К проблеме формирования инверсий гидрогеохимической зональности

УДК 556.3.01:54

В.А. Всеволожский, Т.А. Киреева

К ПРОБЛЕМЕ ФОРМИРОВАНИЯ ИНВЕРСИЙ ГИДРОГЕОХИМИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ

Рассмотрены условия образования гидрохимических инверсионных разрезов в низах осадочного чехла Западной Сибири и шельфа Южного Вьетнама. Обоснована значительная роль эндогенных флюидов в формировании химического состава маломинерализованных гидрокарбонатно-натриевых вод. Увеличение бор-бромного отношения принимается в качестве основного критерия поступления высокотемпературных эндогенных вод в нижние горизонты осадочного чехла.

Ключевые слова: гидрокарбонатно-натриевые воды, инверсия, эндогенный флюид, бор, бром.

It is considered conditions of forming hydrochemical inversion in sedimentary cover of Western Siberia and Southern Vietnam shelf. It is proved, that there is the important role of endogenic fluid in forming low mineralized hydrocarbonate sodium water chemistry. Boron bromine rate increase is the main criterion of high-temperature endogenic water seepage in low layers of sedimentary cover.

Key words: hydrocarbonate sodium water, inversion, endogenic fluid, boron, bromine.

Введение. Инверсионные типы вертикальной гидрогеохимической зональности, для которых характерно хорошо выраженное уменьшение минерализации подземных вод с увеличением глубины залегания водоносных горизонтов и соответствующие изменения их химического состава, установлены в настоящее время для гидрогеологических районов разного типа.

Воды с пониженной минерализацией (по сравнению с вышезалегающими) и с преобладанием гидрокарбоната натрия в солевом составе были описаны В.А. Сулиным еще в 30-х гг ХХ в. Однако до сих пор среди исследователей нет единого мнения о причинах формирования инверсионных гидрогеохимических разрезов. Вместе с тем установление генезиса глубоких маломинерализованных гидрокарбонатно-на-триевых вод имеет не только научное, но и важное практическое значение, так как эмпирически давно установлена связь между инверсионными водами и нефтеносностью, что позволяет считать наличие инверсионных вод одним из поисковых критериев нефтегазоносности.

История вопроса. В настоящее время существуют три основные гипотезы образования инверсионных вод: 1) поступление эндогенных флюидов, содержащих СО2, в зоны седиментационных рассолов нижних частей артезианских бассейнов (В.А. Кротова, И.А. Лагунова, Ю.А. Ежов); 2) переход связанной воды в свободное состояние в результате процессов уплотнения осадочных пород и прекристаллизации глинистых минералов (элизионно-дегидрационная гипотеза) (Л.Н. Капченко, А.А. Карцев, В.М. Мату-севич); 3) дистилляция и конденсация водоуглеводо-родных парогазовых смесей, сопровождающие про-

цесс формирования углеводородных (УВ) скоплений (В.В. Коллодий, Б.Н. Султанов).

Последнее предположение основано на некотором сходстве маломинерализованных (минерализация обычно <1,0 г/л) конденсационных вод, которые часто подстилают УВ залежи, а также образуются при эксплуатации скважин в результате снижения пластового давления. Однако по ряду показателей конденсационные воды существенно отличаются от инверсионных. Так, в частности, в конденсационных водах резко понижено содержание брома (обычно ~1 мг/л) и йода (как правило ~0,5 мг/л), в то время как в инверсионных водах содержание брома и йода обычно не менее 25—65 и 10—20 мг/л соответственно. Кроме того, пока еще нет оценок масштаба этого явления и трудно предположить, что формирование маломинерализованной «оторочки» вокруг УВ залежей способно вызвать изменение химического состава пластовых вод в пределах водоносного горизонта в целом, в том числе и на участках, непосредственно не связанных с залежами УВ.

В настоящее время широкое распространение глубоких инверсионных вод установлено главным образом для центральной части Западно-Сибирского артезианского бассейна, где они связаны с отложениями юрского и частично нижнемелового водоносных комплексов.

Абсолютное большинство геологов-нефтяников отдают предпочтение элизионно-дегидрационной гипотезе формирования инверсионных вод [Капченко, 1983; Карцев и др., 1986; Назаров, 2003; Нелюбин, 1985]. Для Западной Сибири это утверждение было подкреплено работами Л.Н. Капченко, который на большом фактическом материале показал связь оп-

реснения с глинистостью разреза [Капченко, 1983]. По его данным, наибольшее опреснение подземных вод наблюдалось при увеличении глинистости. Однако полученные данные можно трактовать и иначе — возможно, увеличение глинистости улучшает флюидоупорные свойства пород и способствует задержанию и «сохранению» в породах маломинерализованных глубинных флюидов, поступающих от фундамента.

Гипотеза образования опресненных вод в результате дегидратации глинистых минералов и элизионно-го отжима вызывает ряд существенных возражений.

Дегидратация глинистых минералов и преобразование рассеянного органического вещества (ОВ) пород, в результате чего появляются «возрожденные» воды, — это катагенный процесс, который должен проявляться латерально в разрезе осадочных пород при достижении определенных значений пластовой температуры (Тпл) и давления (Рпл). Максимальное же проявление этого процесса должно соответствовать Тпл -80^100 °С и глубине ~1500-2000 м, т.е. главной фазе нефтеобразования. Однако, как неоднократно подчеркивали многие исследователи, опреснение инверсионных вод прогрессивно увеличивается с глубиной, т.е. с увеличением Тпл и Рпл. В частности, Т.С. Строгановой [Строганова, 2003] по материалам исследования более 200 скважин нескольких месторождений Сургутского свода Западной Сибири установлено, что для однотипных в фациальном плане пород, на одной и той же глубине в пределах одного месторождения присутствуют воды с разной минерализацией и различного геохимического типа. Еще более резко проявляются эти различия при сравнении подземных вод юрских отложений Сургутского свода и западной части Томской области [Назаров, 2003].

Кроме того, отделение литогенных вод представляет собой медленный процесс, происходящий в масштабах геологического времени, т.е. являющийся, по сути, квазистационарным. Поэтому отделяющиеся воды, которые в момент своего образования практически дистиллированные, должны сразу же реагировать с вмещающими горными породами, растворяя их. Другими словами, минерализация литогенных вод, при их относительной агрессивности в связи с повышенными значениями температуры, должна увеличиваться с той же скоростью, с какой они образуются. Это в определенной мере подтверждают данные З.А. Кривошеевой и О.Н. Бирюковой, которые по результатам анализа водных вытяжек из глинистых пород выделили участки разреза, где происходило наиболее интенсивное отделение «возрожденных» вод. В результате установлено, что в этих интервалах минерализация поровых вод не уменьшалась, а наоборот, возрастала [Кривошеева, Бирюкова, 1974]

Постановка задачи. С позиций определения генезиса инверсионных вод представляется важным рассмотреть содержание и соотношение в них некоторых типичных микрокомпонентов. При этом для такого

анализа наиболее целесообразно воспользоваться бор-бромным (В/Вг) отношением исходя из особенностей геохимии этих элементов.

Высокая растворимость соединений брома, превышающая растворимость хлоридов, приводит к непрерывному увеличению содержания брома в растворе по мере концентрирования последнего. Поэтому, как показал М.Г. Валяшко, содержание брома в природных водах является функцией их минерализации. При этом бром в незначительном количестве переносится высокотемпературными гидротермами и в виде газопаровых смесей, о чем свидетельствует его крайне низкое содержание в конденсатогенных водах, не превышающее 1—2 мг/л, а также в современных гидротермах, в которых его содержание колеблется в пределах 0,2—0,5 мг/л, редко достигая 4—5 мг/л [Карпов, Ильин, 2006], что более чем на порядок меньше его среднего содержания в океанской воде, равного 65 мг/л.

Растворимость большинства соединений бора, в отличие от бромидов, резко увеличивается с ростом температуры, поэтому постоянно отмечается повышенное содержание бора в высокотемпературных (Т>100 °С) гидротермах. Так, в перегретых хлорид-но-натриевых термах с минерализацией 2—4 г/л содержание бора в среднем составляет 150—250 мг/л [Пилипенко, 1974].

Анализ литературных данных показывает, что «первоначальное» В/Вг отношение, равное 0,15—0,30 и характеризующее среднее соотношение бора и брома в океанской воде, сохраняется и в процессе концентрирования и метаморфизма седиментоген-ных рассолов. Так, рассчитанное Т.А. Киреевой отношение В/Вг для рассолов древних платформ изменяется от 0,13 до 0,36 (табл. 1), что практически равно таковому для морской воды (0,08—0,18), хотя эти рассолы имеют минерализацию более 100 г/л, что характеризует высокую степень их метаморфизма. Таким образом, значения В/Вг-коэффициента, приближающиеся к 1 или превышающие это значение, должны свидетельствовать о резком увеличении температуры питающего раствора, т.е. о поступлении эндогенных флюидов.

Проанализируем с этой точки зрения отношение В/Вг для подземных вод осадочного чехла Сургутского свода Западной Сибири и шельфа Южного Вьетнама

Анализ фактических данных о Сургутском своде (Западная Сибирь). В разрезе этой структуры четко фиксируются два различающихся гидрохимических интервала: апт-сеноманский и юрско-неокомский [Розин, 1977; Строганова, 2003]. В подземных водах апт-сеноманских отложений минерализация примерно постоянна (фон 18—19 г/л) и изменяется в небольшом диапазоне (16—22 г/л). Вниз по разрезу в водах неокомских и юрских отложений минерализация уменьшается в среднем до 14—16 г/л (минимумом до 5—8 г/л). Одновременно в водах уменьшается

Таблица 1

Химический состав и бор-бромное отношение в подземных водах древних платформ и в океанской воде

Компоненты (мг/л) и показатели химического состава Оренбургская обл.*, РМ Н 4663-4706 Мичиганский бассейн (США)*, Н 1700 Тимано-Печорская провинция, С2+3 Н 2345-2368 Средний состав воды

К 7502 29070 710 387,5

№ 9150 11 783 32647,6 10 764

Мв 79 825 12 868 2492,8 1297

Са 2380 97 541 5750 408

С1 25 4785 26 8736 68 586 19 353

Вг 3820 3760 281 66

I 24 52 19,7 0,05

804 1098 52 164,6 2701

НС03 2616 - 183 143

В 1384 491 49 5-12

Минерализация, мг/л 362 743 428 850 110,70 35,50

Формула ионного состава С198 НСО31,5 С199,4 С199,6 С190 80499

Мв90 №а5К3 Са2 Са65 (№а+К)21 Мв14 (№а+К)74 Са15 Щ11 (№а+К)79 МВ17 Са4

В/Вг 0,36 0,13 0,17 0,08-0,18

* Данные химического состава по [Крайнов и др., 2004]; Н — глубина, м.

содержание хлор-иона, но значительно увеличивается содержание гидрокарбонат-иона (табл. 2).

Содержание гидрокарбонат-иона до глубины ~1800 м остается примерно постоянным, не превышая 200—300 мг/л, а затем в юрско-неокомских отложениях начинает закономерно увеличиваться с глубиной, достигая в ряде случаев >3000 мг/л (до 4800 мг/л в единичных случаях) [Строганова, 2003]. Увеличение содержания гидрокарбонат-ионов в солевом комплексе подземных вод приводит к изменению их типа с хлор-кальциевого на гидрокарбонатно-на-триевый (по классификации В.А. Сулина) примерно с глубины 2000—2300 м, о чем свидетельствует увеличение отношения г№а/гС1 от 0,85—0,95, что характерно для вод апт-сеноманских отложений, и до 1,0—1,16 для вод юрско-неокомских отложений (табл. 2).

Содержание бора (в виде НВО3) на месторождениях также чаще всего увеличивается с глубиной, но при этом прослеживается явный парагенезис НСО3—НВО3, что объясняется увеличением растворимости боратов в присутствии гидрокарбонат-иона. Так, в водах хлор-кальциевого состава содержание бора составляет 7—70 мг/л при отношении В/Вг, равном 0,04—0,90, среднее 0,53 (табл. 3). В водах гидрокарбонатно-натриевого состава содержание бора резко возрастает до 25—100 мг/л при одновре-

менном увеличении В/Вг отношения в некоторых случаях до 1,92 (среднее 0,95, табл. 3). Подобное резкое увеличение абсолютного содержания бора и особенно увеличение отношения В/Вг невозможно объяснить поступлением бора из вмещающих пород, так как апт-сеноманские и юрско-неокомские породы представляют собой достаточно однотипные в литоло-гическом отношении песчано-глинистые отложения. В связи с этим наиболее вероятно, что наблюдаемые значения концентрации бора и величины отношения В/Вг связаны с поступлением глубинных маломинерализованных термальных флюидов, насыщенных СО2, чем и определяется широкое распространение инверсионных вод в нижней части разреза осадочных отложений Сургутского свода.

Подобный вывод достаточно хорошо соответствует представлениям о гидрогеодинамике нижних водоносных комплексов осадочных отложений Сургутского свода, для которых характерно проявление пластово-блоковой системы с преобладающей субвертикальной (восходящей) фильтрацией подземных вод [Дюнин, 2000; Строганова, 2003]. Различием удельных (на единицу площади) величин субвертикального притока глубинных флюидов закономерно определяются минерализация и химический состав подземных вод в соседних блоках пластовой системы. В то же время

Таблица 2

Химический состав подземных вод осадочного чехла Сургутского свода

Объект Глубина, м М, г/л Формула ионного состава Пределы изменения ионного состава -№а/-С1 Тип воды по В.А. Сулину

Апт-сеноманские отложения 1150-2150 18,4 С199 НС031 С1(98-99) НС03 (1-2) 0,86-0,95 Хлоридно-кальциевые

№90 Са7 Мв3 №

Юрско-неоком-ские отложения 2300-2800 14,8 С194 НС036 С1(77-99) НС03 (1-23) 1,0-1,16 Гидрокарбонатно-натрие-вые

№95 Са4 Щ1 №

Таблица 3

Содержание бора и брома в подземных водах осадочных отложений ряда месторождений Сургутского свода

наличие в соседнем районе (Васюганское Приобье) в нижних водоносных комплексах слабых Q-Na-Ca-рассолов свидетельствует, что в этом случае из пород фундамента поступают воды существенно другого химического состава [Назаров, 2003]. Эти различия, по-видимому, объясняются условиями формирования эндогенной составляющей подземных вод.

Магматогенные воды разломных зон в областях современной или недавней тектонической активности, по С.И. Набоко [Набоко, 1974], представляют собой растворенный в подземных водах конденсат эндогенного флюида. При движении перегретых вод к поверхности земли они вскипают и дегазируются с последующей конденсацией отделившегося пара. Конденсаты газовой составляющей представляют собой практически пресные воды с повышенным содержанием бора, аммония и углекислоты. Хлорид-но-натриево-кальциевые растворы с минерализацией от 2—5 г/л и выше представляют собой наиболее минерализованную, менее подвижную часть эндогенного флюида, сохраняющуюся в более глубоких частях земной коры. По мнению А.А. Розина [Розин, 1977] именно такое происхождение имеют рассолы, локально распространенные в фундаменте и низах осадочного чехла Западной Сибири. Впрочем, генезис хлоридных рассолов кристаллических пород и низов осадочного чехла до сих пор является предметом дискуссий.

Таким образом, состав вод, образующихся при смешении пластовых растворов с эндогенным флюидом, зависит в основном не от состава фундамента, а от термобарических условий формирования подземных вод.

Как было сказано выше, закономерности формирования глубоких инверсионных вод рассматривались в последние годы в основном для отложений Западной Сибири, где происходило широкомасштабное глубинное бурение, связанное с поисками и разработкой залежей УВ. В результате предполагаемые закономерности формирования инверсионных вод в этом регионе принимались в некотором роде в качестве эталонных. В частности, представления об относительном опреснении подземных вод, проис-

ходящем на глубине 2000—2600 м в данном регионе (что приблизительно соответствует «главной фазе нефтеобразования»), что в большинстве случаев связывали с проявлением элизионно-дегидратационных процессов, переносили и на другие районы.

Однако сравнение двух значительно отличающихся в геологическом отношении районов — Сургутского свода Западной Сибири и месторождения Белый Тигр на шельфе Южного Вьетнама, где в осадочном чехле одним из авторов статьи (Т.А. Киреевой) также выявлены инверсионные воды, заставляет усомниться в правильности этой концепции.

Анализ фактических данных о структуре Белый Тигр (Южный Вьетнам). Месторождение Белый Тигр расположено в средней части центрального поднятия Меконгской впадины, стратиграфический разрез которой включает докайнозойский кристаллический фундамент и перекрывающие его терригенные отложения олигоцена, миоцена и плиоцен-четвертичного возраста. Мощность кайнозойского осадочного чехла изменяется от 3000 м на локальных поднятиях до 8000 м в депрессиях. В палеогене в результате блоковых движений континентальной литосферы сформировались отдельные структуры — выступы кристаллического фундамента. Один из таких выступов — Белый Тигр — представляет собой горстообразную структуру, протянувшуюся в северо-восточном направлении в соответствии с общим структурно-тектоническим планом этого участка южно-вьетнамского шельфа. В строении месторождения Белый Тигр также выделяются два структурных этажа: докайнозойский кристаллический фундамент и кайнозойский осадочный терригенный комплекс. По кровле фундамента месторождение Белый Тигр представляет собой трехвершинную морфоструктуру, состоящую из Южного, Центрального и Северного сводов. Гипсометрически самый высокий — Центральный свод, а наиболее погруженный — Северный, в пределах которого представлен наиболее полный разрез осадочных пород.

В пределах структуры Белый Тигр по литоло-го-фациальному составу, гидродинамике, а также по физико-химическим свойствам подземных вод выделяются три водоносных комплекса: нижнемиоценовый, верхне- и нижнеолигоценовый [Тьен, 1998]. Породы всех трех водоносных комплексов достаточно однотипны в литологическом отношении и представлены чередованием пластов разнозернистых песчаников и глинистых прослоев со значительной долей мелководных лагунных фаций.

Нижнемиоценовый водоносный комплекс вскрыт на глубине около 2100 м и имеет мощность от 400 до 900 м. Пластовая температура изменяется от 125 °С над выступами фундамента до 83 °С в периферических частях структуры. Общая минерализация вод возрастает от 3,2—12,9 (при средней 5,9 г/л) на Северном своде до 17—18 г/л на Центральном своде (табл. 4). В этом же направлении изменяется тип вод

Объект Содержание микрокомпонентов, мг/л В/Вг Тип воды по В.А. Сулину

Вг B

Апт-сеноманс-кие отложения 24-168* 71,2 7-70 38,4 0,04-0,90 0,53 Хлор-кальциевый

Юрско-неоком-ские отложения 31-86 52,6 18-100 50,1 0,19-1,92 0,95 Гидрокарбо- натно-натрие- вый

* Над чертой — разброс значений, под чертой — среднее.

Таблица 4

Химический состав подземных вод осадочного чехла месторождения Белый Тигр

Объект Глубина, м М, г/л Формула ионного состава Пределы изменения ионного состава rNa/rCl Тип воды по В.А. Сулину

Нижний миоцен, Центральный свод 21002900 15,4 Cl 96 HCO3 3,3 SO4 0,7 (Na+K)67,8 Ca 31,5 Mg 0,6 Cl(94-98) HCO3 (1,8-5,7) SO4(0,2-0,9 (Na+K)(62,8-79,8) Ca(20,2-37,4) Mg(0,3-1,5) 0,72 Хлоридно-кальциевый

Нижний миоцен, Северный свод 25003400 5,9 Cl 84 HCO3 14,5 SO4 1,7 Cl(63-87) HCO3 (6-16,6) SO4(1,3-2,4) 1,11 Гидрокар- бонатно-на- триевый

Верхний оли-гоцен, Северный свод 32003700 4,6 Cl 73,7 HCO3 21,8 SO4 4,5 Cl(70,1-76,3) HCO3(16,1-25,8) SO4(3,8-9,8) 1,14 Гидрокар- бонатно-на- триевый

Нижний оли-гоцен, Северный свод 39004400 3,2 Cl 70,4 HCO3 19,1 SO4 10,5 Cl(66,9-75,6) HCO3(11,2-24,2) SO4(9,8-12,9) 1,30 Гидрокар- бонатно-на- триевый

с гидрокарбонатно-натриевого на хлор-кальциевый (по классификации В.А. Сулина). Величина коэффициента гЫаДС1 пластовых вод на Северном своде составляет 1,1, на Центральном — 0,72 (табл. 4).

Породы водоносного комплекса верхнего оли-гоцена имеют мощность 100—600 м и расположены на глубине от 3200 до 3700 м. Общая минерализация пластовых вод составляет 4,25—5,78 г/л (при средней 4,56 г/л), тип вод — гидрокарбонатно-натриевый (табл. 4).

Кровля нижнеолигоценового водоносного комплекса вскрыта на глубине ~3700 м. В зависимости от структурной приуроченности мощность нижнеоли-гоценового водоносного комплекса изменяется от 100—150 м над куполом Северного свода до 700—800 м в опущенных частях структуры. В пределах Центрального свода нижнеолигоценовые отложения отсутствуют, Тпл составляет 142—147 °С, общая минерализация вод низкая (от 1,2 до 5,6 г/л, при средней 3,2 г/л, табл. 4), тип вод — гидрокарбонатно-натриевый.

Таким образом, минерализация пластовых вод осадочного чехла уменьшается сверху вниз по разрезу, а также в направлении от Центрального свода к Северному, т. е. ровно в противоположном направлении, чем следовало бы ожидать в «нормальном» разрезе осадочного чехла. Подобную направленность изменения минерализации нельзя объяснить структурными особенностями, так как Северный свод более погружен, чем Центральный, а также особенностями осад-конакопления, так как песчаники во всех водоносных горизонтах представлены достаточно однообразными плохосортированными мелководными фациями.

Одновременно с уменьшением минерализации наблюдается абсолютное и относительное увеличение содержания гидрокарбонат-иона: от 3,3 экв.-% в водах нижнемиоценовых отложений на Центральном своде до 19,1—21,8 экв.-% в водах олигоценовых отложений на Северном своде.

Очевидно, что в данном случае наблюдается проявление инверсионного разреза, вероятно, тоже связанное с поступлением по разломам фундамента, переходящим в осадочный чехол, маломинерализованных гидрокарбонатно-натриевых вод. Это подтверждается тем, что в распределении глинистых минералов по разрезу осадочных пород Ф.А. Киреевым [Киреев, 2003] отмечено полное исчезновение монтмориллонита в олигоценовых отложениях (табл. 5). Таким образом, прогрессирующее опреснение подземных вод, продолжающееся в нижнеолигоценовых отложениях, где на глубине около 4300 м зафиксированы воды с минерализацией 1,2 г/л, невозможно связать с гидрослюдизацией монтмориллонита, что многие геологи (А.А. Карцев, Л.Н. Капченко и др.) считают основной причиной появления опресненных вод на большой глубине.

Таким образом, в интервале глубины, для которой, по существующим представлениям, должно быть характерно наиболее интенсивное проявление

Таблица 5

Состав глинистой фракции пород осадочного чехла месторождения Белый Тигр, по [Киреев, 2003]

Объект Глубина, м Содержание глинистых минералов, %

Отложения нижнего миоцена 2700-2900 Монтмориллонит, 25 каолинит, 48 гидрослюда, 11 хлорит, 11 смешанослойные, 5

Отложения верхнего олигоцена 3300-3700 Каолинит, 3 гидрослюда, 36 хлорит, 49 смешанослойные, 10

Отложения нижнего олигоцена 3900-4400 Каолинит, 2 гидрослюда, 26 хлорит, 50 смешанослойные, 6

Таблица 6

Содержание бора и брома в подземных водах осадочных отложений месторождения Белый Тигр

элизионно-дегидратационных процессов и связанное с этим «распреснение» подземных вод (нижнемиоценовый комплекс), уровень минерализации подземных вод значительно превышает ее значения в залегающих ниже олигоценовых отложениях.

Высказанные предположения о формировании пластовых вод в осадочном чехле Северного свода в результате смешения седиментогенных вод со значительной долей маломинерализованных глубинных гидрокарбонатно-натриевых флюидов подтверждается данными о содержании в них микроэлементов (табл. 6) Так, в водах олигоценовых отложений содержание бора практически равно содержанию брома, что нехарактерно для глубинных пластовых вод, в которых содержание последнего обычно более чем на порядок превышает содержание бора. И только для инверсионных вод отмечается равное или даже повышенное содержание бора по отношению к брому [Лагунова, 1979]. При этом в водах нижнего миоцена на Северном своде отношение В/Вг изменяется в пределах 0,06—0,13 при среднем 0,1; в водах верхнеолигоценовых отложений этот коэффициент увеличивается до 0,33—0,69, (среднее 0,42); а в водах нижнего олигоцена среднее значение этого отношения увеличивается до 1,16 (табл. 6).

В пользу глубинного гидротермального генезиса инверсионных вод месторождения Белый Тигр свидетельствует также их локальное расположение, так как в латеральном направлении они не выдержаны даже в разрезе этой геологической структуры, имеющей размеры всего 28x7 км. Так, инверсионные гидрокар-бонатно-натриевые воды, развитые в северной части месторождения, в южном направлении сменяются хлор-кальциевыми водами, имеющими минерализацию 16—22 г/л.

Обсуждение результатов. Сравнение инверсионных вод осадочного чехла месторождения Белый Тигр на шельфе Южного Вьетнама и Сургутского свода в Западной Сибири позволяет отметить общие закономерности формирования этих вод, которые проявляются несмотря на литологические и возрастные различия этих структур. Их геохимические разрезы как бы дополняют друг друга, действительно, минимальная минерализация, равная 8,3 г/л, отмеченная на глубине 2690 м в юрских отложениях Сургутского свода, приблизительно соответствует минерализации «верхов» инверсионного разреза месторождения Белый Тигр (средняя минерализация вод в нижнемиоценовых отложениях на Северном своде составляет 5,9 г/л). Затем наблюдается прогрессирующее опреснение вод вниз по разрезу осадочного чехла, вплоть до минимального значения (1,2 г/л), отмеченного на глубине около 4300 м.

Эти данные полностью подтверждают предположение Ю.А. Ежова [Ежов, 1978] о том, что формирование инверсионных вод является региональной закономерностью, связанной с поступлением от фундамента маломинерализованных гидрокарбонат-но-натриевых флюидов, насыщенных СО2.

Выводы. 1. Гидрокарбонатно-натриевые воды с пониженной минерализацией по сравнению с выше-залегающими (инверсионные воды), выявленные на территории Сургутского свода в Западной Сибири и месторождения Белый Тигр на шельфе Южного Вьетнама, обнаруживают сходство условий локализации и химического состава. В обоих случаях воды имеют локальное распространение в приразломных зонах и характеризуются повышенным отношением бор-бромного коэффициента.

2. В результате сопоставления геохимических разрезов отложений осадочного чехла Сургутского свода и месторождения Белый Тигр выявлено прогрессирующее опреснение подземных вод с глубиной, при этом минимальное значение минерализации (1,2 г/л) зафиксировано на глубине ~4300 м.

3. Локальное расположение инверсионных вод, а также увеличение степени опреснения в зависимости от глубины, а не от глинистости разреза, позволяют связать их образование с поступлением эндогенных, а не элизионных вод.

4. Результаты исследований убедительно показывают, что наличие инверсионных относительно маломинерализованных гидрокарбонатно-натриевых подземных вод в нижних частях осадочного разреза эпипалеозойских и более молодых нефтегазоносных бассейнов безусловно связано с поступлением глубинных флюидов из пород фундамента.

Объект Содержание микрокомпонентов, мг/л* В/Вг Тип воды по В.А. Сулину

Вг В

Отложения нижнего миоцена 13,5-45,9 22,5 1,10-9,10 3,73 0,02-0,67 0,19 Хлор-кальциевый, гидрокар-бонатно-натрие-вый

Отложения верхнего олигоцен 12,6-57,9 41,7 8,72-24,04 18,6 0,41-0,69 0,51 Гидрокарбонат-но-натриевый

Отложения нижнего олигоцена 10,0-58,4 25,7 3,3-24,0 12,4 0,87-1,28 1,16 Гидрокарбонат-но-натриевый

* См. примечания к табл. 3.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Дюнин В.М. Гидрогеодинамика глубоких водоносных горизонтов. М.: Научный мир, 2000.

Ежов Ю.А. О химической инверсии в подземной гидросфере // Сов. геология. 1978. № 12. С. 132-136.

Капченко Л.Н. Гидрогеологические основы теории нефтегазонакопления. Л.: Недра, 1983.

Карпов Г.А., Ильин В.А. Онтогения гидротермального процесса. Владивосток: Дальнаука, 2006.

Карцев А.А., Вагин С.Б.. Матусевич В.М. Гидрогеология нефтегазоносных бассейнов. М.: Недра. 1986.

Киреев Ф.А. Глинистые минералы в нижнемиоценовых и олигоценовых отложениях месторождения Белый Тигр // Мат-лы науч. конф., посвящ. 25-летию Вьетнамского института нефти и газа. Ханой, 2003. С. 59-63.

Крайнов С.Р., Рыженко Б.Н., Швец В.М. Геохимия подземных вод. М.: Наука, 2004.

Кривошеева З.А., Бирюкова О.Н. Изменение с глубиной состава и минерализации поровых вод глинистых пород центральной части Московской синеклизы // Влияние по-ровых вод на физико-механические свойства пород. Киев: Наукова думка, 1974. С. 137-138.

Лагунова И.А. Условия проявления и особенности формирования вод пониженной минерализации в глубоких зонах осадочных бассейнов // Сов. геология. 1979. № 2. С. 48-62.

Кафедра гидрогеологии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова, зав. кафедрой, проф., докт. геол.-минер. н., e-mail: hydro@geol.msu.ru; Кафедра гидрогеологии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова, ст. науч. сотр., канд. геол.-минер. н., e-mail: TA Kireeva@mail.ru

Набоко С.И. Химические типы вулканических вод // Состав и генезис минералообразующих гидротермальных растворов областей активного вулканизма. Новосибирск: Наука, 1974. С. 8-14.

Назаров АД. Нефтегазовая гидрогеохимия юго-восточной части Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции. Иркутск: Идея-Пресс, 2003.

Нелюбин В.В. Гидрогеохимия Западно-Сибирского мегабассейна // Гидрогеология Западно-Сибирского нефтегазоносного мегабассейна. Л.: Недра, 1985. С. 79-85.

Пилипенко Г.Ф. Гидротермы кальдеры Узон // Гидротермальные минералообразующие растворы областей активного вулканизма. Новосибирск: Наука, 1974. С. 24-31.

Розин А.А. Подземные воды Западно-Сибирского артезианского бассейна и их формирование. Новосибирск: Наука, 1977.

Строганова Т.С. Гидрогеодинамика глубоких горизонтов центральной части Западно-Сибирского артезианского бассейна: Автореф. канд. дис. М., 2003.

Тьен ХД. Гидрогеологические условия месторождения Белый Тигр // Тез. докл. Второй конф. НИПИМорнефтегаз. Вунгтау: Вьетсовпетро, 1998. С. 103-119.

Поступила в редакцию 06.02.2009