Mg6[Si4O10](OH)8+4Fe2O3+CH4+144,6 ккал/моль

Fe₂SiO₄ + 3Mg₂SiO₄ + 5H₂O →Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈ + Fe₂O₃ + H₂ + 21,06 кал/моль

2FeSiO₃+6MgSiO₃+5H₂O→Mg₆[Si₄O₁₀](OH)₈+Fe₂O₃+4SiO₂+H₂+около 21 ккал/моль.

Скорость образования метана и водорода в океанической коре достигают до 9–10 млн т/год. Значительная часть генерируемого таким путем абиогенного метана и водорода, безусловно, теряется в океане, например, разносится течениями, как это наблюдалось на разрушающемся газогидратном поле в кальдере грязевого вулкана Хаакон Мосби в Норвежском море (Леин и др., 1998), и, в конце концов, выделяется в атмосферу.

Но заметная часть этих газов при активном участии бактерий окисляются по реакциям непосредственно в водах самого океана:

СН₄ + 2О₂ + (бактерии) → СО₂ + 2Н₂О,

2Н₂ + О₂ + (бактерии) → 2Н₂О.

При этом следует подчеркнуть, что реакции окисления СН₄ и Н₂, а также Н₂S происходят только с участием специфических групп микроорганизмов, потребляющих эти эманации.

Обычно метан и водород, выделяемые в гидротермах рифтовых зон срединно-океанических хребтов, поступают в воды открытого океана и в них рассеиваются. Но в тех случаях, когда медленно раздвигающиеся рифтовые зоны оказываются перекрытыми осадками, а также в осадочных отложениях по периферии океанов, под которыми тоже продолжаются процессы серпентинизации океанической коры, углеводороды уже могут накапливаться в осадочных толщах и формировать в них нефтегазоносные месторождения (Баланюк и др., 1995). При этом главным фактором преобразования СН₄, Н₂ и Н₂S в более сложные углеводороды, по-видимому, является жизнедеятельность бактерий, потребляющих метан, водород и сероводород и синтезирующих из этих газов органическое вещество. В процессе же диагенеза и катагенеза осадков органическое вещество со временем преобразуется в углеводороды более сложного состава, хотя “кормовой” базой таких органических углеводородов могут служить абиогенные СН₄, Н₂ и Н₂S. Однако помимо бактериальной переработки метана в органическое вещество и далее в более сложные углеводороды, по-видимому, существует и абиогенный путь синтеза более тяжелых углеводородов благодаря каталитическим реакциям в природных условиях (Руденко, Кулакова, 1986). Таким естественным катализатором, например, может являться глинозем Al₂O₃ – главная составная часть всех глинистых грунтов. Способствовать этому могут и повышенные температуры в глубинах осадочных толщ, а также в не очень глубоких частях зон поддвига плит с еще умеренной температурой прогрева осадков (до 500 °С).

Классическими примерами накопления углеводородов в осадочных толщах над рифтовыми зонами могут служить бассейны Калифорнийского залива и Красного моря. В Калифорнийском заливе рифтовая зона перекрыта слоем осадков мощностью около 400 – 500 м. Благодаря тепловой конвекции эти осадки активно промываются океаническими водами и горячими гидротермами, питающими обильную бактериальную флору как в самой осадочной толще, так и на ее поверхности. Об этом, в частности, свидетельствуют обильные бактериальные маты и “оазисы” придонной фауны, окружающие выходы горячих и теплых гидротерм (Сорохтин, Сагалевич, 1994). Кроме того, из океанических вод Калифорнийского залива в бассейн также поступает органическое вещество. В результате осадочная толща бассейна в местах разгрузки гидротерм оказывается буквально насыщенной углеводородами (УВ), содержащими жидкие нафтоиды, концентрация которых достигает 3–4%. В составе этих нафтоидов содержится около 65 % алифатических УВ, 15% ароматических УВ и 20% асфальтенов (Леин и др., 1998).

Близким по геодинамике является бассейн Красного моря, представляющий собой наиболее молодой океанический бассейн, возраст которого не превышает 30 млн лет. Прибрежные и периферийные участки бассейна перекрыты слоем осадков со значительной долей эвапоритов общей мощностью до 3 км. При этом в местах перекрытия рифтовой зоны осадками весь абиогенный метан и органическое вещество, как и в Калифорнийском заливе, во многом уже переработаны в более сложные углеводороды.

Рис. 61. Схема конвективной циркуляции морской воды в пористых отложениях осадочного слоя и базальтах рифтовой зоны Калифорнийского залива: I − океанические воды; II− конвективные потоки грунтовых вод в осадочной толще; III – потоки перегретых водных флюидов в коренных породах океанической коры; штриховкой показаны гидротермальные сульфидные отложения и постройки “черных курильщиков”

Для формирования нефтегазоносных месторождений очень важное значение имели сменявшие друг друга трансгрессии и регрессии моря. Особенно большое значение имела последняя позднемеловая трансгрессия, когда в обширных мелководных морях, заливших тогда примерно 30% современной суши, в условиях повсеместно теплого климата пышно развивалась жизнь, в изобилии питаемая органическими веществами, непосредственно поступавшими из открытого океана. Остатки этой жизни в форме нефти и газа находят во многих меловых отложениях, распространенных в наиболее богатых нефтегазоносных провинциях мира. Но крупные трансгрессии и регрессии моря, как правило, развиваются чрезвычайно медленно – примерно за 100–200 млн лет. Однако на их фоне часто наблюдаются кратковременные понижения уровня океана продолжительностью от нескольких десятков тысяч до нескольких миллионов лет. Амплитуда таких колебаний, как правило, не превышает 100 м (чаще 50–60 м), однако их последствия для нефтяной геологии очень важны. Действительно, для формирования нефтяных и газовых месторождений весьма существенно, чтобы в осадочных толщах нефтегазоносных бассейнов происходило чередование нефтематеринских и водоупорных слоев с коллекторными и водопроницаемыми слоями, например, глинистых и песчанистых отложений. Обычно глинистые отложения одновременно являются и нефтематеринскими слоями, а в песчанистых отложениях происходит концентрация и накопление нефти и газа.

Такая смена осадочных фаций обычно происходит по многим причинам, важнейшими из которых являются резкие изменения базиса эрозии суши, окружающей осадочный бассейн, и перемежающиеся закрытия и открытия связей океана с морскими впадинами, в которых накапливаются осадочные толщи. В подвижных поясах Земли такие колебания базиса эрозии определяются суперпозицией тектонических движений и эвстатических изменений положения океанического уровня, тогда как на платформах – в основном только эвстатическими колебаниями уровня океана. Но описываемые кратковременные регрессии океана как раз к таким эффектам и приводят. Насколько велико их влияние на геологическое развитие больших регионов – видно из следующего примера. В конце миоцена, около 5 млн лет назад (в месинское время), в связи с развитием Антарктического оледенения уровень океана резко понизился более чем на 100 м. В результате Средиземное и Красное моря оказались почти полностью отрезанными от океана, хотя в них через узкие проливы речного типа тогда и продолжала поступать океаническая вода. В результате эти моря стали высыхать, а на их дне началось накопление соленосных отложений (в Красном море толщина слоя соли достигает 3–4 км). В связи со значительным понижением уровня Средиземного моря впадающие в него реки прорыли себе крутые каньоны глубиной до 1,5–2 км. В это время произошло практически полное опреснение Черного моря, и оно фактически превратилось в гигантское пресноводное озеро, соединявшееся рекой, протекавшей по глубоким каньонам Босфора и Дарданелл, с той соленосной впадиной, которая только и оставалась тогда от многоводного ныне Средиземного моря.

Наиболее короткие глобальные регрессии моря амплитудой до 50–100 м и продолжительностью порядка десятков тысяч лет могут происходить за счет возникновения или увеличения объемов покровных оледенений континентов. Более продолжительные регрессии. от одного до нескольких миллионов лет, возникают в тех случаях, когда происходят “заторы” литосферных плит и временно их движение замедляется. Такие события обычно происходят при столкновениях континентов или островных дуг друг с другом (Ушаков, 1983).

Здесь невозможно описать все приложения тектоники литосферных плит к проблемам нефтяной геологии, но и приведенных примеров достаточно для иллюстрации больших перспектив использования этой современной геологической теории для изучения происхождения, строения и развития разных типов нефтегазоносных бассейнов мира.

Список рекомендуемой литературы

Основная литература

1. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М., Недра, 1985.

2. Гаврилов В.П. Общая и региональная геотектоника. М., Недра, 1986.

3. Муратов М.В. Тектоника и история развития древних платформ и геосинклинальных складчатых поясов. М., Наука, 1986.

4. Новая глобальная тектоника. М., Мир,1974.

5. Белоусов В.В. Основы геотектоники. М., Недра, 1975.

6. Современные проблемы геодинамики. М., «Мир», 1984.

7. Аплонов С.В. Геодинамика: Учебник. СПб., Издательство С.-Петерб. ун-та. 2001.

8. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М. Университет, книжный дом, 2005.

9. Борукаев Ч.С. Словарь-справочник по современной тектонической терминологии. Новосибирск, издательство СО РАН НИЦ ОИГГМ, 1999.

10. Сорохтин ОГ., Ушаков С.А. Развитие Земли. Москва, из-во МГУ, 2002.

Дополнительная литература

1. Хаин В.Е., Левин Л.Э. Основные черты тектоники континентов и океанов (объяснительная записка к тектонической карте Мира масштаба 1:25 000 000). М., ВНИИ «Зарубежгеология», 1980.

2. Резанов И.А. История геотектонических идей. М., Наука, 1987.

3. Тектоническая карта Мира, масштаб 1:45 000 000, 1982, Изд. Мингео СССР, 1984.

4. Фурмарье П. Проблемы дрейфа континентов. М., Мир, 1971.

5. Борисов А.А. Глубинная структура территории СССР. М., Недра, 1967.

6. Николаев Н.И. Неотектоника и её выражение в структуре и рельефе территории СССР. М., Госгеолтехиздат,1962.

7. Формы геологических тел, (терминологический справочник). М., Недра, 1977.

Дата добавления: 2017-01-13