Геодинамический анализ нефтегазоносных бассейнов

и процессов генерации углеводородов в осадочных бассейнах (« Моделирование Бассейнов

»)

пределах освоенных
неосвоенных бассейнов

Бурение:
конечный этап поиска залежей УВ –

очень дорогое мероприятие.

Предварительное изучение бассейна
геологическими, геофизическими или
геохимическими методами, а также
методами физико-математического моделирования процессов нефтегазообразования,
способно заметно сузить площадные и
глубинные границы предполагаемого
бурения и тем самым существенно снизить
затраты на поиски месторождений.

Моделирование

использует геолого-геофизическую
базу данных о строении и
развитии бассейна
и
позволяет численно восстанавливать:

температуру пород,
степень катагенеза ОВ
реализацию потенциала генерации УВ
материнских свит
в процессе погружения бассейна

и на этой основе оценивать
перспективы нефтегазоносности
изучаемой площади бассейна

бассейнов,
типы осадочных нефтегазоносных бассейнов

2. Численное восстановление истории погружения бассейнов.

3. Численная реконструкция термической истории осадочной толщи и
подстилающей литосферы бассейнов.

4. Анализ тектонического погружения бассейнов.

5. Расчёт изменения степени метаморфизма органического вещества
осадочной толщи бассейнов.

4. Реконструкция истории реализации нефтегазогенерационного потен-
циала бассейна и оценка порога первичной эмиграции жидких УВ.

5. Восстановление спектра химико-кинетических реакций, управляю-
щих процессами созревания ОВ материнских свит бассейна.

6. Примеры моделирования бассейнов

которых реализуются процессы генерации, миграции, аккумуляции, консервации и разрушения углеводородов

(УВ), приводящие к формированию, а иногда и к разрушению месторождений нефти и газа.

Генерация УВ в таких бассейнах осуществляется за счет разложения (термического крекинга) органического вещества (ОВ), захваченного погружающимися осадками.

осадочных бассейнов - их возникновение, развитие, преобразование или разрушение -

составляет часть общей глобальной эволюции литосферы Земли.   

геосинклиналей и платформ с доминирующим влиянием вертикальных движений.

Формирование геосинклиналей

представлялось как процесс интенсивного прогибания коры с компенсационным накоплением мощных толщ осадочных и магматических образований и с последующей инверсией тектонического режима и возникновением на месте геосинклинальных прогибов горноскладчатых сооружений.
Платформы рассматривались как крупные структуры земной коры с более спокойным нежели у геосинклиналей тектоническим режимом развития.

Эта теория основана на изучении геологии континентов и признавала развитие геосинклиналей главным образом за счет вертикальных движений, практически не учитывая горизонтальные перемещения литосферных плит.

с глубиной - всё это отражение современного энергетического состояния Земли

и, в частности, конвективных движений вещества мантии

диффузии пород Земли (κ = K/ρ⋅Cp) не более 0.01 см2/сек

и тогда характерное время остывания Земли за счёт кондуктивной теплопроводности имеет порядок Δt = (0.1 – 1)⋅R2/κ ≈ 1011–1012 лет, т.е. на порядки величины больше возраста Земли. Следовательно, несмотря на высокую теплопроводность ядра, средняя теплопроводность мантии 0.01-0.03 кал/(см-сек-°К)] недостаточна, чтобы объяснить наблюдаемое остывание Земли кондуктивным переноса тепла.

Земля нагревается изнутри, в основном за счёт выделения гравитационной энергии роста ядра и энергии, выделяющейся при распаде радиоактивных элементов.

любой внутренней области Земли к поверхности за времена, заметно меньшие

возраста нашей планеты.

Чтобы избежать перегрева внутренних областей в мантии, должен существовать эффективный механизм теплопереноса -

– это конвекция в мантии и ядре Земли.

длиной L и глубиной d отношение конвсктивного теплопереноса к кондуктивному,

т. е. число Нуссельта Nu (или Пекле, Pe), имеет вид
Nu ≈ Ra 1/3⋅(d / L) 2/3
Для значений кинематической вязкости; ⋅термической диффузии; коэффициента термического расширения и разности температур, характерных для мантии, число Релея может превосходить103 . Тогда значение Nu может превосходить 10.
Таким образом, конвективную теплопроводность следует рассматривать как единственный механизм, обеспечивающий эффективный перенос тепла из любой внутренней области Земли к ее поверхности за времена, заметно меньшие возраста нашей планеты.

в её недрах. Конвективные перемещения вещества мантии определяли, в свою

очередь, историю движения литосферных плит и блоков – элементов твёрдой внешней оболочки Земли

основных динамических оболочках Земли
(Maruyama, 1994; Fukao et al., 1994)

:
верхней оболочкe, где доминирует механизм тектоники плит,
средней оболочке (включающей целиком нижнюю мантию и часть подлитосферной верхней мантии), где развивается так называемая плюм-тектоника, и
нижней оболочкe, совпадающей с ядром Земли, где превалирует тектоника роста ядра Земли (гравитационно-химическая конвекция).

субдуцируемых плит на границе между верхней и нижней мантией (670

км) и его внезапного прорыва в нижнюю мантию в виде глобального нисходящего плюма (аваланша), который приводит к образованию компенсирующего глобального восходящего плюма.
Если такой наведённый восходящий плюм окажется под суперконтинентом - Пангеей, то он вызывает распад последнего на отдельные континенты с образованием между ними океанов.
Далее снова накопление тяжёлого вещества уже от новых зон субдукции, которое вновь завершается лавинным прорывом его критической массы в нижнюю мантию в виде нового глобального нисходящего плюма. Над ним постепенно формируется новый суперконтинент – Пангея, затем цикл Вильсона повторяется вновь.

относительно лёгкого вещества) происходит на границе ядро-мантия в результате химико-гравитационной

дифференциации вещества мантии, тогда как основная генерация отрицательной плавучести (создание тяжёлого вещества) происходит в верхней мантии в результате процесса эклогитизации океанской коры в зонах субдукции (Лобковский, Котёлкин, 2004).
При этом текущая конвекция имеет две основные моды: двухярусную, когда ячейки в нижней и верхней мантии развиваются без обмена веществом через фазовую границу раздела (670 км), и одноярусную, которая характеризуется прорывом через фазовую границу вещества нижней мантии в верхнюю и наоборот.
Тепловая конвекция имеет место на фоне глобальной

/ dz)S = (g ⋅ αf ⋅ T) / Cp

Т – абсолютная температура, g – ускорение силы тяжести, αf – коэффициент термического расширения, Ср – теплоёмкость при постоянном давлении.
Для градиента в восходящем течении базальтового расплава (g = 9.81 м/сек2, αf = 6.8×10-5 °К-1 , Т = 1500°К,
Ср = 1000. Дж / кг°К) получим (dT / dz)S ≈ 1°С / км
Для градиента в восходящем течении нерасплавленного (твёрдого) материала мантии (αf = 3.2×10-5 °К-1 ,
Т = 1500°К, Ср = 1047. Дж / кг°К)
получим (dT / dz)S ≈ 0.5°С / км.

с вертикальными перемещениями поверхности литосферы в пределах плит и на

их границах.

Тектоника литосферных плит помогает объяснить природу формирования рельефа Земли, поясов вулканизма и сейсмичности на её поверхности деформациями краёв плит вдоль разнообразных границ литосферных плит и блоков.

океана, проведённые в рамках международного проекта в 1958-1962 гг., показали,

что значительные горизонтальные перемещения литосферы играли существенную роль в формирования рельефа Земли, распределении поясов вулканизма и сейсмичности на её поверхности.
Так родилась теория тектоники литосферных плит, которая органично связывает горизонтальные движения литосферных плит и блоков с вертикальными перемещениями поверхности литосферы в пределах плит и на их границах.

Щелованов]
1 – котловины Амундсена и Нансена с хр. Гаккеля,

2 – хр. Менделеева и котловина Макарова, 3 – прибрежный шельф и хр. Ломоносова

поверхности Земли, характеризующиеся повышенной тектонической активностью, сейсмичностью и вулканизмом, контрастным

рельефом и тепловым потоком, разбивают верхнюю твёрдую оболочку Земли на ряд плит, перемещающихся по поверхности Земли друг относительно друга. Конвекция в мантии Земли является основным двигателем этих перемещений.

дивергентные и трансформные границы плит; 2 – планетарные пояса

сжатия; 3 – конвергентные границы плит.

дна океана и его увеличение от осей СОХ к окраинам

материков. Возраст по бурению хороши совпадал с результатами интерпретации линейных магнитных аномалий. Толщина слоя осадков также увеличивается с возрастом. 2. Наблюдения с ПОА обнаружили следы растяжения в рифтовых зонах. 3.Данные космической геодезии количественно подтвердили движение литосферных плит. 4.Данные сейсмической томографии подтвердили реальность погружения холодных литосферных плит в мантию.

составленная из анализа механизмов
землетрясений и скважинных наблюдений
(Zoback, 1992; Хаин, Ломизе,

1995).
1-растяжение, образование сбросов
2-сжатие с образованием взбросов и надвигов
3-сжатие с образованием диагональных сдвигов
4-границы литосферных плит
5-траектории абсолютного движения плит

Высокоточное измерение
расстояний между радио-
телескопами методами
радиоинтерферометрии и
оценки относительных
скоростей движения плит
(Хаин, 1989)

млн. лет

млн. лет
+50 млн. лет
+250 млн. лет

формирование и развитие осадочных бассейнов, а также их классификация, базируются

на эволюционном ряду, включающем следующие стадии развития литосферы:

1) раскол континентов
2) образования новых дивергентных границ плит через
разрастание молодой океанической впадины
3) развитие процессов субдукции
4) постепенное сокращение площади впадины океана
5) конвергенции краёв литосферных плит и их
столкновение
6) формирование орогенов и шовных зон

континентальной литосферы.
II - прекращение разрыва –

образование авлакогена .
III - полный разрыв континенталь-
ной литосферы; начало образо-
вания океанической.
IV - формирование пассивной окра-
ины молодого океана
Va - поддвиг океанической лито-
сферы, формирование вулкани-
ческой гряды и краевого моря. Vб - формирование активной окраи-
ны андийского типа при
поддвиге океанической литос-
феры под континентальную.
VI - столкновение материковых
краев плит, формирование
орогена в условиях сжатия
континентальной литосферы

1996b)

древней континентальной литосфере -
отдельные рифты
(Африканские, Байкальский, Суэцкий)
2) На ослабленной

континентальной литосфере - серии рифтовых грабенов и горстов (Провинция Бассейнов и Хребтов)
3) Рифтовые структуры, связанные с мегасдвигами
(Калифорнийский, Мёртвое море, Кайман)

Бассейны, формирующиеся после затухания рифтинга
1) Авлвкогены, синеклизы
(Печёрско-Баренцевоморский, Московский, Днепрово-Донецкий, Западно-Сибирский,
Волго-Уральский, Сирт, Северное море)
2) Авлакогены в пределах отмерших ветвей тройного сочленения
(устьевые части рек Нигер, Нил, Амазонка, Маханади и Годавари в Индии )

Рифтогенные бассейны составляют абсолютное большинство осадочных нефтегазоносных бассейнов мира, если учесть что бассейны пассивных континентальных окраин, также как и задуговых морей относятся к рифтогенным.

за короткий (5—20 млн. лет) промежуток времени (терригенные континентальные или

озерные красноцветы с терригенно-вулканогенными породами в низах разреза). Источники сноса - как «плечи» рифта, так и внутренние горсты.
2) Выше по разрезу, в течении первых морских трансгрессий, часто накапливаются мощные соленосные толщи.
3) Для поздних стадий характерно накопление морских терригенных и карбонатных пород.
Послерифтовый комплекс формируется в условиях равномерного опускания региона на площади, значительно превышающей площадь проявления рифтогенеза. Как правило, он отделен от рифтового комплекса региональным несогласием и характеризуется относительно спокойным, ненарушенным залеганием слагающих его осадочных толщ.

рифтовую стадию (Кучерук, Алиева, 1980).
1 – породы фундвмента, 2 –

дорифтовый комплекс, рифтовый комплекс: 3 – песчаники континентальные (а) и морские (б), 4 – карбонаты, 5 – соленосные отложения. 6 – послерифтовый комплекс, 7 – основные типы залежей (1-тектонические, 2-тектонические и литологические, 3-литологические экранированные, в том числе в эрозионных останцах; 4-7 - в вышележащих отложениях)

Геологический профиль через
Суэцкий грабен (Perrodon, 1980).

Геологический разрез м-ия Брент
(грабен Вайкинг, Северное море)

резкие изменения мощностей и фаций отложений, локальные несогласия и перерывы

способствуют формированию хороших коллекторов за счет процессов выветривания и выщелачивания (как в отложениях рифтового и дорифтового комплексов, так и в породах фундамента (Кучерук, Ушаков, 1985). Все это в сочетании с регионально развитыми глинистыми и соленоснымн покрышками способствует формированию сингенетичных залежей УВ (слайд 20). Одни и те же глинистые морские толщи могут служить как материнскими породами, так и покрышками. Миграция УВ по разломам и несогласиям может сформировать скопления и в расположенных выше, но более древних по возрасту отложениях в основании рифтового и дорифтового комплексов, а также и в выветрелых и трещиноватых породах фундамента (грабен Сирт, Северо-Китайский бассейн, Западно-Сибирский бассейн и др.). Тектоническая расчлененность и фациальная невыдержанность отложений в рифтовых бассейнах затрудняют дальнюю латеральную миграцию УВ, предполагая доминирующую роль вертикальной миграции .

рек Нигер, Нил, Амазонка, Маханади и Годавари в Индии
Модель

формирования пострифтового осадочного бассейна на неудавшейся ветви тройного сочленения рифтов (Никишин, 1992)

2 – нормальная и растянутая континентальная л-ра; 3 – океаническая

л-ра

рифтогенных континентальных окраин обусловливает переход рифтогенных бассейнов на следующую «пассивную»

стадию их эволюции. Постепенное остывание океанической и прилегающей к ней континентальной литосферы имеет следствием понижение уровня дна океана в области, непосредственно примыкающей к окраине континента, и в краевой зоне материка. Образующееся понижение, заполняясь осадками, определяет продвижение осадконакопления в сторону океана. Осадочные бассейны пассивных переходных зон часто подразделяются на два параллельных бассейна, разделенных краевым поднятием фундамента (Слайды 28, 29) - один преимущественно в области шельфа, другой — вдоль континентального подножья, частично или полностью на океанической коре.

С этими бассейнами, располагающимися на глубинах моря от 100 до 4000 м, связаны около 45% конечных мировых извлекаемых запасов нефти и газа и основные перспективы открытия крупных месторождений в ближайшем будущем

от континента к океану (по А.А.Андрееву)

гравитационным и сейсмическим данным, Leyden et ah, 1971; 1978).

в направлении движений по грвницам плит Пример:
Реактивизаци в позднем мелу

– кайнозое ранне-меловых и более древних структур на наклонной рифтовой окраине юго-восточной Бразилии. Реак-тивизация вызвана комбинированным эффектом изменения региональных напряжений и активности горячего пятна Тринидад.

Серия континен-тальных бассей-нов «pull-apart» появилась в па-леогене в ответ на переход от наклонного под-двига ТИХ пли-ты в палеогене к более ортого-нальному в нео-гене.Сейсмиче-ская активность продолжается и сейчас

в узкой зоне, хребет; 3 – погружение, мощные осадки над

краевым хребтом; магнитная аномалия; 4 - серия даек и силлов в рифтовых отложениях, «переходная» кора; спокойная магнитная зона; 5 - перескок оси спрединга; 6 — окраинное плато; краевой хребет; В: 1 – нет свода, отсут­ствие поднятия, рифт; листрич. нормал. сбросы; 2 – отсутствие вулканизма, краевого хребта; погружение с маломощным осадочным чехлом.

Разнообразие бассейнов пассивных окраин (Sheridan, 1981)

горизонтальных смещений трансформные разломы могут служить границами пассивных континентальных окраин

и их бассейнов (Агульяс и Мальвинский в южной Атлантике; сев. побережья Гвинейского залива и северо-восточной Бразилии).

мощные толщи осадков, богатые ОВ. В бассейнах «трансформного» типа возможны

«оперяющие» разломы и связанные с ними складки, образующие потенциальные ловушки для углеводородов

фрагменты континентальной литосферы, отколотые и далеко «отъехавшие» от материнского континента

в процессе рифтогенеза и спрединга. В процессе эволюции они могут частично наращиваться вулканогенными образованиями (плато Ермак, Мадагаскарское) и служить фундаментом внутриокеанических осадочных бассейнов, морфологически выраженных в виде банок, отмелей, подводных плато, хребтов, островов и архипелагов (Роколл, Кергелен, Сейшельско-Маскаренский и др.). Осадочный чехол включает доспрединговые (рифтовые и, возможно, .дорифтовые) и раннеспрединговые отложения, а также и менее глубоководные по сравнению с прилегающими океаническими котловинами отложения последующих стадий эволюции.

площади океана, формированием зон субдукции океанической литосферы и связанных с

ними осадочных бассейнов активных континентальных окраин и островных дуг ).

Причины субдукции - потеря плавучести литосферной плиты или (менее вероятно) затаскивание плиты мантийной конвекцией. Субдукция начинается с пологого пододвигания плиты под осадочные бассейны пассивной окраины континента (возможный современный аналог - в районе Багамской плиты). Затем угол погружения плиты в мантию увеличивается, а жёлоб и дуга при этом отступают в океан и формируются задуговые бассейны (современные окраины Тихого океана).

на внутреннем склоне жёлоба q=30-40 мвт/м2, в районе вулканичес-кой дуги

и окраинного моря высокие q=80- 120 мвт/м2 Протяжённые пояса сейсмичности и вулканизма связаны с зонами пододвигания (субдукции) океанической литосферы

внутриокеанической системы глубоководного желоба и вулканической дуги, так и под

континент, с образованием окраинно-континентальной системы желоб — вулканическая гряда

В пределах дуговой системы и в промежутке дуга — желоб могут сформироваться преддуговые бассейны дуговой области, задуговые и междуговые осадочные бассейны, а также осадочные бассейны окраинных морей

Островные (Япония, Филиппины) или окраинно-континентальные (Перуанские Анды) дуги сжатия - мощная континентальная кора, высокогорный рельеф, континентальное основание преддуговой области с тектонической эрозией внутреннего борта желоба, надвигами и осадочными бассейнами в задуговой области.

Растяжение в задуговой области формирует окраинные моря с утоненной континентальной или с океанической корой.

Алеуты, Филиппины; Никишин и др., 1999).
(высоко-горный рельеф, континен-тальное основание

преддуговой области, надвиги и осадочные бассейны в задуговой области.

Тектоническое положение задуговых бассейнов в западной части тихого океана в раннем миоцене (Курильский, Японский, Сикоку и Пересе-Вела; Никишин и др., 1999).
1-новые бассейны с океанической корой, 2- оси
спрединга, 3-зоны субдукции, 4-вулканические дуги, 5-отмершие вулканические дуги, 6-сдвиги, 7- континентальные рифты.

центральной части
южной Аляски (блок-схема; Montgomery et al., 2003)

с океанической корой, осадки в жёлобе не нарушены, аккреционная призма

отсутствует, известково-щелочной магматизм, в тылу островной дуги за счёт расщепления предыдущей дуги формируется линейный спрединговый бассейн, остаточная дуга отмирает и отодвигается.
Японский - субдуцирующая плита – океаническая, а нависающая – континентальная. В тылу дуги сформировался «эпиконтинентальный» глубоководный бассейн с океанической корой.
чилийский - как и в японском, субдуцирующая плита – океаническая, а нависающая – континентальная, но субдуцирующая плита более молодая и сейсмофокальная зона более пологая. Сцепление между плитами более сильное, чем в первых двух типах.
Калабрийский - в целом подобен японскому, но проявляется в пределах коллизионного пояса.
Гималайский – субдукция континентальной литосферы под конти-нентальную (Гималаи, Загрос). Масштабы субдукции пока не ясны, но с ней связаны крупные зоны сжатия. В качестве желобов - предгорные (краевые) прогибы.

Марианской и Тонга-Кермадекской дуги). Задуговое растяжение с образованием задугового осадочного

бассейна характерно для японского и калабрийского типов субдукции.

Геологические данные показывают, что задуговые бассейны проходят сначала стадию раскрытия (рифтинга, перерастающего в спрединг), а затем подвергаются сжатию. Поэтому жизнь большинство осадочных бассейнов островных дуг и активных континентальных окраин относительно коротка. Многие современные складчатые зоны - это сильно смятые бывшие задуговые бассейны (например, ороген Большого Кавказа; Ershov et al., 1999).

растяжение.
Равновесие - скорость схождения плит около v=7.2 см/год,
Над

зоной субдукции - вулканический пояс, нет ни сжатия, ни растяжения.

При v > 7.2 см/год – сжатие, зона суб-дукции выполаживается, образуются аккреционная призма и преддуговой бассейн, а также задуговой молассовый (краевой) прогиб.
При v < 7.2 см/год – растяжение, зона субдукции становится круче и откатывается назад (в сторону океа-на). Если наклон субдуцирующей плиты в мантии α < 45-60°, то при её погружении (откатывании) рвётся за-дуговая часть литосферы (японский тип задугового бассейна). Если α > 45-60°, то разрыв происходит по оси вулканической дуги, как наиболее пластичной её части и формируется междуговой бассейн типа марианского.

дивергентные и трансформные границы плит; 2 – планетарные пояса

сжатия; 3 – конвергентные границы плит.

(Otsuki, 1989)
Примеры – экзотическое раскрытие задуговых бассейнов в Альпийском

поясе на фоне коллизии и медленного сближения Африканской и Евроазиатской плит (бассейны Алжиро-Прованский, Тирренский, Эгейский и частично Панонский).
Если скорость схождения плит уменьшится до нуля, будет иметь место самооткат субдуцирующей плиты со скоростью около 7.2 см/год (слайд 38).

Предполагаемые механизмы генерации УВ в активных зонах поддвига (Сорохтин, Ушаков, 2002).

Принципиальная схема механизма генерации УВ в зонах поддвига океанических плит.
1-пути миграции, 2-зоны аккумуляции УВ

толщина слоя океанских осадков - 500 м, среднюю скорость поддвига

плит - 7 см/год, то вес осадков, затягиваемых ежегодно в зонах поддвига - около 3 млрд т. При среднем Сорг около 0,5% и эффективности генерации УВ из ОВ около 30% получается ежегодная генерация УВ в зонах поддвига плит около 5 млн т УВ (Сорохтин, Ушаков, 2002). На единицу площади это немного. И только, если считать, что процесс непрерывным, то за последние 600-500 млн лет таким путем могло образоваться около (2,5-3)-1015 т нефти и газа, что в 1000 раз больше, чем масса общих запасов горючих ископаемых, выявленных на Земле к началу 70-х годов. Однако, остаются проблемы миграции, аккумуляции и сохранения УВ. Из общих соображений ясно, что генерированные УВ будут в основном рассеяны 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 механизиа локального рифтогенеза. Логично предположить, что механизм термической деструкции ОВ пелагических осадков в зонах поддвига вносит вклад в генерацию метана и что часть этого метана выходит с вулканическими газами в атмосферу.

при схожде-нии материковых краев литосферных плит приводит к полному «захлопыванию»

океа-нической впадины, столкновению краев плит и орогенезу. Этот этап длительный и включает множество более мелких столкновений пассивных окраин, островных дуг, цепочек подводных гор и микроконтинентов (современная граница между Австралйской и Евроазиатской плитами). В течении этого этапа развития осадочные бассейны преобразуются или частично разрушаются, а их реликты входят в состав орогенных бассейнов предгорного или межгорного типа.

надвигов со значительными горизонтальными перемещениями; причем под надвинутыми сложноскладчатыми пластинами

горных гряд могут сохраняться относительно слабо деформированные и практически неметаморфизированные осадочные отложения пассивной переходной зоны.

Схематическое представление
зоны надвигания комплекса
островной дуги на пассивную
окраину континентальной
платформы.
а-докембрийский фундамент
б-фундамент островной дуги
в-породы океанической коры
г-осадочно-вулканногенная толща
островной дуги
д-смятые осадки предгорного
прогиба
Стрелки-пути миграции УВ.

Иногда комплексы отложений пассивной окраины прослеживаются на больших расстояниях (до 160 км в Аппалачах) под надвинутыми на них комплексами отложений бывшей активной окраины («эвгеосинклинали») или породами кристаллического фундамента.

известна в Загросе, в надвиговых пластинах и под надвигами (в

том числе под породами красталлического фундамента) — в Кордильерах США и Канады (Кучерук и др., 1982), в «фундаменте», сложенном тектоническими покровами, - в Венском бассейне. Наиболее крупные месторождения передовых (предгорных) прогибов связаны с их нижним, «платформенным» этажом, т. е. всё с тем же комплексом отложений пассивной окраины (Месопотамский, Западноканадский, Аквитанский, Предкавказские бассейны). По мере захоронения комплекса отложений пассивной окраины под молассами предгорного прогиба и их пододвигания под формирующийся ороген происходит дополнительная генерация УВ и их региональная латеральная миграция вверх по восстанию.
Обилие активных разломов, складок и литологических несогласий определяет преимущественно вертикальные или относительно короткие горизонтальные пути миграции. Просачивание и выходы нефти на поверхность, её биодеградация – довольно частые явления для активных орогенных областей. Но к их преимуществам относится обилие антиклинальных ловушек, приуроченных к складкам, сформированным в обстановке сжатия (слайд 43). Поэтому большую роль, особенно на складчатом борту передового прогиба, будет играть вертикальная миграция УВ по разломам из отложений пассивной окраины в перекрывающие отложения передового прогиба (Месопотамский бассейн; Кучерук и др., 1982).

крупные скопления. Примером могут служить обнаруженные в конце 70-х годов

XX в. богатейшие месторождения нефти и газа под надвигами Скалистых гор и Аппалачей, под офиолитовым покровом на Кубе, в Швейцарских Альпах, Новой Зеландии, провинции Загрос и других районах мира. В России это прежде всего район Урала, где по результатам бурения и сейсмическим данным под складчатым комплексом Уральских гор на глубинах 3-4 км находятся слабодислоцированные и почти горизонтальные платформенные комплексы.

Пояс надвигов фронтальной части Кордильер на активизированную платформу Скалистых гор
(зона надвигов Айдахо-Вайоминг, США)

Загрос (Сорохтин, Ушаков, 2002).
2) -исключительно благоприятное стечение обстоятельств, среди

которых тектонический фактор Загроса, хотя и имел влияние, но не был решающим. В самом деле, ширина передовых прогибов (области влияния орогенов) не превышает, как правило, 200 км, тогда как месторождения рассматриваемой области распределены в зоне шириной 400-800 км от границы Загроса (Kamen-Kaye, 1970; Murris, 1981; Артюшков, 1993). ,,,,
Благоприятные факторы: обширность, длительность и непрерывность прогибания, отсутствие длительных инверсионных воздыманий, присутствие материнских пород почти во всем разрезе и наиболее широко в мезозойских отложениях, Широкое развитие мощных карбонатных толщ с высокой матричной пористостью и интенсивной вторичной трещиноватостью, а также мощных пачек высокопористых песчаников, суммарный объем природных резервуаров всех комплексов отложений только до глубины 7 км превышает 1,5 млн. км3, а в целом для бассейна превышает 2,5 млн. км3. Максимальный генерационный потенциал имеют нижнемеловые материнские отложения. Заполнению ловушек способствовала ранняя генерация УВ.
Таким образом, благоприятная история осадконакопления, относительно высокий тепловой поток, характерный для района в течение мела и кайнозоя, вместе с обилием нефтематеринских пород и резервуаров явились основными факторами формирования уникальных месторождений Персидского залива.

бассейнов является результатом длительной, часто многоэтапной эволюции, причем переход от

этапа к этапу может сопровождаться такими перестройками, которые приводят к изменению тектонического типа бассейна, его термобарических условий, а следовательно, и характерных для него особенностей нефтегазообразования и нефтегазонакопления. Тогда успешный поиск месторождений нефти и газа во многом предопределяется правильным пониманием геологической истории бассейна в рамках эволюционной теории развития литосферы.

Развитие бассейна может быть прервано на любом этапе эволюции литосферы (слайд 15 - 17). При этом осадочный бассейн либо вступает в «пассивную» стадию развития, либо испытывает стадию регенерации активного тектонического режима. Важно учитывать не только сохранившиеся и явно выраженные осадочные бассейны, но и те области палеоосадочных бассейнов, которые оказались сильно преобразованными в ходе эволюции: например, вошли в состав фундамента (мезозой и палеозой Венского бассейна, дорифтовый комплекс Северного моря) или образовали горно-складчатое обрамление современного осадочного бассейна (внешняя зона Загроса рядом с бассейном Персидского залива). Эволюционый мобилистский подход позволяет объяснить причину обнаружения крупных осадочных нефтегазоносных бассейнов под надвигами кристаллических пород.