Нефтегазоносность арктических морей

В нижнемеловых отложениях Карского шельфа открыты уникальные Ленинградское и Русановское газоконденсатные месторождения. Однако строение и перспективы нефтегазоносности верхнеюрских-нижнемеловых отложений Баренцево-Карского шельфа до сих пор остаются слабо изученными. На основе сейсмостратиграфического и циклостратиграфического анализа и интеграции данных по норвежскому и российскому секторам Баренцевоморского шельфа создана единая региональная модель строения Баренцево-Карского региона. В разрезе верхнеюрских и нижнемеловых отложений Баренцева, Карского морей и Западно-Сибирской мегасинеклизы выделены единые осадочные комплексы, ограниченные региональными несогласиями. Каждый осадочный комплекс содержит как флюидоупоры преимущественно глинистого состава, так и песчаные пласты-коллекторы. Анализ размеров и морфологии клиноформных тел позволил восстановить условия их образования и спрогнозировать распределение в них песчаных коллекторов.

На Карском шельфе в 1992г. открыты уникальные Русановское и Ленинградское газоконденсатные месторождения. Продуктивными являются песчаники танопчинской (баррем-альб) и марессалинской (альб-сеноман) свит, флюидоупором – глинистые породы яронгской свиты (альб). В Западно-Сибирском НГБ в Приобской зоне нефтенакопления с песчаниками неокомских клиноформ связаны нефтяные залежи.

Исследования нижнемеловых отложений в западной части Баренцева моря началось в 1990-2000х гг при бурении на юрские продуктивные пласты. В песчаниках конусов выноса валанжин-готеривского возраста было обнаружено нефте- и газонасыщение по керну. Это подтолкнуло геологов к активному изучению конусов выноса раннемелового возраста, сформированных на склонах растущих поднятий (т.н. «clastic wedge»). В результате в 2011-2013 гг. были открыты непромышленные нефтяные и газовые скопления Скалле, Салина и Нунатак в прогибе Хаммерфест (Seldal, 2005,). Продуктивность нижнемеловых толщ в российском секторе Баренцева моря установлена в процессе бурения на Лудловской и Ледовой площадях и в скважинах на арх. Шпицберген (Верба, 2007).

В качестве флюидоупоров для нижнемеловых залежей выступают верхнеальб-сеноманские и неокомские глинистые отложения. Отрицательным фактором для сохранности нижнемеловых залежей явился мезозойско-кайнозойский аплифт, который привел к значительному сокращению области распространения альб-сеноманской покрышки и возможности оттока углеводородов (УВ) в бортовых частях впадин.

Верхнеюрско-нижнемеловые отложения являются наиболее доступными для бурения на нефть и газ в акватории Баренцева и Карского морей и обладают доказанной нефтегазоносностью. На основе интерпретации 49 тыс. пог. км. региональных сейсмических профилей, анализа данных ГИС и керна по 30 морским скважинам реконструированы палеогеографические условия и дан прогноз развития природных резервуаров и закартированы области развития основных флюидоупоров в нижнемеловом разрезе Баренцево-Карского шельфа.

Сейсмостратиграфические комплексы и анализ геометрии клиноформ

Для создания региональной модели строения верхнеюрско-нижнемеловых отложений на временных сейсмических разрезах (ВСР) были выделены границы сейсмических комплексов и подкомплексов и различные типы косослоистых отражений – клиноформ. Клиноформы образуются по схеме бокового наращивания слоев в условиях лавинной седиментации (Шимкус, Шлезингер, 1984). Поэтому их высота от бровки до подошвы связана с пространством аккомодации и глубиной водоема: чем больше глубина бассейна осадконакопления, тем выше будут клиноформы. В клиноформном теле выделяется мелководная часть – ундаформа, склоновая часть – собственно клиноформа, и наиболее глубоководная часть – фондоформа.

Береговая линия и граница мелководного шельфа геоморфологически выражаются в перегибе бровки клиноформ различного масштаба. Миграция бровок указывает на смещение палеогеографических зон во времени и закономерную смену литотипов (Helland-Hansen, Hampson, 2009, Schlager, Adams, 2001).

Сигмовидные клинофомы формируются при повышении относительного уровня моря (ОУМ), когда осадконакопление происходит не только в склоновой части, но и в мелководной путем вертикального наращивания слоев (Helland-Hansen and Hampson, 2009). При этом наблюдается хорошая сохранность прибрежно-морских фаций. Косые параллельные и тангенциальные клиноформы формируются при стабильном ОУМ или его понижении, при этом ундаформа не накапливается или размывается (Helland-Hansen and Hampson, 2009). При падении ОУМ в фондоформе за счет выноса грубозернистого материала вглубь бассейна происходит формирование конусов выноса – перспективных песчаных резервуаров.

Баренцево море

Нижнемеловые отложения обнажаются на современном дне Баренцева моря и достигают мощности до 2400м. Нижняя граница представлена подошвенным прилеганием клиноформ к кровле верхнеюрских битуминозных черных глин (Мордасова и др., 2017, Суслова, 2014; рис. 1).

Рисунок 1. Проградация верхнеюрских и нижнемеловых клиноформ к центру Южно-Баренцевской впадины. Отмечается подошвенное прилегание косослоистых толщ к кровле верхнеюрских «черных» глин (Мордасова, 2018).

В нижнемеловом разрезе можно выделить два ССК, разделенных региональными поверхностями несогласия: верхнеюрско-неокомский клиноформный комплекс и нижне-верхнемеловой комплекс. Нижне-верхнемеловой ССК обладает субпараллельным внутренним строением в российском секторе шельфа, однако, одновозрастные клиноформы отмечены в норвежской части (Marin et al., 2017). Границей между комплексами служит региональное несогласие в барремском ярусе, которое на сейсмическом профиле выражено в виде кровельного прилегания (Мордасова, 2018).

Верхнеюрско-неокомский ССК характеризуется клиноформным строением и подразделяется на три подкомплекса: верхнеюрско-берриасский (J3), валанжин-нижнеготеривский (S0), готерив-барремский (S1). Подкомплексы J3 и S0 представляют собой крупные пологонаклонные (высота 170-220м, углы наклона 0,2 – 0,25°) клиноформные тела, проградирующие на запад, в случае с подкомплексом S0 – также к центру Северо-Баренцевской впадины (Kairanov et al., 2018).

Подкомплекс J3 вскрыт в дистальной части скважинами Арктическая-1 и сложен кремнистыми битуминозными глинами и аргиллитами, в верхней части – аргиллитами и глинами с многочисленными остатками аммонитов, белемнитов, фораминифер, радиолярий и кости рыб (Киреев и др., 2009). Высокие содержания Сорг до 16,7% (Кирюхина., 2013), глинисто-кремнистый состав и находки фауны указывают на то, что в подошве клиноформного тела J3 осадконакопление происходило в условиях относительно глубоководных, благоприятных для концентрации ОВ. Постепенно за счет поступления обломочного материала содержание Сорг падало, а впадина заполнялась.

В подкомплексе S1 выделяется несколько типов клиноформных тел, углы наклона которых изменяются в пределах 1-2°. В западном и юго-западном направлении проградируют преимущественно сигмовидные готерив-барремские клиноформы. Они достигают в высоту 100-150м, что указывает на их формирование в условиях шельфовой впадины

В центральной части Южно-Баренцевской впадины выделяются косые параллельные клиноформные тела высотой 50-90 м. Согласно описанию шлама из скв. Арктическая-1, эти клиноформы сложены аргиллитами темно-серыми с редкими прослоями серых алевролитов, известковистых аргиллитов и остатками фораминифер и радиолярий, что указывает на их образование в условиях мелководного шельфа, вероятно, продельты.

Косые тангенциальные клиноформные тела высотой 110-140м проградируют со стороны свода Федынского и в юго-западном направлении. В подножии отмечаются тела с относительно плоской нижней и выпуклой верхней границей, которые могут быть связаны с отложениями конусов выноса и содержать песчаные пласты-коллекторы (Мордасова, 2018). Эти клиноформы формируются на склоне шельфовой впадины, для них характерно отсутствие прибрежно-морских фаций.

В нижне-верхнемеловом ССК выделяется 4 подкомплекса: баррем-нижнеаптский (S2), апт-нижнеальбский (S3), средне-верхнеальбский (S4), альб-сеноманский (S5). На границе подкомплексов S3 и S4 отмечаются эрозионные врезы – раннеальбское несогласие.

В подкомплексах S4 и S5 выделены клиноформные тела высотой до 50-70 м, с углами наклона 1-2º, что указывает на мелководные условия накопления (Мордасова и др., 2017).

Картирование бровок клиноформ различного типа позволяет выделить основные палеогеографические границы: бровку мелкого шельфа, склон и подножие относительно глубоководной впадины – и проследить их смещение во времени.

Карское море

В Южно-Карской впадине, подобно Западно-Сибирскому и Баренцевоморскому бассейнам, неокомские отложения имеют клиноформное строение. В южной части Карского шельфа клиноформы с юго-запада встречаются с восточными в районе западного окончания Русановского мегавала. Мощность клиноформных отложений здесь достигает 400 м. Глубина залегания подошвы комплекса достигает 3000 м в наиболее погруженной части. Возраст клиноформного комплекса Южно-Карской впадины оценивается как берриасс-готеривский.

Рисунок 2. Строение неокомского ССК Южно-Карской впадины на временном сейсмическом профиле.

На сейсмических профилях в центральной части Южно-Карской впадины выделено шесть клиноформных тел восточного – юго-восточного падения. Эти

клиноформы преимущественно восточного падения, сигмовидной формы. Высота клиноформ достигает – 320-400 м, а седиментационные углы клиноформ достигали 1°20‘ – 2°50′. Полученные параметры позволяют сопоставить выше описанные клиноформы Южно-Карской впадины с сигмовидными клиноформами 4 типа Южно-Баренцевской впадины и предложить единый подход к созданию палелеогеографических карт. Однако, судя по высоте клиноформ, бассейн осадконакопления в Южно-Карской впадине был более глубоководным, нежели на Баренцевоморском шельфе.

Циклостратиграфический анализ и геологическая интерпретация сейсмических типов клиноформ

На основе каротажных данных проведен циклостратиграфический анализ (рис. 3). Циклиты ограничены поверхностями несогласия и соответствуют сейсмическим подкомплексам. Барремское, нижнеальбское и сеноманское несогласия наблюдаются как в Южно-Баренцевской впадине, так и на арх. Шпицберген и в Западно-Сибирской синеклизе (Мордасова и др., 2017; Карагодин, 1980; Grundvag and Olaussen, 2017). Возраст циклитов и несогласий определялся по моллюскам, комплексам фораминифер и остракод – руководящей фауне для верхнеюрского и нижнемелового отделов (Павлов и др., 1988ф, Куприянова, 2013).

Рисунок 3. Основные несогласия и циклиты в верхнеюрско-нижнемеловом разрезе Западно-Арктических осадочных бассейнов (Мордасова, 2018).

Границы циклитов совпадают с границами комплексов фауны и являются изохронными. В пределах каждого циклита выделяются типовые разрезы, которые характеризуют ту или иную часть клиноформных тел и позволяют оценить условия осадконакопления. Анализируя смену типовых разрезов по площади можно восстановить палеогеографические условия накопления циклитов, проследить заполнение депоцентров осадконакопления во времени.

Согласно анализу цикличности в пределах клиноформ высотой более 100 м выделено 3 типовых разреза: типовой разрез мелководной части, склоновой части и глубоководной части клиноформного тела. Полный набор типовых разрезов наблюдается в сигмовидных клиноформах , в тангенциальных и полого наклонных клиноформах разрез ундаформы отсутствует.

Типовой разрез ундаформы характеризуется дифференцированными показаними ГК, регрессивным трендом вверх по разрезу. По составу породы представлены как глинистыми, так и песчанистыми разностями. В скв. Лунинская-1 в ундаформе керном охарактеризованы песчаники готерив-барремского возраста со слойками алевролита и углистого аргиллита, с зернами глауконита и стяжениями сидерита (рис. 4).

Рисунок 4. Типовой разрез ундаформы. Песчаные пласты развиты преимущественно в регрессивной части циклита.

Для склоновой части характерно увеличение мощности, монотонный характер кривой ГК, преимущественно глинстый состав, остатки нормально-морской фауны и пониженные содержания Сорг. Сорг в образцах, отобранных из готерив-барремских отложений скважины Северо-Мурманская-1 меняется в пределах 0,4-1,2%

Для подножия относительно глубоководной впадины на шельфе характерны высокие показания ГК с четким регрессвиным трендом, которые отражает постепенное заполнение впадины вверх по разрезу и постепенное снижение содержание Сорг из-за разубоживания. Для пород характерно обилие пиритизированных остатков нормально-морской фауны.

Следующий этап исследований – прогноз развития природных резервуаров. Толщи преимущественно глинистого состава формируются на этапе морской трансгрессии и при максимальном затоплении. Эти толщи, как правило, имеют региональное распространение и выдержанные мощности, и поэтому могут рассматриваться как флюидоупоры. Песчаные коллекторские горизонты могут формироваться на этапе регрессии: при нормальной регрессии они образуются в ундаформе, при форсированной регрессии происходит вынос грубообломочного материала вглубь бассейна и в фондоформе образуются конуса выноса. В качестве аналога песчаных пластов ундаформы можно привести «шельфовые» песчаные пласты группы БС в неокомских клиноформах Западно-Сибирского НГБ (Наумов, Хафизов, 1986, Нежданов и др., 2000, Бородкин, Курчиков, 2015).

Палеогеография баренцево-карского шельфа в неокомское время. Прогноз развития природных резервуаров

Для палеогеографических реконструкций использовались седиментационные модели, разработанные для клиноформных толщ неокома Западной Сибири (Бородкин, Курчиков, 2015, Ершов, 2017) и триаса Баренцева моря (Glorstad-Clark et al., 2011). В ундаформе предполагается развитие мелководно-морских и прибрежно-морских фаций, клиноформа формирует склон шельфа, а в фондоформе располагается относительно глубоководная шельфовая впадина.

Позднеюрское время характеризуется некомпенсированным осадконакоплением, в это время обширная часть шельфа покрыта морем и создаются условия для концентрации ОВ в осадке (Суслова, 2014, Кирюхина 2013). С началом тектонической активизации обрамляющих поднятий в неокомское время на Баренцево-Карском шельфе господствует лавинная седиментация и формируются клиноформные толщи; на склонах растущих поднятий формируются масштабные конседиментационные линзы. В начале неокомского времени клиноформы Южно-Карской впадины проградировали в северо-восточном направлении. Вероятно, источником сноса служило складчатое сооружение Урала. К концу готерива кроме материала с юго-запада (Урала), происходило поступление осадков и с западного направления. В раннемеловую эпоху Новоземельская складчатая область испытала очередной импульс воздымания, и в окружающие впадины поступила новая порция терригенного материала.

В готериве-барреме на Баренцевоморском шельфе происходило активное заполнение относительно глубоководной впадины на шельфе: депоцентр осадконакопления смещался на юго-запад региона, в восточной части формировалась дельтовая равнина (Мордасова, 2018). Песчаные отложения формировались в прибрежно-морских условиях и условиях дельтовой равнины, а так же в депоцентре впадины в виде конусов выноса.

В барреме – начале аптского века режим лавинной седиментации сохраняется лишь в юго-западной части Баренцевоморского шельфа; в восточной части и на Карском шельфе формируется толща прибрежно-морского и континентального генезиса. На рубеже баррема-апта отмечается общий аплифт и рост инверсионных поднятий на севере Баренцевоморского шельфа (Kairanov et al, 2018). Снос осадочного материала происходил с востока и северо-востока региона в Южно-Баренцевскую, Северо-Баренцевскую впадины, а также прогибы Хаммерфест и Нордкапп. Дополнительными источниками сноса в разное время служили обрамляющие шельф поднятия.

Источники углеводородов и прогноз скоплений нефти и газа

В.С. Захаренко, Г.С. Казанин и др. по данным высокоразрешающей сейсморазведки над Штокмановским газоконденсатным месторождением отметили следы присутствия газовых скоплений в апт-альбских отложениях: аномалии типа «плоское» и «яркое» пятно, – а также следы газовых гидратов: BSR и бугристое дно с выходами газа (Захаренко и др., 2014). При этом наблюдаются признаки миграции газа (т.н. акустические трубы) в меловые ловушки непосредственно из Штокмановского месторождения, что указывает на вторичный генезис газовых залежей в нижнемеловых отложениях.

Однако не стоит исключать и возможные источники жидких УВ, не связанные с юрскими залежами. Верхнеюрские черные битуминозные глины содержат преимущественно ОВ сапропелевого типа, содержание Сорг достигает 27,9% (Бро и др., 1993, Leith et al., 1992; Кирюхина, 2013). Основные очаги генерации УВ верхнеюрскими отложениями связаны с центральной частью Южно-Баренцевской впадины, бассейнами Хаммерфест и Бъорная (Кирюхина, 2013). Генерация началась в конце раннемеловой эпохи, когда уже были сформированы основные ловушки в нижнемеловых отложениях. Для меловых залежей Южно-Карской впадины источником УВ являются глинисто-кремнисто-битуминозные отложения баженовской свиты, которые достигли в этой области градации катагенеза МК2-МК-3 (Тектоническая схема, 2004).

В нижнемеловых отложениях в западной части БМШ так же выделены потенциальные НГМТ, которые могут служить дополнительным источником УВ для литологически ограниченных залежей фондаформы (рис. 5).

Рисунок 5 Тип органического вещества и степень зрелости верхнеюрско-нижнемеловых НГМТ Баренцева моря. Диаграмма Ван-Кревелена (Мордасова, 2018).

Для нижнемеловых НГМТ прогиба Хаммерфест характерны более высокие содержания Сорг (до 6%) и высокие значения индекса HI, что указывает на сапропелевое ОВ. Зрелость соответствует началу «нефтяного окна»: Tmax = 434°C, R° = 0.55-0.6% (www.npd.no). В одновозрастных отложениях бассейна Бъорная (скважина 7219/8-1S) отмечаются повышенные Сорг = 2 – 3,8%, однако, значения R° = 0,9-1,5% указывают на высокую степень выработанности этих НГМТ. В отложениях свиты Колмуле так же выявлены потенциальные НГМТ в бассейне Бъорная (7219/8-1S), однако они еще не достигли ГЗН (Мордасова, 2018).

Потенциальные НГМТ позднеюрско-раннемелового возраста изучены в восточной части акватории по образцам керна из скважин Лунинская-1, Северо-Мурманская-1, Штокмановская-4, Ферсмановская-1, Ледовая-1, Ленинградская-2, Русановская-1 и 2. Согласно результатам пиролитических исследований, меловые глинисто-алевритовые отложения Баренцево-Карского шельфа обогащены ОВ третьего типа (гумусовое), обладают низким и удовлетворительным генерационным потенциалом (рис. 5). Содержание Сорг колеблется от 0,13 до 5,45%, HI не превышает 142 мг УВ/г Сорг в валанжин-барремских образцах, достигая 434 мг УВ/г Сорг в образце из альбских отложений скв. Русановская-2. Значения Tmax меняются в пределах 410-441°С. Наилучшими показателями обладают глинистые отложения, сформированные в барремское –аптское время (Ступакова и др.. 2015).

Углепетрографические исследования ОВ барремских отложений Лунинской седловины показывает, что ОВ сложено витринитом и сгустками аморфного, вероятно альгогенного вещества. В пределах развития альгогенного (водорослевого) ОВ началась генерация жидких УВ (рис. 6).

Рисунок 6. Пленки жидких битумов в углистых алевролитах и аргиллитах барремского возраста из скважины Лунинская-1.

Это проявилось в виде коричневых капель, линз и пленок битумоида внутри скоплений альгогенного ОВ, который в ультрафиолетовом свете ярко светится в желто-оранжевых тонах. Присутствие параавтохтонного битумоида является индикатором начала процессов генерации УВ. Жидкие УВ развиты также вокруг скоплений АОВ и формируют самостоятельные пленки в межзерновом пространстве породы, значимые для первичной миграции.

Заключение

Циклическое клиноформное строение нижнемеловых отложений и современный структурный план определяют направления поиска новых объектов в изучаемой толще. В сигмовидных клиноформных телах предполагается развитие протяженных песчаных пластов в ундаформе, в тангенциальных клиноформах прогнозируются песчаные конуса выноса в подножии. С «шельфовыми» пластами ундаформы могут быть связаны пластово-сводовые залежи УВ в районе Штокмановской и Демидовско-Лудловской седловин и Обручевского мегавала. Песчаные пласты конусов выноса в подножии тангенциальных клиноформ рассматриваются в качестве литологически ограниченной ловушки УВ и прогнозируются в юго-западной части Южно-Баренцевской впадины. Основным перспективным объектом в норвежском секторе Баренцева моря являются конуса выноса, сформированные на склонах растущих поднятий. Преимущественно газовый состав УВ определяет сохранность флюидоупоров как основной фактор, влияющий на прогноз новых скоплений в нижнемеловом комплексе Баренцево-Карского региона.

В целом, перспективы нефтегазоносности нижнемелового клиноформного комплекса Южно-Карской впадины и прогибов западной части Баренцевоморского шельфа оцениваются как более благоприятные, нежели восточной части Баренцевоморского шельфа. Это объясняется рядом причин: катагенетической зрелостью верхнеюрских НГМТ и лучшей сохранностью нижнеаптского и верхнеальб-сеноманского флюидоуопоров.

Литература

1. Бородкин В.Н., Курчиков А.Р. К вопросу уточнения западной и восточной границ ачимовского клиноформного комплекса Западной Сибири// Геология и геофизика, 2015, т. 56, №9, с. 1630-1642.

2. Карагодин Ю.Н. Седиментационная цикличность. – М.: Недра, 1980. 242 с.

3. Киреев Г.И., Руденко М.Н. и др. Отчёт по теме: «Комплексная обработка материалов бурения скважин Баренцевоморского региона (скважины № 1-Адмиралтейская, № 1-Крестовая, № 1-Арктическая, № 1-Ферсмановская)» (Государственный контракт № 01/12/70-5 от 18 июня 2008 г.), в 5 книгах.

4. Конторович А.Э., Ершов С.В., Казаненков В.А. и др. Палеогеография Западно-Сибирского осадочного бассейна в меловом периоде.// Геология и геофизика, 2014, т. 55, № 5—6, с. 745—776.

5. Кирюхина Н.М. Нефтегазогенерационный потенциал юрских отложений шельфа Баренцева моря. Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук, М.: МГУ, Геологический факультет, 2013.

6. Куприянова Н.В. Баррем-аптские остракоды шельфа Баренцева моря и их биостратиграфическая и палеофациальная интерпретация// Материалы по биостратиграфии, фауне и флоре фанерозоя России, Атлантики и Антарктиды. Труды НИИГА— ВНИИОкеангеология. Т. 226. — СПб.: ФГУП «ВНИИОкеангеология им. И.С. Грамберга», 2013. С. 130-153

7. Мордасова А.В., Суслова А.А., Ступакова А.В. Сейсмостратиграфические комплексы нижнемеловых отложений Баренцева моря// Георесурсы. – 2017. – Том 1. – С. 36-42. DOI: 10.18599/grs.19.5

8. Мордасова А.В. Условия формирования и перспективы нефтегазоносности верхнеюрско-нижнемеловых отложений Баренцевоморского шельфа. Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук, М.: МГУ, Геологический факультет, 2018.

9. Наумов А. Л., Хафизов Ф. 3. Новый вид литологических ловушек в неокомских отложениях Западной Сибири // Геология нефти и газа. 1986.- N2 6. С. 31-35.

10. Нежданов А.А., Пономарев В.А., Туренков Н.А., Горбунов С.А. Геология и нефтегазоносность ачимовской толщи Западной Сибири. М.: Издательство Академии горных наук, 2000. 249 с.

11. Официальный сайт Норвежского Нефтяного директората (Norwegian Petroleum Directorate); URL: http://www.npd.no

12. Павлов Л.А., Матигоров А.А., Егорова О.Л. Изучение литолого-фациального состава пород, корреляция разрезов и составление эталонных коллекций мезозойско-палеозойских отложений Баренцева и Карского морей по материалам бурения ПО «Арктикморнефтегазоразведка». Отчет по теме 4/86-88. Мурманск. 1988. С. 248.

13. Ступакова А.В., Кирюхина Т.А., Суслова А.А., Норина Д.А., Майер Н.М., Пронина Н.В., Мордасова А.В. Перспективы нефтегазоносности мезозойского разреза Баренцевоморского бассейна// Георесурсы. – 2015. – № 2 (61) – С. 13-26

14. Суслова А. А. Сейсмостратиграфический анализ и перспективы нефтегазоносности юрских отложений Баренцевоморского шельфа// Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2014. Т. 9, № 2. С. 1-19.

15. Тектоническая схема: Схема катагенеза органического вещества в кровле верхнеюрских отложений Западно-Сибирского мегабассейна, масштаб: 1:2500000, составлена: 2004 г., редактор(ы): Фомин А.Н.

16. Шимкус К.М., Шлезингер А.Е. Клиноформы осадочного чехла по данным сейсморазведки // Литология и полезные ископаемые, 1984, №1, с. 105-116

Allen, P., Allen L. R. 1990, Basin analysis. Principles and applications// Blackwell Scientific Publications. 451 p.

17. Glorstad-Clark E., Birkeland E.P., Nystuen J.P., Faleide J.I., Midthandal I. Triassic platform-margin deltas in the western Barents Sea // Marine and Petroleum Geology, 28, 2011, pp. 1294-1314

18. Grundvåg, S.A., Olaussen, S. (2017): Sedimentology of the Lower Cretaceous at Kikutodden and Keilhaufjellet, Southern Spitsbergen: implications for an onshore–offshore link. Polar Research, 36:1, 1302124, DOI: 10.1080/17518369.2017.1302124.

19. Helland-Hansen, W., Hampson G.J. Trajectory analysis: Concepts and applications// Basin Research. 2009. Vol.25, №5. P. 454-483.

20. Kairanov, B., Escalona, A., Mordasova, A., Sliwinska, K.K., Suslova, A. Early Cretaceous tectonostratigraphic evolution of the north central Barents Sea// Journal of Geodynamics, 2018. №119. — P. 183–198. DOI:10.1016/j.jog.2018.02.0092018.

21. Marin, D., Escalona, A., Sliwinska, K.K., Nøhr-Hansen, H., Mordasova, A. Sequence stratigraphy and lateral variability of Lower Cretaceous clinoforms in the southwestern Barents Sea//AAPG bulletin, издательство American Association of Petroleum Geologists (United States). – 2017. – Vol. 101, № 9. – P. 1487-1517. DOI: 10.1306/10241616010

22. Schlager W., Adams E.W. Model for the sigmoidal curvature of submarine slopes// Geological Society of America. Geology. 2001. Vol. 29. №10. P. 883–886.

Seldal J. Lower
Cretaceous: the next target for oil exploration in the Barents Sea?// Petroleum
Geology Conference series. 2005. Vol. 6. P. 231-240