Лекции_Общая геохимия. Геохимия как наука
 Скачать 6.86 Mb.
|
12.1. Газовая зональность в литосфере Газоносность недр — явление планетарного масштаба. Практически нет породи вод, не содержащих в томили ином количестве природных газов. Они присутствуют в любых формах и разных количествах в породах фундамента и осадочного чехла континентальной и океанической коры. Накопленный обширный фактический материал по газоносности верхней части литосферы позволил сделать вывод о наличии планетарной территориальной (площадной) и вертикальной (глубинной) газогеохимической зональности. В общих чертах суть этой зональности сводится к формированию в пределах крупных геоструктур I—II порядков газогеохимических провинций с четкими различиями в степени интенсивности газонасыщенности недр, в химическом и фазовом составах газов. Формирование газового поля — это непрерывный геологический процесс. Исследование механизма его функционирования (химического, физического) в конкретной естественной обстановке недр позволяет достоверно решать многие вопросы геотектоники и геохимии, в их числе возраст складчатости фундамента, скрытого под мощным чехлом осадочных отложений, выделение его гетерогенных участков, зон внедрения молодых магматических интрузий; выделение стабильных или, напротив, активизированных участков древней коры под осадочным чехлом в НГБ; трассирование всех систем флюидопроводящих разломов как в фундаменте, скрытом под чехлом, таки в осадочном чехле определение степени и глубины современной проницаемости разломов, в том числе и для подкоровых глубин оценка влияния тектонической активизации коры на интенсификацию процессов нефтегазообразования УВ в осадочном чехле и на рудогенез и многие другие. В основе решения многих из этих вопросов лежат исследования как газо- геохимического поля Земли, его основного геохимического облика, таки распределения, интенсивности и характера аномалий на его фоне. В планетарном масштабе, в верхней, изученной части осадочной оболочки коры, подзоной гипергенеза, до глубин в основном 3- 5 км выделяется три следующих типа газогеохимических провинций, одинаково свойственных как континентальной, таки океанической корам: азотная, углеводородная, углекислая. Именно они наиболее широко распространены и характеризуют основной состав газов на обширных территориях. Азотные газогеохимические провинции преобладают в условиях сравнительно стабильного геотектонического режима на территориях древних кристаллических щитов и раскрытых частей древних платформ с маломощным осадочным чехлом. Общая газонасыщенность недр в азотных провинциях обычно невысокая, свободные газовые скопления спорадичны и незначительны по запасам. Газам этих территорий, особенно водорастворенным, нередко свойственна высокая гелиеносность, вплоть до 15%, редко - больше, нов промышленных количествах гелий здесь обычно не накапливается из-за низкой общей газоносности. Исключения есть, но редкие. Провинции преимущественно углекислых газов территориально приурочены к обширным горноскладчатым массивам пород. Особенно четко они фиксируются по абсолютному преобладанию диоксида углерода и высокой газона- сыщенностью пластовых вод в зонах недавнего интенсивного метаморфизма карбонатных пород осадочного чехла. Углеводородные газогеохимические провинции преобладают практически во всех зонах интенсивного разновозрастного осадконакопления и, особенно, в нефтегазоносных и угольных бассейнах. Именно этим провинциям свойственна самая высокая газоносность недр, и прежде всего свободная. Необходимо подчеркнуть, что выделение газогеохимических провинций в чистом виде в некоторой мере условно, так как во многих из них количественно преобладают газы смешанного состава — азотно-углеводород-ные, углеки- сло-азотные и т. д. К тому же нередко состав водорастворенных газов отличается от состава свободных газовых залежей. Но общий геохимический облик газов, характеризуемый частотой встречаемости тех или иных газовых компонентов, сохраняют свои различия в разных геоструктурных зонах литосферы. Состав свободных газовых скоплений в осадочном чехле значительно более определенен, почти на 90% он углеводородный. На долю преимущественно азотных и кислых по составу газов приходится лишь около 10% объема выявленных запасов газа. Внутри газогеохимических провинций могут выделяться области и зоны специфического газового состава - почти чисто сероводородные или смеси кислых с углеводородными газами, азотно-гелиевые, углекислые среди азотных, сухие метановые или, наоборот, жирные, обогащенные тяжелыми его гомологами и т. д.Иным геоструктурным зонам литосферы свойствен настолько пестрый и мозаичный состав газов, что отнесение их к какому-либо газогеохи- мическому типу становится вообще затруднительным. Чаще с этим приходится сталкиваться на обширных территориях складчатых массивов с недавним проявлением магматизма и интенсивной метаморфизацией пород чехла. Общий газовый фон недр, входящий в понятие газогеохимической провинции формируется под воздействием множества, часто несвязанных между собой, факторов. В их составе — источники образования или поступления газовых компонентов, формирующих газовое поле, механизм (химический, физический) их взаимоотношения между собой, а также с вмещающей средой — породой, флюидами изменения термодинамической обстановки в недрах при тектогенезе и т. д. Все это меняет геохимический облик и интенсивность газового поля в разные геологические эпохи, поэтому наблюдаемое ныне газовое поле - это суммирующее следствие активности или, напротив, тектонической стабильности отдельных частей литосферы. Особенно наглядно динамичность газового поля проявляется в углеводородных газогеохимических провинциях, в глубоко прогнутых осадочных НГБ с изученной вертикальной геохимической зональностью пластовых (свободных) газовых скоплений. В общих чертах вертикальная газогеохимическая зональность в них сводится к тому, что глубже зоны гипергенеза, с преимущественно азотными водорастворенными, реже свободными газами располагается зона углеводородных газов, свободных и водорастворенных, в основном метанового состава. Ниже зоны углеводородных газов в отдельных НГБ появляются газы смешанного углекисло-сероводородно-угле-водородного состава. Азота и инертных компонентов в них, как правило, мало. Граница между этими зонами определяется не столько глубиной, сколько термодинамическим режимом недр. В холодных впадинах с высокой интенсивностью осадконакопления углеводородные газы генерируются и сохраняются на глубинах свыше 10 км, что, в частности, подтверждается не только фактическими данными разведки, но и составом газов при грязевом вулканизме. Во впадинах с активными термометаморфическими и магматическими процессами, в отличие от холодных впадин, резко возрастает частота встречае- мости кислых газов, причем уже с глубин 4—5 км, а при сульфатно- карбонатном разрезе они могут стать даже и преобладающими. Необходимо отметить, что пестрота химического состава газов в жестких термодинамических условиях полигенна и определяется не только литолого- фациальным составом пород, в которых идут газогенерационные процессы, но и термохимическими процессами, например конверсией метана. Изучению последних особое внимание уделяли В. А. Соколов, А. Л. Козлов, Дж. Хант и другие отечественные и зарубежные исследователи. Приведем здесь лишь несколько примеров естественных реакций, широко распространенных в недрах, приводящих к появлению кислых газов. Процессы глубинного выщелачивания карбонатов вследствие их гидролиза в присутствии пластовых вод приводят к накоплению диоксида углерода уже при температурах немногим более 100 С. Чем выше температура среды и ниже рН пластовых вод, тем больше образуется СО СаСО 3 + H 2 O↔СаОН + + ОН + С, 2МgСО 3 + НМ НС+ СO 2 При температурах свыше Св присутствии сульфатов помимо гидролиза карбонатов могут идти реакции восстановления сульфатов углеводородами+ СН 4 ↔ СаСО 3 + Н 0 + H 2 S, NaSO 4 + СН 4 ↔NaCO 3 + НОВ результате формируются сероводородно-углекисло-метановые газы. В более жестких термодинамических условиях, при температурах Св присутствии воды возможны также и процессы конверсии метана СН 4 + 2 НО СОН, с образованием и накоплением диоксида углерода. Выделяющийся водород при наличии в породах сульфатов восстанавливается до H 2 S, в результате формируются залежи смешанного углекисло-сероводородно-углеводородного состава. Естественно, что трехчленная вертикальная газогеохимическая зональность в разрезе осадочного чехла четко проявляется лишь при достаточной его мощности, жестких термодинамических условиях и наличии эвапоритов в низах разреза. Более часто в разрезе НГБ, особенно в платформенных условиях, присутствуют лишь две газогеохимические зоны — верхняя азотная и нижняя углеводородная. Детальные исследования характера изменения состава пластовых газов по вертикальному разрезу позволили выявить для ряда НГБ два типа направленности этих изменений в компонентном составе свободных углеводородных газовых скоплений. Их основное различие состоит в неодинаковом характере изменения по глубине содержаний гомологов метана. Водном из них оно резко увеличивается с глубиной, в другом - сохраняется постоянным или даже, иногда, уменьшается. Первый из этих вертикальных газогеохимических типов разреза для НГБ может быть назван нормальным, тогда как второй — аномальным или инверсионным. В основе формирования этих закономерных различий лежит ряд генетических и общегеологических причини их изучение целесообразно, поскольку может быть положено в основу решений поисково-прогностического характера. Нормальный газогеохимический тип разреза характеризуется увеличением содержания гомологов метана с глубиной широким диапазоном изотопного состава углерода метана — от -70 до -34‰. Хотя чаще преобладает изотопно- легкий метан, нос глубиной он утяжеляется; сероводород практически отсутствует. Для аномального, или инверсионного, газогеохимического типа разреза характерна в целом сравнительная сухость углеводородной части газов, которая к тому же нередко сопровождается снижением содержания гомологов метана с глубиной. Изотопный состав углерода метана преимущественно тяжелый, С достигает в нем —20°/ 00 . Характерно повышенное содержание сероводорода. Почти все крупные месторождения газовой серы связаны именно с этим типом газогеохимического разреза. По характеру изменения содержаний азота и диоксида углерода с глубиной особых отличий в обоих типах разрезов не отмечается. Нормальный газогеохимический разрез характерен для областей интенсивного прогибания в мезо-кайнозое. Наиболее часто он обнаруживается в межгорных впадинах, передовых прогибах альпийской складчатости, реже - во впадинах молодых эпигерцинских плит. В разрезах таких структур преобладают молодые терригенные отложения. Региональные покрышки обычно неразвиты геотермические градиенты пониженные на больших глубинах выявляются АВПД. Продуктивность связана преимущественно с многопластовыми газовыми месторождениями, с крайне высоким этажом газоносности, иногда почти от поверхности и вглубь до 6-7 км, возможно, и ниже. Инверсионный (аномальный) газогеохимический разрез свойствен краевым НГБ древних платформ и НГБ примыкающих к ним молодых плита также областям эпиплатформенного орогена. В составе пород преобладают карбонаты, велика также роль эва- поритов, нередко обеспечивающих надежное экранирование продуктивных 139 толщ. Геотермический режим недр повышенна больших глубинах обычны АВПД. Месторождения имеют ограниченный этаж газоносности. Причины формирования двух этих сравнительно широко распространенных газогеохимических типов разрезов можно рассматривать в достаточно широком аспекте. Они могут быть отражением двух последовательных этапов катагенеза РОВ. Нормальный газогеохимический разрез соответствует стадиям катагенеза до ГФН, инверсионный — после нее. Иногда отсутствие метановых газов на больших глубинах может быть обусловлено растянутостью стадий катагенеза вследствие холодного геотермического режима в этих НГБ. Но их формирование можно объяснять также и дифференциацией состава углеводородных газов, мигрирующих с больших глубина также и общими генетическими и миграционными факторами, проявляющимися по-разному в разнотипных по геологической истории развития НГБ. Знание направленности изменения состава газов с глубиной, вертикальной газохимической зональности в НГ6 позволяет более обоснованно решать вопросы прогноза углеводородной продуктивности больших глубин и возможного качества газового сырья. 12.2. Газы осадочной толщи Осадочная оболочка составляет около 10% общей массы вещества земной коры. Наиболее распространенными породами в ее составе являются глины и глинистые сланцы. Алевролиты, песчаники, вулканические и карбонатные породы занимают подчиненное положение и имеют примерно одинаковую распространенность. На остальные типы пород (главным образом, эвапориты) приходится немногим более 1%. При литогенезе минеральные и органические составляющие осадочной толщи претерпевают глубокие изменения под действием различного рода геохимических процессов. Часть из них сопровождается газообразованием. Генерирующиеся газы являются неотъемлемой частью осадочной толщи и по форме нахождения встречаются в свободном, растворенном и рассеянном состоянии. Рассеянные в осадочных породах газы в свою очередь по форме нахождения можно разделить наследующие категории 1) свободный, содержащийся в сообщающихся порах и трещинах 2) свободный, заключающийся в замкнутых порах 3) растворенный вводе, содержащейся в горной породе 4) растворенный в нефти, содержащейся в горной породе 5) сорбированный породой и содержащимся в ней ОВ; 6) окклюдированный горной породой) газовый конденсат в порах и трещинах. С генетической точки зрения находящиеся в породе газы могут быть связаны с различными источниками. Одним из основных источников является ОВ. Общее его количество в породах континентального сектора стратисферы составляет т, из которых 54.10 14 т присутствует в глинистых породах. Органическое вещество является основным, ноне единственным источником газов в осадочной толще. Преобразование минеральных составляющих в ряде случаев также сопровождается образованием газов. Изменение минеральных компонентов происходит независимо или с участием ОВ. Наиболее тесным 140 взаимодействием минеральных и органических составляющих характеризуются начальный и завершающий этапы литогенеза. Каждый из типов пород, слагающих континентальный сектор стратисферы, имеет свою специфику состава и количества газов. В связи с этим говорить о количестве и составе газов осадочной толщи в целом весьма затруднительно. Логичнее оценивать состав и масштабы образования газов, сопровождающих конкретный геохимический процесс. Теоретически обоснована и во многих случаях экспериментально подтверждена балансовая сторона редукционных, радиационно-химических и ядерных процессов. Намного сложнее оценить количественно процессы преобразования ОВ при литогенезе. Экспериментально установлено, что масштабы генерации газов и их качественный состав обусловлены концентрацией в породе ОВ, его генетическим типом и степенью преобразованности. Немаловажную роль играет специфика вмещающей породы. Преобразование гумусового ОВ сопровождают газы, в углеводородной части которых преобладает метан. Гомологи метана характерны на определенных этапах катагенеза для продуктов преобразования сапропелевых разностей ОВ. Генетический тип ОВ и степень его преобразованности обусловливают определенную зональность в качественном составе генерирующих- ся в осадочной толще газов. Последний момент необходимо учитывать при исследовании закономерностей формирования свободных газовых скоплений в осадочной толще. Табл. 12.1 даёт представления о теоретически возможных масштабах генерации газов гумусовой разностью ОВ в процессе литогенеза. Если предположить, что в глинистых породах ОВ преобразовано в среднем до градации ката- генеза МКз и представлено обоими классами ОВ в соотношении 1:1, то только за счет органической составляющей глинистые породы континентального сектора стратисферы (при содержании в них В вначале литогенеза) способны образовать 13,6.10 11 м газов, в том числе 2,6.10 м углеводородных. В реальных условиях газы осадочной толщи изучены еще недостаточно. И одна из причин этого — затруднения методического характера. Из перечисленных выше возможных категорий нахождения газов в осадочной толще исследуются в лучшем случае две-три в зависимости от преследуемых целей. По результатам этих исследований иногда трудно представить состав и количество газов, характеризующих в целом осадочные породы. Но тем не менее, существуют эмпирические закономерности изменения количества и состава газов в процессе литогенеза определенных типов пород. Таблица 12.1 141 Количество и соcтав газов, генерированных гумусовым ОВ в процессе литогенеза (Рогозина А.Е., Неручев С.Г., Успенский В.А., Начало градации об от суммы газов СОСН NH 3 БД (ПК 3 ) 49,7 27,6 6,4 16,3 Д (МК 1 ) 50,2 28,2 6,1 15,5 ДГ (МКГ (МК 2 2 ) 53,4 27,8 5,1 13,7 Ж (МК 3 ) 53,1 27,7 6,2 13,0 К (МК 4 ) 50,8 30,5 6,4 12,3 ОС (МК 5 ) 49,4 31,8 6,3 12,5 ТАК ПА (АК 2 ) 45,4 36,8 5,9 11,9 А (АК 3 ) 42,6 39,8 5,9 11,7 А (АК 4 ) 39,9 43,0 5,9 11,2 Графит 34,5 48,1 6,1 11,3 12.2.1. Газы соленосных отложений В соляных породах можно выделить несколько форм нахождения газов сорбированные открытой поверхностью, растворенные в кристаллической решетке находящиеся в газово-жидких микровключениях; свободно выделяющиеся газы — газы макровключений. Количество сорбированных газов в солях незначительно, так как соляные породы обычно плотные и имеют незначительную пористость (0,9÷3,0%). Газы макровключений - это газы, заключенные в различного рода пустотах внутри соляных пластов, образованных в результате тектонических сжатий и разрывов порода также, путем объединения микровключений в одну сообщающуюся систему. Многообразие форм нахождения газов в солях вызывает сложность количественной оценки газоносности. Измерения и расчеты показывают, что основная масса газа в соленосных отложениях, например, Старобинского месторождения, содержится в кристаллической решетке и микровключениях соляных минералов. Количество газа, определяемое при растворении соляных пород, в среднем равно 50 см 3 /кг, достигает 210 см 3 /кг, возможно, и более в молочно- белом сильвините. Разработан метод определения газоносности по количеству А рад, мигрировавшего из кристаллической решетки в полости. Количество радиогенного аргона, потерянного весовой единицей твердой части породы, может быть точно определено (если известно содержание калия и возраст породы. Потерянный породой аргон, если допустить изолированность соляного пласта, оказывается в нарушениях кристаллической решетки, прежде всего в полостях (макровключениях). Тогда, непосредственно определив концентрацию радиогенного аргона в газах (С Аг , об) можно рассчитать общее количество других (основных) газов микровключений, отнесенное к единице веса породы (Qr): 22 За исходный уровень расчетов принята торфяная стадия, на которой в 100 г породы содержится 1% О В с С г = 59%. 142 Q r =g Ar .100/C Ar , где g Ar — количество потерянного 40 Ar д (см 3 /г), изм Ar Ar g t k c g где с — скорость образования 40 Аг рад в 1 г породы k концентрация калия t — возраст породы. В соляных породах присутствуют 3 типа газов 1) реликтовые - захваченные породой из окружающей среды при кристаллизации, среди них атмосферные, биохимические (О, часть N 2 , СО, Аг); 2) аутигенные - образовавшиеся на месте за время существования породы. Это в основном продукты преобразования ОВ и радиоактивного превращения урана, тория, калия (большая часть N 2 , CO 2 , СН 4 +ТУ, Аг, Не. Эти газы преобладают в кристаллической решетке соляных минералов, а в областях спокойного залегания также в микро- ив макровключениях; 3) эпигенетичные - проникшие извне в соляные породы после их формирования. Долю участия различных генетических составляющих в газах солей оценить очень сложно. По всей вероятности, в соляных породах присутствует смесь газов названных типов. Химический и изотопный состав аутигенных газов различных минеральных разновидностей соляных пород пластовых форм залегания идентичен и не зависит ни от возраста пород, ни от их территориальной приуроченности или положения в разрезе. Он существенно отличается от вообще характерного для осадочной толщи. Основным компонентом газов солей является азот (в среднем 70%), содержание тяжелых гомологов метана в составе углеводородных газов велико ( 40%). Отношение 3 Не/ 4 Не резко понижено - < 10 -8 . В составе газов соляных пород не встречен мантийный гелий. Отношение изотопов аргона велико- 40 Аr/ 36 Аr = (2÷50).10 3 . Отношение Нее рад в сильвините высокое — (7÷17).10 7 , а в каменной соли низкое — (0,17÷0,18).10 7 . Среднее значение σ 15 N в газах соленосных отложений составляет +4‰. Метан соленосных пород изо- топно тяжел. Значение Сметана) почти такое, как у этана . Состав газов кристаллической решетки соляных пород, выделенных методом растворения, изотопный состав гелия, аргона и азота, неона в газах соляных бассейнов, а также изотопный состав углеродсодержащих соединении й в соленосных провинциях детально рассмотрен в справочниках (Справочник по геохимии нефти, 1998). Газы разных морфотипов различаются по химическому составу. Так, газы кристаллической решетки содержат значительно больше углекислого газа, чем газы включений. Различие вызвано компонентным фракционированием при миграции газов из места их образования в полости. Эпигенетичные газы соляных пород в отличие от собственно солевых (ау- тигенных) имеют другие изотопно-геохимические характеристики. Эти газы в основном сосредоточены в микро- ив макровключениях соляных пород, свойственны районам соляной тектоники и интенсивного газообразования. Так, в свободных газах (макровключениях) соляных куполов Прикаспия велик вклад 143 углеводородов, причем изотопный состав углерода метана близок к таковому для газов залежей. В соленосных отложениях Припятского прогиба, расположенных в районах развития нефтяных месторождений, в микровключениях вторичных разновидностей галита в зонах разрывных нарушений преобладают УВГ. Повышенная концентрация метана и его гомологов в составе газовых включений во вторичном галите может являться индикатором нефтегазоносных скоплений в нижележащих отложениях. Формирование газовой среды в соленосных отложениях можно представить следующим образом газы солеродного близповерхностного бассейна — атмосферные и частично биохимические (N 2 , О, СО, Ar, Ne и др) захватываются соляными минералами при их кристаллизации. Эти реликтовые газы концентрируются в кристаллической решетке ив многочисленных пузырьках — будущих микровключениях. Компоненты свободной газовой фазы (микровклю- чений) и растворенные в кристаллической решетке, по-видимому, находятся в состоянии, близком к равновесному. В дальнейшем в течение всего времени существования соляных пород одновременно происходят следующие процессы. 1. Новообразование газов в твердой части пород (кристаллической решетке минералов, межзерновом пространстве) в результате радиоактивного распада, ядерных реакций (А, Не, воздействия радиации на ОВ, воду, возможно, минеральную часть (N 2 , СН 4 +ТУ, СОН, О и др, окисли тельно-восстановительных реакций СОСН. Миграция новообразованных (аутигенных) газов из твердой части пород в газово-жидкие микровключения, а затем ив образующиеся макровк- лючения в результате возникшего градиента концентрации. Миграция, осуществляемая путем диффузии или эффузии (по мелким трещинам, межзерновому пространству, трансформирует газовый состав в твердой части из-за различия коэффициентов диффузии и сорбционной способности и, естественно, в микровключениях. В результате газовая фаза микровключений обогащается гелием, метаном, азотом, в меньшей степени аргоном. 3. Под влиянием тектонических движений и благодаря высокой пластичности, соли осуществляется перемещение газовых пузырьков-микровключений — в ослабляющиеся зоны соляного пласта и их соединения в макровключения. Все эти процессы, весьма неравномерные в своих масштабах, обусловливают крайнюю пестроту химического состава газов в соляных породах. При перекристаллизации соли в соляные пласты проникают вместе с рассолами эпигенетичные газы окружающих соли других осадочных пород. Интенсивное образование газов в залегающих глубже породах, их последующая миграция приводят к проникновению в соли чужеродных газов - по количеству соизмеримых или превышающих собственно солевые газы. Такая ситуация возникает в районах интенсивной глубинной генерации УВ в осадочной толще, в зонах контактового метаморфизма. В первом случае главным компонентом являются СН 4 +ТУ, во втором - СОН, СН 4 |