Часть 1. Геодинамические аспекты формирования нефтегазоносных осадочных бассейнов

Часть 1. Геодинамические аспекты формирования нефтегазоносных осадочных бассейнов

Глава 1. Нефтегазоносный осадочный бассейн как геологическая структура

Эволюция осадочных бассейнов - их возникновение, развитие, преобразование или разрушение - составляет часть общей глобальной эволюции литосферы. Поэтому анализ формирования и развития осадочных бассейнов, а также систематизация их основных типов (классификация бассейнов), базируются на эволюционном ряду литосферы, начинающемся с раскола континентов и образования новых дивергентных границ плит и заканчивающемся конвергенцией краёв литосферных плит, их столкновением и формированием орогенов и шовных зон (Wilson, 1965; Кучерук, Ушаков, 1985). Современная структура осадочных бассейнов является результатом его длительной, часто многоэтапной эволюции, поэтому успешный поиск месторождений нефти и газа во многом предопределяется правильным пониманием геологической истории бассейна в рамках эволюционной теории развития литосферы.

Осадочные нефтегазоносные бассейны и проблемы их классификации

Под нефтегазоносными осадочными бассейнами обычно понимают сравнительно крупные геологические осадочные образования, в которых реализуются процессы генерации, миграции, аккумуляции, консервации и разрушения углеводородов (УВ), приводящие к формированию, а иногда и к разрушению месторождений нефти и газа (Высоцкий, Кучерук, 1978). Генерация УВ в таких бассейнах осуществляется за счет разложения (термического крекинга) органического вещества (ОВ), захваченного погружающимися осадками. Известно, что нефтегазоносность есть свойство осадочного бассейна на определённой стадии его развития. Эволюция осадочных бассейнов - их возникновение, развитие, преобразование или разрушение - составляет часть общей глобальной эволюции литосферы (рис.1-1; табл. 1-1). Она начинается от раскола континентов и образования новых дивергентных границ плит, проходит через стадию разрастания молодой океанической впадины к формированию зрелого океана, затем к зарождению и развитию процессов субдукции, постепенному сокращению площади впадины океана, к конвергенции краёв литосферных плит, их столкновению, и, наконец, к формированию орогенов и шовных зон континентов (Wilson, 1965; Ушаков, Галушкин, 1983; Кучерук, Ушаков, 1985).

Рис. 1-1. Цикл Вильсона: образование рифтовой долины (а); формирование центра спрединга дна океана (б - молодой океан); разрастание океана (в); возникновение зон поддвигания океанической литосферы (г – зоны субдукции); субдукция зоны спрединга (д); столкновение континентов (е) (Wilson, 1965; Тёркот, Шуберт, 1985).

Бассейны стадии субдукции

Следующий тип осадочных бассейнов приурочен к активным континентальным окраинам и островным дугами связан с этапом эволюции литосферы, отвечающим со­кращению площади океана и формированию зон субдукции океанической литосферы. Считают, что процесс субдукции связан с потерей плавучести литосферной плитой и начинается с пологого пододвигания, однако затем угол погружения плиты в мантию увеличивается. При этом жёлоб и дуга отступают в океан и формируется задуговой бассейн (Никишин и др., 1999). Формирование островных дуг и задуговых бассейнов зависит от геодинамического состояния зон субдукции: равновесного, сжатия или растяжения. Состоянию равновесия отвечает скорость схождения плит (конвергенции) около v=7.2 см/год. При такой скорости над зоной субдукции формируется вулканический пояс, а сама зона не подвержена ни сжатию, ни растяжению. При скорости v > 7.2 см/год зона субдукции становится более пологой, активно формируются аккреционная призма и преддуговой осадочный бассейн, а также задуговой молассовый (краевой) прогиб. И напротив, при более медленной скорости схождения плит (v < 7.2 см/год) для зоны субдукции в целом характерно состояние растяжения. При этом зона субдукции становится круче и пододвигающаяся плита откатывается назад (в сторону океана). Для пологого начального пододвигания плиты в мантии (a < 45-60°) увеличение угла её наклона сопровождается отступлением дуги, разрывом задуговой литосферы и формированием задугового бассейна японского типа (Otsuki, 1989; Никишин и др., 1999). Если же при уменьшении скорости v начальный угол пододвигания был крутым (a > 45-60°), то разрыв происходит по оси вулканической дуги, как наиболее пластичной части литосферы, и формируется междуговой бассейн марианского типа. Тем самым, по гипотезе (Otsuki, 1989) замедление скорости схождения плит резко увеличивает вероятность формирования задуговых бассейнов. Примерами таких процессов является раскрытие задуговых бассейнов Альпийского пояса (Алжиро-Прованский, Тирренский, Эгейский и отчасти Панонский) на фоне коллизии и медленного сближения Африканской и Евроазиатской плит. Отзуки предполагает также, что будет иметь место самооткат субдуцирующей плиты со скоростью около 7.2 см/год, если скорость схождения плит уменьшится до нуля. С растяжением в задуговой области может быть связано образование окраинных морей с утоненной континентальной или с океанической корой (например, глубоководных впадин Чёрного моря; Шрейдер и др., 1997).

Осадочные бассейны, развитые по периферии Тихоокеанского региона, свойственны стадии зрелой длительно сокращающейся по площади впадины океана. Однако, для начальной стадии такого сокращения характерным было погружение океанической плиты под осадочные бассейны пассивной окраины континента. Возможно, такой процесс развивается в настоящее время в районе Багамской плиты (Ушаков, Галушкин, 1983). Характерно, что большинство осадочных бассейнов островных дуг и активных континентальных окраин отличается относительной кратковременностью существования в связи с последующим их вовлечением в процессы орогенеза, частичным, а иногда весьма значительным разрушением. Геологические данные показывают, что задуговые бассейны проходят сначала стадию раскрытия (рифтинг, перерастающий в спрединг), а затем подвергаются сжатию, превращаясь в складчатые зоны. Многие из современных складчатых зон представляют собой сильно смятые бывшие задуговые бассейны. Известным примером такой зоны является горный хребет Большого Кавказа (Ershov et al., 1998).

Некоторыми российскими и американскими учёными в конце 70-х годов была высказана идея о существовании мощного механизма генерации углеводородов из органического вещества, затягиваемого вместе с океаническими осадками в зоны поддвига плит (см., например, Сорохтин, Ушаков, 2002). Считалось, что генерируемые УВ накапливаются в теле островных дуг и активных окраин континентов при пододвигании под них океанических плит и перекрывающих их пелагических осадков. Однако, даже если такое количество УВ и было генерировано в фанерозое, то всё ещё остаётся проблема его миграции, аккумуляции и сохранения. Из общих соображений ясно, что генерированное вещество будет в основном рассеяно по времени и, главное, по площади – ведь островные дуги, а вместе с ними и центры генерации мигрируют, а в моменты перестройки границ плит, меняют своё положение скачкообразно. Возможно, с этим обстоятельством и связан тот факт, что почти отсутствуют свидетельства о накоплениях УВ, приуроченных к современным зонам активного поддвига. Там же, где они казалось бы есть (Яванская зона поддвига), месторождения связаны с задуговым или внутридуговым рифтингом и хорошо объясняются в рамках механизма локального рифтогенеза. Однако, вполне вероятно, что механизм термической деструкции органического вещества пелагических осадков в зонах поддвига вносит вклад в генерацию метана и что часть этого метана выносится с вулканическими газами в атмосферу.

Часть 1. Геодинамические аспекты формирования нефтегазоносных осадочных бассейнов