Содержание к диссертации
Введение
Глава 1 Основные черты геологического строения и нефтегазоносности территории исследования 7
1.1. Стратиграфия 8
1.2. Элементы тектонического строения 19
1.3. История геологического развития в мезокайнозое 23
1.4 Нефтегазоносность и катагенетическая зональность 27
Глава 2 Строение и вещественный состав верхнеабалакско-баженовской толщи 33
2.1. Строение разрезов 33
2.2. Основные типы пород 44
Глава 3 Обзор представлений о процессах карбонатизации отложений нефтеносной верхнеабалакско-баженовской толщи 80
Глава 4 STRONG Формирование вторичных карбонатных пород верхнеабалакско баженовской толщи 84
4.1. Методика исследования STRONG 84
4.1.1. Анализ распределения стабильных изотопов углерода и кислорода в карбонатах 84
4.1.2. Микротермометрия газово-жидких включений 86
4.1.3. Анализ распределения стабильных изотопов серы в пирите 86
4.2. Обсуждение результатов исследования вторичных карбонатных пород и жильных
образований 86
Заключение 120
Список литературы
- История геологического развития в мезокайнозое
- Нефтегазоносность и катагенетическая зональность
- Основные типы пород
- Микротермометрия газово-жидких включений
История геологического развития в мезокайнозое
В триасовое время фундамент плиты был нарушен серией глубинных разломов с образованием крупнейших грабен-рифтов: Колтогорско-Уренгойского, Усть-Тымского и др. [34; 53]. Раннетриасовый рифтогенез положил начало общему прогибанию северных и центральных районов Западной Сибири и формированию Западно-Сибирского седиментационного бассейна. Сложное сочетание рифтогенных грабенов и разделяющих их горстовых поднятий создало глыбово-блоковый рельеф. Начиная со второй половины среднего триаса вулканическая активность в Западной Сибири резко снизилась, сменилась преимущественно терригенным осадконакоплением.
Формирование Западно-Сибирского бассейна на плитной стадии происходило в два этапа: раннеплитный и собственно плитный, заметно различавшимися свойственными им тектоническими режимами [Геология…, 2014].
Раннеплитный этап длился с начала юры до келловейского века включительно. Он характеризовался относительно повышенной тектонической активностью, заполнение территории осадками происходило главным образом за счет местных источников сноса. В условиях теплого гумидного климата интенсивно протекали процессы эрозии и денудации раннетриасового вулканического горного рельефа [Геология…, 2014; Конторович и др., 2013].
К концу средней юры (в батском веке) Западная Сибирь представляла собой уже обширную аккумулятивную равнину с единичными выступами непенепленизированных горных массивов. Наибольшее прогибание испытывала осевая часть рифтовой системы. Здесь толща осадков достигала 1500 м [Геология…, 2014; Девятов и др., 2011].
На раннеплитном этапе в результате эвстатических колебаний уровня Мирового океана и общего погружения территории отмечается чередование трансгрессивных и регрессивных циклов, которые отразились на условиях седиментации. В эпохи трансгрессий формировались глинистые отложения, в эпохи регрессий – песчано-алевролитовые отложения. Раннеплитный этап завершился келловейской трансгрессией. С этого момента Западная Сибирь вступила в следующий, собственно плитный этап развития.
Собственно плитный этап охватил среднюю (келловей) – позднюю юру, мел и палеоген. Он характеризовался в основном морским режимом осадконакопления. На данном этапе выделяются четыре подэтапа (келловей-позднеюрский, неокомский, апт-сеноманский, турон-датский) [Геология…, 2014].
В келловей-позднеюрский этап трансгрессия моря к концу титонского века расширилась, и образовалось обширное Западно-Сибирское море с некомпенсированным осадконакоплением. Ряд особенностей обусловили уникальность бассейна этого времени. Бассейн продолжал интенсивно и асимметрично прогибаться; центр прогибания был смещен на запад. Рельеф областей водосборов вокруг бассейна в титонском веке был равнинным, пенепленизированным [Казаринов, 1958; Гурова, Казаринов, 1962; Девятов и др., 2011; Конторович и др., 2013 и др.]. Биологическая продуктивность титонского Западно-Сибирского моря была исключительно высокой.
В центральной глубоководной части накапливались черные и буровато-черные керогеново-кремнисто-глинистые осадки баженовской и тутлеймской (к западу от района исследования) свит. К периферии бассейна они сменялись глинистыми и песчано-глинистыми возрастными аналогами баженовской свиты. Климат в титонское время был близким к семиаридному, что, наряду с обширной трансгрессией, обусловило доминирование химических условий выветривания на континентах [Девятов и др., 2011]. Для центральной части моря было характерно преобладание биогенного. Палеогеографическая схема Западной Сибири титонского времени приведена на рисунке 1.6.
Своеобразие обстановки осадконакопления и, в первую очередь, существенно биогенная природа осадков создавали резко восстановительную среду в осадке в раннем диагенезе. Благодаря этому в осадках центральной части бассейна и, вероятно, в его наддонных водах имело место сероводородное заражение или, как минимум, серьезный дефицит кислорода в сравнении с нормально морскими водами [Булынникова и др., 1978; Баженовский горизонт…, 1986 и др.].
Неокомский подэтап охватывает раннемеловую эпоху до аптского века. Этот период знаменателен поступлением значительного количества песчаного и алевритового материала с юго-востока и востока. Началось боковое заполнение Западно-Сибирского морского бассейна. Море начало мелеть и сокращаться в размерах. В готерив-барремское время регрессия достигла максимума. Море практически покинуло территорию ЗападноСибирской плиты, сохранился лишь небольшой его реликт в западной части [Геология…, 2014; Захаров, 2006].
Апт-сеноманский подэтап протекал с дальнейшим незначительным увеличением площади бассейна седиментации и импульсным наступлением моря в пределы барремской аккумулятивной равнины.
Завершилась плитная стадия турон-среднепалеогеновой трансгрессией, когда практически на всей территории Западно-Сибирской плиты господствовал морской режим. После обширной и устойчивой трансгрессии Западная Сибирь вошла в качественно новый этап развития – регрессивный, обусловленный раскрытием Северного Ледовитого океана. Тангенциальные напряжения, связанные с раскрытием котловины Арктического бассейна, отразились сменой знака вертикальных тектонических движений на территории Западно-Сибирской плиты.
Северная часть Западно-Сибирского бассейна с эоцена начала испытывать общее воздымание, а южная его часть – погружение. Это привело к быстрой позднеэоценовой регрессии моря, в результате чего в олигоцене северная и центральная части плиты представляли озерно-аллювиальную равнину. Начиная с позднего эоцена морские обстановки переместились в южную половину Западно-Сибирского бассейна.
В течение неогенового периода на большей части плиты осадконакопление не происходило в связи с глобальными тектоническими перестойками, вызвавшими воздымание северных, а затем и южных районов плиты [Кайнозой…, 2002].
Нефтегазоносность и катагенетическая зональность
В строении баженовской толщи выделяются две пачки, отличающиеся по содержанию керогена и урана, приуроченному к керогену. I (нижняя) пачка характеризуется содержанием керогена 5-10%, тогда как породы II (верхней) пачки содержат от 5-10 до 30% керогена. По каротажным данным граница между I и II пачками проводится на качественном уровне по резкому увеличению показаний кривой ГК или содержания урана [Калмыков и др., 2009]. I (нижняя) пачка баженовской свиты во всех исследованных скважинах имеет глинисто-кремнистый состав. В скважинах 2159 Салымского месторождения и 5217 Правдинского велика роль чисто кремнистых пород (рис. 2.2). Салымское месторождение I (нижняя) пачка в скважине 2159 имеет мощность 14,6м. Практически равное соотношение содержания глинисто-кремнистых (38%) и кремнистых (опок) (39%) пород. Распространены радиоляриты, составляют 13%. На долю карбонатно-глинисто-кремнистых пород приходится 16%, карбонатизированных опок - 7%.
По характеру чередования пород выделяется 10 двучленных циклитов. Нэц представлены опоками и карбонатизированными опоками с более грубозернистой структурой за счет присутствия реликтовых биоморфных компонентов, имеют толщины от 0,15 до 2 м. Вэц представлены глинисто-кремнистыми породами с толщинами до 2,4 м.
В скважине 2838 I пачка баженовской свиты имеет мощность 14,7 м, преобладающим типом пород являются также глинисто-кремнистые (61%). Процессы карбонатизации глинисто-кремнистых пород развиты более широко по сравнению с разрезом скважины 2159 – карбонатно-кремнистые составляют 21%. На собственно опоки приходится 16% (табл. 2.1).
Правдинское месторождение
В скважине 5209 в I пачке баженовской свиты мощностью 18,7м глинисто-кремнистыми составляют 62%, на долю опок и карбонатизированных опок приходится 10 и 16% соответственно. Велика роль пород, сохранивших реликтовую радиоляриевую структуру - 35%.
В отложениях I пачки в скважине 5209 выделено 9 двучленных циклитов, в единичных случаях редуцированных. Так же как и в скважинах Салымского месторождения, нэц представлены опоками и карбонатизированными опоками, вэц – глинисто-кремнистыми породами (рис. 2.4).
В скважине 4004 I пачка баженовской свиты имеет мощность 16,8м. Породы, сохранившие реликтовую радиоляриевую структуру, составляют 32%. В пределах пачки выделено 12 двучленных циклитов. Нэц, представленные опоками, часто радиоляриевыми, как правило, имеют небольшие мощности 0,1-0,2м.
В скважине 5217 I пачка баженовской свиты имеет мощность 16,1м. Состав пачки отличается от двух других скважин – преобладают кремнистые породы (опоки) – 45% (рис. 2.2). Породы, сохранившие реликтовую радиоляриевую структуру, составляют 42%. В пределах пачки были выделены 10 двучленных циклитов. Принцип выделения циклитов аналогичен другим скважинам.
Малобалыкское месторождение I пачка баженовской свиты в скважине 93 имеет мощность 19,7м Глинисто-кремнистые породы составляют 75%. Остальные 25% приходятся на карбонатизированные глинисто-кремнистые и опоки (табл. 2.1). Вскрытая часть I пачки в скважинах 6693 и 6452 также характеризуется преобладанием глинисто-кремнистых пород (рис. 2.2). Рис. 2.2 Соотношение основных типов пород в I пачке баженовской свиты II (верхняя) пачка баженовской свиты в исследованных скважинах имеет глинисто-кремнистый и карбонатно-глинисто-кремнистый состав. Салымское месторождение В скважине 2159 II пачка баженовской свиты имеет мощность 17м, имеет карбонатно-глинисто-кремнистый состав (50%). На долю глинисто-кремнистых пород приходится 26%. Опоки составляют 18%, из них радиоляриевые – 4%.
В пачке выделяется 6 двучленных циклитов. Так же как и в пачке I нэц представлены опоками и карбонатизированными опоками, часто обладающими реликтовой радиоляриевой структурой, вэц – глинистыми опоками. Вэц имеют большие толщины (до нескольких метров) (рис. 2.4). В отличие от пачки I в отложениях пачки II преобладают карбонатизированные разности, особенно в верхней ее половине (рис. 2.4).
В скважине 2838 мощность II пачки составляет 24,3 м. В разрезе пачки преобладают глинисто-кремнистые породы (45%). На долю карбонатизированных опок и карбонатно-глинисто-кремнистых пород приходится 10 и 20% соответственно (табл. 2.1).
В обеих скважинах карбонатизированные породы более широко развиты во II пачке по сравнению с I пачкой баженовской свиты.
Правдинское месторождение II пачка баженовской свиты в скважине 5209 имеет мощность 21,1, керном охарактеризованы 11,8м. Состав пачки глинисто-кремнистый (68%). Карбонатно глинисто-кремнистые породы составляют 18% (табл. 2.1). Породы, сохранившие реликтовую радиоляриевую структуру, составляют 17%. По характеру чередования отложений было выделено 6 двучленных циклитов (рис. 2.4). Карбонатные и карбонатизированные породы приурочены к верхней части вскрытых отложений пачки.
В скважине 4004 II пачка имеет мощность 18,5, керновым материалом охарактеризованы 12,7м. В ней более широко развиты карбонатизированные породы (20%) по сравнению со скважиной 5209. Преобладают карбонатно-глинисто-кремнистые и глинисто кремнистые породы (47 и 43% соответственно) (рис. 2.3).
В скважине 5217 II пачка имеет мощность 18,2, керновым материалом представлены 12,2м. В составе пачки преобладают глинисто-кремнистые породы, на долю карбонатных и карбонатизированных пород приходится 51% (рис. 2.3). В пределах пачки были выделены 4 двучленных циклита (рис. 2.4).
Малобалыкское месторождение
II пачка баженовской свиты в скважине 93 имеет мощность 16,4м, характеризуется карбонатно-глинисто-кремнистым составом (43%), но в разрезе пачки также распространены карбонатно-кремнистые породы (29%) и глинисто-кремнистые породы (27%) (рис. 2.2). Во вскрытой части II пачки баженовской свиты в скважине 6693 преобладают глинисто-кремнистые породы.
Таким образом, на Салымском месторождении в отложениях вскрытой абалакской толщи преобладают глинистые породы. На Правдинском месторождении в скважине 5217 ведущая роль принадлежит также глинистым породам, тогда как в двух других скважинах (5209 и 4004) и в скважинах Малобалыкского месторождения (93 и 6452) преобладают кремнисто-глинистые породы. Известняки в кровле абалакской толщи встречены во всех исследованных скважинах. Наиболее мощный слой известняков вскрыт скважиной 5209 Правдинского месторождения. В скважинах Малобалыкского месторождения известняки составляют от 3 до 5 прослоев мощностью от 0,2 до 1м.
Отложения I (нижней) пачки баженовской свиты имеют глинисто-кремнистый состав во всех исследованных скважинах. Во II (верхней) пачке баженовской свиты более широко распространены карбонатизированные разности, в скважинах 2159 и 93 преобладающим типом пород являются карбонатно-глинисто-кремнистые. В остальных скважинах II пачка (как и I) имеет глинисто-кремнистый состав.
Основные типы пород
Для выделения основных типов пород образцы керна описаны макроскопически и под поляризационным микроскопо3м и РЭМ. Состав породообразующих компонентов, содержание Сорг, рассчитано на основании данных рентгенофазового (РФА), результатов определения содержания карбонатных минералов и пиролиза пород из отчета [Отчет по договору…, 2012].
Рентгенофазовый анализ проводился на порошковом дифрактометре Thermo ARL XRA: геометрия на отражение (Bregg-Brentano), CuK излучение, = 1.5418 , полупроводниковой Peltier детектор. Рентгенограммы образцов получены при комнатной температуре в интервале углов 3-70 2 и скоростью съемки 0.5 /мин. Обработку рентгенограмм проводили с использованием базы данных Powder Diffraction File Международного Центра Дифракционных Данных (ICDD). Для проведения количественного фазового анализа был использован метод Риетвелда в программе RIETAN97. Структурные характеристики для выделенных фаз были извлечены из Базы данных JCSD (International Crystal Structure Data Base).
Исследования структурных особенностей пород были выполнены на сколах образцов с помощью растрового электронного микроскопа JEOL 6610 LV, сопряженного с системой энергодисперсионного рентген-спектрометрического анализа Oxford Instrumenrs INCAXact. Для специфической подготовки образца перед микроскопированием применяется система холодно-плазменной металлизации JEOL JFC1600, материал напыления - платина. Обработку результатов проводили при помощи программного обеспечения «SEM Control User Interface», версия 7.11 (Jeol Technics LTD).
В составе верхнеабалакско-баженовской толщи выделяются: глинистые, песчаные и алевролитовые, кремнистые (опоки), карбонатные и смешанные типы пород.
Глинистые породы представлены преимущественно аргиллитами, широко распространены в верхней части абалакской толщи на всех изученных объектах (рис. 2.4), входят в состав верхних элементов циклитов, переслаиваются с глинистыми породами с глауконитом, кремнисто-глинистыми, реже глинисто-кремнистыми разностями.
Глинистые породы темно-серые и черные, обладают горизонтальной параллельной, реже линзовидно-пятнистой текстурой. Породы фрагментированы по трещинам напластования на пластинки (толщиной от первых мм до 4см). Трещины разнонаправленные с преобладанием горизонтальных, преимущественно открытые толщиной от 0,01 до 0,045мм. Породы содержат зеркала скольжения под углом 30-45 (рис. 2.5).
В шлифах основная глинистая масса серовато-бурая, прозрачная, обладает пелитовой, реже алевро-пелитовой структурой, неясной горизонтальной и линзовидной микротекстурой, часто нарушенной биотурбированием (рис. 2.6). Ходы илоедов (толщиной до 1см) ориентированы наклонно и субвертикально. Часто в глинистых породах присутствует примесь алевритового материала (первые %). В составе глин по данным рентгенофазового анализа преобладает гидрослюда. Второстепенная роль принадлежит смешанослойным минералам, присутствует каолинит, хлоит, смектит. Аутигенные минералы представлены пиритом в виде глобул диаметром в первые мм и конкреций диаметром до 9см, реже сидеритом.
В основной массе наблюдаются единичные включения обломков ростров белемнитов, остатки раковин фораминифер, углефицированный растительный детрит (УРД), приуроченный к плоскостям напластования.
Глинистые породы с повышенным содержанием глауконита (20-40%) описаны преимущественно в верхней части отложений абалакской свиты в скважинах 5217 Правдинского месторождения, 6452 Малобалыкского месторождения, 2159 и 2838 Салымского месторождения (рис. 2.4).
Породы обладают зеленовато-темно-серым и темно-зелено-серым цветом, горизонтальной и массивной текстурами, нередко нарушенными биотурбированием, реже трещинами. Среди органогенных включений часто встречаются обломки ростров белемнитов, иногда раковинный детрит, реже целые раковины пелеципод диаметром до 3 мм.
В шлифе основная масса пород прозрачная, полупрозрачная, характеризуется буровато-коричневым и зеленовато-коричневым цветом, обладает линзовидной и горизонтально-линзовидной текстурами, алевро-пелитовой структурой. Среди глинистых минералов преобладает гидрослюда. Глауконит присутствует в виде овальных зерен (0,050,2мм) и линзовидных буровато-зеленых обособлений размером от 0,05х0,15 до 0,24х0,4мм (рис. 2.7).
Песчаники и алевролиты имеют серый цвет, линзовидно-пятнистую, реже косослоистую, волнистую текстуру, часто нарушенной биотурбированием (рис. 2.8; 2.9). Обломочная часть составляет 80-90%, цемент – 10-20%. Обломочные зерна преимущественно угловатые и полуокатанные. Сортировка обломочного материала средняя. В структуре песчаников преобладает мелкопесчаная фракция, также присутствует средне- крупнопесчаная в количестве 10-20% и алевритовая - до 20%. В алевролитах размер зерен варьирует от 0,03 до 0,12 мм, преобладает – 0,07-0,08 мм. В составе обломочной части выделяются зерна кварца, полевых шпатов, обломков пород и слюд. По классификации Шутова [Шутов, 1967] песчаники, вскрытые скважиной 93, относится к граувакковым аркозам (кварц 40-45%; полевые шпаты – 30-35%; обломки пород – 15-20%; слюды 1-5%); песчаники и алевролиты из скважины 2159 относятся к полевошпат-кварцевым грауваккам (обломки пород 45-50%; кварц 25%; полевые шпаты 25%; слюды 1-5%) (рис. 2.10). Цемент глинистый пленочно-порового типа (до 20%), реже карбонатный базально-поровый (5-10%), распределен неравномерно. Песчаники и алевролиты содержат УРД, изредка обломки ростров белемнитов. Среди аутигенных минералов преобладает пирит, который часто заполняет ходы илоедов, встречается в виде микроконкреций диаметром до 0,15 мм и линз размером до 0,3х1 см.
Песчаники мелкозернистые: А – фото керна: мелкозернистый песчаник со следами биотурбации, Б, В – фото шлифа: песчаник мелкозернистый с линзой пирита (Б – николи II; В – николи X). Малобалыкское месторождение, скважина 93, образец 1, 2927,54м, абалакская свита. Рис. 2.9 Алевролиты: А – фото керна: чередование линзовидных светло-серых прослоев алевролитов и алевролитово-глинистых ритмитов; Б, В – фото шлифа образца 6, 2926,5м: линзы алевролитового материала, разделенные тонкими глинистыми прослоями (Б – николи II; В – николи X). Салымское месторождение, скважина 2159, 2926,3-2926,5 м, абалакская свита.
Микротермометрия газово-жидких включений
Карбонатные породы, приуроченные к кровельной части абалакской свиты, впервые были выделены и изучены на Салымском месторождении В. И. Белкиным, который обозначил их аббревиатурой КС1 (корреляционный слой 1) [Белкин и др., 1983]. Несмотря на то, что региональное распространение КС1 как единого слоя не подтвердилось, это название прочно закрепилось в литературе. В Сургутском и Салымском районах карбонатные породы абалакской свиты рассматриваются как часть продуктивного пласта Ю0 баженовской свиты [Филина С.И. и др., 1984].
На высокую перспективность нефтегазоносности отложений абалакской свиты указывалось в ряде работ [Белкин и др., 1988; Белкин и др., 1983]. Результаты раздельного испытания различных объектов в разрезе, вскрытом, например, скважиной 554 Салымского месторождения в интервале залегания баженовской и абалакской свит, показали, что притоки с максимальным дебитом (350 т/сут) были получены из карбонатного пласта мощностью около 2,5 м, расположенного в кровельной части абалакской свиты. В отложениях баженовской свиты также были зафиксированы два интервала, из которых были получены низкодебитные (3-5 т/сут) притоки.
К концу 80-х годов было доказано, что в верхнеюрском разрезе продуктивными являются отложения как баженовской, так и абалакской свит, причем коллекторы имеют вторичное происхождение и приурочены главным образом к двум основным литологическим разностям – кремнистым и карбонатным породам [Белкин и др., 1988; Белкин и др., 1983; Ефремов и др., 1988; Зубков, Бондаренко, 1997]. Нефтенасыщение в баженовской свите, как правило, приурочено к слоям радиоляритов, часто в разной степени карбонатизированных – кремнезем частично или полностью замещается кальцитом и/или доломитом. В карбонатных породах в кровле абалакской толщи нефтенасыщение приурочено к трещинам, заполненным кальцитом, тогда как основная масса известняков является слабо проницаемой.
Ряд исследователей карбонатные породы на контакте абалакской и баженовской свит относят к базальному слою баженовской свиты, характеризующемуся широким развитием в нем диагенетических карбонатных конкреций, в том числе септариевых, разбитых радиальными трещинами, залеченными кальцитом [Сидоренков и др., 1985; Брадучан и др., 1986; Аксенов и др., 1986; Жуковская и др., 2011]. Септариевые конкреции могут иметь размеры от первых сантиметров до первых метров, шарообразную или уплощенную форму [Pratt, 2001; Жуковская и др., 2011]. Поэтому в колонке керна они могут выглядеть как прослои брекчированных известняков или доломитов. Нет единого мнения о механизме образования разнонаправленных трещин в пределах септариевых конкреций. Некоторые исследователи относят их к трещинам усыхания, связывают их формирование с повышением давления в теле конкреции в результате уплотнения [Pratt, 2001]. Тугарова М.А. [2017] предлагает относить карбонатные породы в кровле абалакской и подошве Фроловской свит к карбонатным микробиолитам, образовавшимся в результате деятельности микробиальных биоценозов.
В работе [Немова, 2012] указывается на приуроченность коллекторов в баженовской толще к слоям карбонатизированных радиоляритов в районе сочленения Красноленинского свода и Фроловской мегавпадины. Карбонатизация имеет вторичный характер. Автор делает вывод о кальцитизации радиоляриевых илов на ранних стадиях литогенеза с дальнейшим формированием апорадиоляриевых известняков. Доломитизация прослоев радиоляритов, с формированием апорадиоляриевых доломитов, происходила в катагенезе. До настоящего времени остается открытым вопрос о генезисе коллекторов в пласте Ю0. Прослеживается связь залежей с зонами разуплотнения, а также с высокопроницаемыми карбонатными породами, неравномерно распространенными в верхней части абалакской и баженовской свите [Зубков и др., 1986; Мормышев и др., 1985; Сонич, 1985; Алексеев, 2009].
Многими исследователями в качестве основного фактора, контролирующего нефтеносность верхнеабалакско-баженовского комплекса, выдвигается тектонический [Гаврилов, 1978; Дорофеева и др., 1979; Хабаров и др., 1981; Клубова, Халимов, 1995 и др.]. Значительная роль тектонического фактора подтверждается анализом физико-химических свойств нефтей на Салымском месторождении [Клубова и др., 1980; Гусева и др., 1982]. Изучение комплексов микрофоссилий показало, что в нефтях пласта Ю0 содержатся сложные споро-пыльцевые комплексы, состоящие из юрских и палеозойских форм. В нефтях Салымского месторождения палеозойские акритархи составляют 16-28%, а каменноугольные споры 2-8%, при этом количество пыльцы юрского возраста достигает 42% [Смолин, 2006]. По данным А.М. Медведевой, в нефтях Салымского месторождения преобладают верхнепалеозойские, а в Малобалыкском – нижнеплаеозойские микрофоссилии [Клубова, Халимов, 1995]. Эти факты ставят под сомнение сингенетичность баженовской нефти и подтверждают предположения о широкомасшабных вертикальных миграционных процессах не только из юрских пород, но и более древних палеозойских.
Многие исследователи отмечали связь расположения высокодебитных скважин с разрывными нарушениями [Корнев и др., 1980; Халимов, Мелик-Пашаев, 1980; Клубова, Халимов, 1995; Смолин, 2006]. По разломам тепло поступает от фундамента к толще верхнеюрских отложений. На Салымском месторождении отмечается крупная тепловая аномалия (тепловой поток 75 мВт/м2). Пластовая температура в пределах отложений баженовской свиты может достигать 130С, может значительно варьировать (до 20С) на сравнительно малых расстояниях (до 10 км). Источником геотемпературной аномалии в Салымском районе связывают с глубинными тепловыми процессами в верхней части фундамента или в толще осадочных пород [Курчиков, Ставицкий, 1987]. На территории Большого Салыма наблюдается связь развития температурных аномалий с зонами повышенной трещиноватости [Смирнов, 1980; Степанов, Терещенко, 1985].
В работе [Зубков и др., 1999] приведены данные микроскопического исследования пород-коллекторов абалакской и баженовской свит Маслиховского месторождения. На поверхности трещин и микрокаверн описаны разнообразные новообразованные минералы: карбонатные минералы, пирит, кварц, каолинит, а также апатит, баритокальцит, барит, бариевый полевой шпат, цельзиан, диккит. Авторы делают вывод, что описанный комплекс новообразованных минералов, осаждался из средне- высокотемпературных гидротермальных флюидов, имевших первоначальную температуру 350-400С.
О влиянии глубинных флюидов, проникающих в осадочный чехол ЗападноСибирской плиты по зонам разломов, ранее упоминалось неоднократно [Кругликов, 1964; Неручев, 1986; Ермаков, Скоробогатов, 1988 и др.]. Три стадии гидротермального воздействия на доюрские породы (в частности карбонаты) были описаны А.Е. Ковешниковым и Н.М. Недоливко (2012). Карбонаты как индикаторы вертикального движения СО2 содержащих флюидов в мезозойских отложениях Западно-Сибирской плиты, ранее рассматривались в работах Г.Н.Перозио, А.А.Розина и З.Я.Сердюк, где показана их приуроченность к базальным горизонтам осадочного чехла, залегающих непосредственно на доюрском фундаменте, и к зонам разрывных нарушений, проникающих из фундамента в чехол. Связь вторичной доломитизации с активными восходящими тектоническими движениями и миграцией УВ флюидов по трещинам установлена также В.А.Цыгансковой [2003] на фактическом материале по Волгоградскому Поволжью, Восточному Предкавказью и акватории Каспия. В докторской диссертации Е.А.Предтеченской [2011] описано, что во многих изученных автором разрезах Западно-Сибирской плиты катагенетические аномалии, связанные с аутигенной минерализацией, сопровождаются явлениями тектонической трещиноватости, брекчированности, растворением неустойчивых минералов и разуплотнением пород, что способствует улучшению их емкостно-фильтрационных характеристик. Автор связывает приуроченность этих зон к глубинным разломам, служащим путями миграции гидротермальных растворов [Предтеченская, Фомичева, 2011]. Участие гидротермальных растворов в формировании продуктивных коллекторов осадочного чехла ЗападноСибирского бассейна также подтверждается результатами исследования А.Д. Коробова с соавторами [2013].