Глубинный эпигенез рифтогенно-осадочного комплекса арктической части Западной Сибири - ключ к прогнозу газовых и газоконденсатных месторождений

Проблема освоения УВ-ресурсов Арктики — одна из наиболее актуальных и обсуждаемых тем в настоящее время. Самые эффективные ее решения возможны лишь при условии выяснения характерных причин нефтегазообразования и нафтидонакопления в арктической части Западно-Сибирской плиты. Одной из главных таких причин является геодинами-ческий режим недр, контролирующий в породных осадочных бассейнах степень прогретости недр и, как следствие, — различие зрелости ОВ, изменение пород, содержащих ОВ, и т. д.

В пределах Западной Сибири на одних и тех же глубинах над рифтовыми зонами отмечаются повышенные температуры, а вне влияния рифтовых зон на этих же глубинах современные пластовые температуры ниже. Это свидетельствует о том, что рифтогенный процесс, начавшийся в триасе, еще не завершился. Наиболее ярко он проявился в Северном полушарии, где охватил Арктику и Северную Атлантику (Дучков А.Д. и др., 1974; Сурков В.С. и др., 1989). По мнению ряда ученых (Конторович А.Э. и др., 1995; Холодов В.Н., 2011; Лебедев Б.А., Пинский Э.М., 2000 и др.), температурные аномалии здесь связаны только с процессами кондуктивного переноса тепла благодаря большой плотности и, следовательно, значительной теплопроводности пород рифтовых зон. При этом преобразование минерального состава и ОВ пород носит изохимический характер, свойственный по своей сути региональному стадиальному литогенезу. Что касается конвективного тепломассопере-носа, то его роль в нефтегазоносных бассейнах ничтожна.

Существует другая точка зрения (Гаврилов В.П., 1998, 2013; [1-3]), согласно которой в седиментационных бассейнах, в отличие от региональных эпигенетических и метаморфических изохимических преобразований пород, довольно значительная роль принадлежит явлениям наложенного эпигенеза, протекающим под влиянием глубинных факторов [1]. Определяющая особенность наложенного эпигенеза, отличающая его от регионального, — более узкий, локализованный характер проявления в вертикальном и горизонтальном направлениях, который не зависит или мало зависит от первичного характера пород и фациальных условий их формирования. Обусловлен же он главным образом взаимодействием пород с проникающими растворами «чужого» (химически неравновесного с ними) состава. В этой связи П.П. Тимофеев с соавторами выделяют гипогенный наложенный эпигенез [1]. Этот тип процессов широко распространен в складчатых и платформенных областях, где наблюдается налегание осадочного чехла на фундамент с зонами глубинной раздробленности.

По этой причине необходимо признать особое влияние триасовых погребенных палеорифтов Западной Сибири на процессы глубинного эпигенеза

(Гаврилов В.П., 1998,2013; [2]). Их характер и распределение во многом зависят от масштабов проявления рифтогенеза, которые на севере и юге исследуемой территории совершенно различны. На севере Западно-Сибирская плита наиболее осложнена рифтогенезом. В арктическую акваторию раскрывается не только стержневой для региона Колтогорско-Уренгойский, но Ямальский и Худосейский рифты. Межрифовые вулканические плато достигают громадных размеров (рис. 1). По данным С.В. Аплонова [4], в триасе эта территория подверглась расколу и континентальный рифтинг, достигший своего максимума, вошел в стадию спрединга Обского палеоокеана.

В южном направлении рифтогенез постепенно ослабевает и исчезает полностью. При этом на фоне замыкания крупных рифтовых долин сначала появляются мелкие (Усть-Тымский, Чузикский и др.) рифты, которые сменяются доминирующими изолированными (локальными) впадинами. В соответствии с теоретическими представлениями [5, 6], наблюдаемое в Западной Сибири угасание рифтогенеза в направлении с севера на юг может демонстрировать переход от районов с более истощенной мантией к областям, где она истощена меньше всего. Это сказывается на объеме и составе глубинных газов, поставляемых погребенным рифтом с гидротермальными растворами в осадочный чехол. Учитывая, что Западную Сибирь можно отнести к «неактивной рифтовой группе» [7], допустимо, что степень истощения мантии на доплитной стадии не изменилась и в дальнейшем — на плитном этапе.

Постановка задачи и цель работы

Установлено [5, 8], что в рифтовых структурах преобладающим летучим соединением является углекислый газ. В значительно меньшей степени присутствуют метан, водород, угарный, инертные и другие газы. При этом, если связывать дегазацию мантии с удалением компонентов из базальтовых расплавов, то самым подвижным из них является СО2 [9]. Следовательно, наиболее информативным показателем степени истощения мантии при океанизации континентальной коры, по И. Рамбергу и П. Моргану (1984), служит объем присутствующего глубинного углекислого газа в перекрывающих рифты породах чехла, а также его участие в гипогенном эпигенезе, вызванном структурной перестройкой региона. Это подтверждено специальными исследованиями, по результатам которых выявлено наличие деплетированной мантии на севере. Данное предположение доказывается тем, что на юге Западной Сибири, в области замыкания Колтогорско-Уренгой-ского рифта и развития небольшого Чузикского грабена (незначительная деструкция коры) в пределах Межовского и Веселовского районов, установлены крупные проявления глубинного углекислого газа в юрских отложениях (см. рис. 1). В приуральской части

Рис. 1. Схема фациального районирования триасовых отложений Западно-Сибирской плиты (Липатова В.В., Казаков А.М., 2001) с дополнениями (Сурков В.С., Смирнов Л.В., 2003) и уточнениями А.Д. Коробова, Л.А. Коробовой

Fig. 1. Scheme of facies zoning of the Triassic formations within the West Siberian Plate (Lipatova V.V., Kazakov A.M., 2001), complemented (Surkov V.S., Smirnov L.V., 2003) and updated by A.D. Korobov, L.А. Korobova

Границы ( 1 – 3 ): 1 — Западно-Сибирской плиты, 2 — фациальных областей, 3 — фациальных зон; 4 — рифты (а — Ямальский, б — Колтогорско-Уренгойский, в — Худуттейский, г — Худосейский, д — Аганский, е — Усть-Тымский, ж — Чузикский, и — Пяки-пурский); 5 — изолированные (локальные) впадины и вулканические плато; 6 — фациальные области (I — Ямало-Тазовская, II — Обь-Иртышская, III — Приуральская); 7 — фациальные зоны (1 — Уренгойская, 2 — Ярудейская, 3 — Шеркалинская, 4 — Тюменско-Тобольская, 5 — Мансийская, 6 — Вагай-Ишимская, 7 — Омская, 8 — Тарско-Муромцевская, Хохряковская).

Районы работ: А — Красноленинский, Б — Шаимский, В — Северо-Хальмерпаютинская площадь (Большехетская впадина), Г — Межовский и Веселовский Обь-Иртышского междуречья

Boundaries ( 1 – 3 ): 1 — West Siberian Plate, 2 — facies areas, 3 — facies zones; 4 — rifts (а — Yamal’sky, б — Koltogorsky-Urengoisky, в — Khudutteisky, г — Khudoseisky, д — Agansky, е — Ust-Tymsky, ж — Chuziksky, и — Pyakipursky); 5 — isolated (local) depressions and volcanic plateaus; 6 — facies areas (I — Yamal-Tazovsky, II — Ob’-Irtyshsky, III — Priural’sky); 7 — facies zones (1 — Urengoisky, 2 — Yarudeisky, 3 — Sherkalinsky, 4 — Tyumensky-Tobol’sky, 5 — Mansiisky, 6 — Vagai-Ishimsky, 7 — Omsky, 8 — Tarsky-Muromtsevsky, Khokhryakovsky).

Working areas: А — Krasnoleninsky, Б — Shaimsky, В — North Khal’merpayutinsky area (Bol’shekhetsky depression), Г — Mezhovsky and Veselovsky of Ob’-Irtyshsky interfluve бассейна (Шаимский район) в субмеридиональной полосе развития изолированных (локальных) впадин, которые можно рассматривать как фрагменты несостоявшегося (недоразвитого) рифта, также обнаружены аномальные скопления глубинного СО2 в породах юрского возраста (Розин А.А., Сердюк З.Я., 1970, 1971).

На севере Западно-Сибирской плиты по материалам бурения сверхглубоких скважин Тюменская-СГ-6 и Ен-Яхинская-СГ-7, а также другим многочисленным геологическим, минералого-петрографическим и гидрохимическим данным скоплений глубинного СО2 выявлено не было. Это свидетельствует о том, что по участию углекислоты в гипогенном эпигенезе (гидро- термальном или гидротермально-метасоматическом минералообразовании) северные территории должны принципиально отличаться от Межовского и Веселовского районов на юге.

В первую очередь это обусловлено тем, что углекислота, являясь наиболее распространенным газовым компонентом гидротермальных растворов, оказывает самое существенное влияние на значения pH, Eh и их изменение, обеспечивая условия переноса или отложения присутствующих в минералообразующей среде компонентов. Но особенно велика роль СО2 в контроле щелочности термальных вод (Наумов Г.Б., Малинин С.Д., 1968). Она, наряду с температурой, закономерно влияет на распределение эпигенетической каолинизации, карбонатизации и цеолитизации (ломонтитизации) нижнемеловых песчаников и алевропесчаников, с одной стороны, в пределах Обь-Иртышского междуречья (юг), с другой — Большехетской впадины и Мессояхского пояса мегавалов (север Западной Сибири).

Достоверная прогнозная оценка площадей развития ломонтитизированных пород в пределах исследуемой территории имеет очень большое значение, поскольку такие породы часто являются продуктивными. Так, по данным Е.А. Бородиной [10], ломонтитизированные нижнемеловые отложения заполярной свиты в границах Большехетской впадины вмещают до трети УВ ресурсной базы региона. Это же касается и нижнемеловой суходудинской свиты Мессояхского пояса мегавалов [11, 12]. Поэтому зоны цеолитовой пропилитизации представляют большой интерес для дальнейших поисков и геолого-разведочных работ на газ и в меньшей степени — на нефть. При этом считается, что происхождение ломонтита и его низкотемпературного аналога леонгардита связано главным образом с преобразованием пирокластического или иного силикатного материала в процессе диагенеза или катагенеза (Азаматов В.И. и др., 1993; [10, 13, 14]). С точки зрения авторов статьи, с этим никак нельзя согласиться, ибо неправильное понимание природы ломонтитизации приведет к неверной оценке перспектив территории на УВ-сырье.

Цели настоящей статьи — установить генезис и дать прогнозные оценки мест локализации продуктивных коллекторов, прежде всего ломонтитизи-рованых пород чехла и доюрского комплекса. Для этого сначала рассмотрим преобразования неоком-ских (валанжинских и готерив-барремских) отложений Обь-Иртышского междуречья и сопоставим их с характером изменений валанжинских пород заполярной и суходудинской свит, залегающих в пределах Большехетской синеклизы (район Тазовской губы) и Мессояхского пояса мегавалов (Гыданский полуостров) соответственно. Так как гипогенный наложенный эпигенез контролируется глубинными разломами, проследим особенности его развития в рифтогенных нижне-среднетриасовых базальтах, вскрытых скв. Тюменская-СГ-6.

Гипогенный наложенный эпигенез южной части Западно-Сибирской плиты

Преобразования неокомских пород чехла Обь-Ир-тышского междуречья

Алевритово-песчаные породы валанжинского и готерив-барремского ярусов Обь-Иртышского междуречья, не затронутые вторичными изменениями, имеют кварц-полевошпатовый состав. В обломочной части пород указанного возраста среднее содержание полевых шпатов составляет 50 % и более, значительно меньше кварца (30–35 %), обломков пород и слюды. Вышеупомянутые породы в результате тектонической перестройки испытали гидротермальную каолинизацию и карбонатизацию. Эти два взаимосвязанных и взаимообусловленных процесса могли протекать одновременно, или каолинизация сменялась карбонатизацией.

Каолинизация (гидротермальная аргиллизация) . Каолинит формируется по зернам полевых шпатов, слюды, обломкам неустойчивых пород и акцессорных минералов. Новообразования каолинита наблюдаются также по цементу, представленному хлоритом и гидрослюдой. Акцессорные минералы (эпидот, цоизит, клиноцоизит, сфен) полностью или частично преобразуются в каолинит.

В процессе каолинизации терригенных пород содержание полевых шпатов (доминирующего компонента) значительно снижается. Иногда процесс настолько интенсивен, что все неустойчивые минералы терригенного комплекса замещаются каолинитом. От зерен полевых шпатов сохраняются лишь контуры в виде тонкой пленки хлорита с едва заметным крустификационным строением. Эти контуры четко различаются в проходящем свете в шлифах под микроскопом. При скрещенных николях видно, что порода состоит из сплошного каолинитового агрегата, в котором просматриваются лишь единичные разрозненные зерна устойчивых к разрушению кварца и микрокварцита.

Песчаники в зонах максимальной каолинизации превращаются в гидротермально-метасоматическую породу, сохраняющую их структурно-текстурный облик. На отдельных участках зоны интенсивной каолинизации сменяются зонами умеренной каолинизации. При этом в целом они приобретают вертикальную (субвертикальную) пространственную направленность сложного строения, контролируемую разрывными нарушениями и оперяющей трещиноватостью. Возникают своеобразные каолинитовые «столбы», которые рассекают самые разнообразные по составу и фациальным условиям породы. Иногда на участках, где протекают одновременно два процесса, породы представлены кальцит-каолинитовы-ми (каолинит-кальцитовыми) агрегатами.

Карбонатизация . Карбонаты (главным образом кальцит с участием доломита, анкерита и сидерита) развиваются по ингредиентам алевритово-песчаных пород. Их формирование очень напоминает процесс каолинизации. В первую очередь подвергаются изменениям полевые шпаты. В шлифах четко видны их контуры или реликты при полном или частичном замещении преобладающим в породе кальцитом. Новообразования кальцита наблюдаются также по слюдам и цементу, представленному гидрослюдой и хлоритом. Эпидот, цоизит и клиноцоизит также в различной степени преобразуются в кальцит (Розин А.А., Сердюк З.Я., 1971).

Карбонаты (доминирующий кальцит) заполняют поры между сохранившимися обломками, где формируют базальный или пойкилитовый цемент, частично замещают первичный цемент, а также залечивают секущие их трещины. По данным Б.А. Лебедева и др. [15], установлено, что карбонаты распределяются по площади отдельных структур неравномерно. Наряду с разрезами, где отмечаются лишь единичные линзы карбонатов, резко выделяются разрезы, в которых карбонатизация развивается во всех толщах от фундамента. Такие карбонатные «столбы» установлены по многим скважинам, пробуренным на юге Западно-Сибирской плиты, в Томской области. Так, на Мыльджинском поднятии карбонатизация интенсивно развита в песчаниках и аргиллитах тюменской и васюганской свит, в баженовских аргиллитах, а также выше по разрезу в нижнемеловых отложениях. Объяснить образование карбонатных «столбов» иначе, чем наложенным эпигенезом, невозможно, поскольку кар-бонатизация развивается по породам, образованным в совершенно различных фациальных обстановках и имеющим разный вещественный состав.

Можно предположить, что такой характер наложенных изменений указывает на наличие неистощенной мантии в районе Обь-Иртышского междуречья. Теперь рассмотрим особенности гипогенного эпигенеза, обусловленного масштабным влиянием деплетированной мантии на севере Западно-Сибирского рифтогенного осадочного бассейна, где палеотемпературы в период структурной перестройки были заметно выше.

Гипогенный наложенный эпигенез северной части Западно-Сибирской плиты

Преобразования неокомских пород чехла Больше-хетской впадины и Мессояхского пояса мегапрогибов

Анализ опубликованных материалов (Азаматов В.И. и др., 1993; Титов Ю.В., 2013; Вакуленко Л.Г. и др., 2018; [10,12-14,16]) и изучение шлифов, изготовленных из пород валанжинского яруса, которые были вскрыты скважинами 300 (Восточно-Уренгойская площадь), 2020-Р (Пякяхинское газоконденсатное месторождение), 2042 (Хальмерпаютинское газоконденсатное месторождение) и 2051 (Северо-Хальмер- паютинское газоконденсатное месторождение), показали, что песчаные алевролиты и песчаники испытали главным образом низкотемпературную про-пилитизацию (200-290 °С). Среди последней авторы статьи, в соответствии с теоретическими представлениями Д.С. Коржинского (1953, 1961), М.А. Ратеева и др. (1972) и В.И. Гугушвили (1980), различают широко развитую цеолитовую и ограниченно представленную трансильванскую фации. Продукты среднетемпературной пропилитизации (290–380 °С) выражены слабо, но отмечаются во всех исследованных образцах. Рассмотрим подробнее низкотемпературные пропилиты.

Низкотемпературная цеолитовая пропилитиза-ция проявлена наиболее широко на глубине 3189,4– 3192,4 и 3195,3 м. Она выражается в ломонтитизации пород и нередко накладывается на участки, ранее испытавшие хлоритизацию, окварцевание, карбонати-зацию, эпидотизацию, пиритизацию и лейкоксени-зацию, т. е. среднетемпературную пропилитизацию.

Ломонтит — индикаторный минерал цеолитовых пропилитов — тесно ассоциирует с хлоритом, гидрослюдой (рис. 2) и продуктами их более позднего низкотемпературного изменения. По данным рентгенофазовых исследований1, в составе терригенных пород, как правило, присутствуют хлорит-цео-литовые (хлорит + смешанослойный хлорит - монтмориллонит + ломонтит) микроагрегаты. При этом практически невозможно отличить реликты предшествующей хлоритизации сопутствующей цеолитовой пропилитизации. Ломонтит образует пойкило-бласты — крупные пластинчатые призматические кристаллы с совершенной спайностью в одном, редко двух направлениях, в которые погружен обломочный материал. Пойкилобластическая ломонтитизация — характерная черта зон интенсивной цеолитовой про-пилитизации.

Обломки пород и минералов в различной степени изменены. Полевые шпаты ломонтитизированы, пелитизированы, эпидотизированы, серицитизиро-ваны, хлоритизированы, редко соссюритизированы. Биотит значительно преобразован, причем в несколько этапов. Сначала он был эпидотизирован, лейкоксенизирован, а в самую позднюю (низкотемпературную) стадию — гидрослюдизирован, верми-кулитизирован, гидратирован, смектитизирован.

Новообразованный пирит встречается в виде редких гнезд и рассеянных глобул. Он развит по биотиту, хлориту, обломкам эффузивных пород.

Еще одной характерной особенностью цеолитовых пропилитов является растущая по сравнению с исходной породой проницаемость. Так, в пласте БУ15 Мессояхской группы месторождений (юг Гыданско-го полуострова) на цеолиты приходится около 9 %

Рис. 2. Средний минеральный состав пород-коллекторов пластов БУ_13–15 Мессояхской группы месторождений, % [14]

Fig. 2. Average mineral composition of reservoir rocks, БУ_13–15 beds, Messoyakhsky group of fields, % [14]

1 — цеолит; 2 — хлорит; 3 — гидрослюда; 4 — лейкоксен; 5 — другие минералы

1 — zeolite; 2 — chlorite; 3 — hydromica; 4 — leucoxene; 5 — other minerals общего количества цемента, а для пласта БУ13 — почти 70 %. Такой характер распределения ломонтита четко коррелируется с пористостью пород-коллекторов. Если для пласта БУ15 средняя пористость составляет около 14 %, то для пласта БУ13 она увеличивается до 18 % [12, 14].

Низкотемпературная трансильванская пропи-литизация выражена ограниченно и выявлена авторами статьи лишь на глубине 3193,9 м (скв. 2020, Пякяхинское газоконденсатное месторождение). Наиболее ярко она проявилась в кальцитизации различных ингредиентов терригенных пород.

Кальцит ассоциирует с хлоритом, гидрослюдой и продуктами их низкотемпературного преобразования. Максимально активно процесс проявился в цементирующей массе пород, где кристаллизовался кальцит разных габитусов и возникали пойкило-бласты этого минерала. Межзерновые интерстиции редко заполнены ломонтитом, и это наблюдается только в том случае, если карбонатизация ослабевает. На участках же активной кальцитизации ломонтит отсутствует.

В карбонатный цемент, часто представленный пойкилобластами кальцита, погружен обломочный материал. Обломки полевых шпатов и эффузивов, ранее в различной степени эпидотизированные, хлоритизированные, лейкоксенизированные, могут быть значительно корродированными поздним карбонатом кальция или даже полностью замещены кальцитом. На участках шлифа, где процесс проявлен наиболее активно, видны обломки кварца, корродированные кальцитом. Еще одной особенностью трансильванских пропилитов является их слабая проницаемость. В шлифе не обнаружены какие-либо поры или каверны. Поэтому песчаник выглядит достаточно плотным и массивным.

Важно отметить, что характер карбонатизации терригенных пород удивительно напоминает особенности их цеолитизации. Находясь одновременно в активной фазе, эти две ветви низкотемпературной пропилитизации вместе с тем пространственно не пересекаются. На эту любопытную деталь в свое время обратили внимание Б.А. Лебедев и др. [15], изучая эпигенетическую ломонтитизацию нижнемеловых песчаников Тазовского (глубина 2540-2840 м) и Заполярного (глубина 2680–2830 м) поднятий.

Гидротермальная аргиллизация фиксируется в шлифах как самый поздний (низкотемпературный) процесс (80-200 °С). Он затрагивает прежде всего слюды и хлорит. Биотит при этом гидратируется, гидрослюдизируется, вермикулитизируется, смек-титизируется. Хлорит, согласно рентгенофазовым исследованиям¹, замещается смешанослойными хло-рит-смектитовыми образованиями вплоть до формирования самостоятельного смектита (монтмориллонита). Более ранний гидротермальный ломонтит (леонгардит) здесь сохраняется неизмененным. Аналогичные явления зафиксированы в Тазовском районе [15]. Там в нижнемеловых песчаных породах с пойкилитовым ломонтитом обнаружены смеша-нослойные образования с аномально высоким содержанием набухающих смектитовых пакетов (70–80 %). Плагиоклазы в таких случаях пелитизируются, мутнеют за счет развития глинистых минералов.

По данным Р.С. Сахибгареева (1989), В.И. Азаматова и др. (1993), А.Д. Коробова и Л.А. Коробовой (2008), В.Н. Труфанова и др. (2011), Ю.В. Титова (2013), [16] и других геологов, установлено, что цеолиты распределяются по площади отдельных структур неравномерно. Иногда прослеживаются спорадические скопления цеолитов в разрезах. Однако известны случаи, когда цеолитизация развивается от фундамента (переходного комплекса) до неокомских отложений осадочного чехла, а возможно, и выше в виде вертикальных зон, очень напоминающих своеобразные «столбы» (подобные карбонатным и каолинито-вым «столбам»), контролируемых разрывными нарушениями [3].

Рассмотрим глубинный эпигенез доюрских образований — нижне-среднетриасовых базальтов погребенного рифта. Эти базальты были вскрыты скв. Тюменская-СГ-6, заложенной в осевой зоне Кол-тогорско-Уренгойского грабена (Сурков В.С и др., 1993).

Преобразования рифтогенных базальтов

Анализ литературных материалов (Ехлаков Ю.А. и др., 2001; Казанский Ю.П. и др., 1995, 1996; Угрю-мов А.Н., 1996) и изучение шлифов из коллекции В.В. Липатовой и Т.Ф. Букиной показали, что нижне-среднетриасовые базальты и их пирокластические аналоги, вскрытые скв. Тюменская-СГ-6, испытали интенсивную средне- и низкотемпературную пропилитизацию. Надо особо подчеркнуть, что эти процессы достигли своего максимума на доплитном (доюрском) этапе развития территории, когда был проявлен континентальный рифтогенез. После формирования осадочного чехла в периоды тектоногид-ротермальной активизации эти процессы неоднократно возобновлялись (Казаков А.М. и др., 2000).

Среднетемпературная пропилитизация наиболее масштабно развита на глубине 6983,7–7206,5; 6691,1–6704,4 и 6625,9–6646,9 м. Она приурочена к миндалекаменным базальтам, зонам разуплотнения (повышенной трещиноватости) и характеризуется присутствием эпидота, кварца, альбита, хлорита, в меньшей степени кальцита и слюд. В отдельных случаях формируются эпидозиты.

Низкотемпературная пропилитизация представлена двумя фациями: широко развитой цеолитовой и ограничено проявленной трансильванской.

Низкотемпературная цеолитовая пропилити-зация наиболее активно проявилась в интервалах 6858,4–6904; 6795–6834 и 6579,1–6619,4 м, где возникают типичные цеолиты. Эпизодически пропи-литизация отмечается на глубине 6681,6–6704,4; 6623,9–6635,8 и 6555,7–6565,7 м. Она также приурочена к миндалекаменным базальтам и проницаемым трещиноватым вулканитам. Типоморфными минералами являются ломонтит, хлорит, кварц, гематит (не всегда), слюды (редко). В силу того, что среднетемпературная и цеолитовая фации низкотемпературных пропилитов развиваются в зонах повышенной проницаемости, часто наблюдается наложение (телескопирование) второй на первую как результат остывания гидротермальных растворов. В итоге появляется парастерезис (пространственное сонахож-дение разновременных (разнотемпературных) минералов) эпидота, альбита, ломонтита в измененных базальтах и туфах основного состава.

Низкотемпературная трансильванская пропи-литизация отмечается на глубине 7261–7310 м, где развивается по эффузивам и вулканокластическим породам. Фрагментарно встречается в миндалекаменных базальтах в интервалах 7055,4–7067,1; 6847–6854; 6565,7–6579,1; 6533–6546 м. Процесс характеризуется появлением кальцита, хлорита, кварца, слюд. Иногда происходит наложение трансильванских пропилитов на среднетемпературные аналоги как отражение регрессивной направленности гидротермального процесса. Важно подчеркнуть, что в измененных базальтах и туфах скв. Тюменская-СГ-6 ломонтит и кальцит совместно, как правило, не встречаются. Это прекрасно подтверждается результатами детальных рентгеноструктурных исследований, которые были проведены Ю.П. Казанским и др. (1995). Следовательно, две фации низкотемпературных пропилитов (трансильванская и цеолитовая) в гидротермальном процессе были пространственно разобщены. Авторы статьи установили аналогичную закономерность в измененных терригенных породах пласта БУ160 Пякяхинского месторождения. То же самое отмечают Б.А. Лебедев и др. [15] в нижнемеловых песчаниках Тазовского и Заполярного поднятий. Все это свидетельствует о единстве эпигенетических преобразований в породах фундамента (переходного комплекса) и осадочного чехла Западно-Сибирской плиты, захваченных тектоногидротермальной активизацией.

Установленная для терригенных пород связь вторичных процессов с фильтрационными характеристиками в полной мере справедлива и для изверженных образований — нижне-среднетриасовых базальтов Колтогорско-Уренгойского мегапрогиба. Так, по данным Т.В. Карасевой (Белоконь) и др. (1996, 2004) и Ю.А. Ехлакова и др. (2001), из метасоматически измененных (эпидотизированных и ломон-титизированных) базальтов скв. Тюменская-СГ-6 в интервале 6622–6654 м получен приток низкоминерализованной воды с газом (метан до 98 %) с высокой газонасыщенностью. Пропилитизированные базальты-коллекторы обладают пористостью до 15 % и проницаемостью до 7 ∙ 10 ^{- 3} мкм². Авторы статьи предполагают, что в качестве флюидоупора в этом случае могут выступать хлоритизированные и кар-бонатизированные базальты, залегающие на глубине 6520–6579 м (Ехлаков Ю.А. и др., 2001), которые авторы статьи относят к трансильванским пропи-литам. Важно подчеркнуть, что это первый случай, когда рифтогенные базальты нижнего – среднего триаса Западной Сибири выступают в роли коллекторов. Второй случай, когда гидротермально измененные нижне-среднетриасовые базальты являются продуктивными коллекторами, описывают Л.В. Си-ротенко и В.И. Горбачев (2008) на примере параметрической скв. Ен-Яхинская-СГ-7, пробуренной на севере Западной Сибири. В результате испытаний этой скважины в интервале 7124–7163 м было получено 48 м³/сут УВ-газа с водой, что еще раз свидетельствует о возможной локализации газа в ломонтитизиро-ванных (пропилитизированных) рифтовых базальтах на большой глубине.

Необходимо акцентировать внимание на том, что в последнем случае возможно активное накопление абиогенного УВ-газа (Гаврилов В.П., 2013). Это доказывается локализацией газопроявлений ниже вскрытых нефтегазоматеринских свит, а также обогащением метана в отложениях глубже 6 км тяжелыми изотопами углерода (Титова Ю.В., Фрик М.Г., 2009).

Обсуждение результатов

Приведенные материалы свидетельствуют, что на севере (Большехетская впадина, Гыданский полуостров) и юге (Обь-Иртышское междуречье) Западно-Сибирской плиты существуют две контрастные обстановки гипогенного эпигенеза. Они, вероятно, обусловлены разной степенью истощенности различных частей погребенных континентальных рифтов седиментационного бассейна, вовлеченного в структурную перестройку. На севере тектоногид-ротермально активизированные рифты обусловили широкомасштабную низкотемпературную пропили-тизацию с небольшими проявлениями среднетемпературной пропилитизации. Процессы протекали в условиях повышенных температур и дефицита СО2.

В Обь-Иртышском междуречье (зоне выклинивания рифтов) на участках аномально высоких концентраций глубинного СО2 и более низких температур структурная перестройка вызвала возникновение пространственно разобщенных каолинитовых и карбонатных (главным образом кальцитовых) «столбов». Проанализириуем обстановку смены каолинизации кальцитизацией при тектонической перестройке региона.

Обязательным условием каолинизации является растворение значительной минеральной части алевритово-песчаных пород. Подвижные компоненты должны выноситься на заметные расстояния, иначе реакция прекратится. Описанный процесс сопровождается образованием вторичной пористости. В рассматриваемых районах Обь-Иртышского междуречья это происходило следующим образом. В период тектоногидротермальной активизации в открытых трещинах и вмещающих их породах существовал режим малоамплитудных колебаний (без стресса). Он создавал проточную систему с постоянно обновляемыми под действием глубинного СО 2 кислыми водами. Принципиально важным является то, что режим этих колебаний не должен был нарушать герметичность пласта. В этом случае могла осуществляться гидротермально-метасоматическая каолинизация пород, интенсивно развитая в различных частях мезозойского разреза с образованием каолинитовых «столбов».

При появлении в подобных толщах разломов, особенно выходящих на поверхность, или при перемещении самих вод в более высокие горизонты давление в них падает, что приводит к выделению СО2 из растворов и возрастанию значений их pH. Рост pH тем больше, чем выше pСО2 перед открытием гид-рогеохимических систем, а также чем интенсивнее открытие и удаление углекислого газа. Разгерметизация системы в таких условиях вызывала карбонатный метасоматоз (кальцитонакопление), который был сопряжен с привносом вещества и заполнением пор и трещин хемогенным цементом нередко с потерей терригенными породами коллекторских свойств. В целом перераспределение масс вещества в ходе гипогенного эпигенеза приводит к возникновению афациальной метасоматической зональности. Быстрому переходу от кислых условий к щелочным способствовало высокое содержание СО2 в проницаемых пластах в период тектоногидротермальной активизации. Косвенным свидетельством этого яв- ляются современные аномальные концентрации глубинной углекислоты в юрских отложениях рассматриваемой территории (Розин А.А., 1977; Розин А.А., Сердюк З.Я., 1970; Сердюк З.Я., Эренбург Б.Г., 1972).

Рассмотрим подробнее вопросы, касающиеся пропилитов севера Западно-Сибирской плиты.

Поскольку среди вторичных продуктов, рассмотренных авторами статьи, присутствует две пространственно разобщенных фации низкотемпературных пропилитов, проанализируем условия смены ломонтита (типоморфного минерала цеолитовых пропилитов) кальцитом (типичный карбонат трансильванских пропилитов). На важную роль режима углекислоты в формировании ломонтита указывает ряд исследователей. Так, Л. Капдекомм (1953), А.Л. Олби и Е-Ан-Зен (1969), опираясь на термодинамические расчеты, пришли к выводу, что формирование ломонтита контролируется не только температурой и давлением, но и соотношением активностей H 2 O и CO 2 в жидкой фазе. Э.Э. Сендеров [17], М.В. Мироненко и Г.Б. Наумов (1982) на основании термодинамических расчетов показали, что для образования ломонтита необходимы весьма низкие концентрации СО₂ в жидкой фазе, что обычно происходит на фоне ее снижения от более высоких значений к оптимальным. При наличии в горячих растворах, наряду с Ca⁺², также Si⁺⁴ и Al⁺³ это геохимически оправдано, поскольку допускается возможность образования ломонтита не только в породах, богатых алюмосиликатами, но и в разностях (средах), которые лишены их. Можно полагать, что в условиях ничтожного содержания ионов (HCO₃) ^- в гидротермах при наложенном эпигенезе, протекавшем в интервале температур 200–300 °С, кальций осаждается не в форме кальцита, а в форме ломонтита. Это, в частности, доказывается предельной температурой устойчивости ломонтита ~ 300 °С (Сендеров Э.Э., Хитаров Н.И., 1970).

Установлено, что различия гипогенного эпигенеза исследуемых территорий обусловлены разбросами температур и количеством СО2 во флюиде, участвующего в преобразовании пород. В направлении с юга на север Западно-Сибирской плиты в условиях нарастающих температур и дефицита углекислого газа в растворах контрастность обстановок минералообразования ослабевает. Если на юге она выражена резким переходом от кислых условий к щелочным (као-линитовые «столбы» → карбонатные «столбы»), то на севере эпигенез по-прежнему протекает в щелочном диапазоне с преимущественным возникновением зон ломонтитовых метасоматитов. Карбонатные (кальцитовые) «столбы» как таковые там практически отсутствуют по указанной причине. Территории развития таких «столбов» гидротермально-метасоматической природы при благоприятных обстановках могут быть очень большими. Между разломами, локализованными в изолированных впадинах и рифтовых долинах, возникает последовательный

Таблица. Минеральные ассоциации, возникшие при глубинном эпигенезе пород фундамента и чехла в структурах активизации Западной Сибири, и фазовая зональность УВ (принципиальная схема) Table. Mineral associations originated from the deep epigenesis of the basement and sedimentary cover rocks in activation structures of Western Siberia, and HC phase zoning (schematic diagram)

Минеральные ассоциации	Эпидот, кварц, карбонаты, альбит, пирит, лейкоксен, хлорит, слюды	Ломонтит, кварц, хлорит, слюды	Кальцит, кварц, хлорит, слюды	Ломонтит, леонгардит, кальцит, хлорит-смектит, иллит-смектит		Клиноптилолит, гейландит, морденит, смектит, иллит-смектит	Смектит	Каолинит, диккит	Кварц, опал, каолинит, диккит	Карбонаты (кальцит), каолинит
Фации	Среднетемпературные пропилиты	Циолито-вая, «столбы» ломонтитовые	Тран-сильван-ская	Аргиллизи-рованные пропилиты		Цеолитовая	Смектитовая	Диккит-каолини-товая	Кварц-опал-каолинит-диккитовая	«Столбы» карбонатные и каолинито-вые
		Низкотемпературные пропилиты					Гидротермальные глины
Формации	Пропилиты			Гидротермальные аргиллизиты					Вторичные кварциты
Структуры активизации	Зона разлома								Зона разлома
	Рифты и надрифтовые желоба				Изолированные впадины и перекрывающие их породы чехла
Температура эпигенеза, ⁰С	290–380	200–290		150–200		120–150 (160)	80–150		120–150	150–200
Фазы УВ	Газ	Газоконденсат		Газо конденсат + нефть		Нефть				Газоконденсат + нефть

латеральный ряд гидротермально преобразованных пород фундамента и осадочного чехла (таблица). Напомним, что в Западной Сибири даже современные пластовые температуры часто контролируются не столько глубиной залегания, сколько удаленностью от погребенных континентальных рифтов (Дучков А.Д. и др., 1974; Сурков В.С. и др., 1989), не говоря уже о периодах тектоногидротермальной активизации. Из таблицы следует, что различная степень прогрева, в том числе и одновозрастных материнских толщ, может определять фазовую зональность нефтегазоносности Западной Сибири.

По мнению большинства геологов, ломонтит в нижнемеловых песчаниках на севере Западной Сибири ассоциирует либо с хлоритом, либо с хлоритом и гидрослюдой. Не отрицая этого, в работе Б.А. Лебедева и др. [15] отмечен в ряде случаев парагенезис ломонтита с каолинитом. При этом обращается внимание на то, что цеолит является более поздним по сравнению с глинистым минералом. Авторы статьи рассматривали такие участки как пограничные (с подвижными рубежами) между территориями с повышенным содержанием СО2 в растворах и местами, где наблюдается острый дефицит углекислоты. Резорбция каолинита ломонтитом свидетельствует о резком падении роли (HCO3)- в гидротермальном процессе и смещении минерагенеза в щелочную область. Но и в такой ситуации концентрация СО2 во флюиде может меняться. Это приводит к сложным взаимоотношениям уже ломонтита и кальцита в нижнемеловых алевритово-песчаных и песчаных отложениях. Так, факты резорбции одного минерала другим и их пространственное сонахождение отмечают Б.А. Лебедев и др. [15], А.Д. Коробов, Л.А. Коробова (2008), В.Н. Труфанов и др. (2011), А.В. Поднебесных и В.П. Овчинников [14], изучавшие заполярную и суходудинскую свиты Большехетской впадины и Мессояхского пояса мегавалов, а также Л.Г. Вакуленко и др. (2018), исследовавшие танопчинскую свиту (Гыданская нефтегазоносная область).

Установлено, что парциальное давление углекислоты в недрах функционирующих гидротермальных систем зависит от фильтрационных особенностей пород (Коробов А.Д. и др., 1993). В толщах с повышенными фильтрационными свойствами, а также в зонах разломов (проницаемых каналов) обеспечивается высокая скорость перемещения флюида. При этом достигается самое низкое парциальное давление CO2, что благоприятствует формированию ломонтита. Кроме того, на участках с низкими фильтрационными характеристиками активно развивается кальцит. Следовательно, при низкотемпературной пропилитизации ломонтит является минералом-индикатором коллекторов или каналов высокой газогидродинамической активности флюидов. Напомним, это характеризует специфическую обстановку в развитии рифтогенного осадочного бассейна, когда он испытывал тектоногидротермальную активизацию и сопряженный нафтидогенез (см. таблицу). В таких случаях по разрывным нарушениям (проницаемым каналам) происходила субвертикальная сквозьрезервуарная миграция своеобразного «поршня» УВ-смеси — «нижнего высокотемпературного газа» [18], образованного процессами пропилитиза-ции (Коробов А.Д., Коробова Л.А., 2008). Миграция осуществлялась по ломонтитизированным зонам разломов (цеолитовым «столбам») до уровня покрышек в верхней части чехла, где формировались промышленные залежи. Это соответствует представлениям о том, что крупнейшие газовые скопления приурочены к внутренним срединным частям крупнорифтогенных арктических нафтидных бассейнов [18]. В зонах уникального газонакопления, по мнению этих ученых [18], нижняя часть чехла, в которой сосредоточены основные материнские породы, глубоко погружена и интенсивно апокатагенетически преобразована. В свете предлагаемой авторами статьи модели «апокатагенез» по [18], скорее всего, соответствует средне-низкотемпературной пропилитизации (200–380 °С), охватившей арктический рифтогенный бассейн Западной Сибири в позднемел-раннепалео-геновый периоды тектоногидротермальной активизации (Коробов А.Д., Коробова Л.А., 2011).

В этой связи надо подчеркнуть, что ломонти-тизированные породы на севере Западной Сибири, как правило, являются продуктивными, т. е. содержащими преимущественно газоконденсат и (или) природный газ. Достаточно вспомнить, что только отложения заполярной свиты Большехетской впадины аккумулируют до трети УВ ресурсной базы региона [10].

Развитие ломонтитовой минерализации в тектонически нарушенных осадочных толщах, включая крупные региональные разломы, подтверждает термодинамическую открытость гидрогеохимических систем (Крайнов С.Р. и др., 2004) и ее важную роль в формировании ломонтита. Каналами движения растворов служат как крупные региональные разломы, так и сеть более мелких, возникающих при тектоно-гидротермальной активизации. В результате образуются значительные площади развития в осадочных толщах зон ломонтитовой минерализации [16]. Учитывая изложенное и основываясь на собственных наблюдениях и материалах Ю.В. Титова (2013), а также [10, 12–14], можно утверждать, что цеолитизация на севере Западно-Сибирской плиты носит региональный характер. Район ломонтитизации нижнемеловых пластов протягивается полосой 15–30 км с юга на север. Он приурочен главным образом к зо нам региональных разломов, от Хальмерпаютинско-го месторождения через Береговое, Пякяхинское и Южно-Мессояхское до Восточно-Мессояхского, которое расположено на северо-востоке. Помимо этого, процесс ломонтитизации охватывает территорию, которая простирается от Восточно-Уренгойского месторождения через Яро-Яхинское до Заполярного.

Формы пространственного распространения наложенной низкотемпературной пропилитизации могут быть достаточно сложными и фиксироваться в виде вертикальных зон, своего рода «столбов», связанных системами сквозной вертикальной трещиноватости и горизонтальными зонами. Важно подчеркнуть, что конфигурация зон, прежде всего цеолитовой пропилитизации, имеет афациальный характер и определяется линейной конфигурацией тектонически раздробленных проницаемых зон и системой циркулирующих по ним нагретых растворов. На некоторых участках в осадочном чехле и породах переходного комплекса (фундамента) зоны региональной ломонтитизации исчезают, но вновь появляются в виде отдельных «пятен» в других местах. Во всех случаях породы разреза интенсивно и однотипно преобразованы. Характер этих изменений выявляется повсеместным исчезновением нестойких компонентов и активным метасоматическим развитием ломонтита, а также появлением в значительно меньшем количестве часто пространственно разобщенного с цеолитом кальцита. Эти ломонтитовые «столбы» расположены непосредственно над зонами глубинных разломов и поблизости от них. Они связаны с поступлением гипогенных флюидов, обусловливающих наложенную низкотемпературную пропи-литизацию в породах всего разреза от нижнего мела вплоть до фундамента, включая переходный комплекс вулканитов Колтогорско-Уренгойского и ему подобных рифтов.

Заключение

Рассмотренные в работе материалы позволяют сделать следующие выводы.

• 1.    Для территории Западной Сибири типичен гипогенный наложенный эпигенез, вызванный периодами структурной перестройки региона. На особенности глубинного эпигенеза большое влияние оказывали погребенные континентальные рифты. В южном и северных районах наложенные процессы существенно различаются.

• 2.    На севере Западно-Сибирская плита наиболее осложнена рифтогенезом (Тазовская губа, Гыданский полуостров и т. д.). В условиях повышенных температур и дефицита СО₂ (за счет деплетирования мантии) вдоль глубинных разломов, рассекающих породы фундамента (переходного комплекса) и чехла, широко развита цеолитовая фация (минерал-индикатор ломонтит) и спорадически — трансильванская (характерный минерал кальцит). Обе фации, как пра-

• вило, пространственно разобщены и входят в состав низкотемпературных пропилитов.

• 3.    Обь-Иртышское междуречье (юг Западно-Сибирской плиты) — территория, которая наименее всего осложнена рифтогенезом. В обстановке более низких температур и аномально высоких концентраций глубинного СО₂ (признак неистощенной мантии) вдоль разломов, секущих чехол и фундамент, масштабно проявлены взаимообусловленные и пространственно разобщенные процессы каолинизации и карбонатизации.

• 4.    Контроль наложенного эпигенеза глубинными разломами и оперяющей трещиноватостью привел к тому, что возникли вертикальные афациальные зоны минерализации в виде своего рода «столбов»: ломонтитовых — на севере, каолинитовых и карбонатных (преимущественно кальцитовых) — на юге. Отсутствие при этом вертикальной метасоматической зо-

• нальности является характерной чертой рифтогенных седиментационных бассейнов, вовлеченных в тектоногидротермальную активизацию.

• 5.    Цеолитовые пропилиты, имеющие региональное распространение, как правило, продуктивны. Поэтому ломонтитовые «столбы» необходимо рассматривать в первую очередь как вместилища газоконденсата и (или) природного газа. Перспективными на них являются нижне-среднетриасовые вулканиты Колтогорско-Уренгойского, Ямальского, Худосейского и других аналогичных рифтов. Но прежде всего следует отметить нижнемеловые и более древние осадочные толщи (песчаники, алевропес-чаники), образующие антиклинальные структуры и надрифтовые инверсионные валы, которые контактируют с региональными разломами района Уренгоя, полуостровов Ямал и Гыданский, Обской и Тазовской губ, шельфа Карского моря.