Седиментология. Билеты с ответами

Седиментология. Билеты с ответами - 2019 год

Билет №1

Дельтовые побережья; факторы, контролирующие процессы осаждения осадков дельты. Классификация дельт?

Дельты являются пространствами интенсивного накопления терригенного материала, приносимого реками и откладываемого у устьев в конечных водоемах стока – морях или озерах. Дельтовая обстановка представляет собой сложный комплекс, в котором действуют разнообразные механизмы седиментогенеза и накапливаются различные, хотя и генетически взаимосвязанные, отложения.

факторы, контролирующие процессы осаждения осадков дельты

 морфология берега;  конфигурация береговой линии и угол наклона побережья приемного бассейна;  направление и сила волн, приходящих со стороны открытого моря;  отношение количества осадков, переносимых вдольбереговыми течениями и приносимых реками, впадающими в море;  ширина приливной зоны.

Исходя из этого, основными факторами, контролирующими процессы осаждения и особенности строения осадков дельтового комплекса, являются:

 режим реки;  прибрежные процессы; структурная позиция; климат.

Общепринятой является классификация дельт (рис. 3.3), основанная на степени влияния трех факторов, определяющих особенности распределения обломочного материала в приемном бассейне: флювиального (речного), волнового и приливного (Галловей, 1979). В свою очередь, флювиальные и волновые дельты подразделяются на четыре типа (рис. 3.4). В том случае, если влияние реки минимально, а влияние волн, напротив, велико, формируется береговая линия, в пределах которой весь обломочный материал, транспортируемый рекой, разнесен вдольбереговыми течениями и волнами. В противоположность этому, дельта образованная при сильном преобладании речной энергии,

1 – береговая линия; 2 – фестончатая дельта; 3 – лопастная дельта; 4 – дельта – «птичья лапа»

2. Элементы природных резервуаров; характеристики фильтрационно-емкостных свойств?

коллектор – это горная порода, пласт или массив пород, которые благодаря своим коллекторским свойствам обладают способностью к аккумуляции и фильтрации воды, нефти и газа».

Природные резервуары представляют собой геологические тела, состоящие из пластов-коллекторов, линз и пластов слабо- и непроницаемых пород внутрирезервурных покрышек, образующих единую гидродинамическую систему, ограниченных снизу и сверху межрезервуарными покрышками. Таким образом, в природных резервуарах встречаются в различных пространственных вариациях четыре элемента: коллектор и межрезервуарные покрышки (обязательные), внутрирезервуарная покрышка и ее частный случай в виде «ложной покрышки» (ее еще называют толща рассеивания, полупокрышка).

Вероятность аккумуляции УВ в природном резервуаре и сохранности их скоплений определяется качеством каждого из элементов (лучшие и худшие свойства коллекторов и покрышек трактуются однозначно, лучшие свойства «ложной покрышки» связываются с ее лучшими экранирующими свойствами). Для определения относительного качества коллекторов и покрышек природного резервуара используется набор параметров, наиболее значимых для его аккумулирующих и экранирующих свойств. Для коллекторов - это коэффициенты открытой пористости (Кп), проницаемости (Кпр), эффективные толщины (Нэфф), характеристики трещиноватости (трещинная пористость и проницаемость, плотность трещин) и др.; для покрышек – мощность пласта, минеральный состав, коэффициент однородности, давление прорыва и пр.

Основной причиной дифференциации природных резервуаров по свойствам и 227

Относительному качеству слагающих их элементов является специфика образования. Особенности строения осадочных толщ, в свою очередь, обусловливают закономерности распределения в них коллекторов и покрышек, их взаимоотношение и, в конечном итоге, предопределяют морфологию и свойства природных резервуаров.

3. Составить модель секвенции по трем скважинам, вскрывшим разрез дельтового комплекса, состоящую из 3 проградационных и 4 ретроградационных парасеквенций ?

Билет №2

1-Характеристика основных факторов, определяющих условия накопления карбонатных отложений.

Карбонатные породы – это осадочные образования, более чем наполовину сложенные минералами, представляющими собой соли угольной кислоты

. Несмотря на то, что в земной коре количество таких минералов достаточно велико (около 70 наименований), основное породообразующее значение среди них имеют кальцит, доломит, сидерит и магнезит.

В общем объеме карбонатных отложений известняки и доломиты, состоящие в основном из кальцита и доломита, абсолютно преобладают. На них приходится свыше 95% объема всех карбонатов, встречающихся в земной коре.

К числу основных факторов обусловливающих накопление карбонатных

осадков, следует отнести:

• обилие животного и растительного бентоса, поставляющего карбонатный мате

риал; • отсутствие привноса песч а но-алевритового и кремнистого материала, наличие

которого вызывает помутнение вод, уменьшение светопроницаемости и способ

ствует разрушению известковистых частиц; • длительное прогибание бассейна, обеспечивающее аккумуляцию мощных карбонатных осадков при одновременном сохранении мелководных условий;• наличие соответствующей температуры и солености вод, благоприятных дляразвития бентоса.

2-Основные характеристики коллекторов?

Основными характеристиками коллектора, предопределяющими эти свойства, являются пористость (емкость – совокупность пустот, заключенных в породе) и проницаемость (способность пропускать через себя флюид).

Выделяются несколько типов пористости и проницаемости:

абсолютная пористость (общая, полная, коэффициент общей пористости) – совокупность всех пор, заключенных в породе;

открытая пористость – объем сообщающихся друг с другом пор;

эффективная пористость - объем пор горной породы, через которые может происходить фильтрация жидкости.

Количественно пористость выражается отношением объёма пор (того или иного типа) к общему объёму горных пород и определяется коэффициентом пористости, измеряемым в % или долях ед.

Абсолютная проницаемость – проницаемость породы при фильтрации через нее однородной жидкости или газа;

фазовая (эффективная) проницаемость – проницаемость породы при фильтрации одного флюида в присутствии другого;

относительная проницаемость – отношение эффективной проницаемости конкретного флюида к абсолютной проницаемости.

Выражается коэффициентом проницаемости, измеряемым в мД или м2.

Соотношение пористости и проницаемости коллекторов определяется структурой их пустотного пространства, которая, в свою очередь, зависит от структурных характеристик породы (рис. 12.1): от размеров зерен (1), их морфологии (2), степени окатанности (3) и сортировки (4), упаковки (5), от структурной зрелости (6). Но как эти структурные характеристики связаны со значениями пористости? Попробуйте ответить на мой вопрос, не заглядывая в приведенные ответы.

3-Составить модель секвенции по трем скважинам, вскрывшим разрез дельтового комплекса, состоящую из 5 проградационных и 3 ретроградационных парасеквенций.

Билет №3

1-Седиментационные модели карбонатного осадконакопления. Понятие о категориях карбонатных платформ?

Карбонатное осадконакопление – процесс очень сложный; он обусловлен химическими, физическими и, конечно же, биологическими законами, изучение которых возможно для современных обстановок. Но чтобы восстановить условия образования древних карбонатов, нам нужно из всего многообразия причин вычленить те, которые имели основополагающее значение для осадконакопления. Тем самым мы создаем некоторую упрощенную модель, которая опирается на самые значимые для карбонатной седиментации характеристики.

Cедиментационная модель - это отображение наших представлений о фациальной изменчивости в бассейне седиментации. Такая модель может быть статической или динамической: первая отражает латеральную картину размещения фаций, вторая - характеризует меняющиеся условия седиментации. Как правило, статические модели представляют собой седиментационные профили вкрест простирания береговой линии, динамические - систему идеализированных циклитов. Совмещение статических и динамических моделей отображается в виде блок-диаграмм, горизонтальная поверхность которых фиксирует закономерную смену фаций, а вертикальная - их изменения в течение определенного отрезка времени.

МОДЕЛЬ КАРБОНАТНОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ (Селли, 1989):

зоны: 1 – ниже базы волны; 2 – мегарябь, барьерные острова, рифы; 3 – лагуна, при-ливно-отливные отмели, себха. 4 – база эйфотической зоны, 5 – эффективная база волны.

Одной из первых седиментационных моделей может служить модель карбонатного осадконакопления в эпиконтинентальных морях, разработанная в 1965 году М. Ирвином. Изучение карбонатов Уиллистонского бассейна Северной Америки позволило ему разработать седиментационную модель, в которой три главные осадочные фации, обозначенные как зоны Х, Y и Z (рис. 8.1), замещаются латерально от центра бассейна к его окраинам (Селли, 1989).

На специфику распределения иловых и зернистых карбонатных осадков, согласно этой модели, влияют преимущественно две поверхности: положение уровня моря и уровень волнового воздействия. Ниже базиса действия волн осаждаются тонкие илы, органические остатки практически не разрушаются и отлагаются на месте захоронения (зона Х). В направлении к суше степень гидродинамической активности среды накопления возрастает за счет поднятия морского дна. В связи с этим М. Ирвин выделяет зону Y - мелководную обстановку с высоким энергетическим уровнем. Морское дно здесь находится в пределах фотической зоны и заселено многочисленными организмами, продуцирующими карбонат кальция. Основной осадочный материал, характерный для этой зоны, биокластовый, поскольку под воздействием течений происходит разрушение скелетов. Тонкий ил - продукт механического и (или) биологического разрушения, образует суспензию и выносится в более глубоководные и спокойные участки (зона Х).

Для зоны Y характерно формирование сфероагрегатных зерен (оолитов, пизолитов и т.д.).

Рис. 8.3. КАТЕГОРИИ КАРБОНАТНЫХ ПЛАТФОРМ

М. Таккер и П. Райт (Tucker, Wright, 1990) выделяют пять основных

категорий (седиментационных моделей) карбонатных платформ (рис. 8.3): эпиконтинентальная платформа (epeiric platform), рамп (ramp), окаймленный шельф (rimmed shelf), изолированная платформа (isolated platform) и затопленная платформа (drowned platform).

Следует отметить, что с точки зрения «жесткого» подхода к терминологии, принятого в российской геологической школе, названия категорий платформ вряд ли можно считать удачными. И, в первую очередь, это касается самого термина «платформа», который «…в отечественной литературе всегда имел отчетливо тектонический смысл» (Кузнецов, 2002). Однако если принять определяющим для характеристики платформ их «близкую к горизонтальной плоскую поверхность, обычно более высокую, чем окружающие участки» (Геологический словарь, 1973), в этом случае термин как нельзя лучше отвечает морфологии крупных карбонатных тел с плоской вершиной, находящейся на уровне поверхности воды. Тенденция образовывать плоские вершины усиливается способностью тропических карбонатных систем к формированию устойчивых к воздействию волн структур, особенно на окраинах платформ (Schlager, 1981).

2-Характеристика структуры пустотного пространства и факторов, которые определяют особенности его строения?

Осадки, накапливавшиеся в надприливных зонах, обладают, как правило, тонкопористой структурой пустотного пространства, низкими значениями проницаемости при относительно высоких показателях пористости насыщения, повышенной долей среди всех пор капиллярных и субкапиллярных (рис. 13.5). Такое строение и размеры пор определяются тонкозернистой седиментационной структурой супралиторальных отложений. Несмотря на то, что последние уже на стадии седиментогенеза и раннего диагенеза испытывали процессы растворения в субаэральных условиях, завершающиеся при удачном

Стечении обстоятельств образованием пустот выщелачивания, их фильтрационные возможности довольно высоки, поскольку в процессе погружения эти пустоты в первую очередь заполнялись эпигенетическими минералами. Для формирования хорошо проницаемых коллекторов супралиторальные фации обязаны испытать воздействие процессов растрескивания и растворения по трещинам. Наиболее распространенный тип пористости в подобных разновидностях карбонатов - межкристаллический, тип коллектора - трещинный, каверново-трещинный.

В гораздо лучшем положении с точки зрения возможности реализации высокого емкостного потенциала, заложенного на стадии седиментогенеза, находятся межприливные фации, особенно относимые к фациям верхней литорали. Гидродинамическая активность среды осадконакопления предопределила низкое содержание в зернистых осадках микритовой составляющей, заполняющей седиментационно-раннедиагенетические поры. Высокая энергетика вод способствовала накоплению зернистых литокластовых, пеллоидных, водорослевых образований с хорошо развитой системой межзерновых каналов, что, в конечном итоге, обеспечивает хорошие фильтрационные возможности карбонатов (рис. 13. 6).

Если такие породы в процессе литогнеза испытают еще и воздействие выщелачивания и растрескивания, они могут сформировать наиболее предпочтительные для эксплуатации коллекторы порового или каверново-порового типов с межзерновым типом пористости.

Отложения нижней литорали обладают незначительными емкостными и фильтрационными способностями, варьирующими в зависимости от содержания в них детритового компонента, способного растворяться, формируя пористость выщелачивания. Наиболее часто в качестве растворяющегося материала в известняках нижней литорали выступают обломки и целые раковины остракод, одиночные водорослевые комочки и литокласты. Соотношение пористости и проницаемости в осадках нижней литорали определяется компоновкой зернистого материала, но обычно они характеризуются довольно низкими значениями проницаемости при относительно высоких значениях пористости. Тип коллектора, наиболее часто встречающийся в отложениях такого фациального облика - каверновый, порово-каверновый.

Биотурбированные микриты мелководной подприливной зоны обычно содержат лишь межкристаллическую емкость, приуроченную к материалу выполнения ходов илоедов. Эта емкость обеспечивает высокую пористость при очень низких значениях проницаемости и является хорошей базой для образования вторичной пористости выщелачивания (рис. 13.7).

В отложениях, накопившихся в удаленных от побережья участках сублиторали, коллекторы приурочены к пластам, наиболее обогащенным детритовым материалом. В них, помимо пор собственно внутри- и межзерновых, за счет процессов растворения формируются крупные пустоты выщелачивания биогенного компонента.

Рассмотрим реакцию отложений различного генезиса на действие вторичных процессов, и в первую очередь на выщелачивание. Для анализа выберем оптимальные для проявления этого процесса условия – поверхность размыва, и проанализируем, как будут зависеть пористость и проницаемость разнофациальных отложений от глубины их залегания по отношению к предтиманской поверхности размыва.

3. Составить модель секвенции по трем скважинам, вскрывшим разрез отложений побережья барьерного типа и прилегающего шельфа, состоящую из 2 проградационных и 5ретроградационных парасеквенций.

Билет №4

1-Седиментационные модели карбонатного осадконакопления. Понятие о категориях карбонатных платформ?

2- Факторы, контролирующие архитектуру осадочных толщ и их стратиграфию. Соотношение лито- и хроностратиграфических подходов к выделению границ осадочных тел. Понятие о пространстве аккомодации и относительном уровне моря?

Три основных фактора определяют строение секвенций:

Изменения уровня Мирового океана (эвстатика); Вертикальные движения земной коры (включая тектонику, изостазию, уплотнение и т.д.); Количество поступающего осадочного материала (производное от климата, Растительного покрова, интенсивности потоков и т.д.).

Взаимодействие этих факторов обусловливают природу и структуру (внутреннее строение) секвенций и эволюцию осадочных бассейнов.

Влияние этих факторов отображено в двух параметрах – относительном уровне моря (УМО) и пространстве аккомодации. Первый – отображает совместный эффект действия тектоники и эвстатики, и этим термином обозначается поверхность моря (или озера) относительно фиксированной поверхности вблизи дна бассейна (рис. 10.14). Пространство аккомодации – это пространство между поверхностью земли (подводной или субаэральной) и гипотетической поверхностью, которая ограничивает сверху зону потенциального накопления осадков. Этой гипотетической поверхности в морских обстановках отвечает поверхность моря, в озерных – озера, а в аллювиальных или эстуариевых – уровень динамического равновесия

Рис. 10.14. ОТНОСИТЕЛЬНЫЙ УРОВЕНЬ МОРЯ

Рассмотрим, как соотносятся изменение относительного уровня моря и пространство аккомодации (рис. 10.15). До начала привноса в бассейн осадков относительный уровень моря находился в положении 1, и его величина «совпадала» с аккомодационным пространством. Рост уровня моря (до положения 2) привел к

добавлению нового пространства.

Одновременно в бассейн сносился осадок с континента. И в том случае, если этого осадка было больше, чем эта «добавка», акватория будет мелеть, несмотря на рост ОУМ, а береговая линия – смещаться в сторону моря. Однако такое же смещение береговой линии будет происходить и тогда, когда уровень моря будет падать. Различия в механизмах наступления береговой линии отражены в двух типах регрессиий – «нормальной» и «форсированной» (рис. 10.16). В первом случае смещение береговой линии в сторону моря происходит за счет «засыпания» приемного бассейна в условиях, когда темп повышения уровня моря не обеспечивает достаточного для размещения приносимого

Осадка аккомодационного пространства; во втором – суша наступает на море за счет падения уровня моря.

Рис. 10.15. СООТНОШЕНИЕ ИЗМЕНЕНИЙ ОТНОСИТЕЛЬНОГО УРОВНЯ МОРЯ И ПРОСТРАНСТВА АККОМОДАЦ.

3-Составить модель секвенции по трем скважинам, вскрывшим разрез отложений приливно-отливной равнины и прилегающей сублиторали, состоящую из 2 проградационных и 5ретроградационных парасеквенций?

Билет №5

1- Характеристика особенностей осадконакопления в условиях эпиконтинентальных, окаймленных и изолированных платформ и карбонатного рампа. Диагностические признаки отложений различных категорий карбонатных платформ?

Как известно, эпиконтинентальные бассейны – это внутренние, преиму- щественно мелководные платформенные моря, связанные с океанами проли- вами и периодически утрачивающие эту связь. В отличие от пассивных окра- ин, эпиконтинентальные бассейны характеризуются сложной (разнонаправ- ленной и разноамплитудной) вертикальной тектоникой, которая либо пре- пятствует, либо усиливает влияние глобальных эвстатических колебаний. Ярким примером эпиконтинентального бассейна является юрско- 5 палеогеновое море Русской плиты.

Современных аналогов эпиконтинентальным платформам нет, но в геологической истории эти осадочные тела были широко распространены. К ним относятся, например, позднедокембрийская платформа Среднего Востока, раннепалеозойские – Северо- Американская и Восточно-Европейская, триасовая - Западной Европы.

Природу таких огромных обширных мелководных областей трудно понять, не имея современных аналогов. Циркуляция морской воды в них не была обязательно строго закрытой, и эти области, по-видимому, имели сообщение с открытым морем или океаном. Ведущим процессом в таких морских бассейнах, вероятнее всего, являлась приливно-отливная деятельность. Это предположение позволяет в какой-то мере использовать для реконструкций обстановок седиментации на древних эпиконтинентальных платформах опыт и результаты исследований современных прибрежных частей тропических или субтропических морей (например, шельф Южной Флориды или залив Шарк в Западной Австралии), где формируются осадочные системы, получившие название перилиторальных (peritidal), т.е. образованных в зоне приливов (Folk, 1973).

Вспомним, что по положению области накопления к уровню приливов и отливов выделяются надприливные (супралиторальные), межприливные (литоральные) и подприливные (сублиторальные) обстановки осадконакопления. На низменных проградирующих побережьях супралитораль может иметь многокилометровую ширину. Ее характер во многом контролируется климатом: в аридных условиях с ней связано площадное осаждение эвапоритов; в гумидных - водорослевых матов и седиментационных доломитов.

На особенности накапливающихся осадков в литорали влияют климат и энергия водной среды

зоны высоких энергий маркируются развитием карбонатных песков пляжей, барьеров и гряд, низких - микрокристаллических известняков иловых равнин. Литорали (и в первую очередь приливно-отливные равнины) обладают отчетливой вертикальной зональностью: в зоне нижней литорали присутствуют зарывающиеся организмы и соскребатели, которые сдерживают развитие водо-рослевых матов практически повсеместно, за исключением тех мест, где соленость повышена .

В верхней литорали водорослевая седиментация господствует, широко развиты процессы усыхания карбонатного ила (фенестровая пористость). Межприливные осадки всегда отчетливо слоистые, что отражает изменения условий их накопления.

Сублитораль - зона, всегда затопленная водой. Она может иметь биоту, разнообразие и обилие которой зависит от солености и температуры, контролируемых степенью приливного водообмена.

Окаймленных и изолированных платформ и карбонатного рампа:

Окаймленный шельф – это область мелководного осадконакопления, с отчетливым перегибом склона в сторону более глубоких вод. Перегиб склона – это, как правило, окраина с волновым перемешиванием вод с более или менее непрерывной каймой рифов и(или) биокластовых или оолитовых песчаных отмелей, выступающих в роли барьера, изолирующего забарьерную шельфовую лагуну (рис. 9.1). Ширина таких лагун редко превышает 100 км.

Окаймленные карбонатные шельфы отличаются от своих терригенных аналогов тем, что они обычно имеют плоскую поверхность (высокая скорость осадкообразования позволяет шельфам «поспевать» за любыми подъемами уровня моря) и рифовый барьер на окраине. Современные окаймленные шельфы обычно обладают рифовой окраиной, сложенной кораллами и кораллиновыми водорослями, однако в прошлом эту нишу могли занимать другие организмы, например, цианобактерии - в докембрии; строматопороидеи - в раннем палеозое; рудисты - в меловом периоде.

Рассмотрим основные характеристики рифовых систем, представляющих собой обязательный элемент, как окаймленного шельфа, так и эпиконтинентальной платформы.

Что такое рифовый барьер? Разберем наиболее значимые для «рифовой» проблемы термины.

Современный риф – морская донная эвфотическая экосистема, сбалансированная литодинамически и трофодинамическ; для нее обязательной является способность к автотрофному производству биомассы и карбонатфиксации (Преображенский, 1982).

Какие условия необходимы для роста рифов?

Литодинамическое равновесие → скорость роста рифа должна соответствовать скорости повышения уровня моря или погружения дна бассейна (Ч.Дарвин).

Трофодинамическое равновесие → автотрофы или продуценты должны производить достаточное количество пищи для гетеротрофов или консументов. Обычно рифы состоят из двух частей, разобщенных в пространстве и альтернативных по своей биологической направленности – продуцирующей и потребляющей (Преображенский, 1986). Продуценты, или автотрофы, располагаются во внешней, наиболее гидродинамически активной зоне рифа и формируют водорослевый волнолом, где происходит наиболее интенсивный биогенный рост за счет максимальной скорости роста Известковых водорослей. Здесь же происходит наиболее активное разрушение рифового массива. Преобладание водорослей связывается с постоянным действием ураганов в пассатной зоне тропической климатической области. Частые ураганы приводят к гибели кораллов, в то время как водоросли сохраняются. Консументы занимают тыловую, более спокойную часть рифа. Энергетическая направленность этой части рифа – гетеротрофная. Внешняя часть рифов и особенно водорослевый волнолом обычно морфологически выражены (Беляева, 2002).

Среди организмов, формирующих рифовый каркас, выделяются: Каркасообразователи - организмы, которые благодаря своему скелету, массивному

и быстро растущему, формируют каркас.

Цементаторы - формы, которые облекают в виде корки базальную часть рифового каркаса и консолидируют его отдельные части в единую прочную структуру.

Пескообразователи - те организмы, чьи карбонатные скелетные остатки формируют неконсолидированный осадок, ассоциированный с рифом. Эти организмы продуцируют в 50 раз больше карбоната, чем все остальные каркасообразователи вместе взятые.

Рис. 9.2 иллюстрирует основные характеристики каркаса и заполнителя в биогермных известняках. Обратите внимание на то, что для образования биогерма зачастую достаточно присутствия в его составе всего 30% каркасных разностей.

Рифовый каркас - это функциональное ядро рифа, сложенное смыкающимися друг с другом фрагментами колоний (коралловых, водорослевых и т.д.), погребенных на месте при взаимном обрастании и консолидированных в устойчивую к волнам структуру с помощью органической и неорганической цементации.

Согласно определениям, приведенным в справочнике «Современные и ископаемые рифы. Термины и определения» (1990), ископаемая органогенная постройка – это обособленные карбонатные тела, происхождение которых связано с жизнедеятельностью организмов, способных аккумулировать и отлагать биогенный карбонатный материал в форме твердых элементов и каркасных структур.

Под термином «ископаемый риф» понимается наиболее сложная органогенная постройка, представляет собой пространственно обособленное тело, состоящее из собственно биогермных частей и заключенных в них сопутствующих отложений, и включающего совокупность характерных рифовых фаций - отложений лагуны, рифового шлейфа, рифового гребня, рифового плато.

Рост рифовой системы во многом определяется топографией дна морского бассейна и наличием морфологически выраженного уступа. Необходимость такого уступа определяется несколькими причинами (Фортунатова, 1997; Беляева, 2002).

Биологическими: глубоководные впадины являются основным поставщиком азота, фосфора и органического вещества, поступающего из глубоких вод, необходимых для того, чтобы автотрофы могли синтезировать продукты питания для гетеротрофов.

Геоморфологическими: уступ необходим для того, чтобы разрушенные во время штормов обломки могли беспрепятственно сбрасываться во впадину, не нарушая рост рифового массива.

Океанологическими: наличие уступа контролирует нормальное распределение теплых и холодных течений в океанах (так, современные теплые течения омывают континенты с востока, где и распространены основные зоны формирования рифов). Факторами, контролирующими латеральное размещение зон повышенной концентрации биогенного СаСО3, являются направление и сила течений, а также направление ветров. Градиент ветровой и гидродинамической нагрузки определяет морфологические различия современных рифов. Широко известен тот факт, что зоны активного роста современных рифостроящих организмов обращены навстречу течению и преобладающему направлению ветров, что вызвано большой скоростью поступления зоопланктона, карбоната и кислорода, а так же скоростью удаления продуктов жизнедеятельности организмов. Такое четкое ограничение оптимальных условий максимальной концентрации СаСО3 приводит к тому, что ширина зон биогермообразования и зон с преобладающей биокластовой седиментацией различается на порядки (1-3 км против сотен км).

Рисунки 9.3 – 9.6 иллюстрируют примеры разновозрастных рифогенных построек. На эпиконтинентальных платформах рифовый пояс приурочен, как правило, к верхней части континентального склона. Одним из примеров такого пояса является пояс органогенных массивов, протягивающийся на тысячи километров, параллельно западной границы Уральского палеоокеана. Они изучены в естественных обнажениях и представляют собой памятники геологические прошлого. Один из них – риф Бадъя, расположен на Полярном Урале (рис. 9.7) и сформирован цианобактериальными

сообществами (Антошкина, 2000).

Примером современного окаймленного шельфа является шельф Флориды, строение которого детально рассмотрено в работе М.Таккера и П.Райта (Tucker & Wright, 1990). Рифовая кайма в виде приподнятых рифовых и оолитовых отмелей, обозначена Флоридскими банками, за которыми располагается Флоридская бухта, граничащая на севере с болотами Иверглейда. Окраина шельфа Флориды имеет ширину 5-10 км и окаймляется рифовым поясом шириной до 1 км и длиной около 200 км. Перегиб шельфа находится на глубине 8-18 м, от которой склон опускается под углом до 10º до своего выполаживания на глубинах около 1000 м во Флоридском проливе. В забарьерной лагуне накапливаются в основном карбонатные илы, однако на приподнятых участках дна в ее пределах встречаются песчаные отмели и кораллово-водорослевые изолированные рифы.

Тыловая часть рифового пояса состоит из подвижных био- и литокластовых песков, образующих оторочку шириной в несколько километров, располагающуюся субпараллельно рифовому поясу. Вдоль внутренней окраины шельфа, в динамически менее активных областях, дно моря повсеместно занято морскими травами и известковыми водорослями. Наличие замкнутой Флоридской бухты к западу от банок оказывает некоторое влияние на развитие рифов, поскольку рифы хорошо развиты только в областях, не подверженных воздействию воды, вытекающей из бухты. Главное отличительной чертой данного шельфа является множество иловых холмов, состоящих из богатых биокластическим материалом.

Уникальным примером окаймленного шельфа может служить также Восточно-Австралийский шельф в Коралловом море. Здесь в плейстоцене сформировался мощнейшая рифовая система, называемая Большим барьерным рифом Австралии. Наиболее мощные сооружения расположены в пределах внешнего шельфа и обращены к океану.

В западном Техасе имеется пример пермской окаймленной рифами шельфовой окраины. Барьерный пояс, состоящий из рифовых построек и отмелей, изолирует зарифовую лагуну с эвапаритовой седиментацией, где преобладают переслаивающиеся доломитовые мадстоуны, вакстоуны и ангидритовые ламиниты.

Еще одним примером окаймленного шельфа являются верхнедевонские отложения Печорской плиты, где в конце раннефранского времени была сформирована относительно глубоководная внутришельфовая впадина. В течение последующего времени эта впадина вследствие регрессивной направленности развития морского бассейна постепенно заполнялась осадками в сторону палеоокеана. На аккумулятивных террасах (толщах заполнения) зарождались и эволюционировали рифовые системы, состоящие из полигенных биогермных, межбиогермных, шлейфовых и лагунных отложений (рис. 9.8). Они группировались в довольно узкие зоны, маркировавшие границу мелководного шельфа и доманикоидной впадины на определенный период. Каждая более молодая зона была смещена в сторону открытого моря на ширину аккумулятивной террасы. Рифовые постройки на границе мелководного шельфа и относительно глубоководной впадины образовывали барьерную рифовую систему, состоящую из краевых рифогенных тел различного стратиграфического диапазона, местами пространственно сближенных, последовательно смещавшихся относительно друг друга вверх по разрезу и в направлении акватории глубоководной впадины, наращивающих при этом площадь шельфовой лагуны («зарифовой» зоны).

Постройки обычно разделены глинистыми прослоями, простирающимися из мелководной шельфовой лагуны. В фазы падения относительного уровня моря рост биогермных массивов в пределах рифовых систем прекращался. Передовая часть рифового склона и предрифовая часть впадины заполнялись осадками в форме террасы с наклоном различной крутизны в сторону моря. На этих террасах при последующих повышениях относительного уровня моря и возобновлялся рост биогермных массивов.

На рис. 9.9 приведен образец каркасных известняков из позднефранского биогермного массива, каркасостроителями в котором служили водоросли Renalcis.

В составе осадков, накопившихся в условиях зарифовой лагуны, преобладают микритовые разности, содержащие в том или ином количестве плохо отсортированный пелоидный (рис. 9.11), онколитовый (рис. 9.12), либо биокластовый материал (рис. 9.13).

В видовом составе последнего типичны эвригалинные формы, поскольку изоляция участка акватории приводит к повышению солености вод. Такого рода осадки могут слагать разрез мощностью до 100 м (рис. 9.14).

В зарифовой лагуне, также как и на эпиконтинентльных платформах, подстилающая топография контролирует динамику среды осадконакопления и, соответственно, «отвечает» за распределение в ее пределах микритовых и зернистых осадков. Так, в пределах карбонатных отмелей, осаждаются преимущественно полигенный зернистый материал, состоящий из литокластов, оолитов, пелоидов (рис. 9.15), встречаемый в разрезах в виде грейн- и пакстоунов.

Одним из характерных признаков известняков зарифовой лагуны является наличие в пелоидных известняках фенестр, выполненных эпигенетическим кальцитом (рис. 9.16).

В сторону континента зарифовые лагуны сменяются приливно-отливными равнинами, особенности распределения осадков на которых аналогичны рассмотренным ранее для эпиконтинентальных платформ.

Важными элементами строения карбонатных платформ являются склоны, где накапливаются обломочные отложения, в значительной мере, представляющие собой продукты разрушения рифового комплекса и формирующими передовой шлейф.

Тыловые шлейфы ограничивают рифовые системы со стороны мелководной акватории и формируют песчаные отмели в виде линейных поясов параллельно окраине платформы и отражают топографию подстилающего субстрата. Карбонатные песчаные толщи состоят из оолитовых, пелоидных, лито- и биокластовых разностей (рис. 9.19), распределение которых во многом зависит (помимо топографии) от ориентации относительно преобладающих ветров, волн и амплитуд прилива.

Оолитовый материал более свойственен наветренным открытым окраинам, где перемещение осадка происходит преимущественно в направлении суши. На подветренных окраинах результирующее передвижение осадков направлено в сторону бассейна, т.е. большая его часть переносится из внутренних районов платформы и представлена в основном микритизированными пелоидными, биокластовыми и реже оолитовыми зернами (Tucker, 1985).

«Бассейновые» отложения представлены, как правило, глубоководными разностями, накапливавшимися в условиях недокомпенсации. Для них характерны достаточно глубоководные условия, что препятствует образованию донных карбонатов. Осадконакопление в них зависит от интенсивности работы «фабрики» карбонатов, расположенной на мелководных участках морского бассейна и поставляющей материал в глубоководную область, а кроме того, от количества привносимого глинистого, кремнистого осадка и отмершего планктона. В силу того, что для таких обстановок свойственен недостаток минерального вещества (так называемое «седиментационное голодание»), в накапливающихся осадках велика доля рассеянного органического вещества. Это определяет их специфический вещественный состав, а также особенности отображения на сейсмических разрезах и каротажных кривых (рис. 9.19). Типичными представителями «бассейновых» отложений являются доманикоиды*, представленные переслаивающимися темноокрашенными, сильно битуминозными, кремнисто-глинистыми известняками с прослоями доломитов, аргиллитов и глинисто-кремнистых сланцев, с включениями черных кремней. Развитые в известняках раковины аммоноидей, тентакулитид, радиолярий (рис. 9.20) свидетельствуют о достаточно глубоких (свыше 50-70 м) условиях их накопления.

Изолированные карбонатные платформы морфологически разнообразны. Они изменяются по размерам от нескольких километров до сотен километров в поперечнике, и на более крупных из них могут образовываться толщи осадков, мощностью в сотни метров.

Окраины изолированных платформ обычно имеют наклон более 15°. Крупные изолированные платформы, такие как Великая Багамская банка, имеют плоскую верхнюю часть, где осадок отлагается в толще воды глубиной менее 10 м. Окраина платформы может окаймляться биогермными или оолитовыми песчаными отмелями, тогда как во внутренней части в условиях внутририфовой лагуны могут накапливаться карбонатные илы (рис. 9.21).

Рис. 9.21. АТОЛЛЫ С ВНУТРИРИФОВОЙ ЛАГУНОЙ

Высокий потенциал роста краевых частей изолированной платформы и их ранняя цементация приводят к тому, что они обычно вырастают немного выше внутренней части платформы, образуя волнозащитные валы. Окраинные отмели, пляжи и эоловые дюны наветренных окраин могут осушаться и цементироваться, образуя «отмели» и острова, которые существуют длительное время и изменяют седиментацию в пределах платформы. Они также могут служить положительными формами, необходимыми для последующего роста рифов и развития отмелей. Поскольку изолированные платформы окружены более глубоководными областями со всех сторон (см. рис. 9.1), на них сильно влияет ориентация преобладающих ветров, волновых и приливных течений.

Карбонатный рамп

это слабонаклоненная поверхность с углом склона менее 1°. В его пределах зона волнового перемешивания находится близко к берегу, а не на перегибе шельфа на некотором расстоянии в сторону моря от береговой линии, как в случае окаймленных шельфов.

По морфологии рампы подразделяются на два вида (Read, 1985): гомоклинальные (homoclinal carbonate ramp), представляющие собой монотонный склон от береговой линии к бассейну, и периферийно-крутые (distally steepened ramp), имеющие перегиб склона в его глубоководной части (рис. 9.22). В зависимости от преобладающих процессов седиментации рамповый профиль подразделяется на три зоны (Burchette, Wright, 1996): внутреннюю, среднюю и внешнюю, различающиеся степенью волновой, приливной и штормовой деятельности. Внутренний рамп - это зона выше нормального волнового базиса, где деятельность волн и течений практически непрерывна, средний рамп - зона, расположенная между нормальным волновым и штормовым базисами и характеризующаяся преобладанием штормовых процессов, и внешний рамп - зона ниже нормального штормового базиса.

Существует множество примеров современных и древних рампов, детально рассмотренных в работах зарубежных и седиментологов (Purser, 1973; Mullins, Gardulski, Hinchey, 1988; Burchette, Wright, 1992, 1996; Tucker, Wright, 1996 и другие). Наиболее типичны рамповые обстановки осадконакопления для раннего карбона. Одной из возможных причин этого явилось исчезновение к концу позднедевонской эпохи многих рифообразующих организмов (Wright, Faulkner, 1990). Так, нижнекаменноугольные известняки юго-западной Британии представляют собой типичную рамповую осадочную серию, образующую тело в виде клина. Это тело слагают в основном иловые карбонатные осадки внешнего рампа и илово-зернистые биокластические отложения с многочисленными остатками криноидей и брахиопод среднего рампа. К внешнему рампу приурочены также одиночные постройки (так называемые уолтсортские рифовые холмы),

высота которых на отдельных участках превышает 200 м (Lees, Miller, 1985). Рамповые комплексы не менее характерны и для карбонатных толщ палеозоя северо-востока Европейской платформы, например, к ним относятся верхнепалеозойские карбонатные толщи (рис. 9.23 – 9.27).

Термин «затопленная платформа» применяется для обозначения мелководной карбонатной платформы, которая была погружена настолько глубоко, что ее рост прекратился, и она была захоронена под относительно глубоководными осадками. Прекращение развития платформы обусловлено влиянием целого набора факторов, как напрямую связанных с увеличением глубины бассейна седиментации (быстрый подъем уровня моря или резкое погружение края платформы), так и косвенных. Наиболее распространен при формировании затопленных платформ тот вариант, когда затопляется лишь часть платформы, а область максимального накопления карбонатов смещается в сторону суши. Кроме того, затопление платформы не всегда прекращает ее рост полностью, а лишь замедляет бентосное карбонатообразование, т.е. оно отражает частичное или раннее затопление, как это имеет место, к примеру, на Кэт Айленд на Багамах (Wright, Burchette, 1995).

Характеристика системных трактов?

Системные тракты – это латеральные фациальные ряды, сформированные во время определенного положения относительного уровня моря. Они состоят из «обмеляющихся кверху» элементарных циклитов – парасеквенций. Строение системных трактов зависит от соотношения скорости изменения относительного уровня моря (ОУМ) и скорости седиментации (рис. 11.1).

Формирование тракта высокого стояния или верхнего системного тракта (HST)

происходит в фазу замедления темпов роста относительного уровня моря (на рис. 11.1 – это отрезок от т. 1 до т. 2). Особенно контрастно такое замедление проявляется в прибрежных участках бассейна седиментации, где последовательное сокращение объема приращиваемого аккомодационного пространства в условиях сохраняющейся скорости поступления осадочного материала провоцирует проградацию береговой линии, т.е. вызывает нормальную регрессию (НР).

С падением относительного уровня моря (на рис. 11.1 – от т. 2 до т. 3) связано резкое смещение прибрежных обстановок в сторону глубоководья (форсированная регрессия). Накопление осадков в это время (они выделяются в виде тракта падения уровня моря – FSST) происходит только в глубоководной впадине. К кровле этого тракта приурочена граница секвенции.

Стабилизации падения и началу подъема относительного уровня моря отвечает формирование системного тракта низкого стояния – LST (на рис. 11.1 – от т. 3 до т. 4).

Поскольку бóльшая часть грубообломочного материала накапливается в это время на узком побережье, прилегающем к склону глубоководной впадины, во впадину выносятся значительные массы алевро-пелитового материала, который образует так называемые клинья низкого стояния. Накопление песчаного материала в прибрежной зоне продолжается до тех пор, пока привнос осадков не перестанет компенсировать вновь добавляемое аккомодационное пространство, и не начнется трансгрессия.

Рис. 11.1.СХЕМА ФОРМИРОВАНИЯ СИСТЕМНЫХ ТРАКТОВ СЕКВЕНЦИИ.

НР - нормальная регрессия; mfs – граница, маркирующая момент максимального затопления; SB - граница секвенции; TST - трансгрессивный системный тракт; HSТ - тракт высокого стояния уровня моря; FSST - тракт падения относительного уровня моря; LSST - тракт низкого стояния уровня моря.

Образование трансгрессивного системного тракта – TST (на рис. 11.1 – от т. 4 до т. 5) инициируется первым значительным событием затопления (т.н. поверхностью затопления) после времени максимальной регрессии. Он характеризуется в целом ретро градационным строением, отображающим отступление береговой линии. Толщины этого тракта очень изменчивы и зависят от скорости подъема уровня моря. Поскольку затопление шельфа происходит в тот момент, когда уровень моря растет очень интенсивно, депоцентры осадконакопления смещаются резко и достаточно быстро в сторону суши, приводя к отсутствию или только небольшому осадконакоплению трансгрессивных отложений малой пространственной протяженности.

В глубоководном бассейне и на его склоне отложения трансгрессивного системного тракта присутствуют всегда, правда, толщины их очень малы, поскольку формируются в условиях дефицита осадков. С этими частями секвенции ассоциируются конденсированные отложения, характеризующиеся очень низкими скоростями осадконакопления. Верхней границей трансгрессивного тракта выступает поверхность максимального морского затопления.

Рассмотрим образование системных трактов и слагаемых ими парасеквенций на седиментационных моделях (рис. 11.2).

Рис. 11.2. ФОРМИРОВАНИЕ СИСТЕМНЫХ ТРАКТОВ И ПАРАСЕКВЕНЦИЙ.

Примем:

Тектоническое погружение и накопление осадков в бассейне седиментации происходит с постоянной скоростью.

Тогда:

Точки А, B, C, D – соответствуют переломным моментам в темпе изменения относительного уровня моря.

Нижняя кривая представляет собой результат комбинации кривой изменения относительного уровня моря и кратковременных изменений аккомодационного пространства; каждый из равновременных интервалов (t0-tn) принят в качестве времени, необходимого для образования парасеквенции.

Рисунок 11.3 иллюстрирует основные моменты формирования тракта падения уровня моря (FSST). На теоретической кривой изменения относительного уровня моря (рис. 11.3 А) его падению будет отвечать отрезок времени от t7 до t16, охватывающий фазу увеличения, а затем уменьшения скорости падения относительного уровня моря. На рис. 11.3 Б пунктирные горизонтальные линии показывают количество аккомодационного пространства, утерянного в течение каждого временного интервала во время падения ОУМ и, следовательно, отражающего потенциальную глубину, на которую могут врезаться речные долины.

Рис. 11.3. ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ТРАКТА ПАДЕНИЯ УРОВНЯ МОРЯ (The sedimentary record…, 2003):

А - теоретическая кривая изменения относительного уровня моря; Б – изменение аккомодационного пространства, В – блок-диаграмма, отображающая образование FSST

Уменьшение аккомодационного пространства в удаленных зонах приводит к формированию проградационного набора парасеквенций, часть которых эродируется до тех пор, пока уровень моря продолжает свое падение.

Тракты падения относительного уровня моря представлены подводными донными конусами выноса (рис. 11.3 В). Мелководный шельф в это время осушается, и в его пределах формируются врезанные долины (рис. 11.4), по которым обломочный материал транспортируется в глубоководные участки морского бассейна.

Следы таких проносов в виде эрозионных форм хорошо картируются по сейсмическим данным (рис. 11.5).

Подводные конусы выноса представляют собой конструктивные образования, размер и морфология которых зависит от многих факторов. Основными элементами конуса выноса являются следующие:

- одно или несколько питающих русел;

- оползневой уступ;

- скопления отложений обломочных потоков;

- намывные валы;

- лопасти, формирующиеся на окончании русел и потоков;

- области между лопастевых выносов.

По морфологии глубоководные конусы выноса подразделяются на два типа: радиальные и вытянутые. Первые имеют типичную веерообразную форму, образующуюся вокруг единичного питающего канала или русла; к ним относятся, например, конуса выноса, развитые на западном побережье Северной Америки; их слагают преимущественно песчаные осадки.

Вытянутые конусы протягиваются в продольном направлении и, как правило, ориентированы перпендикулярно к питающим окраинам; чаще всего они имеют несколько русел. По сравнению с радиальными конусами, в них больше глинистого материала. Примерами вытянутых конусов выноса в океанических впадинах являются конусы выноса, образованные крупнейшими реками мира – Миссисипи, Амазонкой, Конго, Св.Лаврентия, Роной, Нилом и др.

В зависимости от условий развития этих долин, осадки FSST могут образовывать различные по морфологии и размерам осадочные тела (рис. 11.6).

Рис. 11.6. ТИПЫ СИСТЕМНЫХ ТРАКТОВ ПАДЕНИЯ УРОВНЯ МОРЯ.

Во время стабилизации падения уровня моря и в начале его подъема формируется тракт низкого стояния или нижний системный тракт (LST). На теоретической кривой изменения ОУМ ему отвечает отрезок времени от t16 до t21(рис. 11.8 А). Увеличение аккомодационного пространства в течение этого времени (рис. 11.8 Б) приводит к образованию агградирующего комплекса отложений прибрежного клина низкого стояния. Иногда (особенно это характерно для бассейнов с крутыми склонами) в начале подъема ОУМ здесь могут развиваться склоновые конусы выноса. Но прилегающая к глубоководному бассейну часть шельфа в это время остается еще осушенной.

С началом быстрого повышения относительного уровня моря (рис. 11.9), фиксируемого первой трансгрессивной поверхностью, происходит накопление ретроградирующего комплекса морских и прибрежно-морских осадков, которые объединены в трансгрессивный системный тракт (TST). Его верхней границей считается поверхность максимального морского затопления (mfs).

По мере затопления шельфа береговая линия отступает, и осадки трансгрессивного системного тракта последовательно перекрывают размытые породы FSST, LST, HST. Быстрое повышение уровня воды приводит к заполнению врезанных долин аллювиальными осадками; по мере дальнейшего повышения уровня на их месте образуются эстуарии. Удаленные от источников сноса более глубоководные части морского бассейна начинают испытывать недостаток поступления осадочного материала, что приводит к образованию конденсированных разрезов.

Эта ситуация продолжается до тех пор, пока скорость повышения относительного уровня моря не начинает замедляться. Это замедление вызывает, как уже было рассмотрено ранее, уменьшение прироста аккомодационного пространства, необходимого для размещения сносимого с континента осадка. Начинается нормальная регрессия, определяющая проградационный характер строения накапливающихся отложений, выделяемых как тракт высокого стояния или верхний системный тракт (HST).

На рис. 11.10 показано образование этого тракта, отвечающее на теоретической кривой изменения ОУМ фазе замедления скорости поднятия ОУМ. Уменьшение аккомодационного пространства в течение времени t0-t7 (рис. 11.10 Б) вызывает смещение береговой линии в сторону моря. Правая сторона этого рисунка показывает комплекс осадков, накопившихся в каждом временном интервале. Обратите внимание, что в данном случае уменьшение аккомодационного пространства в удаленных областях приводит к переходу от агградационного к проградационному накоплению осадков.

Формирование границ секвенций иллюстрирует рис. 11.11. Парадоксально, но этот процесс начинается практически одновременно с максимальным затоплением! Правда, лишь в самых «прибереговых» участках акватории.

Рис. 11.11. ФОРМИРОВАНИЕ ГРАНИЦ СЕКВЕНЦИЙ.

А – теоретическая кривая изменения ОУМ; t0 – начало формирования границы секвенции; t0 - t7 - нормальная регрессия; t7 - t16 - форсированная регрессия; t16 – последняя точка, когда образуются врезы на шельфе . Б – геометрия, особенности и характеристика границы вдоль берега с крутым внешним склоном шельфа. В - хроностратиграфическая диаграмма от t0 - t 22 иллюстрирует время, отвечающее этапу формирования поверхности несогласия, т.е. границе секвенции (закрашено розовым), а также соотношение во времени несогласных поверхностей и поверхностей коррелятивного согласия.

Поскольку изменения уровня Мирового океана происходят циклично, то каждый из этих циклов отвечает за архитектуру секвенции того или иного ранга (рис. 11.12).

Билет №6

1-Основные обстановки обломочного осадконакопления?

Во-первых, что такое «обстановка осадконакопления»? Существует множество определений этого понятия, но ни одно из них не является общепринятым. Как правило, в зарубежной геологической литературе под обстановкой осадконакопления понимается (с различными вариациями) геоморфологическая единица, которая по своим физическим, химическим и биологическим характеристикам отличается от сопредельных пространств (Twenhofel, 1950; Shepard & Moore, 1955; Селли, 1989). При этом масштабы геоморфологической единицы не принимаются в расчет. Так, «на равных» выделяются континентальная обстановка и обстановка меандрирующей реки; морская обстановка и обстановка рифов, что вряд ли является логичным.

Чтобы избежать такой ситуации, введем следующие иерархические понятия: Среда осадконакопления: континентальная, морская и прибрежно-морская (или

переходная). Каждая из них объединяет ряд развитых только в ее пределах обстановок осадконакопления (рис. 2.1). Так, континентальная среда включает аллювиальные, эоловые, ледниковые, озерные, болотные и т.д. обстановки; прибрежно-морская - дельтовые, приливно-отливные, пляжевые, барьерных островов и лагун….; морская - сублиторальные, пелагические, гемипелагические… обстановки. Для характеристики уже их строения мы будем использовать термины «фациальные комплексы»* → «фации»**.

* Фациальный комплекс – группы фаций, встречающиеся вместе и по условиям седиментации связанные между собой (Рединг, 1990).

** Фация – обстановка осадконакопления, овеществленная в осадке или породе (Логвиненко, 1977).

Песчаные осадки, в которых в процессе литогенеза могут формироваться коллекторы нефти и газа, в этих обстановках распространены неравномерно. По мнению ряда авторов (Петтиджон и др., 1976), аллювиально-дельтовые пески являются наиболее распространенными в геологических разрезах, слагая до 50% их общего объема. Пески, накопление которых происходило в глубоководных областях, составляют около 30%. На все остальные обстановки осадконакопления приходится лишь 20% всех древних песков.

Рис. 2.1. ОСНОВНЫЕ СРЕДЫ И ОБСТАНОВКИ ОБЛОМОЧНОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ (Hentz et al., 1997, с изменениями)

Среди обстановок континентальных сред осадконакопления остановимся лишь на тех, с которыми связаны наибольшие масштабы накопления песчаного материала.

Аллювиальные конуса выноса

Аллювиальным конусом выноса называется скопление обломочного материала, принесенного потоком, имеющего форму конуса выноса и простирающегося веерообразно от выхода питающей долины (Седиментология, 1980).

Аллювиальные конуса выноса представляют собой крупномасштабные структуры, образующиеся там, где река или гравитационный поток выходят из тесной долины во впадину .Отсутствие ограничений влечет за собой расширение потока по горизонтали, что, в свою очередь, вызывает падение скорости движения потока и выпадение из него осадков. Этот процесс аналогичен уменьшению наклона поверхности, по которой движется поток, что также вызывает падение скорости и осаждение материала. Обширные конуса выноса образуются у подножия гор, где они, соединяясь друг с другом, образуют предгорные насыпи.

Впадины, в которых образуются конуса выноса, очень разнообразны. Это могут быть аллювиальные равнины или долины, бессточные водосборные впадины (озера) и моря.

Аллювиальный конус выноса включает основное русло, по которому движется поток обломков , и сам конус, состоящий из обломочного материала, прорезанный каналами. Распределение осадков в конусе обеспечивается осадочной дифференциацией: в его проксимальной части преобладают самые грубозернистые разности, в дистальных частях – в составе осадков роль грубообломочных разностей минимальна. Так, в аллювиальном конусе выноса, встреченном в докембрийских песчаниках Ван-Хорн в шт.Техас (рис. 2.4), в его проксимальной части преобладают конгломераты с валунами, размер которых достигает 1 м. В срединной зоне конгломераты переслаиваются с галечными песчаниками, а в дистальной – развиты песчаники с однонаправленной и мульдообразной косой слоистостью. Постепенные изменения от проксимальной к дистальной зоне происходит на расстоянии 30-40 км (Обстановки…,1990).

Рис. 2.4. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСАДКОВ В АЛЛЮВИАЛЬНОМ КОНУСЕ ВЫНОСА (McGowen, Groat, 1971)

Современные конуса выноса характеризуются некоторыми особенностями строения, знание которых помогает распознавать их в древних отложениях. Это:

- линзовидное строение осадочного тела, обусловленное скоплением осадков большой мощности, выклинивающихся в направлении, согласном с направлением транспортировки;

- наличие в разрезе осадков, характерных для многорусловых рек и глинистых

стоков;

- большая доля в составе осадков грубозернистых разностей;

- наличие в вертикальном разрезе попеременного залегания пластов различной мощности, которые слагает неодинаковый по размерам и степени сортировки зернистый материал;

- веерообразное распределение направлений транспортировки;

- парагенезы грубообломочных русловых осадков с осадками аллювиальных равнин и озер.

Типичный пример разреза аллювиального конуса выноса иллюстрирует.

Аллювиальные равнины

Одними из наиболее значительных областей накопления осадочного материала на континенте являются аллювиальные равнины, по которым текут реки. Мощные водные потоки рек, расчленяющие огромные пространства суши, производят значительную эрозионную, переносную и аккумулятивную деятельность. Это наиболее динамические системы, преобразующие рельеф. Интенсивность работы рек определяется их кинетической энергией, зависящей от массы воды и скорости течения, в свою очередь, являющейся производной главным образом уклона поверхности. Наибольшие скорости наблюдаются в приповерхностной части потока на стрежне, меньше у берегов и в придонной части, где поток испытывает трение о породы, слагающие русло. Вдоль реки скорость течения также меняется, что связано с наличием перекатов и плёсов, нарушающих равномерность уклона.

Формирование речной долины связано с двумя типами эрозии. Первая из них донная, или глубинная, она обусловливает врезание речного потока в глубину; вторая - боковая, ведущая к подмыву берегов и в целом к расширению долины.

Соотношение донной и боковой эрозии изменяется на разных стадиях развития долины реки. В начальных стадиях развития реки преобладает донная эрозия, которая стремится выработать профиль равновесия применительно к базису эрозии - уровню бассейна, куда она впадает. Именно базис эрозии определяет особенности развития всей речной системы - главной реки с ее притоками разных порядков. Первоначальный профиль, на котором закладывается река, обладает определенным рельефом, обусловленным различными литологическими, климатическими и(или) тектоническими характеристиками участка земной коры, по которому протекает река. В процессе эрозии река, углубляя свое русло, стремится преодолеть различные неровности, которые со временем сглаживаются, и постепенно вырабатывается более плавная (вогнутая) кривая, или профиль равновесия реки*.

*Профиль равновесия реки - продольный профиль русла, выработанный рекой при стабильном базисе эрозии. Понятие «профиль равновесия реки» условное, имеет преимущественно теоретическое значение как предельная форма профиля, к которому стремится река (ЭС, 2009).

По мере выработки профиля равновесия и уменьшения уклонов русла донная эрозия постепенно ослабевает и все больше начинает сказываться боковая эрозия, направленная на подмыв берегов и расширение долины. Наиболее активно этот процесс проявляется в периоды половодий. Возникающие вихревые движения воды в придонном слое способствуют активному размыву дна в стрежневой части русла, и часть донных наносов выносится к берегу. Накопление наносов приводит к искажению формы поперечного сечения русла, нарушается прямолинейность потока, в результате чего стрежень потока смещается к одному из берегов. Начинается усиленный подмыв одного берега и накопление наносов на другом.

Определяющее свойство любой речной сети – однонаправленное течение воды, за счет чего река переносит обломочный материал исключительно вниз по течению. Большая часть этого материала транспортируется с континента в океаны, моря и озера, но какое-то количество отлагается и на путях переноса. Соотношение количества отлагаемого и переносимого осадка во многом зависит от типа реки.

С физико-географической точки зрения различаются четыре типа рек (а вернее, четыре типа участков рек): это прямолинейные, меандрирующие (извилистые), разветвленные и ветвящиеся (анастомирующие) реки. В плане они различаются формой русел и распределением песчаного и алевро-глинистого материала (рис. 2.6).

Прямолинейным рекам свойственны русла незначительной извилистости на расстоянии, сильно превышающем их длину. Они текут по одному руслу, вдоль которого тянутся узкие прибрежные отмели (побочни), расположенные то у одного, то у другого берега. Такие реки встречаются достаточно редко и приурочены, как правило, к участкам с выраженным наклоном поверхности. Обычно прямолинейные реки переносят осадки в виде твердого донного стока, в структуре которых преобладают относительно крупнозернистые фракции (гравий и песок).

Меандрирующие* реки также текут по одному руслу, но они имеют сильную извилистость и хорошо развитую пойму (рис. 2.7). Меандрирование рек происходит чаще всего в областях с незначительным уклоном поверхности. Значительная часть осадочного материала такими реками переносится во взвешенном состоянии.

Образование меандр происходит следующим образом. В результате действия боковой эрозии, один подмываемый берег становится обрывистым и постоянно отступает, увеличивая крутизну изгиба, а на другом берегу происходит постепенное наращивание прирусловой отмели. Постепенное смещение подмываемых вогнутых берегов и наращивание русловых отмелей у выпуклых берегов приводит, в конце концов, к образованию крупных излучин (меандр). В результате последовательного развития речной долины происходят значительное расширение площади русловых аллювиальных отложений и образование низкого намываемого берега, который начинает заливаться только в половодье.

*Излучины, образующиеся при наращивании русловых отмелей, были названы меандрами по азиатской реке Меандр

Русло находится в пределах пояса меандрирования, который представляет собой сложную систему активных и отмерших русел и разделяющих их пойменных участков (рис. 2.8). В пределах этого пояса наиболее активно накопление осадочного материала происходит вблизи активного русла. Во время паводка берег русла прорывается, что может привести к смене направления течения. Многократно повторяясь, этот процесс за достаточно короткое время может привести к перемещению меандрирующего русла на большие расстояния. Так, на рис. 2.9 показано изменение положения основного русла реки Меймор, произошедшее за 13 лет.

Русло меандрирующей реки ограничено берегами, внешний из них – вогнутый, обычно размываемый; а на внутреннем – выпуклом берегу, отлагается осадочный материал, образуя песчаные береговые гряды и прирусловые валы.

Еще одна область накопления песка – это меандровые петли (рис. 2.11), в которых формируются песчаные косы (pointbar). Вертикальный разрез кос сложен последовательностью осадков, наиболее грубозернистые из которых, лежащие на почти горизонтальной поверхности размыва, расположены в основании косы (рис. 2.12). Вверх по разрезу структура осадков становится все более мелкозернистой. В верхней части косы грубая косая слоистость переходит в тонкую косую слоистость со знаками ряби, а затем и горизонтальную слоистость.

Толщина всего разреза косы сравнима с глубиной вреза, а количество и распространенность различных текстур контролируются размерами и изогнутостью русла в петле.

Меандрирующие реки имеют широкую пойму, в пределах которой накапливается различный по составу и структуре осадок.

Для разветвленных рек (рис. 2.15, 2.16) характерно смещение слабо извилистых потоков, между которыми расположены песчаные отмели и острова (осередки); вдоль берегов развиты прибрежные отмели – побочни. Русла перегружены осадочным материалом, что обусловлено высокими скоростями осаждения обломочного материала. Поймы не выражены из-за непрерывного перемещения песчаных кос.

К ветвящимся (анастомирующим) рекам (рис. 2.17, 2.18) относятся реки, состоящие из системы ветвящихся рукавов, длина отрезков которых во много раз превосходит ширину русла. Их развитие связывается с участками, имеющими очень малый уклон поверхности; как правило, они встречаются на заболоченных участках. Русла таких рек обычно ограничены устойчивыми берегами, закрепленными растительностью, а их характерной особенностью является преимущественно тонкодисперсная структура транспортируемого материала.

Общая классификация современных речных осадков была создана Дж. Алленом

(рис. 2.19).

В составе древних аллювиальных отложений практически всеми исследователями выделяются генетически связанные друг с другом русловые и пойменные фации. Исходя из схемы подразделения аллювия на фации, предложенной В.С.Муромцевым (1984), в разрезе аллювиального комплекса могут быть выделены следующие фации:

- песчаная фация русел;

- песчано-алевритовая фация внешней поймы;

- алевро-глинистая фация внутренней поймы.

Их строение рассмотрим на примере разреза меловых отложений одного из месторождений Западной Сибири. Фацию русел (рис. 2.20, 2.21) здесь объединяют отложения стрежня (наиболее грубозернистые породы в основании пачки), пристрежневой части (крупно-среднезернистые песчаники с крупной однонаправленной косой слоистостью) и прирусловых отмелей (средне-мелкозернистые песчаники с косой однонаправленной слоистостью, сменяющиеся вверх по разрезу мелкозернистыми песчаниками со слоистостью мелкой ряби). Толщины русловых фаций в разрезах скважин составляют 20-25 м.

2-Характеристика секвенций и их элементов (парасеквенций, системных трактов)?

Стратиграфия секвенций (секвенс-стратиграфия, секвентная стратиграфия, Sequence Stratigraphy) представляет собой геологическую дисциплину, которая изучает внешнюю форму, внутреннее строение и закономерности формирования осадочных тел, образующихся при колебаниях уровня воды в бассейне седиментации. В современном виде эта дисциплина оформилась к концу семидесятых – началу восьмидесятых годов прошлого века, когда американские ученые при поддержке нефтяной компании Exxon начали разрабатывать концепцию научного подхода к геологической интерпретации сейсмических данных для прогноза морфологии, структуры и свойств нефтегазопоисковых объектов.

В секвенс-стратиграфии можно выделить два основных направления.

1. Событийная стратиграфия; она базируется на допущении о существовании глобальных колебаний уровня Мирового океана, поэтому может служить основой для хроностратиграфической корреляции. Однако это направление вызывает наибольшие споры, поскольку основной постулат – единовременные глобальные изменения уровня Мирового океана – имеет слабое теоретическое обоснование.

2. Познание закономерностей формирования и строения геологических тел, образование которых связано с изменением относительного уровня моря в бассейне седиментации независимо от того, какими причинами оно было вызвано.

Стратиграфия секвенций представляет интеграцию различных дисциплин и различных типов данных (рис. 10.1):

 сейсмических

 промыслово-геофизических

 биостратиграфических

 литологических

 геохимических

Рис. 10.2. СООТНОШЕНИЕ ХРОНО- И ЛИТОСТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ГРАНИЦ (The sedimentary record…, 2003):

В нефтяной геологии применение секвенс-стратиграфического анализа позволяет решать две очень важные задачи: во-первых, прогно-зировать распределение в структуре осадочно-породного бассейна коллекторов, покрышек и очагов генерации углеводородов (т.е. нефтяных систем); во-вторых, этот анализ является основой для геологического моделирования структуры и свойств природных резервуаров, содержащих УВ флюиды.

Широкое привлечение стратиграфических и седиментологических материалов способствует созданию новых моделей, объясняющих геологическую сущность сейсмически разрешаемых геологических комплексов.

Границы секвенции (SB) представлены поверхностями несогласий и коррелятивных им согласий. Под несогласием понимается поверхность, разделяющая более древние слои от более молодых, между которыми установлен значительный перерыв в осадконакоплении и имеются признаки субаэрального срезания или вывода осадков на поверхность (субаэральная экспозиция).

Признаками границ секвенций могут служить:

 Наличие слоев, несущих следы субаэральной переработки осадков: рис. 10.4 – палеопочвы; рис. 10.5 – крупные каверны, заполненные глинистыми перекрывающими осадками; рис. 10.6 – субаэральная брекчия, в которой неокатанные карбонатные обломки цементируются рыжей глиной; рис. 10.7 – корневые системы наземных растений.

 Эрозионное срезание подстилающих отложений, фиксируемое по различной стратиграфической полноте разрезов (рис. 10.8) или по выходу под поверхность размыва различных по возрасту отложений; о наличии крупного перерыва в осадконакоплении могут свидетельствовать также эрозионные формы, отображаемые в сейсмическом волновом поле: рис. 10.9 – карстовые воронки, рис. 10.10 – врезанная долина, заполненная, по-видимому, глинистым материалом, в карбонатном субстрате.

Признаками границ секвенций могут служить:

ВРЕМЕННАЯ МОДЕЛИ СЕКВЕНЦИИ (Van Wagoner et al., 1990):

SB – граница секвенции (SB1 – I типа, SB2 – II типа), DLS (MFS) – поверхность подошвенного прилегания (максимального затопления), TS – трансгрессивная поверхность; системные

186

тракты: TD (TST) – трансгрессивный; HSD (HSТ) – верхний, или высокого стояния ОУМ; LST – нижний, или низкого стояния ОУМ; SMD (SMST) – окраинно-шельфовый; lsw – клин низкого стояния, lsf – конус выноса низкого стояния

Три основных фактора определяют структуру секвенции:

1. изменения уровня Мирового океана (эвстатика);

2. вертикальные движения земной коры (включая тектонику, изостазию, уплотнение и т.д.);

количество поступающего осадочного материала (производное

3. от рельефа, климата, растительного покрова, интенсивности потоков и т.д.).

Парасеквенция – это относительно согласные последовательности генетически связанных слоев, ограниченных поверхностями морского затопления (рис. 10.17). Последние определяются как поверхность, отделяющая более молодые слои от более древних, фиксирующая внезапное увеличение глубины осадконакопления (Van Wagoner et al.,1988).

Парасеквенции в разрезе системных трактов образуют различные ассоциации (пачки парасеквенций), отражающие изменение положения относительного уровня моря. Так, проградационная пачка парасеквенций (рис. 10.18 А) образуется при смещении суши в сторону моря и характеризуется «обмелением» каждой последующей парасеквенции в заданной точке; ретроградационная (рис. 10.18 Б) – при смещении моря в сторону суши и ей свойственно «углубление» каждой последующей парасеквенции в заданной точке; в агградационной пачке парасеквенций каждая последующая парасеквенция практически повторяет предыдущую (рис. 10.18 В).

Ключевые термины, используемые в лекции, вынесены в таблицу.

ПРИНЦИПИАЛЬНОЕ СТРОЕНИЕ ПАРАСЕКВЕНЦИЙ

ПРИНЦИПИАЛЬНОЕ СТРОЕНИЕ ПРОГРАДАЦИОННОЙ (А), РЕТРОГРАДАЦИОННОЙ (Б) И АГГРАДАЦИОННОЙ (В) ПАЧЕК ПАРАСЕКВЕНЦИЙ

Ключевые термины

Определения (перевод Е.О.Малышевой)

Sequence Stratigraphy

Изучение

взаимоотношения

пород

пределах

хроностратиграфического каркаса, где толща пород

Стратиграфия секвенций

циклическая и сложена генетически связанными элементами

Sequence

Относительно

согласная

последовательность

генетически

связанных слоев, ограниченная в кровле и подошве

Секвенция

несогласиями и коррелятивными им поверхностями

согласного залегания (Vail and others, 1977).

Sequence boundary

Поверхности несогласий и коррелятивных с ними согласий.

Граница секвенции

Поверхность, отделяющая более молодые слои от более

Unconformity

древних,

фиксирующая

длительный

перерыв

осадконакоплении, и вдоль которой имеются признаки

Несогласие

эрозионного срезания (а в некоторых районах

коррелятивной подводной эрозии) или субаэральной

экспозиции.

Paresequence

Относительно согласная ассоциация генетически связанных

слоев и пачек, ограниченных поверхностями морского

Парасеквенция

затопления и коррелятивными им поверхностями.

Depositional System

Трехмерная ассоциация литофаций, генетически связанная с

современными

или

древними

седиментационными

Седиментационная система

процессами или обстановками (дельта, река, барьерный

остров и т.д.) (Brown, Fisher 1977).

Латеральный

ряд

или

связка

синхронных

Systems Tract

седиментационных систем. Каждый ряд охарактеризован

определенной геометрией напластования, положением

Системный тракт

внутри секвенции, типом парасеквенций и их пачек.

Каждый из них связан с определенным положением

относительного уровня моря.

Condensed section

Тонкий слой морских отложений, характеризующийся очень

Конденсированный разрез

низкими скоростями.

Accomodation

Пространство, в пределах которого может происходить

Аккомодация

аккумуляция осадков (Jervy,1988).

Equilibrium Point

Точка

на

профиле

седиментации,

где скорость

эвстатического

изменения равна скорости

опускания

Точка равновесия

(подъема) территории осадконакопления.

Профиль вдоль потока с минимальным градиентом наклона,

при

котором

может

начаться

транспортировка

Equilibrium Profile

поступающего

обломочного

материала.

Обычно

рассматривается как сглаженная параболическая кривая,

Профиль равновесия

полого выгнутая вверх, практически горизонтальная в устье

и становящаяся все более крутой по направлению к

источнику (Gary and others, 1974).

Рис. 10.24. КЛЮЧЕВЫЕ ТЕРМИНЫ СЕКВЕНССТРАТИГРАФИИ (Малышева, 2008).

Билет №7

1. Аллювиальные обстановки. Типы речных систем и их характеристика. Архитектурные элементы речной долины и особенности накопления в них осадочного материала. Диагностические признаки русловых аллювиальных отложений.

Аллювиальные обстановки:

-аллювиальные конусы выноса;

-аллювиальные равнины.

Конусы выноса:

Аллювиальным конусом выноса называется принесенного потоком скопление обломочного материала, имеющее форму конуса выноса и простирающееся веерообразно от выхода питающей долины (Седиментология, 1980). Эти конуса представляют собой крупномасштабные структуры, образующиеся там, где река или гравитационный поток выходят из тесной долины во впадину.

Аллювиальный конус выноса включает основное русло, по которому движется поток обломков, и сам конус, состоящий из обломочного материала, прорезанный каналами.

Аллювиальные равнины:

Мощные водные потоки рек расчленяют огромные пространства суши, осуществляя эрозионную, транспортирующую и аккумулятивную деятельность. Это наиболее динамические системы, преобразующие рельеф.

Формирование речной долины связано с двумя типами эрозии. Первая - донная, или глубинная, она обусловливает врезание речного потока в глубину; вторая - боковая, ведущая к подмыву берегов и в целом к расширению долины.

Рис. 2.6. ТИПЫ РЕЧНЫХ СИСТЕМ:

а – меандрирующие, б – разветвленные, в – ветвящиеся (анастомирующие); зеленым цветом показано преобладание в составе накапливающихся осадков алевритово-глинистого, желтым – песчаного материала

Прямолинейным рекам свойственны русла незначительной извилистости на расстоянии, сильно превышающем их ширину. Они текут по одному руслу, вдоль которого тянутся узкие прибрежные отмели (побочни), расположенные то у одного, то у другого берега. Такие реки

встречаются достаточно редко и приурочены, как правило, к участкам с выраженным наклоном поверхности. Обычно прямолинейные реки переносят осадки в виде твердого донного стока, в структуре которых преобладают относительно крупнозернистые фракции (гравий и песок).

Меандрирующие *реки также текут по одному руслу, но они сильно извилисты и имеют хорошо развитую пойму (рис. 2.7). Меандрирование рек происходит чаще всего в областях с небольшим уклоном поверхности. Значительная часть осадочного материала такими реками переносится во взвешенном состоянии.

Русло находится в пределах пояса меандрирования, который представляет собой сложную систему активных и отмерших русел и разделяющих их пойменных участков (рис. 2.8).

В пределах этого пояса наиболее интенсивно накопление осадочного материала происходит вблизи активного русла. Во время паводка берег русла прорывается, изменяя направление течения.

Рис. 2.7. СХЕМА СТРОЕНИЯ МЕАНДРИРУЮЩЕЙ РЕКИ (Bjorlykke, 1989, с упрощениями)

Рис. 2.8. ЭЛЕМЕНТЫ АЛЛЮВИАЛЬНОЙ РАВНИНЫ С МЕАНДРИРУЮЩЕЙ РЕКОЙ (фото NASA)

Многократно повторяясь, этот процесс за достаточно короткое время может привести к перемещению меандрирующего русла на большие расстояния. Так, на рис. 2.9 показано изменение положения основного русла реки Меймор, произошедшее за 13 лет.

Русло меандрирующей реки ограничено берегами, внешний из них – вогнутый, обычно размываемый; на внутреннем, выпуклом, берегу отлагается песчаный материал, образуя береговые гряды и прирусловые валы (рис. 2.10).

Рис. 2.9. МЕНЕНИЕ ПОЛОЖЕНИЯ ОСНОВНОГО РУСЛА ЗА ПЕРИОД С 1990 ПО 2003 гг. (р. Меймор, Боливия, фото NASA):

на нижнем рисунке стрелками показаны положения озер, впоследствии заполненных осадками и исчезнувших

Рис. 2.10. ЭЛЕМЕНТЫ МЕАНДРИРУЮЩЕЙ РЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

(Galloway, Hobday, 1983)

Крупная область накопления песка – это меандровые петли, в которых формируются песчаные косы (pointbar). Вертикальный разрез кос сложен последовательностью осадков, наиболее грубозернистые из которых расположены в основании косы и лежат на почти горизонтальной поверхности размыва (рис. 2.12). Вверх по разрезу структура осадков становится все более мелкозернистой.

Рис. 2.11. ФОРМИРОВАНИЕ КОСЫ МЕАНДРИРУЮЩЕЙ РЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

Рис. 2.12. ТОЛЩИНА ОСАДКОВ ЗАПОЛНЕНИЯ КАНАЛА РАВНА ГЛУБИНЕ ВРЕЗА КАНАЛА

В верхней части косы грубая косая слоистость переходит в тонкую косую слоистость со знаками ряби, а затем и горизонтальную слоистость.

Рис. 2.13. СОВРЕМЕННАЯ МЕАНДРИРУЮЩАЯ РЕЧНАЯ СИСТЕМА (фото NASA)

Рис. 2.15. СХЕМА СТРОЕНИЯ РАЗВЕТВЛЕННОЙ РЕКИ (Bjorlykke, 1989, с упрощениями)

Для разветвленных рек (рис. 2.15, 2.16) характерно смещение слабоизвилистых потоков, между которыми расположены песчаные отмели и острова (осередки); вдоль берегов развиты прибрежные отмели – побочни. Русла перегружены осадочным материалом, что обусловлено высокими скоростями осаждения обломков. Поймы не выражены из-за непрерывного перемещения песчаных кос.

К ветвящимся (анастомирующим) рекам (рис. 2.17, 2.18) относятся реки, состоящие из системы ветвящихся рукавов, длина отрезков которых во много раз превосходит ширину русла. Их развитие связывается с участками, имеющими очень малый уклон поверхности; как правило, они встречаются на заболоченных территориях. Русла таких рек обычно ограничены устойчивыми берегами, закрепленными растительностью, а их характерной особенностью является преимущественно тонкодисперсная структура транспортируемого материала.

Рис. 2.17. СХЕМА СТРОЕНИЯ ВЕТВЯЩЕЙСЯ (АНАСТОМИРУЮЩЕЙ) РЕКИ (Bjorlykke, 1989, с упрощениями)

Для диагностики русловых отложений, наряду с литологическими признаками, используются форма кривых электрического каротажа, а также парагенезы песчаников неясного генезиса с пойменными отложениями. Например, если кривые αПС определенных интервалов отличаются блочной или колоколообразной формой с достаточно резкой нижней границей, а перекрывающие и подстилающие породы, охарактеризованные керном, представлены пойменными отложениями, то рассматриваемый интервал может быть проинтерпретирован как русловые отложения. Кроме того, развитие песчаников в виде узких полос и резкая изменчивость их толщин, как правило, свидетельствуют о русловой природе.

Рис. 2.20. OТОБРАЖЕНИЕ РЕЧНОЙ ДОЛИНЫ С СИСТЕМОЙ МЕАНДРИРУЮЩИХ РУСЕЛ НА СРЕЗЕ КУБА СЕЙСМИЧЕСКИХ ДАННЫХ

2. Основные факторы, определяющие пористость и проницаемость карбонатных коллекторов.

Карбонатные породы-коллекторы - это прежде всего известняки и доломиты. Данные породы характеризуются сложным характером пустотного пространства, формирование которого определяется как их структурно-текстурными особенностями, закладывающимися в стадию седиментации, так и постседиментационными преобразованиями. Спецификой карбонатных пород является широкий спектр структурных видов и меньшая по сравнению с алюмосиликатным веществом терригенных пород устойчивость породообразующих карбонатных минералов в условиях недр. Именно карбонатные породы наиболее часто представляют собой коллекторы сложного типа. В зависимости от стадий литогенеза выделяются поры седиментационного происхождения, обязанные своим появлением процессам осадконакопления, и постседиментационные, обусловленные диагенетическими и эпигенетическими преобразованиями осадка и породы.

В качестве первичных (седиментационных) компонентов известняков могут выступать зерна: обломочные (литокласты и интракласты); биоморфные (цельноскелетные, детритовые, шламовые, пеллетовые), сфероагрегатные (оолиты, пизолиты, сферолиты, комки и др.), кристаллы различной размерности. Кроме того, известняки могут представлять собой каркасные постройки (водорослевые, коралловые, кораллово-мшанковые), которые обычно характеризуются высокой полезной емкостью. Структурное разнообразие первичных доломитов существенно меньшее. Чаще всего они представлены мелко- и тонкозернистыми кристаллитовыми или сфероагрегатными структурными разновидностями.

Пористость карбонатных пород, сложенных обломочными, биоморфными, сфероагрегатными зернами, в той или иной степени напоминает пористость терригенных осадков и характеризуется по той же схеме. Особенностью карбонатных осадков, сложенных органическими остатками, является наличие кроме межзерновой внутриформационной пористости (пустоты в скелетных остатках).

К петрографическим признакам, контролирующим первичную пористость карбонатных пород-коллекторов, относятся:

· 1) структурный тип зерен (обломочные, биоморфные, оолиты, сферолиты, др.) и степень их сохранности (цельноскелетные, биодетритовые, шламовые);

· 2) минеральный состав карбонатных минералов (по данным окрашивания ализариновым красным с соляной кислотой диагностируются кальцит и доломит, оценивается их процентное соотношение);

· 3) форма, размер зерен или форменных образований;

· 4) сортированность;

· 5) характер упаковки;

· 6) наличие или отсутствие микритового заполнителя.

Определяющими процессами в формировании карбонатных коллекторов являются постседиментационные преобразования. К процессам, способствующим появлению вторичной пористости, относятся выщелачивание, доломитизация, перекристаллизация, трещинообразование, которые приводят к формированию пор выщелачивания, перекристаллизации, доломитизации, трещинных пор. Как правило, в результате сложных катагенетических процессов в карбонатных породах формируется пустотное пространство сложного типа.

Петрографические признаки, определяющие вторичную (эпигенетическую) пористость, следующие:

· 1) эпигенетические текстуры (стилолитизация);

· 2) цементация (минеральный состав цемента или нескольких цементов; степень раскристаллизации; тип цемента - базальный, поровый, открыто-поровый, пленочный; структура цемента - тонкозернистый, пойкилитовый, крустификационный и др.; взаимодействие цемента и зерен);

· 3) вторичные процессы преобразования зерен и/или цемента (перекристаллизация, доломитизация, кальцитизация, раздоломичивание, сульфатизация, окремнение, выщелачивание).

Типичным вторичным процессом в известняках и доломитах является формирование трещиноватости. При оценке трещинного пустотного пространства рекомендуется воспользоваться табл. 2. Количественная оценка пустотного пространства проводится в соответствии со схемой, приведенной в разделе 2.1.

БИЛЕТ №8

1. Дельтовые побережья; факторы, контролирующие процессы осаждения и особенности осадков дельты. Классификация дельт.

Дельты – выступы береговых линий в местах впадения рек в водоемы, поступление материала в которых больше, чем его вынос.

Форма дельт определяются следующими характеристиками:

- морфологией берега;

- конфигурацией береговой линии и углом наклона побережья приемного

бассейна;

- направлением и силой волн, приходящих со стороны открытого моря;

- отношением количества осадков, переносимых вдольбереговыми течениями и

приносимых рукавами, впадающими в море;

- шириной приливной зоны.

Основными факторами, контролирующими процессы осаждения и особенности строения осадков дельтового комплекса, являются:

- режим реки;

- прибрежные процессы;

- структурная позиция;

- климат.

Общепринятой является классификация дельт, основанная на степени влияния трех

факторов (Галловей, 1979): флювиального (речного), волнового и приливного, определяющих особенности распределения обломочного материала в приемном бассейне.

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ФЛЮВИАЛЬНЫХ И ВОЛНОВЫХ ДЕЛЬТ:

КЛАССИФИКАЦИЯ ДЕЛЬТ ПО СТЕПЕНИ ВЛИЯНИЯ ТРЕХ ФАКТОРОВ: РЕЧНОГО, ВОЛНОВОГО И ПРИЛИВНОГО:

Дельтовая равнина представляет собой обширную низменную область, расчлененную активными и заброшенными распределительными руслами и осушенными (или полуосушенными) межрусловыми участками С первыми связано формирование существенно песчаных тел, представляющих собой осадки русел, береговых валов, песков разлива; со вторыми – преимущественно глинистые отложения заливов, озер, приливных низин, болот и т.д.

Как уже отмечалось, дельтовые комплексы часто имеют проградационное строение, обусловленное продвижением фронта дельты в сторону прибрежной равнины. Такое продвижение отражается в разрезе последовательной сменой осадков, накопившихся в условиях обмеляющегося побережья . В основании разреза залегают глинистые отложения продельты, затем их сменяют песчаники фронта дельты с «финальным» устьевым баром, а затем косослоистые песчаники распределительных русел (каналов), либо алевро-глинистые породы межрусловых участков со следами субаэрального размыва (например, с палеопочвами) в кровле .

ДИАГНОСТИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ ДЕЛЬТОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ:

2. Комплексы парасеквенций различных системных трактов.

Парасеквенция – относительно согласная ассоциация генетически связанных слоев и пачек, ограниченных поверхностями морского затопления и коррелятивными им поверхностями.

Системный тракт – латеральный ряд или связка синхронных седиментационных систем. Каждый ряд охарактеризован определенной геометрией напластования, положением внутри секвенций, типом парасеквенций и их пачек. Каждый из них связан с определенным положением относительного уровня моря.

Выделяется 4 системных тракта: HST(тракт высокого стояния уровня моря), FSST(тракт падения относительного уровня моря), LST(тракт низкого стояния уровня моря),TST(трансгрессивный системный тракт).

HST. Формирование тракта происходит в фазу замедления темпов роста относительного уровня моря. Особенно контрастно такое замедление проявляется в прибрежных участках бассейна седиментации, где последовательное сокращение объема приращиваемого аккомодационного пространства в условиях сохраняющейся скорости поступления осадочного материала провоцирует проградацию береговой линии, т.е. вызывает нормальную регрессию.

FSST. С падением относительного уровня моря связано резкое смещение прибрежных обстановок в сторону глубоководья – форсированная регрессия. Накопление осадков в это время происходит только в глубоководной впадине. К кровле этого тракта приурочена граница секвенции.

LST. Происходит стабилизация падения и начало подъема относительного уровня моря. Поскольку большая часть грубообломочного материала накапливается в это время на узком побережье, прилегающем к склону глубоководной впадины, во впадину выносятся значительные массы алевро-пелитового материала, который образует так называемые клинья низкого стояния. Накопление песчаного материала в прибрежной зоне продолжается до тех пор, пока привнос осадков не перестанет компенсировать вновь добавляемое аккомодационное пространство, и не начнется трансгрессия.

TST. Образование тракта инициируется первым значительным событием затопления после времени максимальной регрессии. Он характеризуется в целом ретроградационным строением. Толщины этого тракта очень изменчивы и зависят от скорости подъема уровня моря. Поскольку затопление шельфа происходит в тот момент, когда уровень моря растет очень интенсивно, депоцентры осадконакопления смещаются резко и достаточно быстро в сторону суши, приводя к отсутствию или только небольшому осадконакоплению трансгрессивных отложений малой пространственной протяженности. В глубоководном бассейне и на его склоне отложения трансгрессивного

системного тракта присутствуют всегда, правда, толщины их очень малы, поскольку формируются в условиях дефицита осадков. С этими частями секвенции ассоциируются конденсированные отложения, характеризующиеся очень низкими скоростями осадконакопления. Верхней границей трансгрессивного тракта выступает поверхность максимального морского затопления.

3. Составить модель секвенции по трем скважинам, вскрывшим разрез приливно-отливной равнины, прилегающего шельфа и склона глубоководной впадины, состоящую из 2 агградационных, 3 проградационных и 2 ретроградационных парасеквенций.

HST(аггр)	2	4	5
	3	5	6
	2	4	5
	3	5	6
TST(ретр)	3	4	5
	4	5	6
	2	3	4
	3	4	5
LST(прогр)	1	2	3
	2	3	4
		2	3
		3	4
		4	5
		3	4
		4	5

1	Супралитораль
2	Верхняя литораль
3	Нижняя литораль
4	Малая сублитораль
5	Глубокая сублитораль
6	Батиаль

Билет №9.

1. Диагностические признаки дельтовых отложений

Признаки	Русла дельтовой равнины (субаэральная дельта)	Продельта (субаквальная)
Форма осадочного тела	Линзовидная	Плоская
Отношение песок/ил	Высокое	Низкое
Сортировка	Плохая, средняя, вверх-хорошая	Хорошая
Слоистость	Косая, фестончатая, диагональная, линзовидная	Тонко-горизонтальная, косая, градационная
Характер границ	Следы размывов	Нечеткие, реже- отчетливые, ровные
Биотурбация	Отсутствует	Обычна
Деформационные текстуры	Редки	Иногда размывы, микрооползания
Размер зерен	От галечного до песчаного	Пелитовый, редко-алевритовый или песчаный

Проградационный дельтовый комплекс.

Дельтовые комплексы часто имеют проградационное строение, обусловленное продвижением фронта дельты в сторону побережье. Такое продвижение отражается в разрезе последовательной сменой осадков, накопившихся в условиях обмеляющегося побережье. В основании разреза залегают глинистые отложения продельты, затем их сменяют песчаники фронта дельты с «финальным» устьевым баром, а затем косослоистые песчаники распределительных русел или алевритово-глинистые породы межрусловых участков со следами субаэрального размыва (например, с палеопочвами) в кровле. Часто проградационные разрезы дельтовой равнины имеют слабо выраженное клиноморфное строение, обусловленное тем, что основная масса обломочного материала осаждается у берегового склона, а по мере удаления от него количество накапливающегося глинистого осадка последовательно уменьшается. Так, на рисунку показан разрез дельтового комплекса, в котором угленосные фации субаэральной дельты перекрываются песчаниками фронта дельты, образующих систему пологих клиноформ, последовательное налегающих на продельтовые глины.

2. Принципы классифицирования коллекторов.

Принципиальная схема классификации коллекторов (Смехов, 1969).

Показатели	Простые коллекторы		Сложные (смешанные) коллекторы
	Поровый тип	Трещинный тип	Трещинно-поровый тип	Порово-трещинный тип
Литологический состав	Терригенные породы, реже карбонатные	Карбонатные породы, реже терригенные, изверженные метаморфические	Карбонатные породы, реже терригенные	Терригенные породы, реже карбонатные
Условия аккумуляции	Нефть (газ) содержится в основном в порах или кавернах, сходных по строению с порами	Нефть (газ) содержится в основном в трещинах и приуроченных к ним пустотах	Нефть(газ) содержится в основном в пустотах (порах, кавернах) блоков породы
Условия фильтрации	Фильтрация осуществляется в единой системе фильрационных каналов (поры и трещины)		Фильтрация происходит в двух фильрационных средах
			Трещинная проницаемость значительно превышает поровую	Значения обоих видов проницаемости примерно одинаковые

Все эти классификации, так или иначе, отражают емкостные и фильрационные свойства пород, не затрагивая их генезис. В то же время многие исследователи, занимавшиеся вопросами генезиса пористости, указывают на ее связь с условиями накопления осадочного материала. Эта связь не только прослеживается в избирательной первичной емкости, но и подчеркивается в ряде случаев эпигенетическими преобразованиями. Особенно это важно для карбонатных отложений, подверженных вторичным трансформациям.

Билет №10

Вопрос 1. Побережье барьерного типа; особенности распределения осадков; диагностические признаки отложений.

Если осадочный материал, приносимый в бассейн конечного стока (море или озеро), разносится в прибрежной зоне за счет волнений, течений или приливов и отливов, то на особенности распределения этого материала, в первую очередь, оказывает влияние профиль пляжа (рис. 4.1). Пляж - приспособительная аккумулятивная форма рельефа. В зависимости от сезона и высоты воздействующих на него волн, он меняет свою ширину, а также очертания

Рис. 4.1. ПРОФИЛЬ ПЛЯЖА

Характерной особенностью побережий барьерного типа является наличие лагун, отделенных от моря более или менее непрерывным поясом песчаных барьеров, тянущихся субпараллельно побережью.

Обычно полосы песчаных барьеров имеют прямолинейную и(или) слабо изогнутую форму; длина их во много раз превышает ширину. На профиле пляжа они занимают верхнюю часть пляжа, затопляемую во время приливов (рис. 4.

Рис. 4.2. ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ «БАРЬЕРНОГО» ПОБЕРЕЖЬЯ

Барьеры наиболее характерны для низменных побережий, ограничивающих мелководные моря. Выделяют 2 сеханизма образования: формирование барьеров, происходит за счет перемещения осадочного материала вдоль морского берега. Сначала они имеют форму длинных пересыпей, нарастающих от намывных кос или отмелей, а затем преобразуются в цепь островов (рис. 4.3).

Рис. 4.3 ПРИБРЕЖНАЯ ОБЛАСТЬ

Второй механизм формирования барьерных островов – затопление пляжа (рис. 4.4), когда на месте гипсометрически выраженного верхнего пляжа образуется барьер, изолирующий лагуну.

Рис. 4.4. ФОРМИРОВАНИЕ БАРЬЕРНЫХ ОСТРОВОВ В РЕЗУЛЬТАТЕ ЗАТОПЛЕНИЯ.

Рассмотрим основные характеристики осадков, накапливающихся на побережьях такого типа.

Переходная (или дальняя прибрежная) зона располагается между средним базисом спокойных вод и средним базисом штормовых вод. Это определяет накопление в ее пределах осадков соответственно высокой и низкой энергии волн. В спокойных условиях из взвеси выпадает тонкозернистый осадок, формирующий глинистые пачки с характерной горизонтальной слоистостью, подчеркнутой распределением алевритистых прослоев и линз. Часто наслоение в переходных отложениях бывает нарушено биотурбацией.

Во время штормов на дно действуют штормовые волны, в результате которых в переходную зону выносится более грубый, нежели пелитовый, материал. Это могут быть алевриты и (или) пески, образующие маломощные прослои

Нижняя предпляжевая зона расположена на профиле пляжа в пределах берегового склона, между базисом спокойных волн и средним уровнем низкой воды. В составе накапливающихся в ее пределах осадков преобладают переслаивающиеся алевриты и пески, что отражает чередование спокойных и штормовых условий. Для осадков в целом характерна интенсивная биотурбация, присутствие многочисленных ходов илоедов

Верхняя предпляжевая зона – область накопления преимущественно песчаного материала, обеспеченного положением ее в волноприбойной зоне. Так же, как и в более глубоководных условиях, в верхней части предфронтальной зоны пляжа обитает много илоедных организмов, что приводит к интенсивной переработке накопившихся осадков.

Нижний пляж – это межприливная зона; периодически она затопляется и осушается, но в составе осадков, накапливающихся в ее пределах, преобладают пески. Верхний и нижний пляжи разделяются низким уступом – бермой. Верхний пляж, как правило, располагается в субаэральной зоне и затопляется только во время штормов.

Многократные изменения во времени условий седиментации, обусловленные процессами обмеления и затопления прибрежных областей, отражаются в циклитовом строении разрезов.

В генерализованном виде осадочный циклит выглядит следующим образом. В его основании развит прослой, представленный однородными темноокрашенными (до черных) хорошо отмученными аргиллитами с маломощными линзами и слойками алевролитов . Их состав и текстурные особенности отражают в целом спокойные субаквальные обстановки осадконакопления, различаясь лишь по интенсивности поступления терригенного материала, и отвечают наиболее глубоководным для рассматриваемого участка бассейна седиментации шельфовым* фациям. Вверх по разрезу их сменяют отложения переходной зоны и нижней предпляжевой зоны, которым свойственны преимущественно глинисто-алевритовый состав, серые цвета, отчетливо горизонтальные и линзовиднослоистые текстуры; последние придают породе неявный нодулярный облик.

Трехслойные природные резервуары; параметры, характеризующие качество его элементов.

Рис. 4. Схематическое строение нефтяной залежи в трехчленном

резервуаре:

1 – покрышка, истинный флюидоупор;

2 – ложная покрышка;

3 – коллектор;

4 – залежь нефти;

5 – положение ВНК: а – фактическое, б – ожидаемое; 6 – нефтепроявления в ложной покрышке

Особенности геологического строения и нефтегазоносности трехчленных

природных резервуаров Среди непродуктивных отложений, перекрывающих залежи, широко распространены породы-полупокрышки, не являющиеся коллекторами в классическом понимании, но обладающие некоторыми фильтрационно-емкостными свойствами (ФЕС), не препятствующими вертикальной миграции углеводородов из коллектора.

В настоящее время известно, что природные резервуары могут представлять собой трехчленные системы: коллектор - ложная покрышка – флюидоупор или истинная покрышка. Ложная покрышка обладает низкими ФЕС, вмещает незначительный объем углеводородов и не является покрышкой для нижележащих нефтенасыщенных

пластов-коллекторов, однако существенно влияет на геометрию ловушки и ее эффективный объем (рис. 4). Из-за особенностей геологического строения трехчленных резервуаров ложные покрышки в отличие от истинных часто содержат признаки насыщенности углеводородами, а при ее толщине, превышающей амплитуду положительной структуры, являются единственным нефтегазонасыщенным объектом. Поэтому изучение ложных покрышек особенно важно при локальном прогнозе нефтегазоносности малоамплитудных структур.

Экзаменационный билет №11

1. Глубоководноморские обстановки осадконакопления. Основные типы переноса осадочного материала, обусловленные силой тяжести.

Обстановки осадконакопления на глубинах свыше 200 м, считаются глубоководными, как и осадки, накопившиеся в этих условиях.

Факторы, контролирующие осадконакопление в глубоководных условиях: тектоника, положение уровня Мирового океана, количество поступающего осадочного материала.

Основными процессами, приводящими к накоплению осадков в глубоководье, являются:

· поверхностные течения

· придонные течения

· массопереносы под действием силы гравитации

1) К поверхностным течениям можно отнести отложения пелагиали.

Пелагический материал представлен известковыми и кремниевыми раковинами организмов.

Гемипелагические отложения образуются за счет добавления терригенной составляющей к пелагическим осадкам вблизи континентального подножия.

2) Придонные течения связаны с перемещением холодных тяжелых вод. Переохлажденные воды опускаются на дно и движутся в направление экватора. В состав осадков входят глинистые и песчаные фракции.

3) Отложения гравитационных процессов.

Основные виды выноса осадков:

Оползневые блоки образуются за счет смещения по склону консолидированных масс с полным сохранением внутренней структуры вдоль простой поверхности сдвига.

Характерная черта оползневых блоков - наличие первоначально ровной поверхности смещения, к которой приурочены обломочные инъекции. Перемещения масс в виде оползневых блоков может происходить на склонах, угол наклона которых составляет 1-4°. По мере продвижения под водой передовая часть блока может трансформироваться в зернистый (грязевой) поток.

Оползневые тела – меньшая консолидация осадочной системы и деформациия ее внутренней структуры.

Масса осадков в оползне перемещается по вогнутой плоскости сдвига и подвергается смятию.

Признак, характерный для оползневых тел - линзовидное и покровное строение с неравномерным распределением мощности. Большие по размеру оползни могут быть диагностированы по хаотичности записи на сейсмических профилях.

Обломочные потоки - высококонцентрированную вязкую осадочную систему, для которой характерно ламинарное течение. Они могут быть сформированы различными по гранулометрии осадками – от глинистых до грубообломочных. Обломки, как правило, горизонтально ориентированных или расположенных субпараллельно напластованию.

Характерная особенность обломочных потоков – наличие в породах dish-текстуры, возникающие за счет дегидратации на поздних стадиях развития потока или при его остановке.

Возникают за счет сейсмических толчков, лавинной седиментации, образования газа.

Турбидитовые потоки представляют собой ньютоновый поток, в котором осадок находится в турбулентной суспензии.

Турбидитовые течения могут существовать и отдельно, а не только как верхние части ламинарного потока.

Будем называть турбидитами отложения исключительно одноименных потоков.

Турбидитовые потоки разделяются на два типа:

Высокоплотностные (концентрация зерен достигает 50-250 г/л) возникают, как правило, в следующих условиях:

· при перемешивании оползней и обломочных потоков с морской водой;

· из песчаных обвалов, зернистых потоков, питающих осадками верховья подводных каналов;

· при штормах, взмучивающих неконсолидированные донные осадки;

· непосредственно из взвешенного осадочного материала, поставляемого реками во время половодья или при таянии ледников.

Низкоплотностые (0.025-2.5 г/л) формируются за счет действия нескольких процессов:

· штормовые волны на шельфе могут взмучивать осадки с образованием турбидитового потока

· такой поток может быть производным движения мощных нефелоидных слоев вниз по склону

· прямая разгрузка в глубоководный бассейн рек, несущих пелитовый материал во время половодья или таяния ледников.

Кроме того, в низкоплотностной поток могут преобразовываться оползневые тела, обломочные и высокоплотностные турбидитовые потоки.

2. Емкостные и экранирующие свойства терригенных отложений и приемы их прогноза.

Горные породы обладают емкостным пространством, то есть содержат полости (поры), которые в условиях естественного залегания заполнены пластовой водой, газами, нефтью или смесью этих флюидов.

Ёмкость – совокупность пустот, заключенных в породе.

По происхождению полости делятся на первичные, которые сформировались в момент образования горной породы, и вторичные, возникшие уже после образования породы, в процессе ее литогенеза.

Первичными являются различного вида поры между обломками (зернами), осадочной породы, достаточно равномерно рассеянные в массиве терригенных и карбонатных пород. Такие поры называются межгранулярными или межзерновыми. К вторичным полостям относятся трещины, каверны или каналы выщелачивания минералов.

Классические примеры пород с первичными порами — это осадочные терригенные породы: пески, песчаники, глины. Примеры пород с вторичными полостями - трещинные и трещинно-кавернозные известняки и доломиты.

Количественно объем всех видов пор (емкостей) в горных породах принято оценивать коэффициентом пористости:

k_п= V_п/ V, где V_п - объем полостей, заключенных в породе; V-объем породы.

Основными характеристиками коллектора, предопределяющими емкостные свойства, являются пористость и проницаемость (способность пропускать через себя флюид).

Выделяются несколько типов пористости и проницаемости:

абсолютная пористость (общая, полная, коэффициент общей пористости) – совокупность всех пор, заключенных в породе;

открытая пористость – объем сообщающихся друг с другом пор;

эффективная пористость - объем пор горной породы, через которые может происходить фильтрация жидкости.

Абсолютная проницаемость – проницаемость породы при фильтрации через нее однородной жидкости или газа;

Флюидоупор (покрышка, экран) – это «литологическое тело, расположенное над коллектором нефти (газа) и препятствующее фильтрации УВ из коллектора в верхние горизонты». Изолирующая способность пород-экранов, перекрывающих залежь в природном резервуаре, обеспечивается их низкой эффузионной и диффузионной проницаемостью для нефти и газа при перепадах давления в десятки и сотни атмосфер, возникавших в ходе формирования залежи.

Лучшие экранирующие свойства обусловлены главным образом пластичностью, поэтому наиболее надежными флюидоупорами являются соли и глины. На их качество влияют:

· вещественный состав;

· текстурные и структурные характеристики пород;

· толщина;

· выдержанность;

· примеси;

· степень постседиментационных преобразований (пример – инверсия свойств глин с глубиной по мере их литификации и превращение покрышки в коллектор).

Показателем качества флюидоупора является величина давления прорыва, отвечающая перепаду давления, при котором через покрышку начинается фильтрация флюида.

Лучшие свойства «ложной покрышки» связываются с ее лучшими экранирующими свойствами.

Экзаменационный билет №12

1. Механизмы и основные характеристики процессов оползания блоков, формирования оползневых тел, обломочных потоков, турбидитовых течений. Диагностические признаки глубоководных отложений.

Основным «агентом переноса» обломочного материала в глубоководных обстановках осадконакопления являются силы гравитации. Механизмы перемещения осадков в глубоководных областях акватории близки таковым на суше, однако мощность гравитационной системы океана значительно превышает ту, которая необходима для перемещения осадочного вещества на суше. Кроме того, склоны глубоководных бассейнов представляют собой области преимущественно транзита вещества, образованного вне склона, в то время как на суше - это вещество самих склонов.

Рассмотрим основные типы гравитационного выноса осадков в глубоководные области, осуществляемые в виде оползневых блоков, деформированных оползневых тел, обломочных потоков и турбидитовых течений.

Оползневые тела – меньшая консолидация осадочной системы и деформациия ее внутренней структуры.

Масса осадков в оползне перемещается по вогнутой плоскости сдвига и подвергается смятию.

Возникают за счет сейсмических толчков, лавинной седиментации, образования газа.

Турбидитовые течения могут существовать и отдельно, а не только как верхние части ламинарного потока.

Будем называть турбидитами отложения исключительно одноименных потоков.

Турбидитовые потоки разделяются на два типа:

Высокоплотностные (концентрация зерен достигает 50-250 г/л) возникают, как правило, в следующих условиях:

· при перемешивании оползней и обломочных потоков с морской водой;

· из песчаных обвалов, зернистых потоков, питающих осадками верховья подводных каналов;

· при штормах, взмучивающих неконсолидированные донные осадки;

Низкоплотностые (0.025-2.5 г/л) формируются за счет действия нескольких процессов:

· штормовые волны на шельфе могут взмучивать осадки с образованием турбидитового потока

· такой поток может быть производным движения мощных нефелоидных слоев вниз по склону

Диагностические признаки глубоководных отложений

Специфичные условия формирования глубоководных конусов выноса, их литологический состав (а значит, и физические свойства), отличный от вмещающих отложений, позволяют использовать в качестве критериев выделения по сейсмическим и скважинным данным древних конусов выноса следующие признаки:

· наличие в разрезе скважин сложно построенных пакетов песчаных пластов, разделенных глинистыми и(или) битуминозно-кремнистыми пачками, со свойственными глубоководным образованиям структурно-текстурными характеристиками;

· близость склона глубоководной впадины, у подножия которого существовали условия для аккумуляции обломочного материала, приносимого с побережья;

· присутствие эрозионных врезов на склоне, свидетельствующих о развитии каналов, по которым транспортировался алевритово-песчаный осадок;

· увеличение временных толщин пласта по отношению к седиментационному тренду;

· аномальные значения сейсмических характеристик (например, пониженные значения псевдоакустических импедансов) по сравнению с вмещающими породами; особенно контрастно такой атрибутный анализ «работает» в газонасыщенных объектах.

2. Факторы, определяющие образование емкости в карбонатных породах. Концепция фациальной избирательности формирования карбонатных коллекторов.

Факторы, определяющие образование емкости в карбонатных породах:

· «доседиментационные» условия концентрации карбоната кальция;

· особенности накопления кальцитовых и арагонитовых агрегатов в виде зерен или карбонатного ила;

· постседиментационные преобразования осадка и породы в литогенезе.

Выявление роли каждого фактора в создании емкости карбонатных отложений приводит к классифицированию их по генетическому признаку.

В ней основным классификационным признаком принята степень зависимости пор и поровых систем от структурных элементов осадка и породы. По этому признаку выделяется шестнадцать типов пористости, каждый из них является «генетически или физически отличимым видом поры или поровой системы, который может характеризоваться такими параметрами как размер, форма, генезис и положение по отношению к отдельным составляющим или к структуре породы в целом». Если между пористостью и структурными элементами устанавливается зависимость, то такая пористость называется структурно-избирательной. Если подобные взаимоотношения не могут быть установлены, то пористость классифицируется как структурно-неизбирательная.

Основные типы пористости.

А) связанные со структурой: межзерновая, внутризерновая, межкристаллическая, слепковая, фенестровая, подкрышечная, органически-каркасная.

Б) не связанные со структурой: трещенная, каналовая, пустотная, каверновая, стилолитовая.

В) не связанные и связанные со структурой: брекчиевый, сверления, трещены усыхания, норок роющих организмов.

Концепция фациальной избирательности формирования карбонатных коллекторов.

Многие исследователи, занимавшиеся вопросами генезиса пористости, указывают на связь пористости с условиями накопления осадочного материала. Эта связь не только прослеживается в фациальной избирательности первичной емкости, но и подчеркивается в ряде случаев эпигенетическими преобразованиями. Особенно это важно для карбонатных отложений, подверженных вторичным трансформациям.

Наглядным примером такой избирательности являются нижнесилурийские отложения Печорского бассейна, в которых первичная неоднородность карбонатных осадков повлияла на распределение в них вторичной пористости. Нижний силур здесь сложен доломитами, сохранившими удивительно четкие реликты первичной структуры, что позволяет диагностировать в их составе осадки нескольких фациальных зон: мелкой сублиторали, нижней и верхней литорали, супралиторали.

Наиболее часто коллекторы связаны с фациями верхней литорали и супралиторали . При этом они резко различаются морфологией пустотного пространства и, соответственно, соотношениями открытой пористости и газопроницаемости: в первых превалируют межкристаллические капиллярные и субкапиллярные поры, определяющие низкие значения проницаемости при относительно высоких показателях пористости; для вторых характерны межзерновой и фенестровый типы пористости, обеспечивающие хорошие емкостные и фильтрационные свойства доломитов. Поровое пространство и коллекторские свойства фаций нижней литорали и сублиторали очень изменчивы и зависят от содержания в них детритового компонента, способного растворяться с формированием слепковой и пустотной пористости.

В последующих лекциях мы будем неоднократно вспоминать концепцию фациальной избирательности, поскольку именно она лежит в основе современных технологий прогноза структуры и свойств природных резервуаров.