Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Особенности тектонического строения Рязано-Саратовского прогиба
Структура фундамента и додевонских отложений .
1.2 Структура плитного комплекса 15
1.3 Палеотектоника и этапы формирования структур 23
Глава 2. Нефтегазоматеринские породы Рязано-Саратовского прогиба
2.1 Нефтегазоматеринские породы – анализ представлений 30
2.2 Геохимическая характеристика нефтегазоматеринских пород Рязано-Саратовского прогиба 2.2.1 Додевонские отложения 53
Эмско-нижнефранский нефтегазоносный комплекс .
Среднефранско-турнейский нефтегазоносный комплекс .
2.2.4 Косьвинско-алексинский нефтегазоносный комплекс 78
2.2.5 Верхневизейско-башкирский нефтегазоносный комплекс 81
2.2.6 Мелекесско-верейский нефтегазоносный комплекс 81
2.2.6 Среднекаменноугольно-нижнепермский нефтегазоносный комплекс 82
Глава 3. Термобарический режим недр и катагенез органического вещества отложений Рязано-Саратовского прогиба 83
3.1 Термобарический режим недр Рязано-Саратовского прогиба 83
3.2 Катагенез органического вещества разновозрастных отложений Рязано-Саратовского прогиба 90
3.3 Новый подход к методике определения катагенеза РОВ 97
3.4 Модели миграции, аккумуляции и формирования скоплений УВ 113
Глава 4. Информативные модели зонального и локального прогнозирования нефтегазоносности 123
4.1 Комплексные модели зонального прогнозирования нефтегазоносности 124
4.2 Комплексные модели локального прогнозирования нефтегазоносности 140
Заключение 152
Список использованных источников 155
Список иллюстративного материала
- Палеотектоника и этапы формирования структур
- Среднефранско-турнейский нефтегазоносный комплекс
- Среднекаменноугольно-нижнепермский нефтегазоносный комплекс
- Модели миграции, аккумуляции и формирования скоплений УВ
Палеотектоника и этапы формирования структур
В системе тектонического районирования Рязано-Саратовский прогиб выделяется как крупная отрицательная структура Восточно-Европейской платформы, разъединяющая Воронежскую и Волго-Уральскую антеклизы и соединяющая Московскую и Прикаспийскую синеклизы. Прогиб граничит с Воронежской антеклизой на западе, на северо-востоке – с Волго-Уральской антеклизой и отделен от них субвертикальными разломами, на юго-востоке – с Прикаспийской синеклизой, отделенной тектоно-седиментационной серией уступов [70]. В южном направлении прогиб в виде клина сужается и замыкается вблизи южной окраины Восточно-Европейской платформы. Особенности тектонического строения Рязано-Саратовского прогиба освещены различными исследователями в многочисленной фондовой и опубликованной литературе (О.И. Алешечкин, Ю.П. Бобров, Р.Н. Валеев, А.М. Вельков, А.А. Клевцова, С.П. Козленко, Ю.А. Косыгин, Т.А. Лапинская, К.А. Машкович, М.Ф. Мирчинк, Ю.И. Никитин, Е.В. Постнова, Л.Н. Розанов, П.С. Хохлов, А.И. Храмой, Н.С. Шатский, И.М. Шахновский, В.П. Шебалдин, Б.Я. Шорников, И.А. Шпильман, М.Б. Эздрин, С.В. Яцкевич и др.).
Для многих тектонических элементов в структуре Рязано-Саратовского прогиба характерна инверсия. В результате, на многих участках рассматриваемой территории степень соответствия структурных подэтажей осадочного чехла и поверхности фундамента до сих пор остается не выясненной.
Характерной чертой структуры фундамента является разломно-блоковое строение. Разломы разбивают фундамент на приподнятые и опущенные блоки различного размера и конфигурации. Амплитуды смещения достигают 800 м и более. Своды и выступы фундамента, как правило, имеют горстовую природу. Кристаллический фундамент сложен архейскими и нижнепротерозойскими породами. Глубина залегания фундамента изменяется от «-1500» м в приподнятых блоках на севере прогиба до «-6000 м» - «-7000 м» на юге в прибортовой зоне Прикаспийской мегавпадины [2, 14, 70, 84, 85].
Рязано-Саратовский прогиб, как отрицательная структура в осадочном чехле платформы, является наложенной на Пачелмский авлакоген, выделяемый по структуре фундамента [70]. Пачелмский авлакоген, впервые описанный Н.С. Шацким (1955 г.), принадлежит к числу древних (рифейских) авлакогенов Восточно-Европейской платформы. Толщины рифея нередко достигают 1000 – 1500 м и более. Южная и юго-западная границы Пачелмского авлакогена не бесспорны [75]. В Саратовском Правобережье самым южным районом с достоверно установленным присутствием верхнепротерозойских пород в скважинах, по существу, является Елшано-Сергиевский грабен. К югу на территории Волгоградской области додевонские отложения имеют спорадическое распространение в грабенах древнего заложения, где характеризуются сравнительно небольшой толщиной [5, 88]. В целом Пачелмский авлакоген по поверхности фундамента представляет собой сложное сочетание различно ориентированных горстов и грабенов, различных по площади, амплитудам и достоверности выделения. Основной грабен авлакогена характеризуется субмеридианальным простиранием и является осевой зоной Пачелмского авлакогена. Амплитуда его погружения составляет более тысячи метров.
В рельефе фундамента выделяется обширная Аткарская приподнятая зона (рисунок 1), которая со всех сторон окружена грабенами со сравнительно глубоким залеганием фундамента.
Карамышская зона в структурном плане фундамента выделяется как приподнятая по отношению к Елшано-Сергиевскому и Сплавнухинскому грабенам и южной части Ртищевско-Баландинского грабена. Карамышская зона разбита разрывными нарушениями, преимущественно, субмеридианальной ориентации.
Степновская зона выступов (горстов) представляет собой группу приподнятых блоков в виде структурных носов или обособленных горстов и грабенов, ограниченных разрывными нарушениями. Саратовская зона выступов (горстов) – сложно построенная группа разрывных дислокаций, состоящая из различно ориентированных выступов фундамента, связанных с разломами в его поверхности. Разрывные дислокации образуют прерывисто-замкнутый контур, внутри которого обособлен Корсаковский грабен (см. рисунок 1). Каменско-Ровенская зона по фундаменту представляет собой разбитую на блоки моноклиналь, погружающуюся в юго-восточном направлении. Ртищевско-Баландинский грабен ограничивает с востока склон Воронежского массива, отделяя его от Аткарской и Карамышской зон выступов. Ивановский грабен – выделяется на территории Волгоградской области и является южным продолжением Ртищевско-Баландинского грабена.
Сплавнухинский грабен разделяет Карамышскую и Каменско-Золотовскую зоны. Уметовско-Линевская система грабенов выделяется, главным образом, на территории Волгоградской области и включает Уметовский, Иловлинско-Коробковский, Линевский и Черебаевско-Уметовский грабены. Грабены разделены горстами или их группами. Арчедино-Дорожкинская и Кудиновско-Романовская приподнятые зоны разделены Попковско-Карповской системой грабенов. Терсинская приподнятая зона отделяет Ивановский грабен от Уметовско-Линевской системы грабенов (см. рисунок 1).
Отложения рифея развиты в пределах Пачелмского авлакогена, где залегают непосредственно на размытой поверхности кристаллического фундамента. Отложения прорваны многочисленными интрузиями, отличаются интенсивной разломно-блоковой тектоникой, неоднородностью строения, различной полнотой разреза и резкими изменениями мощностей в различных частях региона. В зоне распространения рифея на преддевонскую поверхность
Среднефранско-турнейский нефтегазоносный комплекс
История тектонического развития Рязано-Саратовского прогиба характеризуется сложностью и многоэтапностью. С одной стороны, тектоническое развитие прогиба генетически связано с этапами формирования соседних тектонических элементов, таких как Прикаспийская впадина, Воронежская и Волго-Уральская антеклизы. С другой стороны, тектоническое развитие и строение прогиба принципиально отличается от сопряженных территорий.
За последние шестьдесят лет история тектонического развития территории изучалось целым рядом геологов (А.М. Вельковым, А.А. Клевцовой, С.П. Козленко., Ю.А. Косыгиным, К.А. Машковичем, М.Ф. Мирчинк, Н.С. Шатским, И.М. Шахновским, В.П. Шебалдиным, М.Б. Эздриным и др.).
Большинство исследователей отмечают различное время формирования отдельных структур прогиба под воздействием различных структуроформирующих фаз. Например, С.П. Козленко (1967, 1970-1974 г.) основными этапами геотектонического развития Нижнего Поволжья считал: архейский, нижнепротерозойский, верхнепротерозойский, нижнепалеозойский, среднепалеозойский (девонский), верхнепалеозойский, мезозойско-палеогеновый и неоген-четвертичный. В.П. Бухарцев (1963 г.) отмечает в качестве одной из главных причин несоответствия структурных форм на платформе различную направленность вертикальных движений и периодические изменения их знака в пределах отдельных локальных структур.
В истории тектонического развития Рязано-Саратовского прогиба отражаются эпохи тектонической активизации земной коры от гренвильской до альпийской. Это наглядно отражается в палеоструктурных реконструкциях по геолого-геофизическому профилю I - I, пересекающему центральную часть прогиба с северо-запада на юго-восток от Керенско-Чембарских дислокаций до Прикаспийской впадины (приложение 1 (а-и)). На палеоструктурных моделях, полученных в результате «backstripping»-анализа, показаны основные этапы тектонических перестроек и формирования современного структурного плана Рязано-Саратовского прогиба: рифейский – авлакогенный; вендско раннедевонский (досреднедевонский) - этап начала формирования осадочного чехла; среднедевонско-раннефранский (досаргаевский) - этап интенсивной разломно-блоковой тектоники, заложения и развития основных структурных форм эмско-нижнефранского структурного подэтажа; саргаевско - турнейский этап формирования структурно-тектонических и тектоно-седиментационных форм среднефранско-турнейского структурного подэтажа; визейский, поздневизейско-позднебашкирский, верейско-мелекесский и раннемосковско позднекаменноугольный этапы сравнительно спокойного тектонического режима с чередованием преимущественно карбонатной и терригенной седиментации; раннепермский (предказанский) – этап интенсивного формирования
Прикаспийской впадины и связанного с ней регионального наклона слоев; этапы тектонических движений мезо-кайнозоя, приведшие к длительным перерывам в осадконакоплении, глубоким размывам и формированию инверсионных структур.
Байкальский этап в пределах рассматриваемой территории связан с формированием Пачелмского авлакогена (см. рисунок 1, 2) и накоплением в его пределах мощных толщ рифея (см. рисунок 2, приложение 1 д). Каледонский этап на рассматриваемой территории платформы характеризовался значительным падением уровня океана, практически полным осушением и коренной перестройкой структурного плана. В результате длительного преддевонского размыва отложения позднепротерозойской группы сохранились только в пределах Пачелмского авлакогена. Отложения нижнего палеозоя (силур, возможно ордовик) сохранились в единичных грабенах на юге Рязано-Саратовского прогиба. На значительной территории юга прогиба, несмотря на сравнительно глубокое залегание фундамента (до 4 - 6 км и более), верхнепротерозойские отложения полностью отсутствуют (см. рисунок 2, приложение 1 (а-и)). При этом на севере прогиба, в Пачелмском авлакогене, где фундамент залегает на глубине 2 - 3 км, эти отложения широко развиты.
Герцинский этап характеризуется изменением палеогеографической обстановки. При этом средний девон и начало позднего девона отличаются постепенным расширением морского бассейна и преобладанием трансгрессивного осадконакопления, с чередованием терригенной и карбонатной седиментации. Начавшаяся в фаменское время позднего девона новая трансгрессия моря обусловила накопление значительных мощностей карбонатных пород. Тектонические движения этого тектонического этапа характеризуются в основном вертикальной направленностью. Впадины, начавшие свое формирование в предыдущие этапы, постепенно компенсировались карбонатными и терригенно-карбонатными отложениями верхнего девона. В наиболее обширной Уметовско-Линевской системе впадин получила развитие «уметовская» глинисто-карбонатная толща компенсации (приложение 2 (а-з)). В результате структурный план по кровле карбонатных отложений девона – турнейского яруса нижнего карбона в отличие от поверхности «терригенного» девона характеризуется существенным выполаживанием структурных форм.
К приподнятым блокам фундамента нередко приурочены увеличенные мощности карбонатных отложений связанные с развитием биогермных фаций, прежде всего, верхнефранских рифов (приложение 1 (г), 2(в)) [36].
Раннепермское время характеризуется началом интенсивного формирования Прикаспийской впадины и регионального наклона на юг и юго-восток. В кунгуре формирование Прикаспийской впадины сопровождалось интенсивным соленакоплением. При этом в настоящее время Прикаспийская впадина характеризуется почти повсеместным развитием соляно-купольной тектоники, тогда как для Рязано-Саратовского прогиба характерно, главным образом, пластовое залегание соли. В пределах прогиба мощность сульфатно-галогенных отложений нарастает согласно региональному наклону в южном и юго-восточном направлениях (приложения 1 (а-и), 3 (а-и)).
Киммерийский этап - основная эпоха проявления тектонических процессов мезозойской эры. Этот период характеризуется увеличением регионального наклона в сторону Прикаспийской впадины и относительным подъемом удаленных от нее участков северо-западного обрамления. Палеоструктурные реконструкции на предъюрское время наглядно иллюстрируют эту тенденцию (приложение 1 (ж), 3 (ж)). Подъем территории северо-западного обрамления сопровождался в предъюрское время глубоким размывом накопленных ранее отложений. В результате размыва на значительной территории Рязано-Саратовского прогиба на предъюрский срез выходят разновозрастные породы карбона и девона (приложение 1 (ж), 3 (и)).
Альпийский этап тектогенеза на территории Рязано-Саратовского прогиба отличается существенной перестройкой структурного плана (приложение 1 (и), 2 (з), 3 (л)).
Новейшие движения завершили формирование современной структуры осадочного чехла. Новейшим движениям земной коры свойственен волнообразно-колебательный характер, поэтому они проявляются, прежде всего, в изменении гипсометрического положения ранее созданных структурных форм [19]. При этом неизбежно возникают новые деформации слоев осадочного чехла, приводящие к образованию новых структур. Таким образом, современный структурный план формируется, в том числе, и за счет новейших тектонических движений.
Среднекаменноугольно-нижнепермский нефтегазоносный комплекс
Максимальные значения S2 и HI определены в тиманских аргиллитах и мергелях в отдельных скважинах Аткарской зоны и Базарно-Карабулакских дислокаций, в Воскресенской депрессии и на Кудиновско-Романовском своде. Тmax характеризует незрелое РОВ и РОВ ранней зрелости. В условиях большей зрелости пропластки, характеризующиеся высокими значениями S2 потенциально могут являться нефтегазоматеринскими с удовлетворительным генерационным потенциалом.
Пропластки аргиллитов, мергелей и глинисто-карбонатных пород с удовлетворительным генерационным потенциалом выявлены в тимано-пашийских отложениях внутри шельфовых палеовпадин (Уметовско-Линевской и других) (Сорг 0,5 – 1,12%; S1 0,5 – 1,15 мг УВ/г породы; S2 2,2 – 3,1 мг УВ/г породы; HI 210 - 442 мг УВ/г Сорг). Мощность глинистых пород составляет до 10 % от общей мощности нижнефранских отложений.
Таким образом, по данным пиролиза материнские породы удовлетворительного и редко хорошего качества выделяются в широком стратиграфическом диапазоне эмско-нижнефранского литолого-формационного комплекса Рязано-Саратовского прогиба. При этом наибольшим генерационным потенциалом характеризуются живетские отложения. Материнские породы с удовлетворительным и хорошим генерационным потенциалом формировались в мелководно-морских и морских условиях. По литологическому составу они связаны преимущественно с глинистыми, карбонатно-глинистыми и глинисто-карбонатными отложениями. На основании имеющихся данных пиролиза в эйфельских отложениях юга Рязано-Саратовского прогиба возможно выделение пропластков материнских пород удовлетворительного качества. Не исключено присутствие подобных прослоев и в койвенских отложениях эмского яруса на склонах Степновского вала и сопредельных территориях. Суммарная мощность материнских пород удовлетворительного и более высокого качества составляет 5 – 25 м или в 10 - 30% от мощности эйфельского яруса. В живетских отложениях юга Рязано-Саратовского прогиба выделяются прослои аргиллитов с удовлетворительным (иногда хорошим) генерационным потенциалом. Суммарная мощность материнских пород удовлетворительного и хорошего качества составляет 15 – 40 м или в 10 - 20% от мощности живетского яруса и достигает максимальных величин в палеовпадинах.
В тимано-пашийских отложениях палеовпадин юга Рязано-Саратовского прогиба выделяются маломощные единичные прослои аргиллитов с удовлетворительным генерационным потенциалом.
По сравнению с эмско-нижнефранскими отложениями в среднефранско-турнейских значительно выше доля нефтяных скоплений. С данным комплексом в Рязано-Саратовском прогибе связано 77% нефтяных залежей, а 23% приходится на газоконденсатные, нефтегазоконденсатные, газо-нефтяные и газовые скопления [28].
Среднефранско-турнейский преимущественно карбонатный комплекс выделен в объеме среднего и верхнего подъярусов франского яруса и фаменского яруса верхнего девона, а также турнейского яруса нижнего карбона. ОВ среднефранско-турнейских отложений Рязано-Саратовского прогиба относится к II/III, II и III типам (рисунок 18). В единичных образцах присутствует кероген IV-ого («инертного») типа (HI менее 50 мг УВ/г Сорг). Общим для доманиковых пород является их обогащенность органическим углеродом и сульфидной (пиритной) серой при значительном содержании кремнезема [34], что характеризует преобладание восстановительных и резко восстановительных условий седиментации и диагенеза. В битумоидах отмечается присутствие значительного количества (5–10%) сероароматических соединений [36]. Высокая обогащенность керогена серой позволяет выделять подтип II-S [91].
На основании анализа многочисленных данных Е.С. Ларская и К.Ф. Родионова [36, 46, 72] сделали вывод, что по характеру распределения рассеянного органического вещества верхнедевонско-турнейские карбонатные отложения условно можно подразделить на две части: среднефранскую и верхнефранско-турнейскую. Согласно [36], среднефранская часть, включает горизонты регионально обогащенные ОВ. В верхнефранско-турнейской части разреза породы с высокой концентрацией ОВ локализуются во внутренних частях некомпенсированных палеопрогибов и палеовпадин, при этом наибольшие концентрации ОВ характерны для верхнефранского подъяруса, наименьшие для турнейского.
Cреднефранские отложения отсутствуют на значительных площадях Степновского вала. Согласно [68], на юге и востоке в разрезе среднего франа на долю пород обогащенных ОВ (Сорг 0,5 – 10% и более) приходится до 70 – 90% общей мощности. Наилучшими материнскими свойствами характеризуются: глинистые известняки, мергели и аргиллиты. Для чистых органогенных и органогенно-обломочных известняков характерны относительно низкие концентрации Сорг.
Среднефранские отложения Рязано-Саратовского прогиба в зоне распространения мелководно-морских и прибрежно-морских фаций (на территории Пензенской области, севера правобережных районов Саратовской области, на западе и юго-западе Волгоградской области) в среднем характеризуются сравнительно невысоким содержанием Сорг и низкой зрелостью ОВ [31]. В разрезе выделяются единичные прослои черных известняков и аргиллитов с высоким содержанием Сорг (до 5 - 20% и более), однако значения пика S1, как правило, ниже 0,1%. Карта прогноза распространения материнских пород среднефранской нефтегазоматеринской толщи представлена на рисунке 19.
В областях развития относительно-глубоководных фаций внутришельфовых впадин (на юго-западе Аткарской зоны, в Воскресенской депрессии и сопредельных районах Саратовских дислокаций, в Уметовско-Линевской впадине) в среднефранских отложениях присутствуют маломощные прослои черных битуминозных известняков, мергелей и аргиллитов с повышенным содержанием Сорг (1,3 – 6%) и относительно более высокими показателями
Модели миграции, аккумуляции и формирования скоплений УВ
Максимальные превышения пластового давления в породах «карбонатного» девона установлены в Антиповско-Щербаковской зоне и Уметовско-Линевской депрессии. Развитие аномально высоких пластовых давлений в нижней части разреза и их отсутствие в верхней части способствуют восходящей вертикальной миграции и межпластовым перетокам УВ по зонам трещиноватости и разрывных нарушений. Наибольшая интенсивность вертикальной миграции характерна для периодов повышения тектонической активности, например, в предъюрское и предакчагыльское время. Наибольший интерес с точки зрения формирования залежей углеводородов в Волгоградской области представляет региональный профиль III-III. Модель миграции и аккумуляции УВ по этому профилю показана на рисунке 35. Профиль в меридиональном направлении пересекает Уметовско-Линевскую систему впадин, проходя при этом через наиболее крупные месторождения - Памятно-Сасовское, Линевское и Западно-Линевское.
На 2D моделях реализации материнского потенциала (в единицах PI) по профилям секущим Уметовско-Линевскую депрессию, наглядно видно, что нефтематеринский потенциал «терригенного» девона Уметовско-Линевской системы впадин был в значительной степени реализован уже к концу кунгура. В настоящее время материнские породы «терригенного» девона этой системы впадин являются преимущественно источником газообразных УВ, формирующихся в зоне поздней генерации газа.
Высокая катагенетическая преобразованность нефтепроизводящих пород девона Уметовско-Линевской системы впадин, Прибортовой моноклинали привела к формированию залежей особо легких нефтей с незначительной вязкостью. Наиболее крупные месторождения Предбортовой ступени (Лимано-Грачевское, Гурьяновское) продуктивны в бобриковских и турнейских отложения.
На Памятно-Сасовском месторождении продуктивны евлановско-ливенские отложения семилукско-ливенской рифогенной постройки. Характерен длительный период заполнения ловушки в мезо-кайнозойское время.
Материнскими породами Уметовско-Линевской впадины, за счет которых произошло формирование большинства месторождений в евлановско-ливенских отложениях являются средне-верхнефранские и уметовско-линевские. При этом не исключена доминантная роль среднефранских и в меньшей степени верхнефранских отложений. Кроме того, эйфельско-живетские отложения являются источником газообразных УВ, поступающих в залежи за счет вертикальных перетоков газообразных УВ по зонам разрывных нарушений и вертикальной трещиноватости. Катагенетическая преобразованность нефтепроизводящих пород девона Уметовско-Линевской системы впадин и преобладание II типа ОВ привели к формированию в евлановско-ливенских отложениях залежей легких нефтей. Направление профиля III-III не является показательным для иллюстрации формирования Линевского и Западно-Линевского месторождений в бобриковских и мелекесских отложениях. При направлении профиля с севера на юг в моделировании полностью исключается влияние бортовой зоны Прикаспия и собственно Прикаспийской мегавпадины, которое, несомненно, весьма велико для коллекторов визейского нефтегазоносного комплекса. Это подтверждает моделирование по ряду других профилей на территории Уметовско-Линевкой системы впадин. Результаты моделирования по профилю III-III позволяют утверждать, что собственного потенциала визейских и верейско-мелекесских материнских отложений недостаточно для формирования скоплений УВ в этих отложениях.
К западу и северу от Уметовско-Линевкой системы впадин отложения «терригенного» девона находятся в главной зоне генерации нефти. Эти факторы в совокупности с миграционными процессами формируют соответствующую зональность нефте- и газонакопления эмско-нижнефранского НГК. Полученные аналитические данные (в том числе данные пиролитических исследований) показывают, что зрелость отложений эмско-нижнефранского НГК возрастает с северо-запад на юго-восток от градаций ПК – МК11 в северных районах Рязано 120
Саратовского прогиба до МК31 – МК32 в Уметовско-Линевской депрессии и Прикаспийской мегавпадине.
В северо-западной части Рязано-Саратовского прогиба на территории Пензенской области и соседних землях Саратовской области породы «терригенного» девона характеризуются низким уровнем зрелости (ПК) и низкой степенью реализации материнского потенциала (PI 0,1), что создает условия неблагоприятные для формирования месторождений УВ за счет их собственного материнского потенциала. Эти результаты моделирования подтверждаются аналитическими определениями. Пиролитические исследования в скв. №1 Сев. Секретаркинской в афонинских аргиллитах с высоким содержанием Сорг (1,42% на породу) пик S2 составляет 5,4 мг УВ/г, при этом величина пика S1 составляет 0,14 мг УВ/г породы. Это говорит о том, что отложения практически не реализовали свой материнский потенциал (по классификации К.Е. Петерса) [55, 105].
Бобриковский коллектор на протяжении всего времени формирования скоплений УВ является наиболее эффективным для дальней латеральной миграции УВ (рисунок 36). Модель миграции и аккумуляции в бобриковских отложениях иллюстрирует принцип дифференциального улавливания при латеральной миграции в соответствии с региональным наклоном к Прикаспийской мегавпадине: газовые и газоконденсатные залежи (Лимано-Грачевского и Суровского месторождений) вверх по региональному наклону сменяются газо-нефтяными (Языковского и Михалковского месторождения) и нефтяными (Зубовское месторождение).
Для начала формирования скоплений УВ в пределах Степновского сложного вала основное значение также имеет предъюрская эпоха тектонической активности и последующий мезо-кайнозойский этап развития (рисунок 37). Механизм формирования скоплений в целом аналогичен описанному ранее.
В отложениях «терригенного» девона Степновского сложного вала за счет миграции из зон генерации в пределах Прибортовой моноклинали и сопредельных земель Прикаспийской мегавпадины первоначально формировались нефтяные залежи. В последующее мезо-кайнозойское время по мере роста катагенетической зрелости материнских пород «терригенного» девона в залежи стал поступать конденсат, жирный газ и, наконец, сухой газ поздней генерации. Таким образом, формирование нефтегазоконденсатных и газоконденсатных месторождений, несомненно, носит вторичный характер. Рисунок 35, отражающий модель миграции и аккумуляции по профилю II-II, иллюстрирует еще одну интересную особенность нефтегазонакопления в «терригенном» девоне Степновского вала и Саратовских дислокаций. По направлению профиля в «терригенном» девоне заполнены ловушки Любимовского, Степновского, Первомайского и Восточно-Сусловского месторождений. Заполнение ловушек происходит за счет миграции в соответствии с региональным наклоном к Прикаспийской мегавпадине. Ловушки северного склона Степновского вала, обращенные к Елшано-Сергиевскому валу и Саратовским дислокациям – обводнены (рисунок 36). Для их заполнения необходимо наличие зоны генерации в «терригенном» девоне Корсаковской депрессии Саратовских дислокаций. Однако такая зона генерации отсутствует. В результате ловушки в «терригенном» девоне на Малиноовражном (Саратовские дислокации), Генеральском, Старицком и Фурмановском (Степновский вал) месторождениях обводнены. Несоответствие структурных планов девона и карбона, устойчивый региональный наклон по каменноугольным отложениям в сторону Прикаспийской мегавпадины, наличие эффективных коллекторов в бобриковских отложениях и, вероятно, в верхней части турне (по поверхности предвизейского несогласия) обеспечивают возможность формирования скоплений УВ в этих отложениях за счет дальней латеральной миграции. Таким образом, происходит формирование скоплений УВ в нижнекаменноугольных отложениях на месторождениях Степновского вала и Саратовских дислокаций. Подобная модель подтверждается отражением принципа дифференциального улавливания в бобриковских залежах. Залежи в среднекаменноугольных отложениях формируются, главным образом, за счет вертикальных перетоков из нижележащих отложений.
Таким образом, результаты моделирования по региональным профилям свидетельствуют о невозможности формирования скоплений УВ за счет собственного потенциала материнских пород северных районов Рязано-Саратовского прогиба.
