Анализ фактических данных по структуре Белый Тигр (Южный Вьетнам).

Месторождение Белый Тигр расположено в средней части центрального поднятия Меконгской впадины, стратиграфический разрез которой включает докайнозойский кристаллический фундамент и перекрывающие его терригенные отложения олигоцена, миоцена и плиоцен-четвертичного возраста. Мощность кайнозойского осадочного чехла меняется от 3000 м на локальных поднятиях до 8000 м в депрессиях. В палеогене в результате блоковых движений континентальной литосферы сформировались отдельные структуры – выступы кристаллического фундамента. Один из таких выступов – Белый Тигр – представляет собой горстообразную структуру, протянувшуюся в северо-восточном направлении в соответствии с общим структурно-тектоническим планом этого участка южно-вьетнамского шельфа. В строении месторождения Белый Тигр также выделяются два структурных этажа: докайнозойский кристаллический фундамент и кайнозойский осадочный терригенный комплекс. По кровле фундамента месторождение Белый Тигр представляет собой трехвершинную морфоструктуру, состоящую из Южного, Центрального и Северного сводов. Гипсометрически самый высокий – Центральный свод, а наиболее погруженный – Северный, в пределах которого представлен наиболее полный разрез осадочных пород.

В пределах структуры Белый Тигр по литолого-фациальному составу, гидродинамике, а также по физико-химическим свойствам подземных вод выделяются три водоносных комплекса: нижнемиоценовый, верхнеолигоценовый, нижнеолигоценовый [Тьен, 1998]. Породы всех трех водоносных комплексов достаточно однотипны в литологическом отношении и представлены чередованием пластов разнозернистых песчаников и глинистых прослоев со значительной долей мелководных лагунных фаций.

Нижнемиоценовый водоносный комплекс вскрывается на глубине около 2100 м и имеет мощность от 400 до 900 м. Пластовая температура изменяется от 125^оС над выступами фундамента до 83^оС в периферических частях структуры. Общая минерализация вод возрастает от 3,2–12,9 (при средней 5,9 г/л) на Северном своде до 17–18 г/л на Центральном своде (табл. 4) В этом же направлении изменяется тип вод с гидрокарбонатно-натриевого на хлоркальциевый (по классификации В.А. Сулина). Величина коэффициента rNa/rCl пластовых вод на Северном своде составляет 1,1, на Центральном–0,72 (табл. 4).

Породы водоносного комплекса верхнего олигоцена имеют мощность 100–600 м и расположены на глубине от 3200 до 3700 м. Общая минерализация пластовых вод составляет 4,25–5,78 г/л (при средней 4,56 г/л), тип вод – гидрокарбонатно-натриевый (табл. 4).

Кровля нижнеолигоценового водоносного комплекса вскрывается на глубине около 3700 м. В зависимости от структурной приуроченности мощность нижнеолигоценового водоносного комплекса изменяется от 100–150 м над куполом Северного свода до 700–800 м в опущенных частях структуры. В пределах Центрального свода нижнеолигоценовые отложения отсутствуют. Т пл. составляет 142–147^оС, общая минерализация вод низкая: от 1,2 до 5,6 г/л, при средней 3,2 г/л (табл. 4), тип вод – гидрокарбонатно-натриевый.

Таким образом, видно, что минерализация пластовых вод осадочного чехла уменьшается сверху вниз по разрезу, а также в направлении от Центрального свода к Северному, т.е. ровно в противоположном направлении, чем следовало бы ожидать в «нормальном» разрезе осадочного чехла. Подобную направленность изменения минерализации нельзя объяснить структурными особенностями, так как Северный свод более погружен, чем Центральный, а также особенностями осадконакопления, так как песчаники во всех водоносных горизонтах представлены достаточно однообразными плохосортированными мелководными фациями.

Одновременно с уменьшением минерализации наблюдается абсолютное и относительное увеличение содержания гидрокарбонат-иона: от 3,3 экв.-% в водах нижнего миоцена Центрального свода до 19,1–21,8 экв.-% в водах олигоценовых отложений Северного свода.

Очевидно, что в данном случае также наблюдается проявление инверсионного разреза и, вероятно, также связанное с поступлением по разломам фундамента, переходящим в осадочный чехол, маломинерализованных гидрокарбонатно-натриевых вод. Это подтверждается тем, что в распределении глинистых минералов по разрезу осадочных пород, изученное Ф.А. Киреевым [Киреев, 2003], выявлено полное исчезновение монтмориллонита в олигоценовых отложениях (табл.5). Таким образом, прогрессирующее опреснение подземных вод, продолжающееся в нижнеолигоценовых отложениях, где на глубине около 4300 м зафиксированы воды с минерализацией 1,2 г/л, невозможно связать с гидрослюдизацией монтмориллонита, что многие геологи (А.А. Карцев, Л.Н. Капченко) считают основной причиной появления опресненных вод на больших глубинах.

Таким образом, в интервале глубин, для которых по существующим представлениям должно быть характерно наиболее интенсивное проявление элизионно-дегидратационных процессов и связанное с этим «распреснение» подземных вод (нижнемиоценовый комплекс) уровень минерализации подземных вод значительно превышает ее значения в залегающих ниже олигоценовых отложениях.

Высказанные предположения о формировании пластовых вод осадочного чехла Северного свода в результате смешения седиментогенных вод со значительной долей маломинерализованных глубинных гидрокарбонатно-натриевых флюидов подтверждается данными о содержании в них микроэлементов (табл. 6) Так, для вод олигоценовых отложений содержание бора практически равно содержанию брома, что не характерно для глубинных пластовых вод, в которых содержание последнего обычно более чем на порядок превышает содержание бора. И только для инверсионных вод отмечается равное или даже повышенное содержание бора по отношению к брому [Лагунова, 1979]. При этом в водах нижнего миоцена Северного свода отношение B/Br изменяется в пределах 0,06–0,13, при среднем 0,1; в водах верхнеолигоценовых отложений этот коэффициент увеличивается до 0,33–0,69, (среднее 0,42); а в водах нижнего олигоцена среднее значение этого отношения увеличивается до 1,16 (табл. 6).

В пользу глубинного гидротермального генезиса инверсионных вод месторождения Белый Тигр свидетельствует также их локальное расположение, так как в латеральном направлении они не выдержаны даже в разрезе этой геологической структуры, имеющей размеры всего 28х7 км. Так, инверсионные гидрокарбонатно-натриевые воды, развитые в северной части месторождения, в южном направлении сменяются хлор-кальциевыми водами, имеющими минерализацию 16–22 г/л.

Обсуждение результатов.

Сравнение инверсионных вод осадочного чехла месторождения Белый Тигр шельфа Южного Вьетнама и Сургутского свода Западной Сибири позволяет отметить общие закономерности формирования этих вод, которые проявляются, несмотря на литологические и возрастные различия этих структур. Их геохимические разрезы как бы дополняют друг друга, действительно, минимальная минерализация равная 8,3 г/л, отмечаемая на глубине 2690 м в юрских отложениях Сургутского свода, приблизительно соответствует минерализации «верхов» инверсионного разреза месторождения Белый Тигр (средняя минерализация вод нижнего миоцена Северного свода 5,9 г/л). Затем наблюдается прогрессирующее опреснение вод вниз по разрезу осадочного чехла, вплоть до минимального значений 1,2 г/л отмеченного на глубине около 4300 м.

Эти данные полностью подтверждают предположение Ю.А. Ежова [Ежов, 1978] о том, что формирование инверсионных вод является региональной закономерностью, связанной с поступлением от фундамента маломинерализованных гидрокарбонатно-натриевых флюидов, насыщенных СО₂.

Выводы

1. Гидрокарбонатно-натриевые воды, пониженной минерализации по сравнению с вышезалегающими (инверсионные воды), выявленные на территории Сургутского свода Западной Сибири и месторождения Белый Тигр шельфа Южного Вьетнама, обнаруживают сходство условий локализации и химического состава. В обоих случаях воды имеют локальное распространение в приразломных зонах и характеризуются повышенным отношением бор-бромного коэффициента.

2. Сопоставление геохимических разрезов отложений осадочного чехла Сургутского свода и месторождения Белый Тигр выявило прогрессирующее опреснение подземных вод с глубиной, при этом минимальное значение минерализации (1,2 г/л) зафиксировано на глубине около 4300 м.

3. Локальное расположение инверсионных вод, а также увеличение степени опреснения в зависимости от глубины, а не от глинистости разреза, позволяют связать их образование с поступлением эндогенных, а не элизионных вод.

4. Результаты исследований убедительно показывают, что наличие инверсионных относительно маломинерализованных гидрокарбонатно-натриевых подземных вод в нижних частях осадочного разреза эпипалеозойских и более молодых нефтегазоносных бассейнов, безусловно связаны с поступлением глубинных флюидов из пород фундамента.

Список литературы

Ежов Ю.А. О химической инверсии в подземной гидросфере// Сов. геология. 1978. № 12. с. 132–136.

Дюнин В.М. Гидрогеодинамика глубоких водоносных горизонтов, М.:, Научный мир, 2000.

Капченко Л.Н. Гидрогеологические основы теории нефтегазонакопления., Л.,:Недра, 1983.

Карпов Г.А., Ильин В.А. Онтогения гидротермального процесса. Владивосток,: Дальнаука, 2006.

Карцев А.А., Вагин С.Б.. Матусевич В.М. Гидрогеология нефтегазоносных бассейнов. М.,: Недра. 1986.

Киреев Ф.А. Глинистые минералы в нижнемиоценовых и олигоценовых отложениях месторождения Белый Тигр.// Мат-лы научн. конф., посвященной 25-ти летию Вьетнамского института нефти и газа. Ханой, 2003. с. 59–63

Крайнов С.Р., Рыженко Б.Н., Швец В.М. Геохимия подземных вод. М.,: Наука, 2004.

Кривошеева З.А., Бирюкова О.Н. Изменение с глубиной состава и минерализации поровых вод глинистых пород центральной части Московской синеклизы.// Влияние поровых вод на физико-механические свойства пород. Киев, Наукова думка, 1974. с. 137–138.

Лагунова И.А. Условия проявления и особенности формирования вод пониженной минерализации в глубоких зонах осадочных бассейнов.// Сов. геология. 1979. № 2, с. 48–62.

Набоко С.И. Химические типы вулканических вод. // Состав и генезис минералообразующих гидротермальных растворов областей активного вулканизма. Новосибирск,: Наука, 1974. с. 8–14.

Назаров А.Д. Нефтегазовая гидрогеохимия Юго-Восточной части Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции. Иркутск,:Идея – Пресс, 2003.

Нелюбин В.В. Гидрогеохимия Западносибирского мегабассейна.// Гидрогеология Западно-Сибирского нефтегазоносного мегабассейна. Л.,: Недра, 1985. с. 79–85.

Пилипенко Г.Ф. Гидротермы кальдеры Узон.// Гидротермальные минералообразующие растворы областей активного вулканизма. Новосибирск,: Наука, 1974. с.24–31.

Розин А.А. Подземные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна и их формирование. Новосибирск,: Наука, 1977.

Строганова Т.С. Гидрогеодинамика глубоких горизонтов центральной части Западно-Сибирского артезианского бассейна.: Автореферат канд. дис. М., 2003.

Тьен Х.Д. Гидрогеологические условия месторождения Белый Тигр// Тез. докл. Второй конференции НИПИ морнефтегаз, г. Вунгтау, Вьетсовпетро, 1998. с. 103–119.

.

Таблица 1.

Химический состав и бор-бромное отношение в подземных водах древних платформ и в океанской воде.

* Данные химического состава по [Крайнов, 2004]. Н – глубина, м.

Таблица 2.

Химический состав подземных вод осадочного чехла Сургутского свода.

Таблица 3.

Содержание бора и брома в подземных водах осадочных отложений ряда месторождений Сургутского свода.

* Над чертой – разброс значений, под чертой – среднее.

Таблица 4

Химический состав подземных вод осадочного чехла месторождения Белый Тигр.

Таблица 5 Состав глинистой фракции пород осадочного чехла месторождения Белый Тигр, по [Киреев, 2003]..

Таблица 6.Содержание бора и брома в подземных водах осадочных отложений месторождения Белый Тигр.

* См. примечания к табл. 3