С.3-15.

24. Смирнов С.И. Введение в изучение геохимической истории подземных вод. -М.: Недра, 1974. - 263 с.

25. Суббота М.И., Клейменов В.Ф., Стадник Е.В., Зорькин Л.M., Яковлев Ю.Я. Интерпретация результатов гидрогеологических исследований при поисках нефти и газа. -М.: Недра. 1990.- 221 с.

26. Фомин М.А. Тектонические предпосылки нефтегазоносности юрско-меловых отложений Енисей-Хатангского регионального прогиба / М.А. Фомин // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. – 2014. – №11. – С. 14 – 25.

27. Шварцев C.Л. Общая гидрогеология. - М.: Недра, 1996. - 423 с.

Источник: портал www.KazEdu.kz

Другие материалы

  • Физическая география СНГ (Азиатская часть)
  • ... карстующихся пород. Более широко они развиты в южной части страны, где отсутствует сплошная мерзлота. Так, на Лено-Ангарском и Лено-Алданском плато имеется масса карстовых воронок, колодцев, слепых долин и т. д. С активным физическим выветриванием в условиях резко континентального климата связано ...

  • Карст Красноярского края
  • ... исследований. Итог исследований – карта закарстованных пород как часть сводной карты азиатского сектора бывшего СССР. В истории изучения карста Красноярского края можно выделить три этапа. Первый включает в себя исследования пещер в 18 и первой половине 19 вв. Это время примечательно лишь ...

Каталог учебных материалов

Свежие работы в разделе

Наша кнопка

Разместить ссылку на наш сайт можно воспользовавшись следующим кодом:

Контакты

Если у вас возникли какие либо вопросы, обращайтесь на email администратора: admin@kazreferat.info