Российский государственный университет нефти и газа имени И
advertisement
Российский государственный университет нефти и газа имени И.М. Губкина На правах рукописи Журавлева Лилия Маратовна Литология и типы пустотного пространства карбонатных отложений овинпармского горизонта (Варандей-Адзьвинская зона Тимано-Печорской НГП) Специальность 25.00.06 Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук Научный руководитель д. г.-м. н., профессор Кузнецов В.Г. г. Москва - 2014 2 Оглавление Введение………………………………………………………………… 4 1. Краткие сведения о геологическом строении и нефтегазоносности района исследований………………………………………………………… 9 1.1. История изученности района исследований……………………. 9 1.2. Стратиграфия……………………………………………………… 12 1.3. Тектоника………………………………………………………….. 25 1.4. Нефтегазоносность………………………………………………… 31 2. Литологическая характеристика пород овинпармского горизонта нижнего девона северо-восточной части Варандей-Адзьвинской структурной зоны………………………………………………………….. 40 2.1. Общие принципы типизации пород овинпармского горизонта.. 40 2.2. Описание основных типов пород………………………………… 42 2.2.1. Известняки узловато-слоистые и узловато-слоистые глинистые…………………………………………………………… 42 2.2.2. Известняки граноморфные………………………………… 53 2.2.3. 65 Известняки комковато-сгустковые и комковато- сгустковые слоистые……………………………………………… 2.3. 2.2.4. Известняки тонко- и микрозернистые……………………. 75 2.2.5. Известняки глинистые……………………………………… 78 2.2.6. Алевро-глинисто-карбонатные породы (АГКП)…………. 87 2.2.7. Карбонатно-алевро-глинистые породы (КАГП)………… 89 2.2.8. Аргиллиты темно-серые и зеленовато-серые……………. 94 2.2.9. Алевролиты…………………………………………………. 97 Общие показатели литологии карбонатных отложений овинпармского горизонта……………………………………………… 99 3. Строение разреза карбонатных отложений овинпармского горизонта.. 123 4. Условия образования карбонатных отложений овинпармского 3 горизонта…………………………………………………………………… 138 5. Краткие сведения о литоральных и сублиторальных отложениях – тайдалитах – и развитых в них микробиальных образованиях……….. 6. Типы пустотного пространства и коллекторские 147 свойства карбонатных пород овинпармского горизонта………………………….. 154 Заключение………………………………………………………………. 202 Литература……………………………………………………………… 204 4 ВВЕДЕНИЕ Актуальность. Тимано-Печорский регион (плита) относится к числу старейших и одновременно крупнейших нефтегазоносных провинций России. Первая промышленная нефть была получена из терригенных пород и резервуары такого состава долгое время обеспечивали основную добычу углеводородного сырья. С семидесятых годов ХХ века ситуация коренным образом изменилась: основным стал верхнедевонско-турнейский карбонатный комплекс. Его состав, строение, характер нефтегазоносности в общих чертах известен и хорошо изучен. В последние годы выход на новые площади и более глубокие горизонты выявил еще один мощный карбонатный комплекс – среднеордовикско-нижнедевонский, откуда в ряде мест получены притоки углеводородов. Несмотря на неизмеримо меньшую степень его изученности, уже очевидно, что его строение, равно как и характер нефтегазоносности, существенно отличаются от таковых в девоне-турне. Целью настоящей работы является реконструкция условий образования отложений овинпармского горизонта нижнего девона северной части Варандей-Адзьвинской характеристика их структурной пустотного зоны, пространства установление и и количественная характеристика ФЕС пород, что может служить определенным эталоном при разведке не освоенного ныне бурением потенциально перспективного среднеордовикско-нижнедевонского карбонатного комплекса. Для реализации этой цели было необходимо решение ряда задач. 1. Дать подробную литологическую характеристику отложений с описанием их состава, строения, вторичных преобразований на базе детальных описаний керна, петрографических шлифов и использования современных методов исследований, в частности, растровой электронной микроскопии и микрозондирования. 5 2. Изучить строение разрезов овинпармского горизонта, распределение в них тех или иных литологических типов пород и их соотношения. 3. На базе литологических исследований с учетом палеонтологических характеристик отложений реконструировать условия их образования и изменение последних во времени. 4. Исследовать и описать типы пустотного пространства карбонатных пород овинпармского горизонта, дать количественную характеристику ФЕС отложений в целом и отдельных слагающих его литологических типов. 5. Изучить распределение типов пустотного пространства и количественных значений ФЕС в разрезах и по площади. Научная новизна 1. Впервые для данного региона обнаружены и описаны микробиальные образования овинпармского горизонта, изучение которых позволило объяснить сонахождение доломита и ангидрита в бассейне среднеокеанической солености. 2. На базе литологических исследований с учетом обнаруженной в отложениях биоты установлены крайне мелководные литоральные и сублиторальные условия, в которых формировались соответствующие осадки – тайдалиты. 3. Показано, что северная часть Варандей-Адзьвинской зоны уже в раннем девоне представляла собой обширную крайне мелководную отмель, т.е. эта тектоническая структура имела геоморфологическую выраженность. Одновременно формировались и локальные структуры, которые, тем самым, являются конседиментационными. 4. Установлено, что цикличность разреза, выраженная в относительном изменении глинистости пород, связана не с колебаниями уровня моря, а с изменением количества поставляемого терригенного и, прежде всего, глинистого материала. 5. Дана подробная характеристика типов пустотного пространства, установлены специфические для микробиальных образований 6 литогенетические трещины, в том числе, щелевидные пустоты, определяющие резкую анизотропию проницаемости с аномально высокими для данных отложений значениями проницаемости параллельно слоистости. Практическая значимость. Реконструированные условия образования отложений овинпармского горизонта и определенный тип пустотного пространства тайдалитов с учетом их тектонического положения могут быть распространены на всю Варандей-Адзьвинскую структурную зону. Установление системы многочисленных субгоризонтальных литогенетических пустот позволило объяснить получение высоких дебитов из внешне плотных и непроницаемых пород. Выявление значительной специфичности пустотного пространства, наличие резкой анизотропии проницаемости должны учитываться при создании системы разработки и в процессе эксплуатации залежей. Защищаемые положения. 1. В овинпармское время в районе северной части ВарандейАдзьвинской зоны существовала обширная внутришельфовая отмель, где формировались карбонатные крайне отложения мелководные – литоральные тайдалиты, фиксируя и сублиторальные морфологическую выраженность древней тектонической структуры. 2. Цикличность крайне мелководных литоральных и сублиторальных отложений – тайдалитов – обусловлена не столько обычными для этого колебаниями уровня моря, связанными с тектоническими движениями, эвстатикой и другими подобными обстоятельствами, поскольку сама глубина постоянно остается крайне незначительной, сколько косвенно отражает изменения в области суши, в частности, изменения в поставке терригенного, в данном случае преимущественно глинистого материала. 3. Специфика ФЕС литоральных и сублиторальных карбонатных фаций заключается в том, что эти свойства определяются, в значительной степени, литогенетическими щелевидными пустотами, связанными с широко 7 развитыми здесь обусловливает микробиальными относительно пленками. высокие Это, в значения частности, горизонтальной проницаемости, на порядок превышающие таковые в вертикальном направлении. Выделение данными подобных рентгеновской литогенетических томографии, трещин которая подтверждено позволила дать их дополнительные характеристики. Анализ литературных материалов по аналогичным, фациально однотипным отложениям разного возраста и разных регионов показывает, что выявленная на примере овинпармского горизонта специфика пустотного пространства является достаточно типичной для литоральных и сублиторальных образований вообще. Апробация Основные работы. результаты исследований докладывались на V-ой Международной научно-практической конференции «Наука и новейшие технологии при поисках и разработке месторождений полезных ископаемых». (Москва, 2006); Международной научно- практической конференции «Нефть, газ Арктики» (Москва, 2006); VII Всероссийском литологическом совещании «Осадочные бассейны, седиментационные и постседиментационные процессы в геологической истории (Новосибирск, 2013). Фактический материал и структура работы. Объектом исследования являются карбонатные отложения овинпармского горизонта лохковского яруса нижнего девона Варандей-Адзьвинской структурной зоны ТиманоПечорской синеклизы. В процессе работы изучен керн (4 скважины) и данные ГИС, а также детально исследовано более тысячи шлифов, образцы керна анализировались методом растровой электронной микроскопии и микрозондирования, отдельные образцы – методом компьютерной томографии. Для характеристики ФЕС пород овинпармского горизонта проанализировано более тысячи лабораторных определений пористости и проницаемости. 8 Диссертационная работа состоит из введения, 5 глав и заключения. Объем работы составляет 230 страниц, работа иллюстрирована 126 рисунками и 2-мя таблицами. Благодарности. Автор выражает глубокую благодарность научному руководителю, профессору кафедры литологии РГУ нефти и газа В.Г. Кузнецову, профессорам кафедры А.В. Постникову, Е.Г. Журавлеву, О.В. Постниковой, сотрудникам Л.С. Сипидиной, О.В. Сивальневой, А.С. Бузилову, И.И. Хасанову, Н.А. Осинцевой, А.Д. Мусихину. Автор благодарен В.В. Пошибаеву, Ю.Г. Пименову, А.А. Абросимову за неоценимую помощь в проведении анализов. Особую признательность выражает сотрудникам ПИН РАН Г.Т. Ушатинской, Е.А. Жегалло, М.М. Астафьевой за ценные консультации, а также руководству ООО «АрктикГерс» Д.Е. Лебзину и В.Г. Топоркову за предоставленный фактический материал. 9 1. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ И НЕФТЕГАЗОНОСНОСТИ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ 1.1. История изученности района исследований Тимано-Печорская нефтегазоносная провинция является одним из крупных нефтегазодобывающих регионов России. Территория провинции охватывает почти весь бассейн р. Печоры и рек, впадающих в Печорский сектор Баренцева моря (Коротаиха, Море-Ю, Черная). В административном отношении Тимано-Печорская нефтегазоносная провинция (НГП), включает территории Республики Коми, Ненецкого АО, небольшой части Пермской области и прилегающей акватории Печорского моря. Общая площадь территории составляет около 440 тыс. км2, в том числе 123 тыс. км2 акватории. Первые выходы нефти на реке Ухте были замечены еще во второй половине 18 века, а на реке Ярега, впадающей в Ухту был обустроен первый сбор нефти и даже кустарный нефтеперегонный заводик. В 1870-1871 гг. у поселка Водный на берегу Ухты была заложена первая в этом регионе разведочная скважина. Глубина проходки составила около 50 м. промышленных притоков нефти получено не было, однако скважина вскрыла несколько нефтеносных пропластков небольшой мощности в отложениях пашийской свиты нижнефранского яруса нижнего девона [Кремс, 1964]. Организованная для изучения материалов разведочного бурения правительственная геологическая экспедиция во главе с академиком Ф.Н. Чернышевым в 1889 году признала Ухтинский нефтеносный район перспективным, что вызвало приток в регион частных предпринимателей, приступивших к беспорядочному разведочному бурению. Одной из таких случайных скважин, пробуренной недалеко от места впадения Яреги в Ухту установлен значительный по мощности пласт песчаников, насыщенный тяжелой нефтью. Это событие случилось в 1907 году. 10 Серьезные геолого-поисковые и разведочные работы на нефть и газ начались в регионе только в 1929 году, когда сюда была отправлена комплексная геологоразведочная экспедиция во главе с известным геологомнефтяником, учеником В.И. Вернадского, Н.Н. Тихоновичем. Глубокие систематические исследования очень скоро дали результат: в 1930 году на реке Чибью в черте современного города Ухта была получена нефть из девонских песчаников – первое в республике Коми Чибьюское месторождение легкой нефти. В 1932, спустя четверть века после первой разведочной скважины, И.Н. Стрижовым было открыто Ярегское месторождение тяжелой нефти с крупными запасами. Нефть Ярегского месторождения оказалась настолько вязкой, что довольно долго стоял вопрос о рентабельности ее добычи, пока не было принято решение о разработке месторождения шахтным способом. В 1937 году на Ярегском месторождении заложена первая в мире нефтяная шахта. Гораздо позднее по предложению И.Н. Стрижова для увеличения коэффициента нефтеотдачи стал применяться паро-тепловой метод. После открытия Ярегского месторождения в 1935 году в верховьях реки Ижмы было открыто крупное Седьельское, в 1943 – Войвожское, в 1945 – Нибельское газовые месторождения, причем, позднее в Войвожском и Нибельском были открыты залежи легкой нефти; затем – Верхне-Омринское и Нижне-Омринское нефтегазовые месторождения и др, и к середине 50-х годов на территории республики Коми и Ненецкого национального округа выявилась огромная нефтегазовая территория – Тимано-Печорская нефтегазоносная провинция. В деле освоения Тимано-Печорской провинции сыграл крупную роль еще один ученый, с именем которого связано немало открытий, – А.Я. Кремс. С 1951 по 1958 годы темп прироста запасов немного снизился, открывались относительно мелкие залежи – Джеболское и ТроицкоПечорское газовые, Северо-Мылвинское и Ягтыдинское, что для отдельных руководителей послужило поводом к возможному прекращению поисковых 11 работ в регионе. Однако открытие в 1959 году в Печорской депрессии Западно-Тэбукского месторождения нефти ознаменовало новый успешный этап в развитии региона. Одно за другим обнаруживаются залежи пермской и девонской нефти в пределах Печорской депрессии, Верхне-Печорской впадины, Печорской тектонической гряды, Усино-Колвинского свода. В течение многих лет нефтегазоносность провинции связывалась только с терригенными коллекторами нефтегазоносного комплекса. среднедевонско-нижнефранского Важным результатом проведения геолого- разведочных работ на нефть и газ периода 60-х – 70-х лет прошлого столетия стало установление продуктивности пород практически всего осадочного чехла Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции и начало поисков новых залежей в сложных карбонатных коллекторах верхнего девона. В период 80-х – 90-х годов в центральной части Ижма-Печорской впадины выявлены группы нефтяных месторождений, связанные с коллекторами карбонатного верхнедевонско-турнейского нефтегазоносного комплекса: Аресская и Сотчемью-Талыйюская. С карбонатными коллекторами того же комплекса связана и открытая в северо-западной части Ижма-Печорской впадины Макарьель-Низевая зона нефтенакопления. В пределах Печоро-Кожвинского мегавала открыто Южно-Терехевейское нефтяное месторождение, приуроченное к рифовым постройкам верхнего девона. В те же годы выявлены залежи в каменноугольно-нижнепермских карбонатных отложениях, а увеличение объемов сейсморазведочных работ и глубокого бурения привело к открытию залежей карбонатного среднеордовикско-нижнедевонского НГК, существенно отличающегося по характеру нефтеносности от верхнедевонско-турнейского. К настоящему времени в Тимано-Печорской НГП открыто свыше 200 нефтяных и газовых месторождений, текущие разведанные запасы нефти которых превышают 1,3 млрд. т, свободного газа (включая газовые шапки) 643,5 млрд. м3. Накопленная добыча на месторождениях провинции 12 составила 404,8 млн. т нефти, 395,4 млрд. м3 свободного газа, 46,9 млн. т конденсата. Несмотря на эти показатели, Тимано-Печорская НГП сохраняет значительный геологический потенциал нефтегазоносности для наращивания добычи УВ-сырья в течение длительного периода XXI в [Вассерман и др., 1978]. Систематическая научная обработка геологической информации, неизменно проводимая в процессе освоения Тимано-Печорской провинции дала и дает реальную основу для детальных и крупных обобщений. Весьма важным аспектом научно-исследовательских работ является изучение вещественного состава пород осадочного чехла и фациальные реконструкции условий их образования с целью выявления закономерностей формирования и распространения пород-коллекторов. Такие исследования проводились и проводятся А.И. Антошкиной, Б.П. Богдановым, Н.И. Никоновым, Л.В. Пармузиной, В.А. Жемчуговой, В.В. Меннером, Н.В. Танинской. Наиболее полно изучен именно верхнедевонско-турнейский нефтегазоносный комплекс, и, по объективным причинам, существенно меньше – среднеордовикско-нижнедевонский. 1.2. Стратиграфия В разрезе осадочного чехла Варандей-Адзьвинской структурной зоны (ВАСЗ) выделяются отложения от ордовика до мела включительно. Стратиграфическое расчленение и характеристика отложений ордовика, силура, девона Тимано-Печорской провинции даны в соответствии со стратиграфическими схемами ордовика и силура Восточно-Европейской платформы [Решения..., 1987] и девона [Решения..., 1990] с использованием материалов, опубликованных в работах Жемчуговой [2002], А.И. Антошкиной [1994], В.А. Жемчуговой и др. [2001], А.В.Мартынова [1999], А.В.Мартынова, С.В.Мельникова [1994], С.В.Мельникова [1988, 1997, 1999], Н.В. Танинской [1993, 1997, 2001], В.С. Цыганко [2011], З.П. Юрьевой [1991, 1995], З.П. Юрьевой и Йю. Валиукевичиуса [2013] и других. 13 Фанерозойский осадочный чехол Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции залегает с резким угловым и стратиграфическим несогласием на породах рифейского фундамента, представленного сильно дислоцированными метаморфическими образованиями. Общая толщина чехла увеличивается с юга на север, достигая в прогибах 1 0 –1 2 км. Кембрийская система Кембрийской системе на большей части плиты соответствует перерыв. Наличие кембрийских отложений предполагается лишь в восточной части Коротаихинской впадины, где они, по-видимому, представлены молассовидными вулканогенно-осадочными отложениями толщиной до 2500 м, близкими по составу к одновозрастным образованиям лаптопайской серии Новой Земли. Ордовикская система Ордовикские отложения залегают с резким угловым и стратиграфическим несогласием либо непосредственно на образованиях фундамента, либо на кембрийских отложениях. Терригенные образования нижнего и нижней части (ланвирнский ярус) среднего отделов в западной части плиты представлены седъельской и нибельской свитами. Седъельская свита распространена ограничено и сложена, в основном, кварцевыми песчаниками и кварцитами. Среди них отмечаются прослои пестроокрашенных серицит - глинистых сланцев. В основании разреза залегает мощная (до 100-150м) толща крупногалечных конгломератов. Нибельская свита сложена красноцветными песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Мощность комплекса достигает 1000 м. В пределах Хорейверской впадины известны терригенные отложения низов среднего отдела мощностью от 20 до 160 м, представленные чередующимися красноцветными галечниками, песчаниками, алевролитами и аргиллитами, и залегающие на породах фундамента. Восточнее, в предуральской части 14 плиты, эта толща представлена кварцито-песчаниками, филлитовидными сланцами, гравелитами и конгломератами мощностью до 2000 м. Вышележащие отложения среднего (верхи карадокского яруса) – верхнего ордовика несогласно залегают на подстилающих отложениях, либо на породах рифея. карбонатными и Представлены они карбонатными, терригенно-сульфатно-карбонатными терригенноотложениями (известняки, доломиты, доломиты с прослоями ангидритов). Мощность отложений от 360 до 600 м. Среднеордовикские отложения представлены карадокским ярусом (Решения..., 1987), которому соответствует маломакарихинский горизонт, названный по свите, выделенной в пределах Хорейверской впадины. Отложения свиты залегают с угловым и стратиграфическим несогласием на дислоцированных породах фундамента, либо со стратиграфическим перерывом на терригенных образованиях нижнего ордовика. Маломакарихинская свита представлена седиментациоными, в большей степени вторичными доломитами, нижняя ее часть содержит тонкие прослои песчаников, алевролитов и аргиллитов, иногда красноцветных, верхняя, в основном, карбонатная, с прослоями аргиллитов. В карбонатных породах встречаются остатки водорослей, лингулид, криноидей, гастропод. Мощность свиты увеличивается в восточном направлении от 35 до 130, иногда – до 180 м Верхнеордовикские отложения выделяются в объеме ашгилского яруса и согласно залегают на породах среднего ордовика или, реже, с угловым и стратиграфическим несогласием на породах фундамента и подразделяются на усть-зыбский, мукертский, хорейверский и салюкинский горизонты, которым в Хорейверской впадине соответствуют баганская, мукертская, хорейверская и салюкинская свиты. Баганская свита выделена в Хорейверской впадине, представлена серыми и серо-коричневыми вторичными доломитами и известняками с редкими маломощными глинистыми прослоями. Встречаются остатки 15 брахиопод, мшанок, криноидей, гастропод, остракод, водорослей, иногда образующие скопления в виде линзовидных прослоев, в известняках встречаются ходы илоедов. Мощность свиты – 60–180 м. Хорейверскую свиту составляют тонко переслаивающиеся сероцветные глинистые доломиты, примесью, редко ангидриты, встречающиеся аргиллиты вторичные с песчано-алевритовой доломиты с остатками водорослей, позвоночных. Мощность свиты – 40–160 м. В составе салюкинской свиты – вторичные доломиты с остатками табулят, брахиопод и остракод. Мощность свиты изменяется с северо-запада на юг, юго-восток от 40–60 м до 100–160 м. Силурийская система Отложения силура согласно залегают на верхнеордовикских почти на всей территории плиты, и только в пределах Колвинского мегавала – с угловым несогласием на породах фундамента. Силурийские отложения представлены двумя отделами – верхним и нижним. Толщина силурийских образований закономерно увеличивается в юго-восточном направлении от 200 до 2000 м. Нижний доломитами, отдел силура образованными доломитизированными сложен преимущественно по известняками, органогенным интенсивно вторичными известнякам, окремнелыми и сульфатизированными с прослоями глин и алевролитов. Часто встречаются битуминозные разности известняков. Мощность отложений изменяется в юго-восточном направлении от 100 до 1200 м. В составе разреза нижнего силура выделяются лландоверийский (300 – 650 м) и венлокский ярусы (до 700 м). Лландоверийский ярус подразделен на джагальский и филиппъевский горизонты, венлокскому ярусу соответствует седъельский горизонт. В пределах Хорейверской впадины названным горизонтам отвечают макарихинская, сандивейская и веякская свиты. 16 Макарихинская свита разделена на две подсвиты. Нижняя подсвита представлена глинистыми доломитами с детритом брахиопод, табулят, строматопороидей, криноидей. В западной части Хорейверской впадины нижнюю подсвиту составляют ангидрито-доломиты, переслаивающиеся с ангидритами. Верхняя подсвита содержит доломиты и доломитизированные известняки с редкими биостромами. Мощность свиты – 150–250 м. В разрезе сандивейской свиты выделяют иловые и строматолитовые доломиты, коричневато-серые, мелко-тонкозернистые, прослоями – детритовые, пеллетовые. На юго-востоке Хорейверской впадины это биогермные кораллово-строматопоровые доломиты, на севере – толща переслаивания ангидритов, ангидрито-доломитов и аргиллитов. Мощность свиты – 100–180 м. Веякская свита, подобно макарихинской, подразделена на две подсвиты, нижнюю из которых составляют скелетные и пеллетовые известняки, а также доломиты со структурой вакстоуна, верхнюю – детритовые известняки (детрит брахиопод, кораллов, строматопор и криноидей) с прослоями известняков кораллово-строматопоровых. Мощность свиты составляет 90–250 м. Отложения верхнего отдела силура согласно залегают на образованиях нижнего отдела, однако распространены ограничено: в пределах палеосводов они отсутствуют в результате предтиманской эрозии. В разрезе отдела выделены отложения лудловского и пржидольского ярусов, которым соответствуют гердъюский и гребенский горизонты, имеющие карбонатный, глинисто-карбонатный и, что в меньшей степени характерно для Варандей-Адзьвинской структурной зоны, терригенный состав. Мощность верхнесилурийской толщи достигает 900 м, однако в Хорейверской впадине (Большеземельский свод) изменяется в пределах от 100 до 400 м. Гердъюский горизонт составляют глинистые известняки, седиментационные и вторичные доломиты, переслаивающиеся с тонкими прослоями аргиллитов, причем, переслаивание в целом характерно для нижней и верхней частей 17 разреза, в то время как средняя часть горизонта сложена массивными тонкомелкозернистыми слабо глинистыми, отдельными прослоями – органогеннодетритовыми – известняками, доломитами, мергелями. Детритовые разности содержат остатки остракод, гастропод, брахиопод, криноидей и обрывки водорослей. Мощность гердъюского горизонта изменяется от 130–200 м в районе Хорейверской впадины до 400–500 м – в Варандей-Адзьвинской структурной зоне. В разрезе гребенского горизонта наблюдается чередование микрозернистых, иногда комковатых доломитизированных известняков, мергелей, аргиллитов и вторичных, развитых по кораллово-строматопоровым известнякам, доломитов. Верхняя часть гребенского горизонта составлена мощными пластами тонко- мелкозернистых, реже среднезернистых неравномерно доломитизированных массивных известняков. Здесь же отмечается увеличение роли глинисто-алевритового материала карбонатов: прослои глинистых известняков, мергелей и разнозернистых кварцевых алевролитов, причем вместе с возрастанием мощности горизонта на востоке Варандей-Азьвинской структурной зоны возрастает и мощность толщи, обогащенной глинистым материалом. В составе карбонатов мелкие лингулы, детрит брахиопод, табулят, остракод, гастропод, трилобитов, наблюдаются ходы илоедов. Кровля гребенского горизонта четко фиксируется данными ГИС по смене карбонатов на глинистые отложения вышележащего лохковского яруса. Мощность гребенского горизонта варьирует от 80 до 100 м в Хорейверской впадине до 400–500 м – в Варандей-Адзьвинской структурной зоне. Девонская система Отложения девонской системы согласно залегают на породах верхнего силура на большей части территории плиты и представлены ее нижним и верхним отделами. Средний отдел распространен ограничено, а на большей части Хорейверской впадины отсутствует. 18 Большая часть разреза нижнедевонских отложений уничтожена ранне-среднедевонской (предтиманской) региональной эрозией. Мощность нижнего девона изменяется от 100 – 400 м в Хорейверской впадине до 1200 – 1500 м – в Варандей-Адзьвинской структурной зоне, где разрез представлен наиболее полно. В его составе выделены породы лохковкского, пражского и нижней части эмского ярусов. Лохковский ярус подразделен на овинпармский и сотчемкыртинский горизонты, которым соответствуют хатаяхинская и торавейская свиты; пражскому ярусу соответствует наульская, а верхам эмского яруса – варандейская свиты. Овинпармский горизонт представлен сероцветной глинисто- карбонатной толщей. Карбонатная часть разреза представлена, в основном, известняками, тонкозернистые, иногда – вторичными комковатые, органогенно-детритовые доломитами. комковато-сгустковые, нередко Известняки пеллетовые, доломитизированные. Среди фаунистических остатков встречаются остракоды, гастроподы, мшанки, брахиоподы, трилобиты, криноидеи, водоросли и др. В отдельных прослоях породы кавернозные, трещиноватые. Глинистый материал содержится в разных количествах в составе известняков, иногда локализован в виде прослоев аргиллитов. Подчиненное значение имеют прослои алевролитов. Мощность от 100 до 600 м. Сотчемкыртинский горизонт состоит из двух различающихся по литологическим характеристикам частей: глинисто-карбонатной, представленной доломитами мелкозернистыми с остатками остракод, аргиллитами доломитизированными, мергелями доломитовыми и ангидрито-доломитами, и ангидрито-доломитовой, в составе которой – ангидриты, доломито-ангидриты Мощность горизонта достигает с редкими 400 м, прослоями причем, алевролитов. относительной выдержанностью характеризуется ангидрито-доломитовая часть горизонта (300 – 320 м), в то время как глинисто-карбонатная часть уменьшается от 100м вплоть до полного выклинивания на юге Варандей-Адзьвинской зоны. 19 Отложения наульской свиты развиты на севере ВАСЗ и согласно залегают на сульфатно-карбонатных породах сотчемкыртинского горизонта. Свита также состоит из двух различных по составу частей: пестроцветной толщи тонкого переслаивания песчаников, алевролитов, аргиллитов и доломитов с тонкими слойками и линзами ангидрита и доломитовоангидритовой. Мощность свиты от 60 до 140 м. Варандейская свита представлена аргиллитами, мергелями, доломитами, известняками. Доломиты тонко- мелкозернистые, иногда глинистые, местами с включениями вторичного ангидрита по трещинам. Известняки мелкозернистые с детритом остракод, с остатками водорослей, углефицированной флоры, в разной степени доломитизированные. Редко встречаются прослои органогенных известняков, содержащих остатки брахиопод и криноидей. Мергели доломитовые алевритовые, иногда ожелезненные. Мощность свиты уменьшается в южном направлении и составляет от 80 до 180 м, в отдельных районах свита отсутствует (Лабоганская и Северо-Сарембойская площади) и только в пределах ЗападноЛеккейягинской и Мядсейской площадей эродированная поверхность свиты перекрывается породами среднего девона, в большинстве же случаев – нижнефранскими отложениями верхнего девона. Средний отдел девона распространен ограничено. Отложения этого возраста отсутствуют на большей части Хорейверской впадины и появляются к западу и востоку от нее. В большинстве районов средний девон лежит на породах нижнего девона со стратиграфическим несогласием. Нижняя граница его отбивается по резкому изменению литологического состава. Представлен эйфельским и живетским ярусами. В составе эйфельского яруса выделяются койвенский (койвенская свита), бийский, кедровский, омринский и колвинский горизонты. Разрез среднего девона, сложен, в основном, глинистыми и алевро песчаными толщами с прослоями конгломератов и загипсованных пород, в 20 северо-восточной части Тимано-Печорской плиты появляются карбонатые породы (мергели, органогенные известняки и доломиты). Мощность, в основном, изменяется от 50 до 250 м, но может достигать 1500 м (Предуральский прогиб). Верхний девон представлен отложениями франского и фаменского ярусов. В разрезе франского яруса выделяются нижний, и верхний подъяруса. Нижнефранский подъярус верхнего девона распространен достаточно широко. На большей части территории распространения с размывом залегает на различных горизонтах более древних пород. Мощность изменяется от 100 м на северо-западе до 1000 м на северо-востоке. Базальная часть разреза крупнозернистыми (пашийский песчаниками с горизонт) сложена прослоями средне- конгломератов и и красноцветных аргиллитов. Пашийские отложения часто отсутствуют в разрезе. Вышележащие слои (тиманский горизонт) представлены толщей переслаивания аргиллитов, аргиллитоподобных глин, алевролитов и песчаников. Породы часто содержат туфогенный материал. Саргаевский горизонт, завершающий разрез нижнего франа, сложен глинистыми породами. Верхнефранский подъярус развит повсеместно. Мощность его – 200– 500 м. В основании комплекса залегает семилукский горизонт, представленный терригенно-карбонатными и карбонатными породами и маломощными (первые десятки метров) отложениями доманикового типа – кремнисто-битуминозными известняками, сланцами, силицитами, мергелями, выделяемыми в доманиковый горизонт. В вышележащей части разреза значительное место занимают органогенные известняки. В незначительном количестве присутствуют аргиллиты и алевро-песчаные породы. В самых верхах отмечаются прослои ангидритов. Фаменский ярус распространен почти повсеместно и согласно залегает на верхнефранских породах. Выделяются три типа разрезов. 21 Первый тип распространен в пределах Предуральского прогиба и характеризуется развитием глубоководных пород доманиковой фации темноокрашенных битуминозных мергелей, переслаивающихся с глинистыми битуминозными известняками, битуминозными сланцами и тонкими прослоями черных силицитов. Мощность, как правило, не превышает 100 м. Разрез второго типа в нижней и верхней частях сложен исключительно известняками, нередко органогенными, в средней части отмечаются прослои и пачки мергелей, аргиллитов, алевролитов и песчаников. Известняки часто доломитизированные, иногда кремнистые. Встречаются включения ангидрита. Отложения этого типа имеют мощность от 110 м до 700 м и распространены к западу от Предуральского прогиба. Еще западнее, в пределах Печоро-Колвинского авлакогена и Ижма-Печорской впадины, распространен третий тип, характеризующийся развитием в нижней части разреза глинисто-карбонатных пород - мергелей с прослоями аргиллитов и глинистых известняков, а в верхней части - карбонатных пород (известняков и доломитов с прослоями мергелей). Мощность пород в разрезах этого типа изменяется от 70–80 м до 1300 м. Каменноугольная система В составе каменноугольной системы выделяются отложения нижнего, среднего и верхнего отделов. Нижний отдел каменноугольной системы включает турнейский, визейский и серпуховской ярусы. Турнейский ярус распространен неповсеместно, согласно залегает на породах фаменского яруса и на большей части территории распространения представлен преимущественно карбонатными отложениями, в том числе органогенными известняками. В отдельных районах заметную роль играют кремнистые образования. Мощность изменяется от 60 до 160 м. Визейский ярус в полных разрезах выделяется в объеме малиновского, яснополянского и окского надгоризонтов. В восточной части плиты залегает на турнейских отложениях со стратиграфическим несогласием (отсутствуют 22 малиновские отложения), в Предуральском прогибе – согласно. Нижняя часть разреза (малиновские и яснополянские отложения) сложены, в основном, глинами с подчиненными прослоями песчаников и алевролитов. Мощность терригенной части визейского яруса изменяется от 50 м в пределах плиты до 460 м в Предуральском прогибе. Верхняя часть яруса сложена морскими мелководными карбонатными образованиями – известняками и доломитами с прослоями ангидритов. Мощность этой части яруса 100 – 200 м. Отложения серпуховского яруса согласно залегают на подстилающих и расчленяются на тарусский, стешевский и протвинский горизонты. Выделяется два типа разрезов. Сульфатно-доломитовый тип развит в северовосточной части плиты и представлен в нижней части толщей доломито ангидритовых пород тарусского-стешевского горизонтов мощностью от 20 до 145 м, а в верхней части – известняками протвинского горизонта мощностью 40–100 м. На остальной части плиты и в Предуральском прогибе развит известняковый и доломито-известняковый тип разреза. Здесь среди органогенно-детритовых известняков и доломитов развиты рифогенные образования и известняковые брекчии. Мощность отложений этого типа до 300 м. Средний отдел распространен широко и почти повсеместно залегает со стратиграфическим несогласием на породах серпуховского яруса. В нем выделяются башкирский и московский ярусы. В целом представлен известняками и доломитами. Встречаются маломощные прослои аргиллитов, мергелей, карбонатно-кремнистых и кремнистых пород. Мощность отдела изменяется от 90 до 155 м. Верхний отдел распространен неповсеместно, часто представлен не в полном объеме. В составе отмечается переслаивание известняков, часто органогенных, с мергелями. Встречаются прослои кремнистых пород и известковистых аргиллитов. Мощность достигает 70 м. 23 Пермская система На большей части Тимано-Печорской плиты породы пермской системы согласно залегают на образованиях верхнего карбона, однако на северовостоке плиты – со стратиграфическим несогласием на разных уровнях каменноугольной системы. Представлена пермская система двумя отделами. Нижний отдел пермской системы на северо-востоке плиты обычно трансгрессивно со стратиграфическим несогласием залегает на разных уровнях каменноугольной системы. По литологическому составу подразделяется на две толщи: карбонатную ассельско-сакмарскую и карбонатно-терригенную артинско-кунгурскую. Ассельский и сакмарский ярусы представлены преимущественно толщей органогенных известняков мощностью до 250 м. Артинский ярус сложен терригенными и терригенно-карбонатными породами – аргиллитами, глинистыми алевролитами и мергелями мощностью 50–350 м. Кунгурский ярус сложен аргиллитами, глинистыми алевролитами с маломощными прослоями мергелей, глинистых и органогенных известняков, кремнистых карбонатно-глинистых алевролитов. (Верхнепечорская и Ижма-Печорская В отдельных районах впадины) кунгурскому ярусу соответствуют сульфатно-терригенно-соленосные отложения, а в пределах Варандей-Адзьвинской зоны – песчаники, алевролиты, реже – аргиллиты. Мощность яруса от 50 до 600 м. Верхний отдел развит неповсеместно, в отдельных районах со стратиграфическим несогласием залегает на различных уровнях нижней перми. Расчленяется на уфимский, казанский и татарский ярусы. Мощность изменяется от 200 до 1000 м в пределах плиты, и до 3000 м в Предуральском прогибе. Разрез красноцветные представлен и терригенными сероцветные толщи породами. переслаивания Преобладают песчаников, алевролитов и глин с углистыми прослоями. Довольно часто в породах встречаются гравелиты, конгломераты, иногда в составе алевролитов 24 отмечаются прослои известняков. Породы образуют линзы, сложные пласты и пачки переслаивания, обычно не выдержанные по мощности и по площади. Триасовая система Триасовая система представлена нижним, средним и верхним отделами Отложения триасовой системы распространены достаточно широко, имеют континентальный генезис и образуют три литолого- стратиграфических комплекса: красноцветный (нижний и низы среднего отдела), пестроцветный (средний отдел) и сероцветный (верхний отдел). Нижний отдел на ярусы не расчленен, распространен повсеместно и с размывом перекрывает пермские или более древние отложения. На западе разрез сложен глинами с подчиненными прослоями и пачки алевро-песчаных пород. В восточных районах преобладают песчаники и алевролиты. По преобладанию глинистых или песчано-алевролитовых пород в разрезе разделен на две свиты: чаркабожскую (мощностью до 620 м), в низах которой преобладают глины, а в верхах – песчаники, и харалейскую, имеющую преимущественно глинистый состав и мощность до 200 м. Средний отдел широко распространен и согласно перекрывает подстилающие отложения. Представлен глинами с прослоями алевролитов и глинистых песчаников ангуранской свиты. Мощность до 1100 м. Верхний отдел также широко распространен и залегает, на подстилающих отложениях согласно. Составлен глинами с подчиненными прослоями и пачками песчаников и алевритов нарьян-марской свиты. Характерны слюда, линзочки углистых глин и угля. Мощность до 620 м. Юрская система Нижний и средний отделы юрской системы (харьягинская и сысольская свиты) распространены незначительно, со стратиграфическим и угловым несогласием залегают на подстилающих породах и представлены алевритами, песками, иногда песчаниками, с прослоями и пачками глин, глинистых алевритов и конгломератов. Мощность толщи изменяется от 20 до 150 м. 25 Келловейский ярус, выделяемый в чуркинскую свиту, распространен более широко, без видимых следов перерыва залегает на подстилающих юрских отложениях или с перерывом и несогласием – на более древних породах. Сложен глинами, в меньшей степени – глинистыми алевролитами и мелкозернистыми песчаниками, еще реже – средне - и крупнозернистыми песчаниками, включающими гравий и гальку. Мощность – 80 – 100 м. Верхний отдел распространен наиболее широко и характеризуется преимущественно глинистым составом. Отмечаются тонкие прослои алевритов и, очень редко, главным образом в нижней части разреза, песчаников. Мощность отдела достигает 140 м. Меловая система Меловая система представлена только нижним отделом, в котором выделяются неокомские и нерасчлененные апт-альбские отложения. Неоком сложен глинами, глинистыми алевритами, алевритами и песчаниками. В нижней части разреза преобладают песчано-алевритовые разности, в верхней – глины. Мощность до 200 м. Апт-альбские отложения согласно или с размывом перекрывают неокомские и представлены песками и алевритами с подчиненными пачками глинистых алевритов и глин, с линзами и прослоями углей. Мощность до 250м. Нерасчлененные неоген - четвертичные отложения распространены повсеместно и с глубоким размывом залегают на различных горизонтах мезозоя и палеозоя. Представлены глинами, алевритами, суглинками, супесями и песками с валунами и гальками. Мощность до 240 м. 1.3. Тектоника Тимано-Печорская нефтегазоносная провинция находится на северовостоке европейской части России. В тектоническом отношении провинция связана с краевой системой Восточно-Европейской платформы и приурочена к восточной части Тиманского поднятия, Предновоземельскому и Предуральскому Печорской синеклизе, краевым прогибам. С запада и юго-запада ее ограничивают структуры Тиманской гряды, с востока и северо- 26 востока – Уральская и Пайхойско-Новоземельская складчатые системы [Новые представления..., 2011] Морфологически Тимано-Печорская провинция представляет собой треугольную в плане относительно просто дислоцированные построенных отрицательную структуру, в которой чередуются построенные мобильные. зонах, развиты В стабильные стабильных, пологие зоны и более относительно просто брахиантиклинальные или изометричные структуры различных простираний, структуры сложно построенных мобильных зон удлинены, в ряде случаев нарушены разломами и подчинены единому простиранию. Фундамент Тимано-Печорской провинции сложен интенсивно дислоцированными и метаморфизованными верхнепротерозойскими и, вероятно, более древними кристаллическими образованиями. Породы фундамента обнажаются в приподнятых блоках Тимана, а глубина залегания фундамента закономерно увеличивается с запада на восток до 10-12 км во впадинах Предуральского прогиба. Скважины, вскрывшие фундамент, пробурены, в основном, в районе Ижма-Печорской синеклизы, глубина его поверхности достигает здесь 3 тыс. м. В фундаменте выделяются линейно вытянутые зоны приподнятых и опущенных блоков (мегаблоков), над которыми в фанерозойском осадочном чехле сформировались валы и прогибы, протягивающиеся в северо - западном направлении на десятки и сотни километров, чем, вероятно, определяется чередование в строении региона блоков земной коры различной тектонической активности: ИжмаПечорского и Большеземельского стабильных и Тиманского, Печоро- Колвинского, Варандей-Адзьвинского, Северо-Предуральского и др. мобильных, [Новые представления..., 2011]. – Структурные элементы стабильных мегаблоков относительно пологи, изометричны, в то время как в мобильных они высокоамплитудны, в ряде случаев нарушены разломами, в плане вытянуты и подчинены единому, северо-западному, простиранию. 27 Платформенный чехол представлен палеозойскими и мезозойскими осадочными образованиями. В нем выделяются три структурно-тектонических этажа, отличающиеся составом отложений, характером распределения мощностей, направленностью и интенсивностью тектонических движений: нижнепалеозойский, средне - верхнепалеозойский и мезозойский. Структурные элементы разного порядка наиболее четко проявляются на структурных картах по поверхности фундамента, по кровле ордовиксконижнедевонских отложений, по подошве доманикового горизонта и, детально отражая современный структурный план, по кровле карбонатов нижней перми. На основании тектонического районирования [Белонин и др., 1999; Белонин и др., 2004; Берлянд, 1989; Блоковое строение..., 1994; Гецен В.Г., 1975; 1987; Геология природных……., 1994; Геолого-экономические..., 1999; Дедеев и др., 1987; Дедеев и др., 1988, 1990; Дедеев, Тимонин, 1983; Кремс и др., 1974; Макаревич и др., 1985; Макаревич, 1996; Малышев, 2002; Оценка перспектив……, 1992; Прищепа и др., 2009, Прищепа и др., 2010; Новые представления…, 2013; Пучков, 1997; 1999; Структура…, 1982; Тектоника…., 1989; Сравнительный анализ…., Тектонические…, 1986; Тимонин, 1998; Цзю З.И., 1964; The Timan-Pechora….., 2001; и др.] Тиманская гряда, Предуральский Печорская краевой синеклиза, прогибы Предновоземельский выделяются как и крупнейшие (надпорядковые) структуры, в пределах которых выделяются структуры более низких порядков. Печорская синеклиза на западе ограничена Тиманским глубинным разломом, на востоке – системой краевых прогибов, на севере – группой субширотных сбросо-сдвигов, отделяющих синеклизу от Южно- Баренцевской мегавпадины. В строении Печорской синеклизы выделены следующие структуры первого порядка: 4 – Малоземельско-Колгуевская моноклиналь; 5 – Нерицкая моноклиналь; 6 – Ижемская впадина; 7 – ОмраЛузская седловина; 8 – Печоро-Кожвинский мегавал; 9 – Денисовский 28 прогиб; 10 – Колвинский мегавал; 11 – Лодминская седловина; 12 – Хорейверская впадина; 13 – Варандей-Адзьвинская структурная зона (рис. 1.3.1). Варандей-Адзьвинская структурная зона расположена в северо-восточной части Печорской синеклизы, имеет северо-западное простирание, и, сужаясь в том же направлении, продолжается в акваторию Печорского моря. Протяженность зоны –240 км, ширина – 60 км. С запада ограничена Хорейверской впадиной, с востока и юга – Коротаихинской впадиной и грядой Чернышева. Зона представляет собой череду дизъюнктивных валов (горст-антиклиналей, горстовидных поднятий), разделенных депрессиями. В ее составе на (Варандейский), суше выделяются Гамбурцева узкие линейные (Ватьярский), валы Медынский, Сорокина Сарембой- Леккейягинский и разделяющие их Мореюская и Верхнеадзьвинская депрессии. В акватории Печорского моря выделяются Западно-Матвеевская и Гуляевско-Алексеевская структурные зоны, Полярный купол и Алексеевский прогиб. Глубина фундамента в пределах депрессий составляет около 6 км, а в присводовой части валов – 5–5,4 км. Наблюдается несоответствие условий залегания верхнеордовикско-нижнедевонского и вышележащих комплексов: по первому выражена грабенообразная впадина с наиболее опущенными центральной и северо-восточной частями Мореюской депрессии, по одновременном верхнепермского вышележащим возрастании – воздымание мощности комплексов и к северо-востоку верхнедевонско-турнейского сокращении при и верхневизейско- нижнепермского. Все валы разбиты секущими разрывными нарушениями на клиновидные блоки, с которыми связаны локальные антиклинальные структуры. На западе ВАСЗ находится вал Сорокина, протягивающийся в северозападном направлении более чем на 200 (180) км при ширине 8 – 10 км. Его восточное крыло более пологое, западное разбито кулисообразными 29 Рис. 1.3.1. Положение района исследований в пределах Тимано-Печорской синеклизы. Крупнейшие тектонические структуры: А – Тиманская гряда; Б- Печорская синеклиза; В – Предновоземельский краевой прогиб; Г – Предуральский краевой прогиб.; крупные тектонические структуры: 1 – Канино-Северо-Тиманский мегавал; 2 – Цилемско-Четласский мегавал; 3 – Восточно-Тиманский мегавал; 4 – Малоземельско-Колгуевская моноклиналь; 5 – Нерицкая моноклиналь; 6 – Ижемская впадина; 7 – Омра-Лузская седловина; 8 – Печоро-Кожвинский мегавал; 9 – Денисовский прогиб; 10 – Колвинский мегавал; 11 – Лодминская седловина; 12 – Хорейверская впадина; 13 – Варандей-Адзьвинская структурная зона; 14 – Верхнепечорская впадина; 15 – Среднепечорское поперечное поднятие; 16 – Большесынинская впадина; 17 – Косью-Роговская впадина; 18 – Поднятие Чернышева; 19 – Поднятие Чернова; 20 – Коротаихинская впадина; 21 – Пай-Хойское поднятие; 22 – Западная структурная зона; 23 – Осевая структурная зона; 24 – Восточная структурная зона. 30 системами разломов, взбросов и надвигов, вдоль которых располагаются локальные структуры. Наиболее рельефно вал Сорокина выражен на структурном плане верхнедевонских (кровля доманиковых) отложений, ниже и выше по разрезу структура выполаживается. В центральной части привзбросово-надвиговый ВАСЗ находится наиболее (горстообразный) вал сложный Гамбурцева, протягивающийся в меридиональном направлении более чем на 90 км при ширине 3 – 6 км. Так же как и вал Сорокина разбит кулисообразными разрывными нарушениями, к которым приурочены антиклинальные складки. В наибольшей степени выражен в отложениях карбона. Мореюская депрессия протяженностью в 180 и шириной 40 км расположена между валами Сорокина и Гамбурцева и имеет ассиметричное строение с крутым западным и пологим восточным бортами. Прослеживается, в целом, по всем горизонтам осадочного чехла. Сарембой-Леккейягинский инверсионный вал представляет собой сложно дислоцированную структуру северо-западного направления. По поверхности фундамента ему соответствует в целом погруженная область с крупным Сарембойским поднятием в южной части. Отдельные авторы [Новые представления…, 2011; Тимонин, 2000] определяют его как структурную зону, объединяющую целый ряд положительных структур. Наиболее отчетливо прослеживается по отложениям нижнего карбона. Верхнеадзьвинская депрессия выделяется между валами Гамбурцева и Сарембой-Леккеягинским, характеризуется изометричной формой и более крутым восточным бортом. Выражена по всем горизонтам осадочного чехла. На востоке Варандей-Адзьвинской зоны расположен Талотинский вал, перекрытый пластиной Вашуткинско-Талотинского надвига. В составе акваториального продолжения ВАСЗ выделяется ЗападноМатвеевская структурная зона, в западной части которой находится Медынский вал. Иногда его рассматривают как продолжение СарембойЛеккеягинского вала. Медынский вал представляет собой сложно 31 построенный горст, разбитый на блоки поперечными нарушениями. Вдоль оси вала на суше выделяются Мядсейское, Тобойское, Медынское и Перевозное локальные поднятия. 1.4. Нефтегазоносность На территории Тимано-Печорской провинции нефтегазоносность установлена по всему разрезу осадочного чехла от верхнекембрийских до мезозойских отложений. В качестве региональных флюидоупоров выделены верхнедевонский нижнепермский (кыновско-саргаевский) (артинско-кунгурские) глинисто-карбонатный, сульфатно-карбонатные и верхнеюрско-нижнемеловой глинистый горизонты. Кроме того, выделяются покрышки зонального и локального значения. Наличие региональных и зональных флюидоупоров, литологические характеристики разрезов отложений во многом предопределили расчленение осадочного чехла провинции на несколько нефтегазоносных комплексов. Нефтегазогеологическое районирование осуществлено на основании тектонического строения региона. Наиболее известные карты нефтегеологического районирования составлены под редакцией М.Д. Белонина, В.В. Башилова, В.И. Богацкого, В.В. Бронгулеева, Б.Я. Вассермана, Г.А. Габриэлянца, И.Б. Грановича, В.А. Дедеева, Г.Х. Дикенштейна, Л.Г. Каретникова и др. В пределах Тимано-Печорской провинции выделяются нефтегазоносные области (НГО), нефтегазоносные районы (НГР) и зоны нефтегазонакопления (ЗНГН) [Анализ недропользования …… , 2000; Белонин, 1999; Белонин и др., 1999; Белонин и др. 2000; Блоковое строение…, 1994; Богацкий и др., 1964; Геологоэкономические….., 1999; Макаревич и др., 1985; Макаревич, 1996; Минерально-сырьевой комплекс…….., 1999; Научные основы…., 1987; Нефтегазовый потенциал…….., 1994; Нефтеперспективные…, 1999; Новые представления…, 2011; Новые представления …, 2013; Освоение и перспективы….., 1999; Ресурсы нефти …, 2000; Состояние, результаты…., 32 1994; Тимано-Печорская 2004; Топливно-энергетическая……, 1991; The Timan-Pechora….., 2001; и др.] Нефтегазогеологическое районирование На территории выделены Тимано-Печорской Ижма-Печорская, нефтегазоносной провинции Малоземельско-Колгуевская, Печоро- Колвинская, Хорейверская, Восточно-Поморская, Варандей-Адзьвинская, Северо-Предуральская, Припайхойско-Приюжноновоземельская, Северо- Печороморская и Северо-Предуральская нефтегазоносные области [Новые представления…, 2013], в пределах которых выделяются нефтегазоносные районы. Границы Варандей-Адзьвинской НГО полностью совпадают с границами одноименной структурно-тектонической зоны. Отличительной чертой строения зоны являются надвигово-блоковые структуры валов Сорокина и Гамбурцева, блоково-чешуйчатые Сарембой-Леккейягинские дислокации и приразломные складки Талотинской системы надвигов. Месторождения связаны с узкими валами и горстообразными поднятиями и контролируются глубинными разломами. По соотношению нефти и газа в месторождениях область отнесена к нефтеносным. Промышленно нефтеносен весь осадочный чехол нефтегазоносой области, однако распределение в нем углеводородов неравномерно. В пределах суши Варандей-Адзьвинской НГО выделены два нефтегазоносных района: Сорокинский и Верхнеадзьвинский, а своеобразие геологического строения и нефтегазоносности акваториальной части области предполагают выделение ее северно-западного участка в отдельный Долгинско-Алексеевский НГР. В Сорокинский НГР выделяется вал Сорокина с прилегающей частью Мореюской депрессии на западе НГО. Диапазон нефтеносности – от нижнего девона до триаса включительно. На небольших глубинах в триасовых песчаниках залежи содержат преимущественно трудно извлекаемые 33 высоковязкие и тяжелые нефти. Большую часть Варандей-Адзьвинской НГО занимает Верхнеадзьвинский НГР. Здесь нефтеносны, в основном, горизонты от силурийско-нижнедевонских до верхнедевонских и ассельско-сакмарских рифогенных отложений. Преимущественная нефтеносность силурийско-нижнедевонских и верхнедевонских рифогенных отложений установлена на большей части территории НГО, за исключением района вала Сорокина. Здесь, а также в акваториальной части НГО доказана или обоснованно предполагается нефтегазоносность всех комплексов осадочного слоя. На акватории в разрезе вала Сорокина установлена нефтенасыщенность юрских пластов. К настоящему времени на территории Варандей-Адзьвинской нефтегазоносной области открыто более 20 месторождений, из них два крупных – в акватории Печорского моря. Наиболее крупными по извлекаемым запасам являются Торавейское, Наульское, Хасырейское и Лабоганское. Характер нефтегазонакопления в центральном и северном участках Варандей-Адзьвинской НГО позволяют оценивать высокими значениями удельных концентраций углеводородов. Наиболее перспективные в отношении нефтеносности объекты – комбинированные, ловушки в стратиграфически и тектонически среднеордовикско-нижнедевонском и экранированные верхнедевонском карбонатных комплексах вала Сорокина, Мореюской и Верхнеадзьвинской депрессий, Сарембой-Леккейягинского и Талотинского валов. Нефтегазоносные комплексы Варандей-Адзьвинской нефтегазоносной области В разрезе осадочного чехла Варандей-Адзьвинской структурной зоны выделено семь нефтегазоносных комплексов (НГК). Среднеордовикско-нижнедевонский НГК Отложения нефтегазоносного среднеордовикско-нижнедевонского комплекса распространены практически (O2-D1) на всей территории Тимано-Печорской провинции за исключением западной части 34 Малоземельско-Колгуевской моноклинали и Ижма-Печорской впадины и представлены преимущественно карбонатными отложениями среднеговерхнего ордовика, нижнего-верхнего силура и глинисто-карбонатными – нижнего девона. Карбонатные коллекторы комплекса относятся к каверново-трещиннопоровому типу, пористость их изменяется от 1-2 до 20% в пределах всей нефтегазоносной области, проницаемость достигает 600 мД. Региональным флюидоупором являются глинистые и карбонатно-глинистые отложения тиманского (кыновского) и саргаевского горизонтов. Зональными флюидоупорами служат сульфатно-карбонатные породы верхнего ордовика и глинистые отложения нижнего девона. В пределах НГК выделяются два нефтегазоносных подкомплекса (НГПК) – среднеордовикско-верхнесилурийский и нижнедевонский. Среднеордовикско-верхнесилурийский преимущественно карбонатными НГПК отложениями представлен среднего ордовика, сульфатно-карбонатными – верхнего ордовика, а также карбонатными отложениями нижнего и верхнего отделов силура. Промышленная нефтеносность в пределах Варандей-Адзьвинской НГО установлена как на валу Сорокина, так и в Верхнеадзьвинском НГР. Нижнедевонский НГПК в пределах Варандей-Адзьвинской НГО является доминирующим среди всех нефтегазоносных комплексов. В нем открыты месторождения нефти на валах Сорокина, Гамбурцева, СарембойЛеккейягинском (Наульское, Лабоганское, Осовейское, Подверьюское, Хосолтинское и др. месторождения). Среднедевонско-нижне-среднефранский НГК Терригенный среднедевонско-нижне-среднефранский (D2-D3f1-2) НГК промышленно нефтегазоносен на всей территории Тимано-Печорской провинции. В разрезе комплекса наблюдается ритмичное чередование песчаников, алевролитов и глин, в верхней части – с прослоями туффитов. Коллекторы, в основном, межгранулярные, развитие трещинных коллекторов 35 в приразломных зонах имеет подчиненное значение. Пористость составляет от 9 – до 22%, проницаемость – 50 – 150 мД. Региональный флюидоупор – карбонатно-глинистые и глинисто-алевритистые отложения тиманско- саргаевского возраста. В составе комплекса выделяются два подкомплекса: среднедевонсконижнефранский (яранский) и нижне-среднефранский (D3f1-2) В состав среднедевонско-нижнефранского (D2-D3f1) НГПК входят отложения эйфельского нижнефранского и подъяруса живетского ярусов среднего (яранский горизонт) девона верхнего и девона, установленные только в пределах Сарембой-Леккейягинского вала Область их распространения контролируется положением унаследованных от фундамента. Залежь нефти связана с палеограбенов, кварцевыми песчаниками эйфеля Западно-Леккейягинского месторождения, по строению пластовая сводовая, литологически ограниченная, плотные карбонатноглинистые породы эйфельского яруса являются локальным флюидоупором. Отложения нижне-среднефранского (D3f1-2) НГПК, представлены породами джъерского, тиманского и саргаевского горизонтов верхнего девона, причем, песчаники джъерского горизонта размыты на территории всей Варандей-Адзьвинской структурной зоны, глинисто-карбонатные отложения тиманского и саргаевского горизонтов, являются надежным региональным флюидоупором, в то время как в песчаниках тиманского возраста на Седьягинском и Западно-Леккейягинском месторождениях установлена промышленная нефтегазоносность. Залежи нефти пластовые сводовые, литологически ограниченные. Флюидоупором являются тиманскосаргаевские карбонатно-глинистые и глинисто-алевритистые породы. Доманиково-турнейский НГК Отложения преимущественно карбонатного доманиково-турнейского (D3dm – С1t) НГК распространены по всей территории ВарандейАдзьвинской НГО и представлены известняками, глинистыми известняками, мергелями, тонкими прослоями глин и доломитами. Промышленная 36 нефтегазоносность комплекса установлена в широких пределах – от доманикитов позднедевонского возраста (Хосолтинское месторождение) до турнейских отложений (Тобойское, Западно-Леккейягинское месторождения). Основная продуктивность установлена в и др. залежах, генетически связанных с кавернозными известняками сложно построенных рифовых массивов и биогермов, в которых доминирующая роль принадлежит трещинно-каверновым коллекторам, межгранулярные имеют резко подчиненное значение. Открытая пористость выщелоченных известняков составляет 10 – 20 %, проницаемость – до 950 мД. В качестве зонального флюидоупора выступают глинистые толщи нижнего-среднего визе. Нижне-средневизейский НГК Терригенный нижне-средневизейский (C1v1-2) нефтегазоносный комплекс составлен чередующимися песчаниками, алевролитами и глинами. В его состав входят отложения нижневизейского (кожимский надгоризонт) и верхневизейского (нижняя, терригенная часть тульского горизонта) подъярусов. Основными коллекторами являются песчаники, пористость которых достигает 25%, проницаемость колеблется в широких пределах – от первых единиц до 220 мД. Наиболее высокими коллекторскими свойствами обладают песчаники бобриковского горизонта, с которыми, в основном, связана вся промышленная нефтегазоносность данного комплекса. Локальным флюидоупором являются одновозрастные глинистые прослои тульского горизонта. В пределах Варандей-Адзьвинской зоны с песчаными коллекторами комплекса связана пластовая сводовая залежь Наульского месторождения. Верхневизейско-нижнепермский НГК Верхневизейско-нижнепермский (C1v3 – P1) карбонатный НГК в пределах ТПП является одним из крупнейших по величине запасов и ресурсов нефти и газа. В состав НГК входят два подкомплекса – окско- 37 верхнекаменноугольный и нижнепермский [Атлас…, 2000], представленные, как правило, мощными толщами известняков и доломитов. В отложениях НГК широко развиты органогенные постройки и биогермные массивы, отличающиеся морфологическим разнообразием. Коллекторские параметры отложений комплекса изменяются в широких пределах и зависят от структуры и литологического состава пород, а также от степени их катагенетических преобразований, обусловленных многочисленными внутриформационными перерывами. Распространены коллекторы порового, порово-кавернового, порово-трещинного типов. Пористость в отдельных случаях достигает 30%, наиболее распространенные значения – 15 – 20%, проницаемость – от первых единиц до 1000 мД. Региональной покрышкой служат глинистые и глинисто-карбонатные нижнепермские (преимущественно кунгурские) образования. Промышленная нефтегазоносность Варандей-Адзьвинской НГО установлена в северной части вала Сорокина (залежи в серпуховских отложениях нижнего карбона и нижней перми). Залежи в нижнепермских отложениях открыты Варандейском, почти Лабоганском, на всех структурах Наульском, вала Торавейском Сорокина: и других месторождениях. Коллекторы выявлены как в артинских органогеннообломочных, так и в ассельско-сакмарских биогермных карбонатах. Залежи массивные и пластовые сводовые, В пределах Верхнеадзьвинского НГР открыто Междуреченское месторождение. Залежь массивная, приурочена к рифогенным ассельско-сакмарским известнякам нижней перми, ловушки рифового типа. Нижнепермский (артинско-кунгурский) НГК Нижнепермский (артинско-кунгурский) толщей песчаников, рассматриваются алевролитов песчаники, и глин. (P1ar+k) НГК представлен В характеризуемые качестве коллекторов высокими значениями пористости (20 – 28%), но низкой проницаемостью. Зональная покрышка представлена верхнепермскими глинами с подчиненными прослоями 38 песчаников. В пределах Тимано-Печорской провинции в отложениях комплекса открыто шесть месторождений, в то время как в исследуемом регионе залежей углеводородов комплекса не обнаружено. Верхнепермский НГК Верхнепермский (P2) НГК распространен по всей территории ТиманоПечорской провинции, выделяется в объеме уфимского, казанского и татарского ярусов, представлен комплексом переслаивающихся песчаников, алевролитов и аргиллитов. Коллекторами являются полимиктовые песчаники с пористостью до 30% и проницаемостью до 2000 мД. Региональной покрышки НГК не имеет, залежи контролируются зональными и локальными экранами, в качестве которых выступают одновозрастные межпластовые пачки разной мощности. На территории Варандей-Адзьвинской НГО отложения комплекса имеют неповсеместное распространение: отсутствуют на валах Гамбурцева, Сарембой-Леккейягинском и Талотинском. Еще меньшее распространение имеют казанские и татарские отложения, которые отсутствуют в северной части вала Сорокина. Здесь промышленная нефтегазоносность установлена в уфимских отложениях на четырех месторождениях (Торавейское, ЮжноТоравейское, Лабоганское и Наульское). Залежи – пластовые, сводовые с литологическим экранированием. Триасовый терригенный НГК Терригенные отложения триасового (Т) нефтегазоносного комплекса представлены всеми тремя отделами, среди которых широко развиты как высокоемкие песчаные коллекторы, так и перекрывающие их глинистые экраны. Региональный флюидоупор отсутствует. Зональные и локальные покрышки – глинистые образования верхней юры. Пористость продуктивных пластов составляет 18 – 28%. На территории Варандей-Адзьвинской НГО отложения комплекса распространены неповсеместно: в центральной части вала Сорокина, на валах Гамбурцева и Талотинском они отсутствуют. Промышленная 39 нефтегазоносность установлена исключительно в северной части вала Сорокина (Торавейское, Южно-Торавейское, Наульское, Варандейское и Лабоганское месторождения). Залежи пластовые сводовые. В отложениях более молодого возраста залежи углеводородов в пределах Варандей-Адзьвинской НГО отсутствуют. 40 2. ЛИТОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ПОРОД ОВИНПАРМСКОГО ГОРИЗОНТА НИЖНЕГО ДЕВОНА СЕВЕРОВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ ВАРАНДЕЙ-АДЗЬВИНСКОЙ СТРУКТУРНОЙ ЗОНЫ 2.1. Общие принципы типизации пород овинпармского горизонта Овинпармский структурной зоны горизонт нижнего представляет девона собой Варандей-Адзьвинской мощную толщу глинисто- карбонатных пород и отличается сложным строением. Окраска пород разреза серая, от светлых до темных, почти черных тонов, подчеркивающая различные виды слоистости от сложной неправильной, узловатой, косой до неотчетливой тонкой. Структуры, в большинстве случаев микрозернистые, пелитоморфные, комковато-сгустковые, реже граноморфные, в том числе, комковатые, органогенно- детритовые в известняках; алевро-пелитовые и пелитовые – в породах с обломочной и глинистой примесью. Обломочный и глинистый материал содержится в породах в разных количествах с образованием слабо глинистых и глинистых известняков вплоть до аргиллитов, и от известняков с небольшим количеством обломков алевритовой размерности до алевролитов. Однако глинистые и терригенные разности имеют в разрезе резко подчиненное значение. Отмеченное текстурное разнообразие в совокупности со структурными и вещественными характеристиками не позволили выработать единого подхода к систематике пород, поэтому их подразделение произведено по нескольким показателям, и прежде всего – по вещественному составу. Так были выделены «чистые» известняки, известняки глинистые, аргиллиты и алевролиты. Структурные характеристики легли в основу разделения карбонатных пород: граноморфные, тонко- и микрозернистые, комковатосгустковые, среди которых в качестве разновидности выделен подтип комковато-сгустковых слоистых известняков, что сделано с привлечением 41 текстурных показателей. Более того, среди в целом микрозернистых по структуре карбонатных пород выделен наиболее распространенный в пределах овинпармского горизонта тип узловато-слоистых известняков, и главным признаком этого выделения послужила их весьма своеобразная узловато-слоистая текстура. узловато-слоистых Вместе с тем, внутри известняков обособлен подтип микрозернистых узловато-слоистых глинистых известняков, критерием выделения которых наряду с текстурным показателем является значительное количество глинистых прослоев, то есть, вещественный состав. Основанием для разделения аргиллитов служит разная окраска пород – темно-серая и зеленовато-серая. Таким образом, для систематики карбонатных, глинисто-карбонатных алевро-глинистых и обломочных пород использованы разные признаки, и нередко – несколько признаков. Для изучения пород овинпармского горизонта лохковского яруса использовались макро- и микроскопический анализ, а также кривые их естественной радиоактивности. В результате исследований среди пород овинпармского горизонта выделено 12 типов и подтипов пород: – известняки микритовые узловато-слоистые; – узловато-слоистые глинистые; – известняки комковато-сгустковые; – комковато-сгустковые слоистые; – известняки граноморфные; – известняки тонко- и микрозернистые; –известняки глинистые; – алевро-глинисто-карбонатные породы; – карбонатно-алевро-глинистые породы; – аргиллиты темно-серые; – аргиллиты зеленовато-серые; – алевролиты. 42 Между отдельными структурными литологическими типами пород существуют переходные разности, более того, породы одного типа встречаются в виде линз и небольших прослоев в основной массе пород других типов. В целом для разреза характерно весьма частое переслаивание пород. 2.2. Описание основных типов пород 2.2.1. Известняки узловато-слоистые и узловато-слоистые глинистые В данном подразделе описаны породы двух подтипов, отличающихся количеством прослоев глинистого материала, обогащенного органическим веществом, и локализованного в виде отдельных прослоев и участков. Цвет пород серый, светло-серый, темно-серый. Текстура узловатая и узловато-слоистая, подчеркнута различной окраской фрагментов пород: на фоне светло-серой массы выделяются неровные прерывистые линзовидные, полого волнистые темно-серые прослои неправильных очертаний. Соотношение текстурных компонентов меняется, обусловливая преобладание узловатого или узловато-слоистого рисунка. В узловато-слоистых породах толщина светлых прослоев меняется от 1 до 15 см. Иногда слои толщиной от 5 до 15 см хорошо выдержаны по простиранию, имеют слабо полого волнистые границы. Светлый известняк в ряде случаев образует округлые и линзовидные стяжения с волнистыми границами размером от 1 до 10 мм внутри темно-серых прослоев глинистого известняка, причем, в расположении стяжений четко прослеживается слоистость. Светлые разновидности известняка в линзах и прослоях имеют однородные, неясно выраженные пятнистые, концентрически слоистые, участками прожилковатые текстуры. В глинистых разновидностях внутрислоевые текстуры тонкослоистые (рис. 2.1, 2.2). Кроме того, как на макро-, так и на микроуровне хорошо заметна послойная направленность органогенно-обломочного материала. 43 Рисунок 2.1. Соотношение светлых и темных компонентов известняка микритового узловато-слоистого. Образец керна в глицерине. П-7 3826,43 Рисунок 2.2. Соотношение светлых и темных компонентов известняка микритового узловато-слоистого глинистого. Хорошо заметны слоистость темных прослоев и послойное расположение светлых стяжений. Образец керна в глицерине. Т-66 3973,75 44 В породах наблюдается много стилолитовых швов зубчатого типа, часто приуроченных к границам стяжений, поверхностям раздела прослоев. Высота зубьев, как правило, не более 3-5 мм. Швы имеют субгоризонтальную и субвертикальную, реже наклонную ориентировку, что подтверждается и микроскопическими исследованиями: поверхности швов могут быть как горизонтальными (по отношению к геопетальным уровням), так вертикальными и круто наклонными. Нередко они разветвляются и образуют целые субпараллельные системы. Выполняющая масса стилолитов – глинисто-органическое вещество. Структура неоднородна: более светлым, чистым участкам пород отвечает микрозернистая, а нередко и пелитоморфная масса, причем, встречаются как однородные участки, так и участки, где пелитоморфный и микросгустковый материал составляют неясно сгустковую структуру; иногда пелитоморфный материал обособлен в комочки размером в 0,02-0,04 мм с микрозернистым выполнением интерстиций. Преобладающее количество органогенных остатков связано именно со светлыми компонентами известняков. Распределены эти остатки неравномерно, количественно составляя от 1-2 до 35-40%. Степень механической переработки биогенных остатков разная – встречаются как крупные целые раковины величиной до 10-11 мм, так и тонкий шлам, не поддающийся групповому определению. В редких случаях под крупными куполообразными скелетными остатками вещество матрикса имеет яснокристаллическую структуру. Выполнение полостей крупных раковин сопровождается образованием ватерпасов, причем нижние элементы геопетальных структур выполнены пелитоморфными комочками, происхождения; структура яснокристаллическая по-видимому, микробиального кальцита, выполняющего верхние элементы, – от тонко- до крупно-, а местами, – и до грубокристаллической, причем, нередко кальцитизация верхних частей раковин происходит в два этапа: прежде – образование тонкопластинчатой и тонкокристаллической инкрустационной корочки, затем – блочных 45 кристаллов (рис. 2.3). Тонкопластинчатый кальцит иногда образует подобные корочки и по внутренним, и по внешним поверхностям отдельных створок раковин и их относительно крупных обломков (рис. 2.4). Стенки Рисунок 2.3. Целая раковина брахиоподы. Геопетальная структура выполнения внутренней полости раковины: а – микробиальные комочки; б – тонкая инкрустационная щеточка, состоящая из скаленоэдрических кристалликов кальцита; в – инкрустационная кальцитовая корочка тонкопластинчатой структуры; г – блочные кристаллы кальцита; д – крустификация по поверхностям шипов брахиопод. П-7 3978,92 относительно мелких раковинных обломков часто инкрустированы тонкими скаленоэдрическими кристалликами кальцита, реже крустификационные каемки развиваются по поверхностям раковинного детрита. В массе матрикса встречаются отдельные желваки, возможно интракласты (?) разнокристаллической структуры, ограниченные иногда микростилолитами, но чаще – биопленками, сложенными пелитоморфным кальцитом, толщиной от 0,04 до 0,12 мм, имеющими неяснослоистую микротекстуру. Такие же пленочки толщиной 0,02-0,04 мм наблюдаются и внутри желваков, что также определяет некоторую слоистость в их строении (рис. 2.5). Кроме того, биопленки развиты по поверхностям створок и 46 Рисунок 2.4. Крустификационные корочки, образованные тонкопластинчатым кальцитом по внутренним и внешним поверхностям раковин брахиопод и их обломков. П7 3971, 69 Рисунок 2.5. Желвак зеленых водорослей в микрозернистой массе известняка узловато-слоистого. Отчетливо видны биопленки, развитые по поверхности желвака (а) и образованные по внутреннему пространству (б). П-7 3949,19. 47 обломкам раковин разной групповой принадлежности, однако в большей степени – по раковинам брахиопод (рис. 2.6). Местами пленки развиты только по одной из поверхностей, местами – по обеим, при этом толщина их может быть различной. Микрозернистая масса активно биотурбирована. Следы биотурбации встречаются в виде изометричных и удлиненных участков с неправильными или округлыми границами, выполненных вторичным яснокристаллическим кальцитом (рис. 2.7), причем выполнение осуществляется с образованием остаточных пустот. Размеры пустот составляют от 0,06 до 0,15 мм, угловатая Рисунок 2.6. Тонкие биопленки, развитые по поверхностям скелетных обломков. П-7 3924,42 форма контролируется очертаниями кристаллов, хотя иногда границы частично сглажены, что обусловлено, по-видимому, процессами более позднего выщелачивания. Количественно такие пустоты не превышают 1 – 1,5% площади шлифа. Более темные участки пород характеризуются пелитоморфной и тонкомикрозернистой тонкослоистые структурой. прослои и В шлифах сообщающиеся они представляют линзы разной, собой скорее, 48 беспорядочной, ориентировки с извилистыми границами. В составе этих участков карбонатный и глинистый материал, обогащенный органическим веществом. Наличие глинисто-органической примеси, по-видимому, и определяет их темную окраску. Карбонатная часть прослоев представлена, в том числе, доломитом эвгедральным равномернозернистым и тонко- микрозернистым, с ними же ассоциируют интенсивные выделения пирита в виде рассеянных кубических кристаллов размером 0,02 – 0,04 мм и округлых, овальных, по-видимому, фрамбоидных стяжений. Количество подобных обогащенных глинистым материалом участков Рисунок 2.7. Следы биотурбации в неясно-сгустковой массе известняка узловатослоистого. П-7 3799,9 различно и при их значительном количестве породы этого типа обособляются в подгруппу глинистых разностей. Биогенные остатки в таких прослоях распространены в меньшей степени, и в большинстве случаев раковинные обломки ориентированы параллельно слоистости. 49 Границы между разными составными частями пород (светлыми и темными) четкие, очень часто подчеркиваются малоамплитудными зубчатыми и бугорчатыми микростилолитовыми швами. В породах данного структурно-литологического типа встречается большое количество микротрещин разного происхождения – и литогенетических, и тектонических. Так, в «чистой», микрозернистой массе встречается значительное количество затухающих трещин клиновидной формы с извилистыми стенками. Широкой частью трещины обращены к глинисто-карбонатным прослоям, в подавляющем большинстве случаев их покрывающим. Области прилегания чаще всего бывают выполнены материалом перекрывающего слоя, той же структуры и того же состава. Оставшееся пространство выполнено блочным кальцитом, иногда с образованием остаточных пустот (рис. 2.8). Морфология трещин, характер их выполнения позволяют диагностировать их как литогенетические трещины усыхания. Рисунок 2.8. Трещина усыхания в известняке узловато-слоистом. Внутреннее пространство трещины залечено крупнозернистым кальцитом с образованием остаточных пустот. П-7 3952,75 50 Темные битуминозно-глинисто-карбонатные прослои характеризуются несколько иной трещиноватостью: трещинки раскрытые, очень тонкие, не превышающие по толщине 0,02 – 0,03 мм, реже – 0,05 мм, чаще – 0,01 мм, заостренные по краям и затухающие. Протяженность их различна. Относительно короткие (до 0,3 мм) располагаются кулисообразно, протяженные непостоянны по толщине, иногда прерываются, в редких случаях прослеживаются по площади всего шлифа, однако больше распространены более короткие, длиной до 0,18 – 0,20 мм. При больших увеличениях заметны выделения по стенкам микрокристаллов кальцита. Стенки их извилисты согласно извилистости тонких внутренних слойков в составе темных прослоев (рис. 2.9). Послойная ориентировка приводит к образованию субпараллельных систем морфологии и свидетельствуют, локализация таких трещин. скорее Специфика всего, о литогенетической их природе. Рисунок 2.9. Система тонких субпараллельных литогенетических трещин в битуминозно-глинисто-карбонатном прослое известняка узловато-слоистого. П-7 3836,40 51 Другой вид трещин отличается протяженностью, выдержанной толщиной, относительно ровными или слабо извилистыми стенками. Иногда прослеживаются целые системы субпараллельных трещин. Ориентировка трещин различна, иногда они взаимопересекаются. направленность развития указывают, по-видимому, Морфология и на их тектоническое происхождение. Характер взаимопересечений систем и отдельных трещин позволяют выделить несколько генераций их образования. Биогенная часть узловато-слоистых известняков довольно разнообразна по групповому составу, однако количественно представлена довольно скудно. Практически в одинаковой степени развиты и эвригалинные и стеногалинные формы. Наиболее многочисленными среди эвригалинных форм являются остракоды – целые раковины и их отдельные створки размером от 0,05 до 0,6 мм. Стенки раковин иногда сохраняют свою структуру, иногда полностью перекристаллизованы. Внутренние полости целых раковин полностью кальцитизированы, в некоторых случаях в два этапа – тонкая щеточка инкрустации и тонко-, реже – мелкокристаллический кальцит, иногда – за счет срастания инкрустирующих кристаллов. В относительно крупных целых раковинках встречаются ватерпасы. Немногим менее многочисленны целые раковины и обломки раковин гастропод размером от 0,1 до 10 мм. Стенки их полностью перекристаллизованы, в отдельных случаях – гранулированы. Полости раковин полностью залечены яснокристаллическим кальцитом, встречаются геопетальные структуры. Весьма редко встречаются фрагменты колоний мшанок величиной 0,8 – 1 мм. Стенки мшанок отличаются плохой степенью сохранности. Среди стеногалинных форм важное значение имеют брахиоподы, встречающиеся как в виде целых раковин, так и в виде разных сечений обломков. Размеры их – от 0,1 мм до 8 мм. Пластинчатая, иногда двуслойная 52 стенка раковин характеризуется хорошей сохранностью, часто встречаются сечения, в которых сохранены шипы. В выполнении внутренних пространств раковин также наблюдаются ватерпасы. Относительно многочисленными являются панцири трилобитов с хорошей сохранностью волокнистого строения стенки. Размеры механически не поврежденных панцирей – 1-1,5 мм, минимальный размер отдельных фрагментов около 0,1 мм. Малочисленными, но стабильно встречаемыми являются остатки криноидей. Продольные и поперечные сечения их члеников плохо сохранены, лишь в отдельных случаях заметны внутренний осевой канал и сетчатое строение. Более того, часто по ним развивается сульфатизация, а иногда – последующее окремнение по ангидриту. Размеры обломков – от 0.04 до 0.3 мм. Наиболее редко встречаются раковины цефалопод величиной до 1–1.4 мм, средней степени сохранности. Заполнитель внутренних пространств раковин также образует геопетальные структуры. В породах широко развиты остатки зеленых водорослей, часто образующих колонии, реже – одиночные формы. В большинстве случаев чехлы их перекристаллизованы. распространены в меньшей Остатки степени. харовых Весьма водорослей многочисленны цианобактериальные образования – повсеместно развитые биопленки, возможно и бактериальные маты. Из вторичных перекристаллизации внутренних процессов стенок полостей уже раковин; раковин, упомянуты кальцитизации залечивание – процессы выполнение литогенетических и тектонических трещин; сульфатизации по фрагментам члеников криноидей; выделения пирита. Кроме перечисленных отмечается окремнение, проявляющееся в виде небольших стяжений халцедона радиально-лучистого строения. 53 Вторичная доломитизация развита слабо и имеет избирательный характер. Доломит, развитый по глинисто-карбонатным прослоям, имеет, повидимому, диагенетическое происхождение. Первичного исследованиях пустотного практически не пространства обнаружено. при микроскопических Исключение составляют литогенетические трещины по поверхностям слойков внутри глинистокарбонатных прослоев, обогащенных органическим веществом. Крайне редко встречаются пустотки неполного залечивания трещин любого генезиса, внутренних полостей раковин, следов биотурбации в микрозернистой массе матрикса, составляющие доли процента. 2.2.2. Известняки граноморфные Цвет пород светло-серый, серый. Нескелетные форменные элементы выделяются темной окраской. Скелетные зерна более светлые, чем матрикс. Текстуры пород довольно разнообразны: массивные, слоистые с разной морфологической выраженностью слоев. В породах с массивной однородной текстурой характер наслоения подчеркнут ориентированным расположением зерен, в отдельных разностях – многочисленными субгоризонтальными стилолитовыми швами (рис. 2.10). Слабо волнистослоистые текстуры сформированы за счет темно-серых, почти черных глинистых прослоек. Толщина слоев от 5 до 20 мм, внутрислоевая текстура однородная, либо тонкослоистая с толщиной слойков от 1 до 3мм. Встречаются пятнистослоистые, горизонтально слоистые (с параллельными прослоями толщиной от менее 1 до 3 мм), неровно слабоволнисто- и линзовидно-горизонтально слоистые с толщиной прослоев от 7 до 20 мм, а местами – до 50 мм, иногда – микро- тонкослоистые. Довольно часто граноморфные известняки образуют маломощные – менее 3 см толщиной – прослои в породах других литотипов. Целостность пород нарушена трещинами и уже упомянутыми выше многочисленными стилолитовыми швами. Наиболее протяженные из трещин имеют одинаковую, ортогональную по отношению к напластованию, ориентировку (рис. 2.11). Трещины относительно прямолинейны, толщина их 54 – 3-7 мм, они минерализованы, иногда полностью. Материал выполнения – кристаллический кальцит, значительно реже – битум. Стилолитовые швы, встреченные в граноморфных известняках, принадлежат разным типам – от бугорчатых и зубчатых до столбчатых [Бушинский, 1961] и даже бороздчатых [Швецов, 1958] (рис.2.12), разной толщины и амплитуды. Субгоризонтальные, развитые по напластованию, в большинстве случаев малоамплитудны (за исключением редко встречающихся бороздчатых), и образуют целые системы с шириной шага от 1 до 7 мм. Кроме горизонтальных широко развиты секущие стилолиты, совпадающие по направлению с вертикальными трещинами (ортогональные), Рисунок 2.10. Текстуры известняков граноморфных: однородные (а); тонковолнистослоистые (б). Система субгоризонтальных стилолитовых швов (в). Т-66 3992, 67; Т-66 3995,36 часто соединяющие между собой существенно глинистые прослои, и ориентированные по отношению к слоистости под острым углом. Кроме того, процесс формирования стилолитов сопровождается литогенетических трещин разрыва и разгрузки [Nelson, 1981]. развитием Трещины разрыва привязаны к вершинкам зубцов, по ним образованы «дочерние» стилолиты (см. рис. 2.12). 55 Б Рисунок 2.11. Субвертикальные тектонические трещины: в прослое известняка граноморфного однородной текстуры (А); в известняке граноморфном тонковолнистослоистой текстуры. Образцы в глицерине. П-7 3971,69; П-7 3852,76 Рисунок 2.12. Стилолитовые швы в известняке граноморфном: бороздчатый (а); зубчатый (б); связанные со стилолитами литогенетические трещины разрыва (в) и разгрузки (г). Трещины разгрузки дают начало образованию новых стилолитов (д). Образцы в глицерине. Т-66 4004,90, Т-65 4283,95 56 Структурные элементы, «гранулы», довольно разнообразны размеру, форме и, очевидно, по происхождению: пеллеты, по пелоиды, интракласты, относительно мелкозернистые обособленные бактериальные комочки, различные по размеру целые раковины, крупный и мелкий раковинный детрит. Пеллеты и пелоиды – округлые, овальные и удлиненные образования размером от 0,3 до 1,7-2,0 мм, в основном правильной, реже – неправильной формы. Границы карбонатной их массы четкие, ровные. неоднородна: Структура главным составляющей образом, их микрозернисто- пелитоморфная, соотношение же и локализация микрозернистого и пелитоморфного материала определяют в одних случаях неясносгустковое, в других – отчетливо выраженное комковато-сгустковое строение. В составе пеллет на фоне неясно-сгустковой массы встречаются очень правильные круглые (от 0,04 до 0,08 мм) и относительно прямолинейные червеобразные (до 0,2 мм) включения микрозернистого кальцита (рис. 2.13). Рисунок 2.13. Пелоиды, в том числе, копролиты в составе известняка граноморфного. Заметны крустификационные каемки по поверхностям пелоидов. П-3864, 66. 57 Иногда микрозернистый материал образует тончайшие изогнутые субпараллельные слойки толщиной 0,02 мм, за счет чего образуется тонкая волнисто-слоистая микротекстура пеллет (рис. 2.14 А). Реже в них содержится незначительное количество кварца мелкоалевритовой размерности. Довольно часто встречаются пеллеты измененной¸ неправильной формы, что обусловлено интенсивой стилолитизацией породы: в зонах распространения стилолитовых швов они деформированы, а местами почти полностью растворены. Более того, встречаются микростилолиты, развитые в пределах внутреннего пространства самих пеллет (рис. 2.14). Наряду с пеллетами и пелоидами в качестве «зернистого» материала выступают относительно крупные (до 3 мм) желваки зеленых водорослей (ренальцис ?), также характеризующиеся овальной и округлой формой с четкими очертаниями. Однако, границы их неровные, волнистые. Структура составляющего их материала комковатая, размеры пелитоморфных комочков 0,02-0,04 мм, локализуются они в периферийных частях желваков, в их распределении угадывается неясная концентрическая слоистость (рис. 2.15). Интерстиции выполнены тонко-, а центральные части – тонко- мелкозернистым кальцитом. В ассоциации с ними встречаются соизмеримые циано-бактериальные образования с аналогичными неправильными, но четкими границами с составляющей массой иной, комковато-сгустковой структуры, в которой значительную часть представляют пелитоморфные комочки. Иногда бактериальные пленки частично обволакивают водорослевые желваки, образуя «короны» толщиной 0,4-0,6 мм (рис. 2.16). В составе комковато-сгустковых бактериальных образований встречаются кристаллики кварца размером 0,04-0,06 мм очень правильных кристаллографических очертаний (см. рис 2.16). 58 А Б Рисунок 2.14. Тонко-волнистослоистая микротекстура пелоида микростилолиты(?) в микрозернистой массе пелоида (Б). П-7 3864,10; Т-65 4269,8 (А); 59 Рисунок 2.15. Водорослевые желваки в граноморфном известняке. Границы желваков неправильные, волнистые, заметна неясная концентрическая слоистость в распределении комочков. П-7 3858,33 Рисунок 2.16. Водорослевые желваки в граноморфном известняке (а); бактериальные пленки, обволакивающие водорослевые желваки (б); зерна кварца правильных кристаллографических очертаний (в). П-7 3858,33 60 Интракласты представляют собой еще одну структурную форму граноморфных известняков. Как правило, это разнообразные по размеру и очертаниям обломки карбонатного вещества, часто гранулированные, в основном, микрозернистой структуры. Однако встречаются интракласты и других структур: органогенно-обломочной, биоморфной. И, наконец, в скелетных разностях граноморфных известняков встречается довольно разнообразный раковинный и детритовый материал. Эвригалинные формы – целые раковины остракод размером от 0,06 до 1,5-2,0 мм и их обломки. перекристаллизованы, в Стенки мелких относительно раковин, более как крупных правило, раковинах тонковолокнистая структура стенки сохранена. Обломки раковин пелеципод полностью перекристаллизованы, причем, в перефирийных частях обломков и по их поверхностям развита интенсивная пиритизация; встречаются гастроподы, как целые, так и обломки размером от 0,3 до 2-2,5 мм; конические обломки раковин тентакулит. В редких случаях в составе биоты встречаются фрагменты колоний мшанок. Стеногалинные формы встречаются в породах в не меньшей степени: целые раковины брахиопод хорошей степени сохранности и их обломки. Размеры раковин от 0,4 до 3 мм; крупные обломки панцирей трилобитов; обломки члеников криноидей; фрагменты коралловых колоний(?), в более редких случаях – целые раковины цефалопод (рис. 2.17). В породах присутствуют и водорослевые формы: чехлы зеленых водорослей в продольном и поперечном сечении образуют желваки, нечетко ограниченные в массе матрикса с развитыми по периферии бактериальными пленками, а иногда составляют целые прослойки, практически не содержащие других органогенных остатков. Кроме того, в единичных случаях отмечаются остатки харовых водорослей. Внутренние полости подавляющего большинства целых раковин полностью залечены, нередко в две стадии – образование инкрустационной корочки и выполнение оставшегося пространства блочными кристаллами. 61 Рисунок 2.17. Раковина цефалоподы в граноморфном известняке. П-7 3937,15 Довольно редко в таких случаях внутри раковинных полостей отмечаются остаточные пустоты (рис. 2.18). Рисунок 2.18. Выполнение внутреннего пространства раковинки брахиоподы с образованием инкрустационных корочек (а) и остаточных пустот (б). П-7 3937,43 62 Весьма часто в целых раковинах наблюдаются геопетальные структуры с микрозернистым, реже пелитоморфным основанием и тонко-, чаще – мелкозернистой «верхушкой». Встречаются и случаи выполнения внутренних полостей пелитоморфным кальцитом, что касается, в основном, остатков гастропод. По поверхностям структурных элементов развиты крустификационные каемки, образованные кальцитом разного строения – тонкие (0,02-0,03 мм) корочки скаленоэдрических кристаллов, своеобразные тонковолокнистые «короны», крупнопризматические кристаллы, встречаются участки полной крустификационной цементации (рис. 2.19), значительно реже отмечается остаточное первичное межкрустификационное пустотное пространство (рис. 2.20). Рисунок 2.19. Участок полной крустификационной цементации в граноморфном известняке (а). Крустификационные каемки представлены кальцитом тонковолокнистой структуры. Пустотки выщелачивания, развитые по связующей массе известняка (б). П-7 3851,24 Структура вмещающей массы разнообразна – от пелитоморфной и микрозернистой до мелко- и даже среднекристаллической. Нередки участки 63 Рисунок 2.20. Межкрустификационные пустотки в граноморфном известняке. П-7 3858,33 комковато-сгустковой, иногда неясно сгустковой структуры. Комочки представлены, в основном, пелитоморфным, сгустки – микрозернистым материалом. Комочки размером от 0,01 до 0,06 мм имеют, скорее всего, цианобактриальное происхождение. Пространство между комочками выполнено микрозернистым кальцитом как в участках породы, где они обособлены, так и в тех, где они образуют сгустки, нередко с развитием тонких крустификационных каемок. Пелоиды, желваки, интракласты доломитизированы, иногда частично, иногда – практически нацело. Структура доломита тонко-, мелко-, местами и среднекристаллическая (рис. 2.21). Доломитизация касается и отдельных участков матрикса, особенно, раковинного материала. В крайне в участках скопления редких случаях обломочного встречаются участки сплошной доломитизации, практически по площади всего шлифа. Доломит субгедральный, нередко центральные части кристаллов замутнены. С 64 Рисунок 2.21. Доломитизация, развитая по пелоидам (а); каверна выщелачивания в известняке граноморфном (б). П-7 3864,66 доломитом, как правило, ассоциирует ангидрит, размеры кристаллов которого соизмеримы с кристаллами доломита, но чаще – крупнее¸ вплоть до крупных и даже грубых зерен. Кроме того, сульфатизация развивается и по фрагментам члеников криноидей. Для областей сплошной доломитизации характерны угловатые межкристаллические пустоты (0,02 – 0,03 мм) и каверны в плотной матрице размером до 0,06 мм. Породы этого литотипа осложнены большим количеством стилолитовых швов как на макро (см. выше), так и на микроуровне. Микростилолиты мелкозубчатые, бугорчатые, образуют субпараллельные системы с шириной шага от 0,04 до 3-4 мм, амплитудой от 0,1 до 1,5 мм. Толщина швов от 0,07 в стенках до 0,6-0,7 мм в шапочках. Вещество выполнителя – коричневый битум. Отмечается интенсивная пиритизация пород. Пирит выделяется в виде мелких (0,04-0,06 мм) стяжений реже – в виде кубических кристаллов до 0,1 65 мм величиной, относительно равномерно «пропитывает» породы, однако к зонам развития стилолитовых швов прослеживается некоторое увеличение его концентрации, где его выделения локализуются в периферийных частях обломочного раковинного материала. В породах довольно широко развито окремнение. Халцедон образует округлые «розочки» радиально-лучистого строения, заполняет остаточное пространство между инкрустационными корочками в полостях раковин и в таких случаях имеет крупнокристаллическую структуру, замещает отдельные кристаллики кальцита в крустификационных каемках или импрегнирует вещество матрикса. В очень редких случаях встречаются пустоты выщелачивания размером от 0,1 до 1 мм. Пустоты имеют неправильную форму и извилистые границы, секут структурные элементы (см. рис. 2.21). Довольно редко встречаются трещины толщиной от менее 0,01 до 0.1 мм, залеченные практически полностью, за исключением единичных полостей неполной минерализации величиной не более 0,04 мм. Материал выполнения – кальцит, ангидрит, халцедон, в редких случаях коричневый битум. 2.2.3. Известняки комковато-сгустковые и комковато-сгустковые слоистые В данном литотипе объединены породы двух подтипов, различающихся по текстурным признакам. В целом на микроуровне породы обладают сходными вещественно-структурными характеристиками, поэтому рассматриваются в одном разделе работы. Цвет пород светло-серый, серый, темно-серый. Текстура волнистослоистая, массивная, пятнистая, обусловленная наличием слоистая, большего тонкослоистая, или меньшего количества тонких и очень тонких глинистых прослоев темно-серого цвета. Для пород характерна интенсивная стилолитизация, причем встречены стилолиты разных типов, амплитуд и ориентировки. Наиболее значительной 66 количественно является напластованию), часто система горизонтальных подчеркивающих стилолитов границы разделов (по между «чистыми» светло-серыми известняками и темными глинистыми прослоями (рис. 2.22 А). Швы часто разветвляются, иногда сливаются в тонкие прослои, образованные глинисто-органическим веществом выполнителя. Более поздние стилолиты пересекают горизонтальные под почти прямым углом, нередко со смещением слойков, и затухают в темно-серых пропластках с относительно высоким содержанием глинистого материала (рис. 2.22 Б). Б Рисунок 2.22. А (в глицерине) – тонкие глинистые прослои в известняке комковато-сгустковом слоистом (а), на границах разделов заметны стилолитовые швы (б). Т-65 4310,03 Б – смещение глинистых прослоев относительно стилолитового прослоя, ортогонально секущего стилолитовый шов. Т-65 4379,03 А Породы в значительной степени разбиты трещинами разных размеров и времени образования: относительно протяженные и прямолинейные, частично залеченные трещины ориентированы ортогонально по отношению к слоистости. Такую же ориентировку имеют и секущие стилолитовые швы. Кроме того, прослеживаются мелкие относительно короткие трещины двух 67 систем: одна – совпадающая с направлением протяженных трещин и вторая, субгоризонтальная. Системы пересекаются под почти прямым углом. Среди комковато-сгустковых известняков встречаются кавернозные разности, полости в которых иногда достигают 0,8 -1 см в размере (рис. 2.23). Структура пород данного литотипа в целом фитобиогермная, сформированная в результате жизнедеятельности различных организмов: цианобактерий и различных групп зеленых водорослей. В зависимости от групповой принадлежности породообразующих организмов отмечаются различные структуры: комковатая, комковато-сгустковая, фенестровая, строматолитовая и т,д. Довольно часто породы содержат скелетные остатки различных организмов. Основу известняков с комковатой структурой составляют обособленные пелитоморфные комочки, скорее всего, микробиального Рисунок 2.23. Каверны в известняке комковато-сгустковом. Т-65 4277,50 происхождения, размером от 0,02 до 0.2 мм. В пределах одного шлифа комочки одинаковы по размеру, в редких случаях распределены равномерно. Чаще их локализация способствует образованию слоистой микротекстуры: комочки располагаются в виде слойков субпараллельной ориентировки (рис. 2.24 А), реже комковатая масса образует округлые, овальные и 68 неправильные линзы с четкими границами, подчеркнутыми бактериальными пленками, в материале иной структуры (рис. 2.24 Б). В отдельных случаях – в виде неясно ограниченных линз в комковатой же массе, отличающихся значительно большей плотностью распределения комочков (рис. 2.24 В). Иногда карбонатный материал комковатой структуры выполняет внутренние полости целых раковин, временами – с образованием ватерпасов (рис. 24 Г). Плотность распространения комочков различна, местами они сливаются в сгустки. Нередко комковато-сгустковая масса биотурбирована, следы биотурбации в виде светлых округлых и неправильно удлиненных участков выполнены яснокристаллическим материалом (рис. 2.25). Структура связующей части комковатых пород тонко- и микрокристаллическая. В породах литотипа встречаются элементы строматолитовых текстур, несколько различающихся по внутреннему строению. В одних случаях это отчетливо слоистые неясно сгустковые микрозернистые и пелитоморфные образования с характерными фенестровыми полостями (рис. 2.26 А), практически полностью залеченными яснокристаллической массой. Слои неправильные, волнистые, часто разделяющиеся прослоями комковатой структуры, которые, в свою очередь, вмещают хорошо ограниченные пелитоморфные желваки микробиального происхождения. В других же случаях – это весьма неправильные стяжения, линзы и прослои мелко- и тонкозернистого материала, ограниченные каемками микрозернистой структуры. они Толщина каемок непостоянна, иногда образуют самостоятельные волнистые слойки, осложненные комковато-сгустковыми и пелитоморфными включениями в микрозернистой кальцитовой массе (рис. 2.26 Б). Помимо бактериальных сообществ в породах отмечены остатки зеленых водорослей, встречающиеся в разных количествах как в составе бактериальных матов (рис. 2.27 А) и в комковатой 69 А В Б Г Рисунок 2.24. Характер локализации комков в известняке комковато-сгустковом: А – неясные слойки; Б – неправильные линзы (а), окутанные биопленками (б); плохо ограниченные линзы с более плотным расположением слойков (В); комковатая масса составляет основание геопетальной структуры по внутренней полости раковины брахиоподы (Г). П-7 3894,40; . П-7 3932,64; П-7 3934,80 П-7 3985,96 70 Рисунок 2.25. Следы биотурбации (а) и микропромоина (б) в комковатой массе известняка комковато-сгусткового. Поверхность промоины перекрывается материалом глинисто-карбонатного прослоя, обогащенного органическим веществом. П-7 3842,78 массе (рис. 2.27 Б), так и в виде колоний и фрагментов колоний, составляющих обособленные прослои и крупные линзы (рис. 2.27 В). Как правило, это продольные и поперечные сечения водорослевых чехлов, причем, продольные сечения часто ориентированы параллельно длинной оси (рис. 2.27 Г). Внутренние полости чехлов полностью кальцитизированы (инкрустация), вмещающая масса – в основном, мелкокристаллический кальцит, хотя, в меньшей степени, встречаются микро- и тонкозернистые участки В отдельных случаях в комковатой строматолитовой массе встречаются остатки кодиевых (?) водорослей. По составу скелетных организмов комковато-сгустковые известняки практически не отличаются от описанных выше узловато-слоистых и граноморфных известняков. Однако количественно они представлены в меньшей степени. Эвригалинная фауна представлена целыми раковинками и отдельными створками остракод, гастроподами, в очень редких случаях 71 А Б Рисунок 2.26. Строение строматолитовых образований в известняке комковатосгустковом. А – тонкослоистое, с фенестровыми полостями (а) и прослоем комковатой массы (б); Б – линзовидно- неяснослоистое. П-7 3837,12; П-7 3843,97 встречаются обрывки веточек мшанок. Стеногалинная – целыми раковинами брахиопод и их обломками, остатками панцирей трилобитов, относительно 72 А Б В Г Рисунок 2.27. Остатки зеленых водорослей в известняке комковато-сгустковом: А – в массе бактериального мата; Б – в комковатосгустковой массе; В – фрагмент колонии; Г – продольные и поперечные сечения чехлов зеленых водорослей в составе обособленного прослоя. П-7 3814,94; П-7 3899,5; П-7 3942,13 П-7 3933,44 73 распространенными обломками члеников криноидей, единичными фрагментами коралловых колоний и раковин цефалопод. Внутренние полости крупных раковин выполнены комковатым материалом, как отмечалось выше в том числе, с образованием ватерпасов; яснокристаллическое образование выполнение инкрустационных двухэтапное каемок с – первоначальное последующей блочной кальцитизацией, мелкие раковинки полностью инкрустированы, а по их поверхностям довольно часто образованы крустификационные «короны». Довольно редко в областях, прилегающих к куполообразным обломкам панцирей трилобитов, развиты участки яснокристалличекого кальцита, образование которых, возможно, связано с выполнением первичных полостей, причем, структура выполняющей массы позволяет выделить несколько генераций кальцитизации. В породах встречается незначительное количество кварцевых обломков мелко-, реже среднеалевритовой размерности. Необходимо отметить, что встречаются и кристаллы кварца правильной формы, которая, по-видимому, обусловлена вторичными процессами. В породах встречаются глинистые прослои, обогащенные органическим веществом и характеризующиеся тонкой слоистостью. Внутри прослоев в отдельных случаях наблюдаются выделения тонковолокнистого кальцита в виде удлиненных линз, волокна кальцита ориентированы перпендикулярно слоистости. В других случаях глинистые прослои содержат микро- и тонкокристаллический доломит правильных кристаллографических очертаний. Подобные битуминозно-глинисто-карбонатные прослои широко развиты во всех породах овинпармского горизонта микрозернистой структуры. Их строение и состав практически одинаков для известняков всех типов. В массе прослоев довольно часто встречаются литогенетические трещины, подробно описанные в подразделе 2.2.1. 74 Непосредственно под глинисто-битуминозными прослоями в микрозернистой карбонатной массе отмечено значительное количество трещин усыхания клиновидной формы с извилистыми стенками, обращенных более широкой перекрывающий стороной к перекрывающим материал «зависает» над прослоям. трещинкой, Иногда немного деформируясь, иногда же обрывается и проваливается в трещинки, в большей или меньшей степени заполняя их (рис. 2.28). И в тех, и в других случаях оставшееся пространство трещинки залечивается яснокристаллическим кальцитом. Помимо литогенетических отмечаются и тектонические трещины нескольких генераций, отличающихся относительно большой протяженностью и довольно ровными стенками. Иногда они образуют субпараллельные системы. Как правило, трещины минерализованы. Рисунок 2.28. Трещина усыхания в комковатой массе известняка (а); субвертикальные тектонические трещины, секущие слоистость (б); стилолитовый шов, совпадающий по направлению с тектоническими трещинами (в), П-7 3972,82 75 С направлением систем тектонических трещин часто совпадают зубчатые микростилолитовые швы, иногда затрагивающие материал выполнения последних (см. рис. 2.28). Трещины, следы биотурбации, фенестры, внутренние полости целых раковин, чаще залечены. Минеральный состав выполняющего материала, в основном, кальцитовый. В более редких случаях процесс выполнения осуществляется с образованием остаточных пустот. Размеры их составляют от 0,06 до 0,15 мм, угловатая форма контролируется очертаниями кристаллов, хотя иногда границы частично сглажены, что обусловлено, по-видимому, процессами более позднего выщелачивания. Количественно такие пустоты не превышают 1 – 1,5% площади шлифа. Кроме того, в микрозернистом матриксе наблюдаются пустоты выщелачивания изометричной формы, значительно реже – удлиненной. Нередки случаи сульфатизации (ангидрит), частично развивающейся по внутренним полостям раковин остракод, обломки члеников криноидей сульфатизированы полностью. В меньшей степени развиты процессы окремнения. Пиритизацией охвачены в большей или меньшей степени все породы. Пирит выделяется в виде отдельных кристалликов, редко – крупных стяжений, концентрация его, как правило, повышается в областях, тяготеющих к глинистым прослоям с органическим веществом. 2.2.4. Известняки тонко- и микрозернистые Цвет пород преимущественно серый, в меньшей степени, светло- серый. Текстура тонко параллельно слоистая: чередуются светло-серые и серые слойки. Породы характеризуются интенсивной трещиноватостью: трещины, по-видимому, тектонические, в основном, прямолинейные, иногда – слабо извилистые, разветвляющиеся, составляющие единую систему, ориентированную ортогонально по отношению к слоистости. Толщина их 76 их до 3мм, стенки относительно ровные, трещины полностью залечены (рис. 2.29). Рисунок 2.29. Тонкая горизонтально слоистая текстура известняка тонко- микрозернистого. Тектонические минерализованные трещины, ортогонально секущие слоистость (в глицерине). П-7 3889,15 Структура пород микро- и тонкозернистая. Тонкозернистый карбонатный материал выделяется в виде тонких извилистых линзочек длиной до 0,12 мм и толщиной до 0,06 мм, расположенных параллельно длинной оси, за счет чего образуется тонкослоистая микротекстура. Такие же волнистые и линзообразные включения образует и глинистый материал, количество которого в породах незначительно (не превышает 10%) (рис. 2.30). Весьма редко известняки имеют неясно сгустковую структуру, в такой массе иногда встречаются следы биотурбации. Фрагменты раковинного детрита и шлама имеют также удлиненную форму и встраиваются в обозначенную микротекстуру. Среди скелетных остатков встречены отдельные створки мелких остракод, максимальный размер которых достигает 0,4 мм, значительно реже 77 Рисунок 2.30. Тонкослоистая микротекстура известняка тонко- микрозернистого. П-7 3880,80 – целые раковинки. Редко встречаются целые раковины гастропод, иногда полностью перекристаллизованные, Размеры раковин достигают 0,5 мм. Стеногалинная фауна представлена целыми раковинами брахиопод и их обломками, отдельными фрагментами панцирей трилобитов и различными сечениями члеников криноидей, повсеместно сульфатизированных. В отдельных случаях наблюдаются водорослей (рис. 2.31). многочисленные обрывки зеленых Внутренние полости практически всех целых раковин выполнены в две стадии – инкрустация и последующая иногда тонко-, иногда мелкозернистая кальцитизация. Групповой состав мелкого раковинного детрита и шлама не поддается определению. Тектонические трещины, наблюдаемые в шлифах, характеризуются прямолинейностью, субпараллельностью перпендикулярно слоистости. Толщина их полностью структуры. минерализованы, выполнитель и ориентированностью составляет 0,02-0,04 мм, они – кальцит тонкозернистой 78 Рисунок 2.31. Многочисленные остатки зеленых водорослей в известняке тонкомикрозернистом. П-7 3802,04 Породы пиритизированы, что характерно для всех известняков разреза, однако выделения пирита здесь встречаются в меньших количествах в виде мелкорассеянных кристалликов. 2.2.5. Известняки глинистые Цвет пород, серый от светлого до темного тонов, причем, окраска пород неоднородна, наблюдаются в различных соотношениях сочетания более светлых и более темных участков породы. Текстура массивная, горизонтально тонкослоистая, неясно слоистая, пятнистая. Горизонтально слоистая текстура определяется многочисленными преимущественно глинистыми прослоями в массе светлых «чистых» известняков. Прослои четко обособлены, границы их извилистые, волнистые. Толщина их от долей до 1,5-2.см. Нередко такие слойки облекают следы промоин в светлой карбонатной массе. Породы интенсивно разбиты трещинами разного происхождения, разных стадий образования. 79 Среди литогенетических трещин в образцах отчетливо заметны клиновидные, извилистые, затухающие, ориентированные перпендикулярно напластованию, перекрытые тонкими волнистыми глинистыми слойками (рис. 2.32), возможно, являющиеся трещинами усыхания. Толщина их около 3 мм, они полностью залечены кальцитом. Рисунок 2.32. Трещина усыхания, перекрытая тонким глинистым прослоем, в известняке глинистом (в глицерине). П-7 3945,99 По-видимому, литогенетическими являются и тонкие, извилистые субгоризонтальные зияющие трещины, ассоциирующие с глинистыми прослоями (рис. 2.33). Тектонические разнонаправленные трещины ортогонально разных генераций пересекающиеся составляют системы. Толщина трещин достигает 3-3,5 мм, трещины частично минерализованы, в веществе выполнителя присутствует битум. С направлениями обеих систем совпадают направления стилолитовых швов: бугорчатых и мелкозубчатых субгоризонтальных амплитудой 2-3 мм и зубчатых субвертикальных, иногда слабо разветвленных, нередко соединяющих между собой темно-серые преимущественно глинистые прослои (рис. 2.34). Структура, в основном, пелитоморфная, микро- и тонкозернистая: 80 Рисунок 2.33. Литогенетеческие трещины, ассоциирующие с темными глинистыми прослоями (а); следы промоин в светлой массе «чистого» известняка (б); субгоризонтальные стилолитовые швы, обособленные и развитые по поверхности раздела глинистого прослоя и «чистого» известняка (в). Т-66 3991,15 Довольно часто тонкозернистый карбонатный материал локализуется в виде изометричных и несколько удлиненных линзочек размером 0,04 – 0,06 мм, послойно расположенных в глинисто-карбонатном веществе пелитоморфной структуры. Такую же ориентировку имеют и органогенные остатки. Нередко преимущественно известковые разности пород имеют однородную микрозернистую (рис. 2.35), реже – комковато-сгустковую и сгустковую структуру с пелитоморфными сгустками и микрозернистыми интерстициями (рис. 2.36). Редко в комковатой и комковато-сгустковой массе встречаются фенестровые полости, выполненные кальцитом в несколько этапов: микрозернистое выполнение части полости с образованием 81 А Б Рисунок 2.34. Известняк глинистый. А – взаимопересекающиеся частично минерализованные трещины (а); тонкие глинистые прослои (б); субгоризонтальные стилолитовые швы (в). Б – субвертикальные стилолитовые швы, совпадающие по направлению с тектоническими трещинами. ватерпаса, тонкая инкрустация, окончательное залечивание блоками мелко и среднекристаллического кальцита. Наличие фенестр, скорее всего, указывает на бактериальное происхождение комков и сгустков. Иногда сгустковая масса биотурбирована. Глинистый материал в большей или меньшей степени рассеян в карбонатном веществе пелитоморфной структуры, однако сравнительно часто концентрируется в виде субпараллельных горизонтальных прослоев, обогащенных органическим веществом. Толщина прослоев – 1-2 мм, границы их четкие, волнистые, ориентировка – субгоризонтальная. 82 Рисунок 2.35. Микрозернистая структура светлых участков глинистого известняка (внизу). Доломит тонко- микрозернистый, эвгедральный, развитый в веществе глинистокарбонатного прослоя, обогащенного органическим веществом (вверху). Стрелкой отмечен след промоины, выполненный материалом прослоя. П-7 3900,55 Рисунок 2.36. Комковатая и комковато-сгустковая структура известняка: пелитоморфный материал комочков и сгустков с микрозернистым выполнением интерстиций. С анализатором. П-7 3995,53 83 В веществе пропластков развивается тонко и микрозернистый доломит в разной концентрации: от отдельных ромбиков до равномернокристаллических участков с размером кристалликов до 0,03 – 0.04 мм (см. рис. 2.35). Внутри прослоев встречаются линзы кальцита волокнистой структуры длиной от 0,5 до 2,5 мм шириной 0,25-0,3 мм (рис. 2.37). Направление длинных осей линз совпадает с направлением слоистости. Выделения волокнистого кальцита ассоциируют и со стилолитовыми швами, весьма характерными как для пород всего разреза, так и для данного типа. Стилолиты зубчатые амплитудой до 2,5 мм, толщиной до 0,3 мм, выполненные глинисто-органическим веществом, содержащим незначительное количество кварцевых обломков размерности мелкого алеврита (до 0,02 мм). Рисунок 2.37. Линзообразные выделения кальцита волокнистой структуры, связанные с глинисто-карбонатными прослоями (а); следы биотурбации (б) в микрозернистой массе известняка глинистого. П-7 3941,60-1 В пристилолитовых зонах встречаются относительно крупные (до 0,3 мм) каверны выщелачивания чаще неправильной формы. Относительно 84 небольшие каверны (до 0,1) мм изредка отмечаются и в микрозернистой массе пород. Скелетные остатки в большинстве своем механически разрушены. Раковинный материал в подавляющем большинстве случаев встречается в виде детрита и шлама. Наилучшей сохранностью характеризуются мелкие раковинки остракод, сохранившиеся в целостном состоянии, и их отдельные створки. Детрит представлен обломками раковин и игл брахиопод, панцирей трилобитов, и фрагментами члеников криноидей. Относительно редко встречаются разные сечения чехлов зеленых водорослей, которые в ассоциации со створками остракод, обособленными комками и обломочным материалом среднеалевритовой структуры образуют «карманы» в сгустковом матриксе (рис. 2.38). Толщина таких образований достигает 1 мм, длина – 5-6 мм, ориентированы они беспорядочно. Рисунок 2.38. Линзообразное скопление чехлов зеленых водорослей, отдельных створок раковин остракод и обломков кварца мелкоалевритовой размерности в микрозернистом матриксе известняка глинистого. П-7 3972,92 Цементирующее вещество «карманов» отличается от матрикса чуть большими размерами микрокристаллов. Стенки водорослевых чехлов и 85 створок остракод сильно пиритизированы. Мелкодисперсный пирит концентрируется по периферии стенок. Выделения сульфидов железа характерны для глинистых известняков – от тонкорассеянных кристалликов размером в 0,01 – 0,02 мм до изометричных стяжений округлых стяжений (до 0,2 мм) и даже линз неправильной формы 0.35 мм в длину и 0,1 мм в ширину. В отдельных случаях известняки содержат относительно равномерно рассеянный углистый детрит. Трещины, встреченные в породах, имеют разное происхождение, что уже отмечено на макроуровне. Микроскопические исследования позволили выделить по крайней мере два типа литогенетических трещин: клиновидные, извилистые, затухающие, ориентированные перпендикулярно напластованию, перекрытые тонкими волнистыми глинистыми слойками, диагностируемые как трещины усыхания. Толщина их от долей до 3 мм, они практически полностью залечены кальцитом. Второй тип литогенетических трещин связан с глинисто-карбонатными прослоями, обогащенными органическим веществом. Трещинки разной протяженности, очень тонкие, извилистые, развитые по наслоению внутри прослоев (рис. 2.39). Тектонические микротрещины также относятся к нескольким генерациям и характеризуются прямолинейностью, субпараллельностью и относительно ровными стенками. Толщина основного количества трещин не превышает 0,1 мм. Тонкие трещинки полностью залечены тонкозернистым кальцитом. Относительно широкие трещины выполняются в два этапа – инкрустация и блочное заполнение, причем, неполное: остаточные пустоты достигают 3мм (рис. 2.40). Ориентировка трещин совпадает с ориентировкой стилолитовых швов. Блочные кристаллы (до 0,5 мм) кальцита часто замещены ангидритом. Ангидрит развит и по обломкам криноидей. Небольшое количество обломков кварца мелкоалевритовой структуры увеличивается по направлению к глинисто-органическим прослоям, а внутри прослоев наблюдается их наибольшая концентрация. 86 Рисунок 2.39. Тонкие извилистые литогенетические трещинки, образованные по наслоению внутри глинисто-карбонатного прослоя, обогащенного органическим веществом, в известняке глинистом. Т-66 4027,05 Рисунок 2.40. Остаточная пустота в минерализованной тектонической трещине известняка глинистого. С анализатором. П-7 3985,83 87 2.2.6. Алевро-глинисто-карбонатные породы (АГКП) Породы данного литотипа характеризуются разнообразными литологическими признаками – структурой и составом – и объединены в одну группу аналогично КАГП. Среди них можно выделить известняки органогенно-обломочные, известняки глинистые, глины известковые. Цвет пород светло-серый, серый, темно-серый. Текстура пород тонкослоистая, в большей или меньшей степени волнистослоистая, линзовиднослоистая, пятнистая. Определяется сочетанием прослоев разной толщины и окраски, и морфологией их поверхностей. Толщина слоев от 1 до 8-9 мм. Светлоокрашенный карбонатный материал иногда локализуется в виде линз округлой и вытянутой формы с четкими, плавно волнистыми границами в тонко- и волнистослоистом материале более темной окраски. Иногда светлые породы составляют тонкие выдержанные по толщине слойки с относительно ровными границами. Линзы ориентированы согласно слоистости. Расположение крупных скелетных форм также послойное (рис. 2.41). Материал светлоокрашенных линз и прослоев отвечает составу и структуре известняка тонкозернистого, в котором карбонатный материал выделяется в виде небольших микро- и тонкозернистых линзочек, переслаиваемых с прерывистыми волнистыми слойками пелитоморфной структуры. Более темные слойки отличаются значительным, иногда весьма значительным содержанием глинистого материала. Отдельные прослои содержат крупные скелетные фрагменты послойной ориентировки, среди которых встречены панцири трилобитов (до 4 мм), обломки раковин брахиопод (2,5-3 мм), перекристаллизованные обломки раковин пелеципод (до 4 мм), отдельные створки остракод (0,3-0,5 мм). Обломочный материал представлен зернами кварца размерности мелкого и среднего алеврита (0,02- 0,04 мм) и характеризуется хорошей 88 Б Рисунок 2.41. Волнистолинзовиднослоистая (А) и параллельнослоистая (Б) текстуры алевро-глинисто-карбонатной породы. А – образец в глицерине. П-7 3987,16; Т-65 4295,00 А отсортированностью, распределен неравномерно, количество – от 2-3% до2530%. Связующая масса микрозернистая, иногда неясно сгустковая. В прослоях с органогенными мелкокристаллического кальцита остатками в наблюдаются межформенном выделения пространстве с относительно плотной упаковкой скелетных фрагментов, а также хорошо ограниченные округлые яснокристаллические включения, образованные, возможно, путем перекристаллизации отдельных форменных элементов (рис. 2.42). Глинистый материал локализуется в виде тонких волнистых прерывистых слойков или вытянутых неправильных линз с нечеткими границами. По глинистым слойкам и линзам встречаются ромбовидные кристаллы доломита размером 0,02-0,07 мм, здесь же повышается концентрация 89 Рисунок 2.42. Округлые включения яснокристаллического кальцита в микрозернистой массе матрикса алевро-глинисто-карбонатной породы. С анализатором. Т-65 4365,3 в целом характерного для всех пород тонко рассеянного пирита вплоть до образования округлых и линзообразных стяжений. Крайне редко встречаются единичные пустоты выщелачивания до 0,250,3 мм, а также внутриформенные остаточные пустотки. 2.2.7. Карбонатно-алевро-глинистые породы (КАГП) Породы органогенные, данного литотипа довольно органогенно-обломочные, разнообразны: глинистые, известняки алевритистые, алевритовые, алевролиты известковистые. Частое повторение названных пород даже в пределах даже одного шлифа обусловило их объединение одну относительно немногочисленную группу. Цвет пород светло-серый, серый, темно-серый. Текстура массивная, пятнистая, слоистая, волнистослоистая, линзовидная, линзовиднослоистая. Среди органогенных известняков заметны два типа текстур: наиболее светлой окраской характеризуются известняки с беспорядочным, хаотичным расположением скелетных остатков. Они имеют 90 относительно однородную массивную текстуру. Известняки с послойно ориентированным расположением раковинного материала имеют более темную окраску и тонкослоистую текстуру (рис. 2.43). Рисунок 2.43. Массивная (а) и тонкослоистая (б) текстуры карбонатно-алевроглинистой породы (в глицерине). П-7 3971,54 Еще более темная окраска характерна для алевролитов и, наконец, самая темная наблюдается в тонких глинистых прослоях. «Карманы», линзы, прослои образуются за счет сочетания пород разных текстур (окрасок) в разных соотношениях. Структура органогенная, органогенно-детритовая, комковатая, комковато-сгустковая, микрозернистая, пелитоморфная, среднезернистая алевритовая, пелитовая. Светлые известняки состоят из нескольких структурных компонентов: скелетные остатки, терригенная примесь и связующая масса неоднородной структуры. Крупные (до 3,5 мм в длину) сечения панцирей трилобитов хорошей сохранности расположены беспорядочно, хаотично. Вместе с крупными формами встречаются мелкие (0,1-0,12 мм) створки остракод. 91 Связующая масса, в основном, микрозернистая, комковато-сгустковая. Значительно реже встречаются участки с яснокристаллической, точнее, среднекристаллической цементацией, причем кристаллический кальцит локализуется внутри крупных выпуклых скелетных форм или в межформенном пространстве в зонах их повышенной концентрации (рис. 2.44). Породы тонкослоистой текстуры помимо трилобитов и остракод содержат еще и целые раковины брахиопод и их обломки. Сохранность брахиопод хорошая, трилобиты и остракоды характеризуются меньшей степенью сохранности. Кроме названных форм в породах встречаются чехлы зеленых водорослей (0,12 мм) и пелитоморфные комки (0,03-0,04). Внутренние полости целых раковин выполнены в три этапа с образованием геопетальной структуры: микрозернистое выполнение нижней части, инкрустация волокнистыми кристалликами кальцита и среднезернистая блочная кальцитизация. Связующая масса в таких известняках микро- Рисунок 2.44. Беспорядочное расположение панцирей трилобитов в карбонатноалевро-глинистой породе. Стрелками показаны участки среднекристаллической цементирующей массы. П-7 3971,23 92 тонкозернистая. Во всех породах присутствует хорошо отсортированный обломочный материал размерности среднезернистого алеврита. Отсортированность хорошая, в составе – кварц. Количество обломков непостоянно: местами он образует округлые линзы неправильной формы «чистого» алевролита, встречаются и участки пород с небольшим количеством алевритового материала, равномерно распределенного в микрозернистом и пелитоморфном карбонатном материале. Встречаются случаи развития яснокристаллического цемента пойкилитовой структуры. Микрозернистая биотурбирована, и следы пелитоморфная карбонатная биотурбации масса залечены часто мелко- и среднекристаллическим кальцитом (рис. 2.45). Вместе с ориентировкой скелетных остатков слоистость подчеркивают и тонкие (0,03-0,5 мм) волнистые глинистые слойки, обогащенные органическим веществом, встречающиеся в слоистых разностях пород. Внутри них встречены правильные ромбовидные кристаллы доломита размером от 0,01 до 0,06 мм. Аналогичные по размеру и форме кристаллики доломита развиты и в слоистых известняках, содержащих, по-видимому, бактериальные пелитоморфные комки. Кроме того, с прослоями ассоциируют литогенетические трещины: внутренние тонкие извилистые, согласные наслоению, а также возникающие на контакте битуминозноглинистых прослоев с подстилающей микрозернистой «чистой» карбонатной массой трещины усыхания. Выделение сульфидов железа проявляется в виде тонко рассеянных кристалликов пирита, относительно равномерно пропитывающих породу, редко встречающихся округлых стяжений, в виде замещения вещества стенок раковин. Крайне редко встречаются единичные каверны выщелачивания округлой изометричной формы размером от 0,15 до 0,5 мм, иногда процессы 93 А Б Рисунок 2.45. Линзообразное (А) и относительно равномерное распределение обломочного материала в микрозернистой массе КАГП. На обоих снимках хорошо видны следы биотурбации. П-7 3971,54 выщелачивания развиваются по более ранним трещинам, такие каверны имеют удлиненную форму с неправильными границами. 94 2.2.8. Аргиллиты темно-серые и зеленовато-серые В данном структурно-литологическом типе пород объединены два подтипа аргиллитов, различающиеся по окраске: темно-серые и зеленоватосерые. Оттенки окраски – темно-серые, иногда почти черные, коричневатотемно-серые, темно-серые, зеленовато-темно-серые, зеленые (рис.2.46). В составе литотипа аргиллиты алевритистые, известковые, с прослоями органогенных обломков. 1 см 1 см Б А Рисунок 2.46. А – аргиллит зеленовато-серый; Б – аргиллит темно-серый, контакт с известняком граноморфным. Т-65 4400,35; Т-65 4340,80 Текстура тонкослоистая, слоистая. В крайне редких прослоях, содержащих биогенный материал, слоистость подчеркнута послойной ориентировкой детрита. Реже встречаются прослои с плитчатой текстурой. В составе аргиллитов можно выделить несколько структурновещественных компонентов: глинистый материал, микрозернистый пелитоморфный и карбонатный, детритовый раковинный и материал и терригенную примесь. шламовый 95 Основную часть пород составляет глинистый материал, представленный гидрослюдой. Микрозернистая карбонатная часть встречается в виде небольших кальцитовых линзочек размером 0,04-0,05 мм, располагающихся относительно равномерно по площади шлифа, местами образуя прослойки (рис. 2.47). Среди весьма редких биогенных остатков встречаются обломки панцирей трилобитов, раковин брахиопод и единичные остракоды размером от менее 0,1 мм до 1,4 мм, неопределимый шлам. Количество органогенного детрита и шлама колеблется от единичных фрагментов до 20-25%. Рисунок 2.47. Линзочки карбонатного материала в аргиллите. Т-65 4392,31 Обломочный материал составляет от 1-5% до 10-15% и представлен зернами кварца размерности мелкого алеврита, в меньшей степени чешуйками слюд (размер их изменяется от 0,01 до 0,05 мм). Распределение обломков послойное полосовидное, линзовидное, пятнистое или беспорядочное. Довольно равномерно рассеян в породах эвгедральный доломит, кристаллики которого, в основном, не превышают 0,05 мм в размере, преобладают же зернышки 0,01-0,02 мм. 96 В породах развиты выделения пирита – от обособленных рассеянных кристалликов величиной в первые сотые доли мм до крупных стяжений и фрамбоидов (рис. 2.48) размером 2 -2,5 мм, иногда замещает стенки обломков раковин. Рисунок. 2.48. Фрамбоиды пирита в аргиллитовой массе. Т-65 4285,2; П-7 3944,18 97 2.2.9. Алевролиты Алевролиты встречаются в разрезе в единичных случаях. Цвет пород зеленовато-серый, светло-серый, серый, причем, породы с серой и светло-серой окраской сосредоточены в пятнах, линзах, иногда сливающихся в прослои, в зеленовато-серой вмещающей массе. Границы таких включений относительно резкие, неправильные, извилистые, размеры от 0,5 до 4-5 см. В их расположении просматривается слоистость. Текстура пятнистая, неясно-волнисто-слоистая, подчеркнутая различной окраской двух разных компонентов породы. Микротекстура неправильно-линзовидно-слоистая: основная масса породы с достаточно равномерным распределением обломочной части осложняется включениями органическим веществом. глинистого Глинистый материала, материал обогащенного обособлен в виде неправильных линз и карманов с неровными границами, которые иногда соединены между собой тонкими прослоями (рис. 2.49). Глинистые прослои практически не содержат алевритовой примеси. Рисунок 2.49. Неправильные линзы глинистого материала (а) и обломки панцирей трилобитов (б) в массе алевролита. Т-65 4286,2 98 Структура алевритовая, мелко- среднезернистая. Размеры обломков от 0,01 до 0,05 мм, преобладающие – 0,03-0,04 мм. Отсортированность средняя. Обломочная часть составляет немногим более 50% породы и представлена зернами кварца, редко - плагиоклаза кислого состава, единичными чешуйками слюд (мусковит), обломками карбонатных пород (рис. 2.50). Рисунок. 2.50. Алевролит мелко- среднезернистый (с анализатором). Т-65 4286,2 Цемент глинисто-карбонатный, в большей степени, карбонатный, тип цемента – базальный, количество – 35–40%. Органогенная часть породы представлена трудно определимым детритом плохой сохранности. Размеры скелетных обломков от 0,1 до 1 мм. Количество детритовой составляющей не более 6-7%. Уверенно определимыми являются обломки панцирей трилобитов (см. рис. 2.49). По глинистым линзам и прослойкам развит тонкозернистый доломит. Кристаллики доломита правильных кристаллографических очертаний размером 0,01-0,03 мм равномерно распределены по глинистому материалу. 1 В них же сосредоточены включения сульфидов железа в форме отдельных кубических кристаллов или стяжений. 2.3. Общие показатели литологии карбонатных отложений овинпармского горизонта Завершая литологический раздел, необходимо отметить некоторые общие и весьма важные черты, характерные для отложений всего разреза овинпармского горизонта. Прежде всего – распространенность, количественные соотношения основных типов пород. Поскольку было изучено и описано более тысячи шлифов, полученные значения статистически достаточно достоверны (рис. 2.51). Более 40% пород – это узловато-слоистые известняки, как «чистые», так и их глинистые разновидности. Следующие по распространенности – это граноморфные и комковато-сгустковые известняки, частота встречаемости которых соответственно 17 и 13%. Глинистые известняки, аргиллиты, алевро-глинисто-карбонатные и карбонатно-алевро-глинистые породы встречены в 5–7% случаев. Практически единичные находки (менее 1%) – тонкозернистые известняки и алевролиты. Рисунок 2.51. Гистограмма распределения частот встречаемости основных типов пород овинпармского горизонта. По вертикальной оси – частота встречаемости пород, %; по горизонтальной оси – породы разных структурных типов: 1 – известняки граноморфные; 2 – известняки комковатосгустковые; 3 – известняки комковатосгустковые слоистые; 4 – известняки тонко- и микрозернистые; 5 – известняки узловатослоистые; 6 – известняки узловато-слоистые глинистые; 7 – известняки глинистые; 8 – алевроглинисто-карбонатные породы; 9 – карбонатноалевро-глинистые породы; 10 – аргиллиты темно-серые; 11 – аргиллиты зеленовато-серые; 12 – алевролиты; n – количество проанализированных образцов. Таким образом, для всех пород характерно обилие и даже преобладание микрозернистых и пелитоморфных структур карбонатного материала. 2 Практически во всех породах, как визуально, так и на микроуровне, устанавливаются следы активной биотурбации. Микрозернистый материал известняков содержит многочисленные следы микропромоин и, возможно, приливных каналов, перекрывающихся тонкими глинисто-карбонатными слойками, обогащенными органическим веществом. Иногда такие прослои компенсируют впадинки микрорельефа, иногда во впадинках скапливается органогенно-обломочный или водорослевый материал (рис.2.52). В светлой, «чистой» массе известняков в образцах отчетливо заметны клиновидные, слабо извилистые, иногда практически прямолинейные затухающие трещины усыхания. Они ориентированы перпендикулярно напластованию, всегда перекрываются тонкими волнистыми глинистыми слойками (рис.2.53).Толщина их около 3 мм, они полностью залечены кальцитом. Трещины усыхания весьма часто наблюдаются в пределах горизонта и на микроскопическом уровне исследований: сравнительно мелкие, глубиной до нескольких мм, шириной 0,2 – 0,5 мм, затухающие, отличающиеся клиновидной формой, извилистостью стенок. Локализуются они в «чистой», микрозернистой или пелитоморфной массе, широкой частью обращены к глинисто-карбонатным прослоям, которыми перекрываются в подавляющем большинстве случаев. Области прилегания чаще всего бывают выполнены материалом перекрывающего слоя, той же структуры и того же состава, так как в одних случаях покрывающий материал с небольшой деформацией «зависает» над трещинкой (рис. 2.54 А, Б), в других проваливается в полость трещинки (рис. 2.54 В), а оставшееся пространство впоследствии залечивается яснокристаллическим кальцитом, иногда не полностью. В отдельных случаях трещинки перекрываются и в большей или меньшей степени выполняются карбонатным же материалом иной структуры (рис. 2.54 Г). 3 А Б В Г Д Е Рисунок 2.52. Следы микропромоин и, возможно, приливных каналов, перекрывающихся тонкими глинисто-карбонатными слойками, обогащенными органическим веществом. А – Г впадинки микрорельефа компенсируются веществом прослоя; Д – впадинку выполняет органогенно-обломочный, Е – водорослевый материал. Т-66 4041,93, П-7 3995,53; П-7 3905,83; П-7 3981,69;. П-7 3951,81;П-7 3942,13 Достаточно часто в разрезах встречаются уровни микробиальных, видимо, строматолитовых образований. Это тонкие изгибающиеся пленки пелитоморфного карбоната иногда с неясной микросгустковой структурой, 4 Рисунок 2.53. Трещина усыхания в микрозернистой массе «чистого» известняка. Трещина перекрывается битуминозно-глинисто-карбонатным прослоем, верхняя часть трещины выполнена материалом прослоя, нижняя ее часть залечена яснокристаллическим кальцитом. Т-66 4052,92 разделенные линзовидными прослойками яснокристаллического карбоната (рис.2.55). Обилие зеленых водорослей отмечается в породах всех литотипов. Они концентрируются в виде прослоев, линз, карманообразных включений, резко отличных по структуре от вмещающей массы матрикса. Иногда они являются материалом интракластов, и в таких случаях границы последних фиксируются неясно слоистыми пелитоморфными биопленками разной толщины (рис. 2.56). Редко, однако, стабильно встречаются остатки харовых водорослей. Наконец, в породах практически всех типов (возможно, за исключением аргиллитов и алевролитов) широко развиты неправильно слоистые прослойки глинисто-карбонатного материала, обогащенного органическим веществом и, как правило, доломитом, а также кубиками и фрамбоидами пирита, которые облекают неровную поверхность 103 А Б а б В Г Рисунок 2.54. Трещины усыхания и их выполнение:; А – клиновидная трещина в комковато-сгустковом известняке; поверхность известняка перекрыта глинисто-битуминозной прослойкой – минерализованной биопленкой; отмечается проседание биопленки в трещину и практически полное заполнение последней; Б – то же при большем увеличении: отчетливо видны характер проседания и структура самой биопленки – микропереслаивание битуминозноглинистых и микросгустковых известковых слойков; В – неполное заполнение битуминозно-глинистым материалом покрывающих отложений трещины усыхания в подстилающей пелитоморфной известковой массе (а) и выполнение оставшегося пространства яснокристаллическим кальцитом (б); Г – клиновидная трещина усыхания в микрозернистом известняке, перекрытая известняком иной, относительно более крупнозернистой структуры. П-7 3972; П-7 3938,02; П 104 Рисунок 2.55. Микробиальные (строматолитовые) пленки (а), разделенные линзовидными прослойками яснокристаллического карбоната (б). В пленках хорошо заметны тонкие субгоризонтальные литогенетические трещинки (в). П-7 3991,73в Рисунок 2.56. Желвак зеленых водорослей (а), поверхности которого облекаются тонкими бактериальными пленками (б). П-7 3928,5 105 подстилающих микрозернистых и пелитоморфных известняков (рис. 2.57). Рисунок 2.57. Глинисто-карбонатный прослой, обогащенный органическим веществом и тонко- микрозернистым доломитом, перекрывающий след микропромоины в микрозернистой массе известняка. П-7 3995,53 С тонкие массой битуминозно-глинисто-карбонатных извилистые, нередко прерывистые, слабо прослоев связаны минерализованные трещинки различной протяженности. Как правило, трещинки образуют субпараллельные системы и морфологически повторяют очертания слойков внутри прослоев. Иногда они соединяются между собой такими же тонкими (0.02 – 0,03 мм), но более извилистыми трещинками, секущими слоистость почти под прямым углом. Местами трещинки немного расширены процессами выщелачивания (рис. 2.58). Присутствие доломита, который встречается в породах всех типов, является одной из примечательных характеристик разреза пород овинпармского горизонта. Содержание его изменяется в довольно широких пределах: от 3-5 до 50%. Детальное изучение форм нахождения доломита 106 позволило разделить его на два четко различающихся структурных типа: 1) тонко- микрокристаллический с размерами кристаллов от 0,01 до 0,06 мм; Рисунок 2.58. Субгоризонтальные тонкие литогенетические трещинки, развитые по наслоению внутренних слойков глинисто-карбонатных прослоев, обогащенных органическим веществом (а), секущие извилистые трещинки (б), процессы выщелачивания по трещинкам (в). П-3795,4 2) мелко- среднекристаллический, с зернами величиной от 0,15 до 0,5 мм. В материале темно-серых битуминозно-глинисто-карбонатных прослоев, локализуется тонко- микрокристаллический доломит правильных кристаллографических очертаний. Встречается такой доломит иногда в виде обособленных ромбов, равномерно распределенных в веществе прослоя, чаще – в виде относительно плотной кристаллической массы, форма кристаллов в которой отчетливо прослеживается (рис. 2.59). Кристаллы доломита другой структуры, мелко- среднекристаллического, нередко имеют неправильную форму, образуют зоны сплошной доломитизации, развитой по пелоидам, органогенным остаткам, спаритовой цементирующей массе, временами образует зоны сплошной доломитизации и локализуются, в основном, в светлых, «чистых» 107 карбонатах. Доломиты этого типа развиты в структурно-литологическом типе граноморфных известняков, не содержащих глинистых линз и прослоев и характеризующихся светло-серой и серой окраской (рис. 2.60). Значительно реже в породах наблюдаются выделения ангидрита в виде кристаллов и стяжений до 0,7 мм с содержанием до 5%. В подавляющем большинстве случаев и ангидрит встречается в светлоокрашенных граноморфных доломитизированных известняках и в единичных случаях присутствует в составе битуминозно-глинисто-карбонатных прослоев. Две резко различные формы проявления доломитов скорее всего свидетельствуют о разном их происхождении. Тонко- микрокристаллические доломиты, видимо, являются образованиями диагенетическими. По-видимому, глинистые прослойки, обогащенные органическим веществом, являются минеральным выражением биопленок, периодически покрывавших дно водоема. Биопленки, во-первых, улавливают тончайший глинистый материал, и, во-вторых, генерируют органическое вещество, почему глинисто-карбонатные прослои им и обогащены, а последующая неравномерная литификация приводит к образованию литогенетических трещин в наиболее ослабленных зонах – по поверхностям их нарастания. Кроме того, в них создаются своеобразные геохимические условия, способствующие специфическому диагенетическому минералообразованию [Журавлева, 2013]. Микробиальную природу глинисто-карбонатных прослоев, обогащенных органическим веществом, подтвердили исследования образцов пород в растровом электронном микроскопе, показавшие широкое развитие цианей в карбонатных породах овинпармского горизонта. Исследовались известняки разных типов: граноморфных, узловато-слоистых, комковатосгустковых, глинистых, а также алевро-глинисто-карбонатных пород. Анализ 108 А Б В Г Рисунок 2,59. Выделения тонко- микрокристаллического кальцита, связанного с битуминозно-глинисто-карбонатными прослоями. А, Б – обособленные кристаллики в битуминозно-глинистой массе; В, Г – плотная кристаллическая масса. Хорошо заметны правильные очертания кристалликов. П-7 3929,11; Т-66 4018,8; Т-66 4037,15; П-7 3939,60 А Б Рисунок 2.60. А – зона сплошной катагенетической доломитизации в известняке граноморфном. Б – вторичная доломитизация по пелоидам в граноморфном известняке (с анализатором). Заметны кристаллы ангидрита. Т-66 3999,38; П-7 3864,66 109 свежих сколов «чистого» карбонатного и битуминозно-глинисто- карбонатного материала показал, что в битуминозно-глинисто-карбонатных прослоях значительно чаще, чем в «чистых» известняках встречаются участки с различными микробиальными формами. Среди последних выделено несколько видов. По-видимому, наиболее распространенными являются коккоидные формы цианобионтов [Ископаемые…, 2011]. Кокки представляют собой правильные, округлые или овальные, относительно равные по размеру (не более 5 µm) тельца, иногда обособленные (рис.2.61), разбросанные по поверхности скола, чаще – в виде разнообразных скоплений – «мешочков», объединенных единым чехлом, линзочек, выполняют внутренние полости более крупных микробиальных фоссилий. В местах массового развития образуются области плотной упаковки кокков (рис. 2.62; 2.63). Рисунок 2.61. Обособленные кокки в массе битуминозно-глинисто-карбонатного прослоя (а). На снимке отчетливо заметны кристаллики доломита правильных ромбоэдрических очертаний (б). Т-65 4320,15 110 Рисунок 2.62. Шарообразное скопление коккоидных форм цианей в едином «чехле», образованном биопленкой (а) и биопленка, покрывающая участок плотной упаковки кокков (б) на поверхности скола «чистого» карбонатного стяжения. Т-63 4011,9 Рисунок 2.63. Небольшое скопление (а), отпечатки (б) кокков цианобактерий; фрамбоидные выделения пирита (в) в массе глинисто-карбонатного прослоя, обогащенного органическим веществом. П-7 3794,4 111 Встречены нитевидные цианеи: ниточки длиной от 6 – 7 до 30 и шириной от 2 до 5 µm одним концом прикрепляющиеся к поверхности скола породы (рис. 2.64; 2.65). Иногда в веществе субстрата встречаются пустотки с ровными внутренними поверхностями – слепки, отпечатки коккоидных и нитевидных цианобионтов, соответствующие размерам и форме микробиальных особей (рис. 2.66; 2.67). Развитие и жизнедеятельность микробиальных сообществ способствуют образованию биопленок, широко представленных в веществе битуминозно-глинисто-карбонатных прослоев, в меньшей степени – в «чистой» карбонатной массе. Пленки обволакивают кристаллическую основу известняков, препятствуя формированию правильных кристаллографических форм кальцита: подстилающие кристаллы имеют сглаженные или ломаные очертания (рис. 2.68; 2.69); покрывают скопления кокков и нитей цианобионтов, образуют чехлы, объединяющие небольшие ассоциации прокариотов (рис. 2.70; – 2.72). Рисунок 2.64. Обособленная нитевидная цианобактерия в массе светлого карбонатного стяжения П-7 3988,51. 112 Рис. 2.65. Участок тонкого переслаивания битуминозно-глинистого и относительно «чистого» карбонатного материала в узловато-слоистом известняке. Нитевидная цианея, одним концом прикрепленная к поверхности скола породы (а); фрамбоидный слепок на поверхности субстрата (б). П-7 3989,6 Рисунок 2.66. Участок тонкого переслаивания «чистого» карбонатного и глинистого материала. Слепки нитевидной (а) и коккоидных цианобактерий (б); обособленный кокк (в) . П-7 3789,60 113 Рисунок 2.67. То же, с большим увеличением. Рисунок 2.68. Биопленки, облекающие кристаллы кальцита, и определяющие, повидимому, неправильные очертания последних. Т-63 4011,9 114 Рисунок 2.69. То же, с большим увеличением. Т-63 4011,9 Рисунок 2.70. Биопленки, облекающие колонию кокков цианобактерий, на поверхности скола «чистого» карбонатного стяжения. Т-65 4281,65 115 Рисунок 2.71. Обильные (многослойные) биопленки, покрывающие зоны плотной упаковки кокков цианобионтов. Т-65 4281,65 Рисунок 2.72. Биопленка, затрагивающая часть поверхности относительно крупного кристалла. П-7 3789,60 116 В породах встречаются остатки более сложно построенных трубчатых организмов, природа которых – прокариотная или эукариотная – не очень ясна. Трубочки относительно крупные, диаметром около 20, а в ряде случаев – до 100 µm. Иногда в них хорошо заметно внутреннее строение: продольные стенки соединены поперечными перегородками (рис. 2.73). Полости трубочек заполнены кокками, часто плотно упакованными, кристалликами кальцита или доломита, в большинстве случаев «окутанные» биопленками, сами трубочки могут быть «погружены» в кокковую массу (рис . 2.74). Эукариоты представлены в «чистом» карбонатном материале в виде хорошо сохранившихся форм – овальных образований с правильно ячеистым строением (рис. 2.75). Рисунок 2.73. Остатки трубчатого организма с хорошо заметным внутренним строением: внешние стенки трубочки (а); внутренние перегородки (б). Т-63 4011,9 Фрамбоидальные выделения пирита, уже отмеченные выше, в значительно большей степени распространены в сколах темных, битуминозно-глинисто-карбонатных слойков (рис. 2.76; 2.77). В них же, в основом, сосредоточены ромбоэдрической формы. кристаллы Фрамбоиды доломита очень представляют правильной собой мелкие 117 шарообразные стяжения, развитые по сферическим бактериальным особям. Иногда стяжения ассоциируют с трубчатыми организмами и биопленками. Иногда на поверхности скола заметны фрамбоидальные слепки (см. рис. 2.65). Имеющиеся данные позволяют наметить некоторые различия между битуминозно-глинисто-карбонатными и «чистыми» известковыми фрагментами: на сколах битуминозно-глинисто-карбонатных прослоев значительно чаще встречаются участки целиком состоящие из плотно упакованных коккоидных форм, в большей степени, фрамбоиды пирита. Нитевидные и трубчатые организмы, а также биопленки встречаются в обеих разностях пород, ячеистые эукариоты – в «чистых» микрозернистых стяжениях. Рисунок 2.74. Скол образца глинисто-карбонатного прослоя, обогащенного органическим веществом. Остаток относительно крупного трубчатого организма с хорошо заметными стенками (а) в массе плотно упакованных кокков цианей (б). Подобная масса заполняет и внутреннюю полость трубки (в); пустотки – отпечатки кокков (г); правильные кристаллы доломита (д). Т-65 4320,15 007 118 Рисунок 2.75. Стяжение «чистого» карбонатного материала, в котором видна хорошо сохранившаяся микрофоссилия организма - эукариота с отчетливо заметным ячеистым строением. П-7 3988,51 Рисунок 2.76. Фрамбоидное выделение пирита, развитого по коккам цианей (а) и обособленный кокк цианобактерии (б) в линзообразном включении «чистого» карбонатного материала в составе битуминозно-глинисто-карбонатного прослоя. Т-66 4027,42 119 Рисунок 2.77. Шарообразное скопление кристалликов пирита – фрамбоид (а), венчающий трубчатую цианею (б). П-7 3789,60 13 Изложенный фактический материал позволяет с большой долей достоверности предположить, что глинисто-карбонатные прослойки, обогащенные органическим веществом (битуминозно-глинисто-карбонатные прослойки), являются ничем иным, как остатками бактериальных матов и биопленок. Наличие в битуминозно-глинисто-карбонатных прослойках доломита, иногда ангидрита и часто пирита логично объясняется трофической структурой биопленки – цианобактериального мата, описанной Г.А. Заварзиным [2003], Л.М. Герасименко и Г.Т. Ушатинской [Бактериальная палеонтология, 2002]. Верхний слой мата населен оксигенными фототрофами, генерирующими кислород, и, что важно в данном случае, утилизирующими углекислоту, что ведет к повышению щелочности. Этому способствует также то обстоятельство, что в аноксичных условиях нижележащего слоя углерод образует метан, который и удаляется из иловых вод. Общим следствием 120 повышения щелочности среды является осаждение карбонатов, в том числе, магнезиальных, образующих доломит. Ниже располагается слой пурпурных серобактерий, деятельность которых обусловливает генерацию сульфатов. Наконец, в основании биомата обитают сульфат-редуцирующие бактерии, создающие не просто восстановительную, а именно сероводородную обстановку. Наличие фрамбоидальных выделений пирита (рис. 2.78) лишний раз подтверждает именно бактериальную природу их образования, а не просто в результате создания восстановительной среды за счет оксигенной деструкции мортмассы. Подобная схема объясняет и спорадическое появление ангидрита, не имеющего ничего общего с повышением солености водоема. Рисунок 2.78. Фрамбоидные выделения пирита в прослое глинисто-карбонатного материала, обогащенного органическим веществом, видимые в шлифах. П-7 3944,18 Примеры подобного минерального парагенеза с образованием доломита, сульфатов кальция и пирита описаны как в современных осадках, так и получены в результате экспериментов [Зайцева и др., 2006]. Опытами 121 Д.Б. Томпсона и Ф.Г. Ферриса [Thompson, Ferris, 1990] было установлено, что бактерии Synechococcus sp. из не сильно минерализованных сульфатных вод озера Файетвиль Грин при рН 8,5 осаждают доломит и гипс. Диагенетическое образование доломита в аноксических условиях установлено в Бразилии, в лагуне Вермелха [Vasconcelos, McKenzie. 1997]. Подобный механизм доломитообразования связан, по-видимому, с фиксацией углерода из илового раствора не в виде СО2, т.е. углекислоты, а в виде метана, генерируемого метаногенными бактериями, что увеличивает щелочность среды. Последнее, как уже говорилось выше, способствует осаждению именно магнезиальных карбонатов и определяет образование доломитов. Подробнее возможные механизмы доломитообразования в подобных условиях, примеры симбатного развития микробиальных сообществ и формирования доломитов как в глобальном масштабе, так и в конкретных разрезах, рассмотрены в работах В.Г. Кузнецова [2003; 2005]. Не рассматривая конкретных механизмов доломитообразования, Н.К. Фортунатова [Атлас…, 2005] отмечают, что раннедиагенетический доломит отличается большей правильностью очертаний и меньшей размерностью кристаллов – до 0,1 мм, что еще раз подтверждает предположение о диагенетичности тонко- микрокристаллического доломита. Образование мелко- среднекристаллических доломитов, скорее всего, более традиционно – это продукт катагенетического преобразования первичных известняков, которое описывается схемой Гайдингера с образованием сульфатов кальция в качестве побочного продукта. Такие преобразования возможны в первоначально пористых разностях, где осуществляется относительно свободная фильтрация вод, в том числе, сульфатно-магниевых. Именно поэтому этот тип доломитов связан с известняками граноморфной структуры. Итак, для пород овинпармского горизонта лохковского яруса характерны в подавляющем большинстве случаев микрозернистые и пелитоморфные структуры, наличие трещин усыхания, активная 122 биотурбация, многочисленные следы промоин и приливно-отливных каналов, широкое развитие остатков водорослей и цианобактериальных сообществ и связанных с ними специфических парагенетических ассоциаций минералов, что в целом указывает на спокойные условия среды осадконакопления, в данном случае, реализующиеся, по-видимому, в крайне мелководных обстановках литорали и сублиторали, и именно для этих зон характерно самое интенсивное Герасименко и Г.Т. Ушатинской развитие цианобактерий. Так, Л.М. установлено, что «самое интенсивное развитие цианобактерий наблюдается в литоральной зоне» [Бактериальная палеонтология, 2002. С. 37] 123 3. СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗА КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ОВИНПАРМСКОГО ГОРИЗОНТА Овинпармский горизонт лохковского яруса представлен единой толщей карбонатных пород, содержащих различное количество глинистого и, в меньшей степени, обломочного материала алевритовой структуры. О количественных соотношениях пород разных типов в целом по разрезу уже говорилось в подразделе 2.3. Напомним, что наиболее распространенными породами овинпармского горизонта являются узловато-слоистые известняки и их глинистые разновидности, встречаемость которых составляет более 40% случаев. Реже всех встречаются породы, содержащие алевро-глинистую и глинистую примеси. Анализ материалов геофизических исследований скважин позволяет в очень общей форме установить строение разреза овинпармского горизонта. По данным гамма-каротажа отчетливо устанавливаются две ассоциации: одна с низкими значениями естественной радиоактивности и вторая – с относительно повышенными значениями, отражающими несколько большее содержание глинистого материала. Подобные ассоциации-пачки закономерно чередуются в разрезе, образуя четыре циклита с относительно более глинистыми элементами в основании и более чистыми карбонатными в верхних частях циклитов (рис. 3.1а). Нижние, более глинистые, элементы циклитов в целом меньше верхних по мощности – от 7 до 17 м, в то время как верхние имеют мощности от 20 до 40 м. Исключением является верхний элемент 1-го циклита: он выдержан по площади и составляет 12 – 14 м. Наименее выдержан верх 3-го циклита, мощность которого в изученных разрезах изменяется от 18 до 34 м. Подобная интерпретация данных ГК полностью подтверждается частотой встречаемости пород разных типов в нижних (рис. 3.1.б) и верхних (рис. 3.2в) элементах выделяемых циклитов. 124 Рис. 3.1. Схема строения циклита овинпармского горизонта (а) и соотношение основных типов пород в его нижних (б) и верхних (в) элементах суммарно по всем скважинам. 1- 12 – типы пород см. условные обозначения к рис. 51. 125 Нижние элементы характеризуются не столько большим разнообразием пород, сколько относительно равномерным количественным распределением отдельных их типов, где ни одна из разновидностей не превышает 20% от общей совокупности (16% - узловато-слоистые глинистые; 13% – узловатослоистые; 15% - граноморфные; 9% – комковато-сгустковые известняки). Распространенность аргиллитов, алевро-глинисто-карбонатных карбонатно-алевро-глинистых пород и известняков глинистых и составляет 16%; 9%; 11% и 11% соответственно. Только здесь, хотя и в минимальном количестве, встречены алевролиты (0,6%). В итоге соотношение относительно чистых карбонатных пород с одной стороны и их глинистых разностей и аргиллитов с другой в этих нижних элементах циклитов составляет 38% и 62%. Принципиально иное это соотношение в разрезах верхних элементов: 76 и 24 % соответственно. При этом очень резко (до 40%) возрастает доля чистых узловато-слоистых разновидностей известняков. узловато-слоистых Содержания известняков глинистых составляет 14%, а встречаемость известняков глинистых, алевро-глинисто-карбонатных пород и аргиллитов количественно примерно одинакова – около 3%. Представительство карбонатно-алевро-глинистых пород ничтожно (0,35%). Происходят определенные изменения распространенности пород разного типа по разрезу горизонта, точнее, их соотношений в выделенных циклитах, т.е. изменение состава циклитов (рис. 3.2). Так, от первого и второго циклита к третьему снижается содержание узловато-слоистых известняков, в том числе, их глинистых разновидностей (46; 54 и 10 %) при одновременном увеличении количества комковато-сгустковых (7; 8; и 24%) и граноморфных, включая биокластовые (13; 16; и 24%). Затем в четвертом циклите эти соотношения вновь подобны таковым в двух нижних циклитах – узловато-слоистые известняки встречены в 53% случаев; породы с глинистой примесью представлены незначительно – 8%. Одновременно третий циклит содержит относительно большее количество пород с повышенной 126 Рис. 3.2. Изменение соотношений отдельных типов пород по циклитам (1 – 4) овинпармского горизонта в целом (а), их нижних (б) и верхних (в) элементов. 1- 12 – типы пород см. условные обозначения к рис. 51. 127 глинистостью – около 40% в совокупности. Другими словами, для третьего циклита характерна контрастность в распространенности типов пород: здесь относительно высока доля чистых комковато-сгустковых и граноморфных известняков (26 и 24%), однако при этом, в нижнем элементе возрастает содержание глинистых и алевро-глинистых пород (около 85%). В составе отдельных элементов циклитов в пределах разреза происходят аналогичные изменения. Так, в нижних элементах первого и второго циклитов ведущая роль принадлежит глинистым разновидностям узловато-слоистых известняков (19 и 23% соответственно) при значительной распространенности чистых узловато-слоистых и граноморфных – 17, 13 и 14, 18%. В целом соотношение чистых известняков и пород (в том числе известняков), обогащенных глинистым и глинисто-алевритовым материалом в низах первого циклита составляет 39 и 61, второго – 32 и 68. В верхних элементах первого и второго циклитов абсолютно преобладают узловатослоистые известняки (более 70% в первом и 48% во втором), причем, если в «верхах» первого циклита глинистые их разновидности практически не представлены (3%), то во втором их количество увеличивается до 14%. Так же, как и в низах, увеличивается встречаемость граноморфных (10 и 16%) и комковато-сгустковых с разновидностью комковато-сгустковых слоистых (2 и 12%) известняков. Суммарное количество пород с терригенной примесью не изменяется – 12%. Соотношение «чистых» и «глинистых» известняков вполне закономерно: в верхах первого циклита – 82 и 18%; второго – 76 и 24 В третьем циклите картина резко меняется. Отмеченная выше контрастность в распространенности пород проявляется здесь в наибольшей степени: количество чистых известняков в нижних элементах крайне мало – около 7%, в то время как глинистые и алевро-глинистые породы составляют 93%. В верхних элементах, напротив, чистых известняков 85%, иных – 15%, причем, узловато-слоистые и узловато-слоистые глинистые известняки полностью отсутствуют в «низах» и весьма незначительны количественно – в 128 «верхах» - в сумме 7%. Увеличение значимости граноморфных и комковатосгустковых типов известняков (35 и 34%) отмечено именно в верхних элементах, в то время как в нижних они практически не присутствуют (2 и 5%). Существенно иное распределение пород в разрезе четвертого циклита: количество глинистого и обломочного материала в нем резко сокращается по отношению к третьему. представлен чистыми, Нижний его элемент в большей степени граноморфными и комковато-сгустковыми известняками (40 и 31%) при незначительной распространенности узловатослоистых (6,25%), глинистые разновидности которых не представлены. Глинистые и алевро-глинистые породы имеют подчиненное значение – 23% в совокупности, и наибольшим развитием в их числе характеризуются аргиллиты (12,5%). Общее соотношение «чистых» карбонатных и «глинистых» пород – 77 и 23%. В верхних элементах это соотношение немного изменяется – 69 и 31%. При этом значимость граноморфных и комковато-сгустковых известняков существенно уменьшается (14 и 15%), зато восстанавливается значение слоистых глинистых (26%) узловато-слоистых (39%) и узловато- известняков. Количество пород с глинистой примесью в верхних элементах больше по сравнению с нижними (31 и 23%), однако в «низах» в их число входят аргиллиты¸ алевро-глинистокарбонатные породы, в то время как в верхах их представляют, в основном, глинистые разновидности узловато-слоистых известняков. Четвертый циклит в скважине Тобойская 65 (Т-65) керном не охарактеризован, поэтому его состав и строение исследованы по материалам скважин – Перевозная 7 (П-7), Тобойская 63 (Т-63) и Тобойская 66 (Т-66). Таким образом, более подробное исследование строения разреза показало, что глинистый материал сосредоточен в нижних элементах циклитов, а отмеченная выше тенденция к изменению количества узловатослоистых известняков проявляется за счет верхних элементов циклитов; увеличивается роль граноморфных и комковато-сгустковых известняков 129 вверх по разрезу от первого к четвертому циклиту вплоть до его верхнего элемента, где встречаемость их сокращается до количеств, соизмеримых с таковыми в верхнем элементе второго циклита. Это возрастание реализуется в первом, втором и четвертом циклитах за счет обоих элементов, в то время как в третьем их роль весьма велика, но сосредоточены они только в верхнем элементе. Различия в строении первого и второго циклитов, в целом, невелики, что, по-видимому, отражает примерно одинаковые условия осадконакопления, в то время как третий имеет весьма характерные отличительные черты: значительное количество глинистого материала, резкая дифференцированность его распределения, – а именно, концентрация глинистого и глинисто-алевритового материала в нижнем элементе при отсутствии «чистого» карбоната и крайне незначительное его количество в верхнем с подавляющим развитием «чистых» известняков. Четвертый же циклит практически не содержит глинисто-алевритового материала, и нижний его элемент представлен, в основном, граноморфными и комковатосгустковыми известняками (см. рис. 3.2), в то время как верхний уже не слишком отличается по составу от таковых в первом и втором циклитах. Интересно рассмотреть изменчивость состава циклитов по латерали. Первый циклит более или менее выдержан по составу в скважинах Перевозная 7, Тобойских 65 и 63. В наибольшей степени здесь распространены узловато-слоистые известняки, содержание которых составляет 32, 26 и 29%, во всех разрезах первого циклита встречены граноморфные известняки, а в Перевозной 7 и Тобойской 65 – комковатосгустковые. В Тобойской 63 комковато-сгустковых разностей не обнаружено, однако примечательным является тот факт, что суммарное количество граноморфных и комковато-сгустковых типов в двух скважинах равняется количеству встреченных граноморфных в скважине Т-63 – 22%. Во всех трех скважинах имеют место породы с глинистой и глинисто-алевритовой примесью и соотношение между «чистыми» известняками и глинистоалевритовыми породами составляет соответственно 54 и 46%; 50 и 50% и 51 130 и 49%. В скважине Тобойская 66 несколько иное распределение: при соизмеримом с другими скважинами количеством узловато-слоистых известняков (32%) до 48% возрастает роль их глинистых разновидностей (против 16 и 10% в скважине П-7 и Т-65). Соотношение между «чистыми» и «глинистыми» типами пород тоже иное – 40 и 60%, причем материал примеси составляет только глина, в массе своей сосредоточенная лишь в известняках узловато-слоистых глинистых и глинистых, аргиллиты отмечены в количестве чуть более 1%, а обломочного материала в породах не отмечено (рис. 3.3). Разрез второго циклита характеризуется большей карбонатностью: соотношение между «чистыми» и «глинисто-алевритовыми» составляет в скважине Перевозная 7 – 50 и 50; в Тобойской 65 – 70 и 30%; в Тобойской 63 – 80 и 20%; в Тобойской 66 – 54 и 46%. В еще большей степени выражено преобладание узловато-слоистых известняков, количество их возрастает с севера на юг к центральной части исследуемой территории – от скважины П7 (21%) к Т-65 (40%) и Т-63 (56%), затем вновь снижается до 33% в скважине Т-66. В такой же последовательности изменяется количество граноморфных известняков – разновидностей 11, 18, 23 и 14%; узловато-слоистых, а распространенность также глинистых комковато-сгустковых известняков имеет обратную тенденцию: 30; 6; 0 (в Тобойской 63 не встречены); и 26; 17, 12, 0 и 7% соответственно. Породы, содержащие алеврит, описаны в разрезе второго циклита только в скважинах Т-65 и Т-63 (4 и 6 % случаев). Разрезы третьего циклита отличаются своеобразием во всех скважинах, и, прежде всего, снижением содержания узловато-слоистых известняков. Если в центральной части района они хоть в небольшом количестве, но встречаются (Т-65 - 4%, Т-63 - 19%), то в периферийных частях их содержание либо ничтожно – 2% в скважине Т-66, либо они не встречаются вообще – П-7. Основную количественную роль в пределах третьего циклита играют комковато-сгустковые (30 до 40%) и граноморфные известняки, 131 встречаемость которых в скважинах центральной и южной частей территории одинакова – 22%, в северной же части, в скважине П-7 они встречены в 33% случаев. Здесь же в 29% случаев встречены тонкозернистые известняки. Специфичны и соотношения между «чистыми» и «глинистыми» типами пород: в скважинах Т-65 и Т-66 они имеют соизмеримые значения: 57 и 43%; 64 и 36%; в скважине Т-63 и П-7 эти значения резко различны: 41 и 59%; 90 и 10% соответственно. Как видно, в Перевозной скважине третий циклит практически не содержит глинистого материала, скважины, расположенные южнее таковой содержат, в Тобойской 63 – в наибольшей степени. Четвертый циклит в скважине Тобойская 65 керном не охарактеризован, о чем уже говорилось, в других скважинах в его составе вновь основную значимость приобретают узловато-слоистые известняки вместе с их глинистой разновидностью. В скважине Т-63, где они все-таки развиты в третьем циклите, в четвертом на фоне отсутствия в других скважинах, они встречаются в 75% случаев. Встречаемость граноморфных незначительно возрастает с севера на юг–11% (П-7), 22 (Т-63) и 25% (Т-66), а на севере, в скважине П-7, основную роль играют комковато-сгустковые известняки (43%). Терригенный материал распределен неравномерно: в скважине Т-63 его количество ничтожно, соотношение «чистые» – «глинистые» 97 и 3%; в П-7 – 73 и 27%; в Т-66 – 52 – 48%. Изучение латеральной изменчивости состава нижних и верхних элементов циклитов раздельно проведено на качественной основе и на уровне соотношений, так как дальнейшая детализация приводит к снижению достоверности статистических выводов. Нижние элементы первого циклита скважин П-7 и Т-65, отличаются относительным разнообразием. В них в более или менее соизмеримых количествах встречаются породы почти всех типов, и только в скважине П-7 встречаемость узловато-слоистых известняков превышает 20%. 132 П-7 Т-65 Т-63 Т-66 133 П-7 Т-65 Т-63 Т-66 Рис. 3.3. Гистограммы, иллюстрирующие изменчивость состава циклитов (1, 2, 3, 4) по латерали. По вертикальной оси – частота встречаемости пород, %; по горизонтальной оси – породы разных структурных типов: гран – известняки граноморфные; к-с – известняки комковато-сгустковые; ксс – известняки комковато-сгустковые слоистые; из тз – известняки тонко- и микрозернистые; у-с – известняки узловато-слоистые; у-с г – известняки узловато-слоистые глинистые; из гл – известняки глинистые; АГКП – алевро-глинисто-карбонатные породы; КАГП – карбонатно-алевро-глинистые породы; арг с – аргиллиты темно-серые; арг з – аргиллиты зеленовато-серые; алев – алевролиты; n – количество проанализированных образцов. 134 Соотношение «чистые» – «глинистые» составляет в них примерно 40 и 60%. Немногим больше «чистых» пород в скважине Т-63, находящаяся в сводовой части современной положительной структуры: 44 и 56%. В ней же значительно распространены граноморфные известняки – 24%. Скважина Т66, расположенная в периклинальной, склоновой части отличается от других как по набору пород разных типов, так и по их количественному соотношению: здесь приоритетным распространением пользуются глинистые разновидности узловато-слоистых известняков – они встречены в 58% случаев. Соотношение «чистые» – «глинистые» составляет 28 и 72%, причем весь глинистый материал сконцентрирован именно в известняках, уже отмеченных узловато-слоистых глинистых и глинистых (13%). Встречаемость граноморфных составляет около 10%, узловато-слоистые разности развиты примерно так же, как и в других скважинах (19%). Верхние элементы первого циклита довольно выдержаны по составу: всюду абсолютно преобладают узловато-слоистые известняки, их встречаемость находится в пределах от 58 до 78%, наименьшее их количество – 58% – приходится на скважину Тобойская 63: здесь по- прежнему довольно значимы граноморфные (15%), а также породы с алевритовым (15%) материалом и аргиллиты (12%). Значение таких пород в других скважинах невелико – 5 – 9%. Соотношения «чистые» - «глинистые» в ней 73 – 27%, что существенно отличает ее от таковых в других скважинах – 85 – 15%; 85 и 15%; 81 и 19%. Верхний элемент выдержан не только по составу, но и по мощности: 12 – 14 м. Низы второго циклита уже не настолько разнообразны по составу, как низы первого. Здесь довольно значимую роль играют глинистые разности узловато-слоистых известняков и известняки глинистые. Кроме них важное значение имеют аргиллиты, а в П-7 и Т-63 еще и граноморфные известняки. Наибольшая встречаемость граноморфных известняков наблюдается в скважине Тобойская 63, разрез которой опять-таки отличается своеобразием: узловато-слоистые известняки количественно значительны, весь глинистый 135 материал сосредоточен в аргиллитах. Кроме того, соотношения «чистые» «глинистые» показывают убедительное преобладание глинистых пород во всех скважинах (табл. 3.1), кроме Т-63, в разрезе нижнего элемента которой отчетливо преобладают чистые карбонатные породы и весомую часть среди них составляют граноморфные. Мощность нижнего элемента второго циклита составляет 10 – 13 м. Таблица 3.1. Количественные соотношения между глинистыми и «чистыми» известняками в верхних и нижних элементах разрезов отдельных скважин. н – нижний, в – верхний элементы циклитов; цикл 4 3 2 1 скв Пер-7 Т-65 тип эл. в н в н в н в н гл чист 30 9,09 5,88 25 36,59 72 14,8 60 69,99 90,91 94,12 75 63,42 28 85,19 40 гл 13,89 100 10,52 91,67 13,65 58,94 Т-63 чист 86,11 0 89,47 8,33 86,36 41,06 Т-66 гл чист гл чист 11,76 29,03 100 9,76 39,13 26,92 56,25 100 88,24 70,97 0 90,24 60,87 73,07 43,75 50,85 40 6,67 93,33 33,33 83,33 18,75 71,69 49,29 60 93,33 6,67 66,66 16,67 81,25 28,3 Верхний элемент второго циклита более разнообразен, нежели верх первого. При безусловном преобладании узловато-слоистых известняков существенное значение приобретают граноморфные (Т-65, Т-63, Т-66) и комковато-сгустковые (П-7, Т-65) известняки. Примечательны соотношения «чистые» - «глинистые»: если в скважинах центральной части территории преобладание чистого материала безусловно 90 и 10%, то в периферийных П-7 и Т-66 количество глинистого и глинисто-алевритового материала существенно выше и это соотношение иное – 65 и 35% (см. табл.3.1). Мощность элемента – 36 – 37 м. 136 Низы третьего циклита представлены, в основном, только глинистыми и глинисто-алевритовыми породами в разрезах всех скважин, кроме Перевозной 7. В отличие от других скважин, где подошва элемента уверенно отбивается по кривым ГИС, здесь ее выраженность несколько сглаживается. Представительство кернового материала в пределах низов 3 циклита здесь ничтожно, поэтому о составе элемента можно сделать лишь косвенные выводы. Возможно, действительно, в основании 3 циклита в разрезе скважины П-7 граноморфные известняки играют ведущую роль, глинистый материал имеет подчиненное значение, что и объясняет не слишком характерную конфигурацию кривых ГИС. Соотношения в центральных скважинах 0 и 100%, в периферийной Т-66 7 и 93 за счет незначительного присутствия граноморфных известняков. Мощность элемента изменяется от 7 до 18 м. Верхний элемент третьего циклита характеризуется подавляющим распространением граноморфных и комковато-сгустковых известняков с практически одинаково малозначительным количеством пород с глинистой примесью в пределах всех скважин, за исключением Тобойской 63. Здесь наряду с граноморфными существенно развиты узловато-слоистые и, в отличие от других скважин, породы с алевро-глинистой примесью и аргиллиты. Соотношения «чистые» - «глинистые» указывают абсолютное преобладание чистого карбонатного материала в разрезе над глинистым (см. табл. 3.1) в трех скважинах, в Тобойской 63 количество глинистой и терригенной примеси возрастает до 30%. Мощность элемента изменяется 34 м в скважине П-7 до 27 – в Тобойской 66. Необходимо отметить, что мощность третьего циклита в целом составляет около 40 м В скважине Тобойская 65 четвертый циклит керном не охарактеризован. В остальных нижний элемент четвертого циклита кривыми ГИС фиксируется довольно слабо, что подтверждается его литологическими характеристиками: в скважинах П-7 и Т-63 количество пород с глинистой примесью незначительно, поэтому и соотношения «чистые» - «глинистые» 137 показывают безусловное преобладание «чистых». В Т-66 глинистые распространены намного шире, но все-таки имеют подчиненное значение (см. табл. 3.1). Мощность элемента невелика – 6 – 8 м. Наконец, в верхнем элементе четвертого циклита преобладание «чистых» над «глинистыми» вполне закономерно (см. табл. 3.1) , однако наборы пород и соотношения в его пределах разные. Так, в П-7 самыми распространенными разности являются узловато-слоистых комковато-сгустковые, известняков с затем глинистые подчиненным значением узловато-слоистых и граноморфных, в скважине Т-66 комковато-сгустковые не представлены, лидирующее положение занимают узловато-слоистые глинистые, затем граноморфные и узловато-слоистые известняки, в то время как в Т-63 отмечено практически стопроцентное содержание узловатослоистых известняков. 138 4. УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ОВИНПАРМСКОГО ГОРИЗОНТА В раннем девоне район Варандей-Адзьвинской структурной зоны располагался в переделах достаточно обширного шельфа Уральского палеоокеана и, судя по реконструкциям ряда авторов [Зоненшайна и др., 1990; Golonka et.al., 1994; Scotese, McKerrow, 1990], практически в приэкваториальной зоне. Наличие хотя и относительно редкой, в том числе, стеногалинной фауны, такой как иглокожие, цефалоподы, кораллы, ее разнообразие указывают, что овинпармский водоем лохковского периода имел среднеокеаническую соленость и, в отличие от предыдущего и последующего этапов, не имел сколько-нибудь значительной изоляции от самого океана. По данным А.И. Антошкиной и ее соавторов [Особенности палеозойской…2012], в результате раннегребенской трансгрессии позднего силура прекратилось образование окраинно-шельфовых частично изолировавших овинпармское время приконтинентальные существовал рифообразование только открытый части рифовых систем, бассейна, шельф. и в Возобновилось в позднем лохкове, что привело к некоторой изоляции этого шельфа, где и начала формироваться вышележащая ангидрито-доломитовая толща сотчемкыртинского горизонта. При реконструкции обстановок в данном конкретном районе важное значение имеет то обстоятельство, что среди карбонатных пород абсолютно преобладают микрозернистые структуры, хотя и с разными текстурами. Это обстоятельство указывает на то, что обстановка в конкретном районе была довольно специфичной: такие структуры свидетельствуют о крайней тиховодности бассейна, практическом отсутствии течений и волнений, низкой гидродинамической активности, когда только и возможно осаждение и фиксация на дне мельчайших частиц карбонатного материала. 139 Заметим попутно, что илистый характер грунта обусловил обитание здесь илоедов – трилобитов, остатки панцирей которых достаточно часты, а иногда и массовы. Подобные условия могут возникать, по-видимому, в трех случаях. Во-первых, это не достижимые для волнений значительные глубины, когда дно водоема располагается существенно ниже базиса действия волн. В данном случае охарактеризованная ситуация вряд ли имела место. Для глубоководных и относительно глубоководных тиховодных отложений, как правило, типичны тонкослоистые и горизонтально слоистые текстуры, в то время как в данном случае преобладают узловато-слоистые. Кроме того, значительное количество различных водорослей и наличие биопленок указывают на фотическую, мелководную в целом, область седиментации. Косвенным негативным показателем может служить значительная мощность отложений, в то время как депрессионные отложения не компенсированных осадконакоплением возникают в впадин, а именно такие условия могут возникать и пределах эпиконтинентальных морей, характеризуются относительно малыми значениями мощностей. Во-вторых, тиховодные условия, как правило, типичны для лагун, обстановки которых обычно или, по крайней мере, часто, и привлекаются для объяснения формирования подобных отложений. Однако лагуна, по самому определению, – это прибрежная, в той или иной мере отделенная от основного водоема часть моря, часто характеризующаяся в связи с этим нарушенным гидрологическим режимом – опресненным в гумидном и, напротив, осолоненным в аридном климате. В данном случае до берега – одного из элементов ограничения лагуны – достаточно далеко (не менее нескольких сотен километров), рифового барьера на бровке континентального шельфа тогда не существовало, равно как отсутствовали какие-либо ограничения на самом шельфе, т.е это был обычный открытый шельф. 140 Наконец, в-третьих, это крайнее мелководье, где толщина воды столь незначительна, что ее энергии даже при волнении, тонкой ряби недостаточно, чтобы предотвратить осаждение и фиксацию тонкозернистого материала, т.е. обстановки сублиторали и литорали. Исследование карбонатной толщи овинпармского горизонта позволило высказать предположение о формировании ее в обстановке последнего типа – в условиях крайнего мелководья литоральной и сублиторальной зон эпиконтинентального морского бассейна. Узловато-слоистые, узловатые текстуры пород, пользующихся в разрезе приоритетным развитием, далеки от правильной тонкой горизонтальной слоистости, характерной для спокойных глубоководных зон. Кроме того, значительная мощность горизонта свидетельствует о быстром осадконакоплении [Кузнецов, 1997] . Косвенным показателем крайней мелководности является интенсивная биотурбация отложений, т.к. именно в литоральных и сублиторальных обстановках наиболее широко развита инфауна. Для подобных обстановок характерны и узловато-слоистые, и комковатые текстуры (см., например [Skompski, Szulczewski, 1994]) . В пользу мелководных по сути дела кроме структуры свидетельствует осадков наличие и сублиторальных обстановок, многочисленных водорослей, следов биотурбаций, цианобактериальных пленок, косослоистых текстур, микропромоин и приливных каналов, а также трещин усыхания, столь характерных для литоральной и сублиторальной зон. Происхождение трещинок усыхания связано с кратковременными, видимо, очень кратковременными осушениями. При последующем перекрытии экспонированной поверхности биотоп колонизировался прежде всего цианобионтами. Последние, во-первых, улавливали и фиксировали тончайшую глинистую фракцию и, во-вторых, генерировали и поставляли в осадок органическое вещество. При этом в диагенезе создавались специфические условия формирования диагенетического доломита, – процесс, более подробно описанный ранее. 141 Характерно, что практически во всех типах непосредственно поверхности перерыва сопряжены с известняков известняками микрозернистой и пелитоморфной структуры. Трещины усыхания обнаружены в известняках разных структурных типов, за исключением граноморфных. Более того, они фиксируются в пределах всего разреза овинпармского горизонта, и явной их приуроченности к нижним или верхним элементам циклитов не установлено, что, повидимому, свидетельствует об осушениях, осуществлявшихся в течение всего времени формирования толщи. Среди структурных компонентов пород всего разреза встречается большое количество пеллет, раковинного детрита. Таким образом, бактериальные пленки, развитые по микрозернистому и детритовому материалу, бактериальные комочки, встречающиеся повсеместно, широко распространенные водоросли разной групповой принадлежности и, наконец, многочисленные трещины усыхания, скорее всего, подтверждают правильность высказанного предположения о литоральных и сублиторальных условиях образования, т.е. осадконакопление овинпармского времени в районе исследований происходило в условиях внутришельфовой отмели. Надо отметить, что широкое распространение крайне мелководных литоральных отложений – тайдалитов – вообще специфика палеозойских эпиконтинентальных отложений [Ginsburg, 1984]. Специфические условия образования, а именно, – крайняя мелководность – литоральные и сублиторальные обстановки, распределение типов пород в разрезах, в общем, отличающихся от более обычного распределения в мелководных бассейнах карбонатонакопления, где оно зависит от глубины, а, следовательно, и придонной гидродинамической активности, обусловливают и генетическую интерпретацию структурных литологических типов пород, характера цикличности и пр., далекую от общепринятой, практически эталонной для мелководно-морских условий. 142 Интересно в этом плане рассмотреть и, главное, объяснить природу цикличности. Традиционное объяснение изменения наборов пород за счет прогибания и подъема, трансгрессий и регрессий, а в самой общей форме – изменения глубины осадконакопления, или, как образно выразился И. Вальтер [Walter, 1891], – изменения расстояния от поверхности воды до дна – неприменимо – глубины постоянно были крайне незначительны. Поскольку основное различие состава нижних и верхних элементов циклитов заключается не в кардинальном изменении типов пород – повторим, что основной фон в обоих случаях составляют узловато-слоистые известняки, – а в степени глинистости, то периодическая интенсификация привноса глинистого, равно как, но в меньшей степени, и алевритового, материала и определяет описанную выше цикличность. В более обычных мелководно-морских условиях овинпармского Тимано-Печорского шельфа этот общерегиональный фактор накладывается на изменение глубин водоема и, соответственно, смену типов пород, в данном же случае, при относительно постоянной мелководности, циклическое строение определяется только привносом глинистого материала. Среди в целом очень мелководных отложений граноморфные, и особенно биокластовые, разности формировались, видимо, при несколько большей глубине, когда больший объем воды, во-первых, обеспечивал лучшие условия обитания биоты и, во-вторых, наличие определенного волнения, той гидродинамической активности, энергия которой и вела к дроблению раковин. В этом отношении в разрезе горизонта выделяется третий циклит, в котором возрастает количество биокластовых разностей и который, соответственно в большей степени, чем остальные, формировался в мелководно-морских, а не сублиторальных обстановках. Имеющиеся данные бурения не позволяют детально закартировать положение этой отмели, удается схематически наметить лишь ее западный склон и некоторые изменения его положения во времени. 143 Вне отмели, в частности, в Хорейверской впадине в отложениях горизонта широко представлены биокластовые и биогермные известняки [Сивальнева, Рапопорт, 2013]. Поэтому увеличение количества подобных пород в пределах исследуемого района может косвенно фиксировать склоны описываемой отмели. Если исходить из этого положения, то район самой западной скважины 63 Тобойской постоянно находился на склоне, или, точнее, его начале, поскольку содержание граноморфных известняков здесь постоянно находится на уровне 20%. Во время формирования третьего циклита, отличающегося, как отмечалось выше, своим составом и строением, уровень моря поднялся, глубины стали несколько больше и, практически на всей изучаемой площади известняки такого облика составляют те же 20%. В завершающем 4-м циклите подобные обстановки склона отмели сохранялись на юге в районе Тобойских скважин 63 и 66. Специфика палеогеографической ситуации – а именно, наличие отмели с характерным для нее осадконакоплением, не позволяет проводить палеотектонические реконструкции в упрощенном варианте прямого и однозначного использования анализа мощностей отложений. К примеру, мощности горизонта в Хорейверской впадине меньше, чем в изучаемом районе, что в «классическом» варианте должно было бы свидетельствовать о более активном прогибании Варандей-Адзьвинской зоны, однако, особенности разрезов овинпармского горизонта изученного района, а именно, образование осадков в условиях крайнего мелководья, наличие здесь внутришельфовой отмели, позволяют предполагать, что тектонически Варандей-Адзьвинская структурная зона, по крайней мере в пределах ее северной части, была выражена в рельефе дна и поднятие это было конседиментационным (рис.4.1). Видимо, уже в овинпармское время в определенной степени были морфологически выражены в рельефе дна и локальные структуры. В первом, втором и четвертом циклитах разрезы трех скважин Тобойская 63 и 65 и 144 Рисунок 4.1. Принципиальная схема морфологии дна бассейна овинпармского времени. Условные обозначения: I – суша; II – обстановки литорали и сублиторали; III – обстановки мелководного морского бассейна; IV – обстановки глубоководного морского бассейна. Перевозная 7, располагающихся в сводовых частях современных структур, имеют примерно однотипное распределение пород, объединенных в четыре главные группы, – граноморфных известняков, «чистых» известняков других типов, известняков глинистых и алевро-глинистых пород. В скважине Тобойская 66, расположенной на склоне современного поднятия это соотношение отлично, происходит отчетливое смещение в сторону увеличения глинистых разностей известняков, что позволяет предполагать несколько большую глубину водоема в этом месте (рис. 4.2). Что касается третьего, как отмечено выше, несколько аномального, циклита, то соотношения типов пород практически однотипны во всех скважинах. При более высоком относительно других стоянии уровня моря имевшаяся ранее очень небольшая разница глубин была практически снивелирована, что и обусловило одинаковую картину распределения пород. 145 А Б 146 В Г Рисунок 4.2. Соотношение основных групп пород в циклитах овинпармского горизонта: А – 1-й циклит; Б – 2-й циклит; В – 3-й циклит; Г – 4-й циклит. Гистограммы распределения основных групп пород слева направо: 1– известняки граноморфные; 2 – «чистые» известняки иных структур; 3– глинистые известняки и глинисто-карбонатные породы; 4– аргиллиты. Диагональная линия отмечает условную границу отмели (справа) и ее склонов (слева); извилистая кривая – береговая линия Печорского моря. 147 5. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О ЛИТОРАЛЬНЫХ И СУБЛИТОРАЛЬНЫХ ОТЛОЖЕНИЯХ – ТАЙДАЛИТАХ И РАЗВИТЫХ В НИХ МИКРОБИАЛЬНЫХ ОБРАЗОВАНИЯХ Карбонатные отложения литоральных (приливно-отливных) и сублиторальных фаций – тайдалитов – составляют сравнительно небольшую долю пород осадочного чехла [Ginsburg, 1981]. Невысокая распространенность, по-видимому, объясняет их слабую изученность. Между тем, в палеозойских разрезах древних платформ их доля аномально высока [Ginsburg, 1984], а специфика отложений стала привлекать все большее внимание исследователей. Тайдалитам не только карбонатного состава посвящен специальный тематический сборник «Tidal …, 1975». Краткий обзор подобных работ представляет существенный интерес, поскольку позволяет лучше понять и осознать изученный в настоящей работе материал. В последние возрождение годы интереса микробиальным к после определенного тайдалитам образованиям, и причем, затишья развитым изучаются в наметилось их не пределах только их литологические характеристики и особенности, но и те показатели, которые определяют их фильтрационно-емкостные свойства. Коллекторский потенциал подобных отложений во многом, если не в основном, определяется бактериальными структурами, столь характерными для данных фаций. Так, в микробиальных, в основном, озерных образованиях открыта серия крупных месторождений в морской части Бразилии [Jones, Xiao, 2013]. Значительная масса коллекторов протерозоя, венда и кембрия Сибири. Коллекторскому потенциалу микробиолитов были посвящены специальная Хедберг-конференция Американского общества геологов-нефтяников, материалы которой опубликованы в специальном тематическом выпуске журнала этого общества [AAPG, Bull, 2013, N 11], и совещание Английского общества пород, состоявшееся в июне 2013 г. 148 Отложения тайдалитов описаны в среднем девоне северной части гор Холи Кросс центральной Польши [Skompski, Szulczewski, 1994]. Относительно широко подобные обстановки развиты в цехштейне Европы. Одно из обстоятельных описаний дано коллективом авторов [Perry et al, 2013] в породах горизонта Кринкли верхней перми (цехштейн) на северовостоке Англии. Горизонт Кринкли мощностью 1,4 м представляет собой пачку тончайшего (1 мм) переслаивания комковатых и пелитоморфных слойков с зернистыми слойками, в качестве зерен в которых выступают пелоиды алевритовой размерности с первичной гипсовой цементацией. В текстуре горизонта отмечены узоры, похожие на знаки ряби, как симметричной, так и асимметричной: морфологически доломитовые слойки представляют собой небольшие (несколько см), купола и конусы, причем взаимопересечений слойков не наблюдается. Происхождение горизонта может рассматриваться по-разному: как доломитовый строматолит микробиального происхождения или как горизонт, образованный в результате чисто хемогенного осаждения доломита в условиях мелководного морского бассейна Цехштейна с характерной повышенной соленостью. Анализ процессов, происходящих внутри современных бактериальных матов, и детальное изучение горизонта Кринкли привели авторов к выводу о том, что данном случае реализованы два способа осаждения: биогенный и хемогенный. С одной стороны, микробиальные сообщества – кокковидные и нитевидные организмы – колонизировали поверхность осадка, образуя биопленки, способствующие биогенному осаждению доломита из растворов иловых вод с небольшим повышением солености, и им отвечают комковатые и пелитоморфные слойки. С другой стороны, метаболизм организмов внутри сообществ формировал геохимические условия, благоприятные для химического осаждения доломита и гипса в раннем диагенезе, в результате которых образовались пелоидные доломиты с гипсовым цементом. 149 Морфологическая выраженность слойков вполне соответствует строению строматолитов: рассматривать форму слойков как результат деформации биопленок нестабильностью гидродинамической активности среды осаждения не позволяет отсутствие их взаимопересечений. Авторы полагают, что формирование пород горизонта происходило в спокойных и стабильных мелководных условиях, на что указывает хорошая сохранность, ненарушенность текстур строматолитов, однако над осадком всегда сохранялся незначительный слой воды, о чем свидетельствует отсутствие разрезе доломитов трещин усыхания. Подобные условия соответствуют зоне сублиторали. Своеобразие надлиторальных и литоральных отложений заключается в периодически повторяющихся крайне кратковременных осушениях осадка, поэтому трещины усыхания являются весомым, если не обязательным аргументом (условием) для определения тайдалитов. Так, в работах Н.В. Танинской [2010], рассматривающей латеральную изменчивость обстановок Тимано-Печорского бассейна, подчеркивается, что для отложений супралиторали характерны тонкая слоистость, наличие водорослей и трещины усыхания; для отложений литорали – разнообразие текстур, широкое развитие водорослей, бедность бентоса и трещины усыхания. Литоральные и сублиторальные фации выделяются в осинском горизонте, кудулахской, ускунской и юряхской свитах венд-кембрийских и кембрийских Сибирской отложений обширного эпиконтинентального бассейна платформы, причем, названные объекты изучены и с точки зрения специфики фильтрационно-емкостных характеристик пород на примере Верхневилючанского, Ирелях-Маччобинского и Тас-Юряхского месторождений [Безбородова и др., 1988; Кузнецов и др., 1988; Кузнецов и др, 1993; Kuznetsov V.G., Suchy V., 1992]. В общем виде разрезы имеют циклическое строение с чередованием трехчленных циклитов. 150 Основания циклитов сложены глинистыми доломитами, доломитовыми мергелями, доломитовыми и доломитистыми известняками. Структуры карбонатных пород преимущественно микро-, реже тонкозернистые, нередко микросгустковые (пеллетовые), часто водорослевые (цианобактериальные). Сугубо факультативно присутствуют плоскогалечные конгломераты, брекчии, нередки трещины усыхания, особенно в бактериальных разностях. Текстуры либо массивные, либо тонко- и неправильно слоистые. Средние элементы сложены известняками, известняками преимущественно, и вторично водорослевой доломитизированными и цианобактериальной природы. Верхние элементы вновь сложены главным образом доломитами, но без глинистой примеси или с очень незначительным ее содержанием, по структурным и текстурным показателям аналогичные таковым в основаниях циклитов. Кроме указанных пород здесь нередки и строматолитовые образования и достаточно часто присутствие ангидрита. В целом циклиты являются трансгрессивно-регрессивными, причем, нижние их элементы – это литоральные и сублиторальные отложения начала трансгрессивного этапа, а завершающие третьи элементы – конца регрессивного. Кондиционными значениями ФЕС обладают средние – мелководноморские элементы циклитов. Вместе с тем интерес представляют значения коллекторских параметров литоральных, нижних и верхних элементов начала и конца цикла. Их ФЕС низки, что характерно для микрозернистых в целом пород, особенно по сравнению с таковыми центральных, собственно морских, интервалов разреза. Вместе с тем отмечается одно важное обстоятельство – весьма существенное превышение проницаемости по наслоению над таковым перпендикулярно ему. Вообще подобное явление – вещь достаточно обычная, особенно в терригенных отложениях, – зерна удлиненной и овальной формы располагаются более или менее параллельно и согласно слоистости, благодаря чему фильтрация вдоль осей более активная, чем поперек их. В биоморфных карбонатных породах, в некоторых 151 граноморфных разностях типа оолитовых, а также в микрозернистых, разница проницаемости в двух направлениях существенно снижается. В данном случае в литоральных отложениях они различаются на порядок: ни в одном случае не определена проницаемость вкрест наслоению выше 0,1 мД, в то время как по наслоению таких случаев уже треть, причем, имеются значения и более 10 мД. Это обстоятельство объясняется двумя группами причин, негативными и позитивными. Негативным фактором является наличие глинистых прослоев, которые резко Напротив, положительным затрудняют является вертикальную наличие проницаемость. щелевидных пустот в наслоениях строматолитовых биопленок, микрокаверн выщелачивания по этим наслоениям, а также появление связанных с ними субпараллельных слоистости литогенетических трещин. Аналогичные материалы были получены по кудулахской и ускунской свитам венда Бысахтахского месторождения Березовской впадины. Эта область в венде была расположена вблизи низменной суши, и крайне мелководные, в том числе, литоральные обстановки здесь преобладали [Кузнецов и др., 1993]. Несколько упрощая и обобщая, можно отметить, что здесь развиты литоральные и надлиторальные отложения, составляющие большую (до 60 – 65% от общей), нижнюю часть циклитов, и сублиторальные, слагающие верхнюю часть циклитов, как правило, меньшей мощности. Аналогичные материалы были получены по кудулахской и ускунской свитам венда Бысахтахского месторождения Березовской впадины. Эта область в венде была расположена вблизи низменной суши, и крайне мелководные, в том числе, литоральные и надлиторальные обстановки здесь преобладали [Кузнецов и др., 1993]: литоральные и надлиторальные отложения составляют здесь большую (до 60 – 65% от общей), нижнюю часть циклитов, а сублиторальные, слагающие верхнюю часть циклитов, как правило, меньшей мощности. 152 Нижний элемент сложен аргиллитами, глинистыми и чистыми микрозернистыми доломитами, нередко представляющими собой слоистые стелющиеся строматолиты. Верхний элемент представлен, в основном, перекристаллизованными разнокристаллическими доломитами, нередко с реликтовой органогенно-цианобактериальной структурой. Количественные показатели ФЕС в целом оказываются выше в нижних литоральных и надлиторальных отложениях нижних интервалов циклитов, нежели в сублиторальных верхних интервалах. Для первых среднее значение коэффициента пористости, определенное по материалам ГИС, составило 7,65% при колебании от 3,8 до 13,3%; для вторых, сублиторальных – 5,5% при изменении от 2,0 до 9,9%. Подобное обстоятельство в определенной степени связано со специфическими условиями осадконакопления и раннего диагенеза. В подобных фациях осадки приливно-отливных и надприливных равнин (тайдалиты) покрывались водой лишь периодически во время приливов, (а в надприливных обстановках еще реже), т.е. формировались в вадозной зоне. Дефицит иловых вод привел к тому, что форменные элементы карбонатного осадка соединялись между собой лишь в точках соприкосновения и формировали менисковые и/или гравитационные типы цементов. Неполное заполнение пустот диагенетическим карбонатным цементом обусловило достаточно высокую первичную межзерновую пористость. Подобные условия, определяют еще одно обстоятельство. Субаэральные обстановки и дефицит воды ведут к изначально очень малому содержанию поровых вод, что, по-видимому, является главной причиной по сути дела парадоксальной ситуации результатам – очень низкой остаточной водонасыщенности лабораторных исследований образцов пород. По методом ДТА коэффициент водонасыщенности составляет 0,1 – 0,7%. В связи с этим даже при очень незначительных размерах пустот и фильтрующих каналов породы имеют кондиционные значения газопроницаемости. Попутно можно 153 отметить, что подобная аномально низкая водонасыщенность установлена в аналогичных фациях в цехштейне Германии. 154 5. ТИПЫ ПУСТОТНОГО ПРОСТРАНСТВА И КОЛЛЕКТОРСКИЕ СВОЙСТВА КАРБОНАТНЫХ ПОРОД ОВИНПАРМСКОГО ГОРИЗОНТА Подразделение и характеристику пустотного пространства осадочных пород как правило проводят на морфолого-генетической основе. Так, обычно выделяют поры, каверны и трещины. В западной литературе о карбонатных породах предложен значительный список видов пустот по их морфологии и происхождению [Choquette, Pray, 1970], некоторые из которых используются и в отечественной литературе. Вместе с тем, важное значение имеет и характеристика пустот по их размерам. С некоторой долей условности можно говорить о пустотах микроуровня и, напротив, макроуровня. Первые устанавливаются при микроскопическом изучении в шлифах и, в значительной степени, приборометрически при определении параметров ФЕС стандартными методами. Вторые – крупные каверны, многие зияющие трещины и т.д., – устанавливаются лишь визуально и реально не включаются в оценки в методиках ГКЗ и ГКР. Граница между микро- и макропустотным пространством, естественно, условная. Ряд каверн и связывающих их каналов определяется и учитывается при анализе стандартных цилиндриков, но более крупные в такой анализ не входят в принципе. Целый ряд очень крупных каверн и, видимо, пещеровидных пустот вообще в керне не представлен, и устанавливается, например, в процессе бурения по инетенсивности поглощения, провалам бурового инструмента и материалам ГИС. Породы овинпармского горизонта лохковского яруса, как уже неоднократно говорилось в предыдущих разделах работы, характеризуются довольно однообразными микрозернистыми интерпретируется и структурами, пелитоморфными. в подавляющем В целом большинстве отложения как крайне тиховодные литоральные и сублиторальные, 155 фиксируют палеогеоморфологическую выраженность Варандей-Адзьвинской зоны в виде обширной отмели уже в раннем девоне. Для исследования фильтрационно-емкостных свойств горизонта было проведено макроскопическое и, главным образом, микроскопическое изучение керна скважин, а также выполнен целенаправленный анализ лабораторных определений петрофизических параметров – пористости и проницаемости. Условия, благоприятные для накопления микрозернистого материала, по-видимому, исключают возможность формирования в осадке первичного конседиментационного пустотного пространства с достаточно крупными размерами пустот, что подтверждается и микроскопическими исследованиями: в подавляющем большинстве известняков первичных пустот практически не обнаружено или, точнее они редки. Ниже будут рассмотрены типы пустот, составляющих емкостное пространство, возможные фильтрационные пути и характер связи этих параметров. Редкие случаи первичного пустотного пространства отмечены только в граноморфных известняках. Как правило, это остаточное пространство между крустификационными корочками форменных элементов (рис. 5.1). В предыдущих разделах данной работы отмечалось, что групповой состав органогенных остатков примерно одинаков в пределах всего разреза овинпармского горизонта, наблюдаются только количественные отличия в распространенности тех или иных организмов в разных типах пород. Так, повсеместно развиты относительно крупные целые раковины гастропод, брахиопод, более мелкие – раковинки остракод, реже встречаются скелеты цефалопод хорошей сохранности. Внутренние пространства раковин в подавляющем большинстве случаев полностью залечены, однако, что реже, встречаются крупные раковины с остаточным пустотным пространством, заметным в образце, с отчетливой стадийностью выполнения. Нижняя часть раковины выполнена материалом, идентичным по составу и структуре с материалом вмещающей породы, в то время как верхняя часть инкрустирована правильными полупрозрачными кристаллами кальцита (рис 156 Рисунок 5.1. Первичное пустотное пространство в граноморфных известняках. П-7 3858,33 А Б Рисунок 5.2. Остаточные пустоты (а) внутри крупных раковин А – брахиоподы; Б – гастроподы. В раковинах брахиопод (А; Б – внизу) хорошо заметны геопетальные уровни: основания, по структуре и составу соответствующие светлым частям известняков (б); инкрустационные «щетки» полупрозрачных кристаллов кальцита (в). Т-65 4375,95; П-7 3978,92. 157 5.2). Размеры остаточных полостей таких раковин могут достигать 10 – 15 мм. Аналогичные пустоты наблюдаются и в шлифах, в относительно крупных раковинках брахиопод, гастропод и остракод, геопетальными уровнями. Основания таких чаще всего с структур представлены пелитоморфным, микрозернистым или комковатым материалом, оставшееся пространство залечено процессами вторичной кальцитизации. Как правило, наблюдается две генерации выполняющего кальцита: тоненькие инкрустационные корочки и более поздний яснокристаллический материал. Далеко не всегда осуществляется полное залечивание полости раковины, довольно часто встречаются остаточные пустоты размером от 0,05 до 0,15 мм. Форма пустот, в основном, угловатая, что определяется очертаниями окружающих кристаллов, реже границы их частично сглажены в результате процессов более позднего выщелачивания (рис. 5.3). Суммарная площадь таких пустот не превышает 1 – 1,5 % от площади шлифа. Встречается еще один вид, точнее, разновидность пустот, связанных со скелетными формами. В разделе 2.2 отмечалось, что стенки раковин гастропод, встречающихся в известняках всего разреза, перекристаллизованы. В стенках относительно крупных раковин также отмечены остаточные пустоты (рис. 5.4), в основном, угловатой или частично сглаженной формы. Размеры пустот составляют от 0,04 до 0,15 мм. Еще реже встречаются относительно мелкие раковинки гастропод, групповая принадлежность которых определяется только на основании морфологических очертаний, так как стенка и внутреннее наполнение частично уничтожены растворением с реликтами микрозернистого кальцита, т.е. фактически, вместоформенная пустота, или, по классификации Шокетта и Прея, «молдик» (рис. 5.5) [Choquette, Pray, 1970]. 158 Рисунок 5.3. Остаточные пустоты в яснокристаллической массе выполнения раковин брахиопод (справа внизу – с анализатором). Т.63 4104,5; Т-63 4068,85; Т-63 4050,8 159 Рисунок 5.4. Остаточные пустоты в перекристаллизованной стенке крупной раковины гастроподы. Т-63 4079,14 Рисунок 5.5. Вутриформенная пустота в раковинке гастроподы. Т-66 3962,73 160 Довольно редко под крупными обломками панцирей трилобитов выпуклой формы, либо под отдельными створками крупных раковин брахиопод отмечаются куполообразные участки яснокристаллического кальцита в материале матрикса иной структуры, образованные, по-видимому, за счет вторичной кальцитизации «зонтичных» («подзонтичных»), изначально полых областей. В таких участках заметны несколько генераций кальцитизации: тонкозернистая инкрустация стенки обломка толщиной не более 0,02 мм; корочка призматических кристаллов высотой до 0,5 мм; блочное выполнение оставшегося пространства. По-видимому, последнее стадия реализовалось не полностью, а с остаточными пустотами размером до 0,3 мм. Как и в предыдущих случаях форма таких пустот контролируется очертаниями кристаллов (рис. 5.6). Подобный тип пустот в классификации Шокетта и Прея назван «шелтер». Рисунок 5.6. Остаточные пустоты в яснокристаллической массе выполнения зонтичной области под куполом крупного обломка панциря трилобита (шелтер). Т-63 4134,35 Микрозернистый матрикс известняков активно биотурбирован. Следы биотурбации встречаются в виде весьма разнообразных по форме и размерам 161 участков, выполненных вторичным яснокристаллическим кальцитом (рис. 2.7). Форма их, как правило, неправильная, границы четкие, иногда плавные, иногда извилистые и даже угловатые. Размеры таких участков составляют от 0.5 до 4 – 5 мм. Кальцитизация первично существовавших полостей довольно часто происходит с образованием остаточных пустот, имеющих чаще всего угловатую форму. Размеры остаточных пустот могут достигать 0,3 – 0,35 мм, хотя наиболее распространенный размер – от 0.05 до 0.1 мм. Количество незначительно (рис. 5.7). Рисунок 5.7. Остаточные пустоты в яснокристаллической массе выполнения первично существовавшей полости, образованной биотурбацией. П-7 3796,3 Комковатая и комковато-сгустковая фенестровыми полостями в виде масса нередко осложнена удлиненных линз, ориентированных согласно слоистости, реже форма их округлая изометричная. Границы линз четкие, плавно извилистые, размеры от 0.1 до 0.4 мм. В процессе залечивания фенестровых полостей также остаются некоторые пустоты размером 0,04 – 0,07 мм. Незначительные по размеру остаточные пустоты существуют в яснокристаллическом веществе выполнения трещин усыхания. 162 В подразделах 2.2 и 2.3 довольно подробно описаны проявления вторичной доломитизации известняков, ассоциирующие, в основном, с граноморфными известняками. Иногда доломитизация развивается избирательно, только по веществу пелоидов, иногда касается и отдельных участков матрикса, особенно, раковинного материала. В крайне в участках скопления редких случаях обломочного встречаются участки сплошной доломитизации, практически по площади всего шлифа. В областях нахождения вторичного доломита, и, особенно, в зонах сплошной доломитизации встречаются угловатые межкристаллические пустоты размером 0,02 – 0,03 мм (рис. 5.8) и каверны в плотной матрице размером до 0,06 мм. В породах всех типов встречаются каверны, причем в подавляющем большинстве случаев связанные со светлыми, «чистыми» компонентами известняков. В образцах это полости размером от первых единиц мм до 5 – 6 см, иногда со следами нефтенасыщения. Наиболее крупные каверны Рисунок 5.8. Межкристаллическая пустота в зоне сплошной доломитизации известняка. Т-65 4276,59 163 изометричны по форме, стенки их неровные, довольно часто имеют «заливообразные» ответвления, отделенные от основной полости сильно кавернозными участками пород. Прилегающие к кавернам зоны вмещающей породы также сильно выщелочены (рис. 5.9). Полости более мелкого размера (2 – 6 мм) чаще всего изометричные, реже удлиненные, стенки их инкрустированы призматическими кристаллами кальцита (рис. 5.10). Иногда они единичны, случайны (рис. 5.11), иногда четко локализованы в виде ограниченных, чаще субгоризонтальных областей разной толщины (рис. 5.10, 5.12), иногда относительно равномерно «пропитывают» практически весь образец керна (рис. 5.13). Рисунок 5.9. Каверны выщелачивания со следами нефтенасыщения в светлых разностях известняков. Образцы керна в глицерине. Т-66 3981,59, П-7 3954,94 164 Рисунок 5.10. Изометричные каверны выщелачивания, инкрустированные кристалликами кальцита. Зоны выщелачивания субпараллельны напластованию Образец в глицерине. Т-65 4277,50 Рисунок 5.11. единичные мелкие каверны, в массе «чистого» известняка. Образец в глицерине П-7 3882,86 165 Рисунок 5.12. Субпараллельная напластованию зона развития мелких каверн выщелачивания в массе светлого известняка. Образец в глицерине. П-7 3993,44 Рисунок 5.13. Область относительно равномерного распределения мелких каверн в известняке. Образец в глицерине. Т-65 4262,65 В шлифах каверны заметны реже, однако ассоциация их с неглинистыми, «чистыми» участками карбонатного вещества сохраняется независимо от структуры вмещающей массы, микрозернистой, граноморфной или яснокристаллической. Как правило, форма полостей изометричная округлая, реже удлиненная, иногда неправильная. Границы их неровные, иногда извилистые. В микрозернистом материале развиты мелкие 166 каверны, размером 0,1 – 0.15 мм (рис. 5.14), более крупные, до 0,3 мм встречены в граноморфных известняках, где выщелачиванию подвергались как форменные элементы, так и яснокристаллическая цементирующая масса (рис. 5.15). В отдельных случаях размеры удлиненных каверн достигают 0,8 – 0,9 мм. Свой специфический соответственно, стилолитовые в значения швы, вклад ФЕС пользующиеся в пустотное пород в пространство лохковского разрезе яруса весьма и, вносят широким распространением. К настоящему времени не сложилось общепринятого мнения в вопросе о влиянии стилолитообразования на коллекторские свойства пород: существуют два диаметрально противоположных взгляда. Первый из них отражает негативное отношение к процессу: образование в породе стилолитов вызывает ее уплотнение [Багринцева, 1982; Dannington, 1967]. Второй же рассматривает стилолитообразование как позитивный процесс, во многом увеличивающий проницаемость плотных карбонатных пород, в Рисунок 5.14. Мелкие изометричные каверны в микросгустковом матриксе известняка. Т-65 4274,25 167 Рисунок 5.15. Процесс развития каверн, охватывающий форменные элементы и яснокристаллическую цементирующую массу в граноморфном известняке. П-7 3964,66 которых первичное межзерновое поровое пространство оценивается весьма незначительными величинами, а основную емкость составляют пустоты выщелачивания, микрокаверны, трещины и микротрещины [Булач, 1961; Каплан, 1964; Смехов, 1962 и др.]. Стилолитовые швы встречаются в породах всех типов, за исключением аргиллитов и алевролитов. Они локализуются в светлых участках известняков, иногда разделяют участки пород разных структур (рис. 5.16), часто сгущаются по мере приближения к темным глинисто-карбонатным прослоям. Со стилолитовыми швами и выполняющим их материалом в большинстве случаев ассоциируют выделения кальцита тонковолокнистой структуры. Выделения имеют форму удлиненных линз, по ширине соизмеримых с высотой зубцов шва, находятся либо внутри вещества прокладки, либо конформно примыкают к стилолитовым поверхностям. Нередко такие линзы располагаются в зонах контакта чистых и относительно глинистых известняков. Происхождение линз тесно связано с процессами 168 стилолитообразования, причем, скорее всего, диагенетического [Кузнецов, Журавлева, 2014]. Рисунок 5.16. Стилолитовый шов (а) – на контакте микрозернистого (внизу) и комковато-сгусткового (вверху) известняка. Проседание осадка в связи с выносом вещества и образование щелевидных пустот, выполненных позднее волокнистым кальцитом (б). Т-65 4267,0 По-видимому, в процессе растворения и выноса карбоната кальция, которые происходят при образовании стилолита, создается некоторый локальный дефицит объема, вызывающий «проседание осадка». «Отрыв» части осадка происходит по наиболее ослабленным участкам, каковыми являются зоны контакта глинистого и известкового материала. При этом образуются зияющие пустоты, впоследствии залеченные волокнистым кальцитом. Похожие явления описаны М.Е. Каплан [1964]; Т.В. Дорофеевой [1961]. Аналогичные пустоты-зияния встречаются и в самих стилолитовых поверхностях, зафиксированных глинистым веществом-выполнителем безотносительно битуминозно-глинисто-карбонатных прослоев. случае выделения волокнистого кальцита привязаны к В этом его глинистой 169 прокладке. Они находятся внутри выполняющей массы или примыкают к шву с любой стороны, иногда значительны по протяженности и локализуются на наклонных поверхностях элементов. Точкам наибольшего давления а, соответственно, и наиболее интенсивного растворения отвечают вершинки зубцов, в то время как на склонах, и даже на наклонных участках, образуются зияния, впоследствии нередко выполняемые волокнистым кальцитом (рис. 5.17). О том, что выделение кальцита шло в условиях открытых полостей, свидетельствует морфология кристаллов и их ориентировка перпендикулярно стенкам. Рисунок 5.17. Зоны выделений волокнистого кальцита, осложняющие стилолитовый шов. Кальцит выполняет пустоты – зияния, образованные при растворении карбонатного материала, в наибольшей степени развитые на склонах стилолитовых шипов. П-7 3972,82 Волокнистый кальцит выполняет подобные щелевидные пустоты в большинстве случаев, однако иногда они остаются зияющими (рис. 5.18). Толщина таких пустот составляет не более 0,05 – 0,06 мм, протяженность до 5 – 6 мм, хотя на отдельных незначительных по величине участках отмечается минерализация. Нередко встречаются подобные пустоты и в 170 веществе выполнителя стилолитовых швов (рис. 5.19). В редких случаях в самих швах частично отсутствуют обычные для стилолитов прокладки нерастворимого материала (рис. 5.20). Рисунок 5.18. Тонкая щелевидная пустота, образованная за счет проседания осадка во процессе стилолитообразования. Т-66 4009,80 Рисунок 5.19. Щелевидная пустота в веществе выполнителя стилолитового шва. Т66 3970,40 171 Рисунок 5.20. Стилолитовый шов с частично отсутствующей прокладкой нерастворимого материала. П-7 3975,0 В микрозернистом матриксе известняков по боковым поверхностями стилолитовых швов развиваются каверны неправильной формы, с неровными границами и размерами от 0.1 до 0,5 мм (рис. 5.21). Иногда в вершинках зубцов отмечаются относительно короткие, в основном, прямолинейные трещинки того же направления (рис. 5.22, 5.23), скорее всего, трещины разрыва [Nelson, 1981], возникающие в пристилолитовых зонах, для которых характерна неоднородность плотностей, обусловленная частичным осаждением вещества, растворенного в процессе стилолитообразования [Кузнецов, Сухы, 1986]. Такие трещины заметны и в образцах керна, причем, не только трещины разрыва, но и трещины разгрузки, субпараллельные усредненным поверхностям стилолитов . Наличие стилолитовых швов в породах свидетельствует об активной фильтрации вод, а в микрозернистом материале матрикса такая возможность осуществляется только по наиболее легким путям, коими и являются 172 Рисунок 5.21. Каверны выщелачивания, сопряженные с боковыми поверхностями стилолитовых швов в микрозернистой массе известняка. П-7 3984,67 Рисунок 5.22. Стилолитовый шов и связанные с ним трещины разрыва (а). Отдельные трещины дают начало образованию новых, «дочерних» стилолитов. Образец в глицерине. Т-65 4283,95 173 Рисунок 5.23. Стилолитовый шов и трещины разрыва, возникающие в вершинках зубцов, в микрозернистой массе известняка. Т-63 4049,15 стилолитовые поверхности. Отсюда и часто встречающиеся в пристилолитовых зонах мелкие каверны (рис. 5.24). Визуальные макроскопические исследования образцов керна обнаружили важную деталь в строении известняков: светлые компоненты имеют неоднородную окраску, слабо различающийся чуть более темный фон, на котором заметны округлые, овальные и овально-удлиненные стяжения более светлой окраски. Размеры стяжений разные – от 3 – 5 мм до нескольких см. Более того, даже крупные «карманы», заключенные между глинистыми прослоями участками имеют плавно овальные границы и состоят из нескольких подобных стяжений. В ряде случаев относительно крупные линзы имеют неправильные волнистые границы. Небольшие обособленные образования нередко локализуются в материале глинистых прослоев, иногда выстраиваясь в ряды, субпараллельные слоистости последних (рис. 5.25). При небольшом увеличении в правильных стяжениях просматривается тонкое концентрически слоистое распределение пор, 174 Рисунок 5.24. Каверны выщелачивания, локализованные в пристилолитой зоне, в комковато-сгустковой массе известняка. Т-65 4267,0 возможно, биогенного происхождения. При смачивании образца водой именно в стяжениях происходит весьма быстрое впитывание влаги и высыхание составляющего материала, что может указывать на пористость, повышенную относительно вмещающей массы. карбонатный материал образует небольшие Довольно часто светлый куполовидные линзы, своеобразные «минибиогермы», в ткани которых также просматривается слоистость. Глинисто-карбонатные веществом, содержат линзы прослои, обогащенные волокнистого органическим кальцита, аналогичные встреченным в ассоциации со стилолитовыми швами. Располагаются они между внутренними слойками прослоев, толщина их соизмерима с толщиной слойков, протяженность разная: встречаются линзочки длиной 0,8 – 1 мм и слойки, продолжающиеся по площади всего шлифа. Иногда слойки разветвляются, иногда затухают. Границы их повторяют изгибы вмещающих слойков. Микробиальная природа глинисто-карбонатных 175 Рисунок 5.25. Разноразмерные стяжения «чистого» карбонатного материала в веществе битуминозно-глинисто-карбонатных прослоев. Т-66 3962,73 прослоев предполагает первоначальное образование полостей между слойками как результат неплотного нарастания микробиальных пленок, о чем косвенно могут свидетельствовать приблизительно равные поперечные размеры линз и слойков, выполнение полостей – следствие более поздних процессов (рис. 5.26). Для пород всех литологических типов характерна трещиноватость. Трещины имеют разную толщину, протяженность, разную ориентировку и морфологию стенок и, что очень важно, разное происхождение. Так, светлые части известняков рассечены относительно широкими трещинами, расположенными между темными прослоями. Иногда подобные трещины образуют однонаправленные системы со смещением от прослоя к прослою, почти ортогонально пересекая направление слоистости. Ширина 176 Рисунок 5.26. Слойки и удлиненные линзы волокнистого кальцита внутри глинисто-карбонатного прослоя, обогащенного органическим веществом (а). Прослой перекрывает трещину усыхания, материал прослоя, обламываясь, проваливается в пространство трещины, частично заполняя его (б). П-7 3938,02 их различна, от первых единиц до 4 – 5 мм, форма извилистая, местами значительно. Наиболее тонкие из них залечены, по стенкам более широких образованы «щеточки» кристаллического кальцита с остаточной раскрытостью, заметной невооруженным взглядом (рис. 5.27). В шлифах такие трещины находятся в микрозернистой массе, длина их контролируется расстоянием между прослойками, ширина более или менее постоянна, внутри прослоек ширина трещин резко сокращается вплоть до полного исчезновения. Стенки трещин четкие, извилистые, внутренние пространства выполнены яснокристаллическим кальцитом (рис. 5.28). В более крупных трещинах при микроскопических исследованиях наблюдаются остаточные пустоты размером до 1 – 1.3 мм угловатая форма которых определяется кристаллографическими инкрустирующего стенки (рис. 5.29). очертаниями кальцита, 177 Рисунок 5.27. Литогенетические трещины, расположенные между темными битуминозноглинистыми прослоями. Пространство трещин частично минерализовано. П-7 3910,25 Рисунок 5.28. Литогенетические трещинки (а) в микрозернистой массе «чистого» известняка (б), локализованные между битуминозно-глинисто-карбонатными прослоями (в). П-7 3987,47 178 Одна из возможных причин возникновения таких трещин связана с разложением органического вещества, генерируемого микробиальными сообществами. Пузырьки газа, образующегося при разложении, находят пути выхода из системы, устремляясь вертикально вверх и оставляя за собой тонкие извилистые «дорожки» в незатвердевшем еще осадке. Дальнейшая фильтрация иловых, а впоследствии и пластовых вод по наиболее легким путям – следам миграции газов – приводит к некоторому их видоизменению: растворению с выносом части материала с одной стороны и минерализации – с другой. Рисунок 5.29. Остаточные пустоты, образованные при вторичной кальцитизации пространства литогенетической трещины. П-7 3852,76 Еще один вид трещин, встречающихся в светлом веществе «чистых» карбонатов – незначительными клиновидные по извилистые размеру трещины остаточными усыхания пустотами с в 179 яснокристаллическом веществе выполнителя, подробное описание которых приведено в разделе 2.3. В темных, более глинистых, прослоях известняков широким распространением пользуются щелевидные трещины, морфологически повторяющие внутреннюю слоистость прослоев. В образце их видимая ширина достигает 2 – 3 мм (рис. 5.30). Чаще всего они раскрытые, зияющие, местами расширены процессами растворения, и тогда их раскрытость может достигать 5 – 6 мм. В редких случаях такие субгоризонтальные трещины полностью минерализованы (рис. 5.31). В шлифах трещинки, связанные с массой битуминозно-глинистокарбонатных прослоев, очень тонкие, заостренные по краям и затухающие, извилистые согласно извилистости тонких внутренних слойков внутри прослоев, раскрытые (рис. 2.9; 5.32). При больших увеличениях заметна слабая минерализация стенок. Толщина (ширина?) их редко достигает 0,05, в основном, – от 0,01 до 0,03 мм. Наиболее протяженные из них непостоянны по ширине, иногда прерываются, в редких случаях прослеживаются по площади всего шлифа. Относительно короткие (до 0,3 мм) располагаются кулисообразно. Нередко они не единичны, образуют субпараллельные системы. Иногда трещинки соединяются между собой соизмеримыми по ширине, но более извилистыми трещинками, пересекающими слоистость почти под прямым углом. Местами и те и другие немного расширены процессами выщелачивания. Происхождение перечисленных трещин, видимо, литогенетическое. Встречаются и трещины, имеющие тектоническую природу. Их отличает протяженность, прямолинейность. В ряде однонаправленные субпараллельные системы, случаев они образуют иногда трещины разных систем взаимопересекаются. В образцах тектонические трещины наблюдаются относительно редко. Микроскопически они тонкие, не более 0,2 – 0,25 мм толщиной, частично 180 залеченные яснокристаллическим кальцитом, иногда – с присутствием ангидрита и халцедона. Рисунок 5.30. Субгоризонтальные щелевидные пустоты внутри глинистокарбонатных прослоев, обогащенных органическим веществом. Т-66 3971,00; Т-66 3978,50;Т-66 3978,97, Т-66 3980,52 181 Рисунок 5.31. Полностью залеченная субгоризонтальная трещина внутри тонкого глинисто-карбонатного прослоя, обогащенного органическим веществом. Т-65 4261 Таким образом, визуальные и микроскопические исследования обнаружили довольно разнообразные типы пустот, различающихся по происхождению, форме, размерам, однако, количество их слишком мало, чтобы наделять породы овинпармского горизонта сколько-нибудь значащими емкостно-фильтрационными свойствами. Лабораторные определения петрофизических параметров, а их объем достаточно представителен – 1116 определений пористости, 1114 значений проницаемости максимальной (практически параллельной слоистости) и 1077 – проницаемости вертикальной, что делает выводы достаточно обоснованными – в целом подтверждают результаты микроскопических исследований. 182 Рисунок 5.32. Субгоризонтальные литогенетические трещины, связанные с биопленками – глинисто-карбонатными прослоями, обогащенными органическим веществом. П-7 3991,33; П-7 3900,55; Т-66 3971,0; П-7 3860,24 183 Значения фильтрационно-емкостных показателей пород, как и ожидалось при преобладании микрозернистых структур пород, низки. В абсолютном большинстве случаев значения открытой пористости (Кп) не превышают 2,5%, при модальном интервале 0,5 – 1.0%, значения 4 – 5% единичны. Для анализа фильтрационных свойств использовались результаты лабораторных определений трех видов проницаемости: Кпр max; Кпр под углом 90о и Кпр в вертикальном направлении. Наиболее информативными оказались данные по горизонтальной (максимальной) и вертикальной проницаемости, поэтому в дальнейшем будут использованы именно эти определения. Разброс основного количества значений горизонтальной проницаемости находится в пределах от 0,01 до 100 мД. Модальный интервал 0,1 – 1 мД – 32%, причем, количественно немногим отличаются значения от 1 до 10 мД – 29%, и 11% образцов с проницаемостью от 10 до 100 мД. Более того, не многочисленны (2%), но все же встречаются образцы пород с проницаемостью от 100 до 1000 мД (рис. 5.33). Существенно отлично распределение значений вертикальной проницаемости: подавляющее число значений не превышает 1 мД, модальный интервал 0,01 – 0,1 мД , значительное количество (29%) – менее 0,01 мД , значений от 1 до 10 мД – всего 6%, и только 0,3% – от 10 до 100 мД. Таким образом, в целом, вертикальная проницаемость ухудшается, по крайней мере, на порядок. В пределах литотипов емкостные свойства известняков практически одинаковы, что демонстрируют гистограммы распределения значений их коэффициентов пористости: конфигурация гистограмм однотипна, незначительно отличаются граноморфные известняки, в которых примерно одинаковое количество образцов с Кп от 0,5 до 1% и от 1 до 1,5% . При этом во всех структурных типах пород, кроме граноморфных приблизительно в 60% случаев пористость составляет менее 1%. граноморфной структуры таких случаев менее 50% Лишь в породах и относительно, 184 подчеркнем, относительно, повышена доля пород с пористостью 1 – 2% (рис. 5.34). Фильтрационные свойства пород разных типов несколько более контрастны (рис. 5.34.) По-видимому, лучшими фильтрационными свойствами отличаются граноморфные и глинистые известняки, где в распределении значений проницаемости модальными являются интервалы от 1 до 10 мД, около 15% значений от 10 до 100 мД, 3 – 4% значений от 10 до 100 мД и, более того, среди граноморфных известняков встречаются единичные образцы со значениями проницаемости более 100 мД. Фильтрационные характеристики узловато-слоистых (вместе с глинистыми разностями) и комковато-сгустковых несколько хуже: модальные интервалы находятся в пределах от 0,1 до 1 мД, а в комковато-сгустковых известняках замеров, превышающих 100 мД, отмечено. Наихудшими по горизонтальной проницаемости не являются тонкозернистые известняки с модальным интервалом распределения значений от 0,001 до 0,01 мД. Однако тип известняков тонкозернистых выделен только в одной скважине – Перевозная-7, количество проанализированных образцов невелик, что может сказаться на достоверности результатов исследований. Вертикальная проницаемость ухудшается на порядок: если в определениях горизонтальной проницаемости нигде не встречено значений от 0,001 до 0,01 мД, то в данном случае – вертикальной проницаемости – их количество составляет около 30%, и, опять-таки, в граноморфных и глинистых известняках содержание образцов с такой проницаемостью несколько ниже – 24 и 26% соответственно. Анизотропия фильтрационных свойств (вертикальная проницаемость во всех породах ниже, чем горизонтальная) – явление довольно распространенное, особенно в терригенных отложениях, – зерна удлиненной и овальной формы располагаются более или менее параллельно и согласно слоистости, благодаря чему фильтрация вдоль осей более активная, чем в перпендикулярном направлении. В биоморфных карбонатных породах, в 185 Рисунок 5.33. Гистограммы распределения пористости нижних (а) и верхних (б) элементов (%), горизонтальной проницаемости нижних (в) и верхних (г), и вертикальной проницаемости нижних (д) и верхних (е) элементов циклитов (мД). n – количество проанализированных образцов; Кп ср – средний коэффициент пористости, %; Кпр min, max – минимальные и максимальные значения проницаемости (мД); М – модальный интервал (в скобках – процент значений в этом интервале). 186 187 Рис. 5.34. Гистограммы распределения значений: 1 – коэффицента пористости (%); 2 – максимальной (горизонтальной) проницаемости; 3 – проницаемости, замеренной в направлении под углом 90о к максимальной; 4 – вертикальной проницаемости (мД) в известняках: а – граноморфных; б – узловато-слоистых; в – узловато-слоистых глинистых; г – комковато-сгустковых; д - тонкозернистых; е – глинистых. По вертикальной оси – количество значений, %; n – количество проанализированных образцов. 188 некоторых граноморфных разностях, например, оолитовых, а также в микрозернистых, разница проницаемости в двух направлениях обычно существенно снижается. Поскольку составляющие породы частицы имеют очень незначительные размеры и в целом изометричны, говорить об ориентированном и послойном их расположении, которое могло бы обеспечить столь значительные различия в проницаемости, вряд ли возможно. Объяснение подобного феномена получено при макро- и микроизучении керна и шлифов. Выявлено, что существует горизонтальная микротрещиноватость, обеспечивающая улучшение фильтрационных свойств, которая образуется в результате послойной неоднородности и связана, в том числе, с достаточно широко распространенными микробиальными биопленками и поверхностями скрытых и очень кратковременных перерывов, которые достаточно многочисленны в изученных отложениях (см. рис. 5.30 – 5.32). С другой стороны, именно с биопленками ассоциируют глинистые прослои, образованные в результате фиксации бактериями пелитовых глинистых частиц, что затрудняет вертикальную фильтрацию. На диаграммах соотношений коэффициентов пористости и проницаемости точки соответствующих замеров образуют относительно плотные, более или менее равномерные облака с единичными отклонениями вправо по оси абсцисс. Все значения Кпр max располагаются в поле выше значения 0,01 мД. Облака же вертикальной проницаемости, не теряя формы, смещаются ниже 0,01 мД. Распределение точек на диаграммах демонстрирует отсутствие какой-либо зависимости между исследуемыми параметрами: одному значению коэффициента пористости соответствует множество значений коэффициента проницаемости. Крайне низкие значения коэффициентов детерминации R2 – сотые и даже тысячные доли единицы – подтверждают вывод об отсутствии зависимости (рис. 5.35). Отсутствие зависимости проницаемости от величины пористости лишний раз подчеркивает малую величину фильтрующих каналов между 189 компонентами породы, что в целом естественно для карбонатных пород с микрозернистой в массе структурой. Между тем, весьма показательными являются относительно редкие, «аномальные» для данных отложений, петрофизические параметры пород. Так, в единичных образцах определены относительно высокие значения пористости, при низкой проницаемости, то есть поры между собой не связаны. С другой стороны, наличие относительно высокой проницаемости при низкой пористости свидетельствует о наличии трещиноватости, которая и обеспечивает, хотя и редкие значения более 100 мД, а в единичных случаях и до 1000 мД. В этом плане интересно проанализировать распределение коллекторских свойств по разрезу. Строение разрезов овинпармского горизонта циклично, причем, сами циклиты имеют двучленное строение, что подробно рассмотрено в разделе 3 данной работы. Набор пород нижнего и верхнего элементов циклитов принципиально одинаков, различны лишь их количественные соотношения. Нижние элементы, которые отражают скорее собственно литоральные, приливно-отливные обстановки, сложены в несколько большей степени глинистыми разностями, в то время как верхние, более мористые сублиторальные – более чистыми карбонатными породами. Складывается на первый взгляд парадоксальная ситуация – более глинистые элементы разреза обладают относительно более высокими значениями коллекторских параметров (табл. 5.1, рис. 5.33). В нижних, более глинистых элементах циклитов 52,4% определений приходятся на значения пористости менее 1%, значения менее 2% и, соответственно, 16% элементах, породами, – 84% образцов имеют более 2%. В верхних сложенных более чистыми, не глинистыми карбонатными крайне низкопористых пород с пористостью менее 1%, примерно столько же (54,5%), но возрастает число пород с пористостью менее 2% (90,82%). Поэтому до 9% (против 16%) сокращается доля пород с пористостью более 2%. В итоге средние значения пористости (повторим, при очень низких абсолютных значениях) в нижних, более глинистых, 190 элементах несколько выше, чем в верхних, сложенных чистыми карбонатными породами. Сама по себе эта разница невелика, но при подобной выборке, видимо, достаточно достоверна. Таблица 5.1 Коллекторские свойства отдельных элементов циклитов овинпармского горизонта нижнего девона Варандей-Адзьвинской структурной зоны. Элементы циклитов Нижний Верхний 0.1 – 13,2 1,4 0.1 – 13.9 1,1 горизонтальной 0.012 – 1594 1 – 10 (35,5) 0.012 - 1026 0.1 – 1 (31,3) вертикальной 0.001 - 32.5 0.01 – 0.1 (53,8) 0.001 - 44.7 0.01 – 0.1 (42,7) Показатели Коэффициент пористости, Кп, % Коэффициент проницаемости, Кпр, мД Примечание: для значений пористости приведены минимальные и максимальные значения (числитель) и средние арифметические значения (знаменатель); для значений проницаемости в числителе – минимальные и максимальные значения, в знаменателе – модальный интервал, в скобках указано количество замеров (встречаемость), % Более интересно распределение проницаемости. Модальный интервал распределения проницаемости параллельно слоистости пород нижней части разреза составляет 1 – 10 мД, 44,8% образцов имеют проницаемость менее 1 мД, а 19,8% – более 10 мД. Для верхнего элемента модальный интервал снижается до 0,1 – 1,0 мД, при этом, уже в 56,5% случаев проницаемость ниже 1 мД, а более 10 мД – 12,7%. В обоих случаях значений менее 0,01 мД не установлено. Очень показательны значения вертикальной проницаемости, которые, во-первых, практически одинаковы для обоих элементов и, во-вторых, существенно ниже. Здесь весьма велика доля пород с проницаемостью менее 0,01 мД (24,1 и 30,6 соответственно для нижних и верхних элементов), практически одинаково содержание пород с проницаемостью менее 1 мД 191 (93,3 и 93,1%), и, напротив, крайне мало пород с проницаемостью более 10 мД (1,06 и 0,3%) (рис. 5.33). Подобные различия, не очень резкие, но статистически значимые, объясняются несколько различными обстановками образования нижних и верхних элементов циклитов и, соответственно, несколько различными типами пород. В нижних интервалах более часты микроперерывы, покрывающие их биопленки, в том числе, глинисто-карбонатные. В этих пленках и на границах перерывов формируются горизонтальные литогенетические трещины, микростилолиты и связанные с ними трещины, что в целом повышает объем пустотного пространства и, главное, более значительно – проницаемость. Сами значения более 100, а тем более 1000 мД, хотя и единичные, возможны в микрозернистых разностях только при наличии трещин, которые и обнаруживаются как при макроскопических, так и при микроскопических исследованиях. Уточнить и детализировать специфические характеристики пустотного пространства отложений тайдалитов позволило исследование пород с помощью компьютерной томографии, дающей возможность просмотра внутренней структуры пустот Исследовались две зоны внутри тонких [Шалдыбин и др., 2013] глинисто-карбонатных прослоев, обогащенных органическим веществом – собственно биопленок или микробиальных матов, в образце комковато-сгусткового известняка (рис. 5.36; 5.37). Цилиндрик керна диаметром около 40 мм, центральная ось которого ориентирована параллельно напластованию. Коэффициенты пористости в обеих зонах не выходят за рамки обычных для овинпармского горизонта значений. Так, в зоне 1коэффициент пористости – 2,54%. Минимальный (Dmin) и максимальный (Dmax) размеры пустот – 4,93 и 250,1 µm соответственно, с медианными диаметрами распределения по количеству (штук) MdK – 12,7 (шт.) и по емкости MdE – 31,8 (µm). Плотность пор – 166 шт/мм2. Для зоны 2 такие характеристики 192 193 Рис. 5.35. Соотношение значений коэффициента пористости (%) и 1 – максимальной (горизонтальной ) проницаемости; 2 – проницаемости, измеренной под углом 90о; 3 – вертикальной проницаемости (мД) в известняках: а – граноморфных; б - узловато-слоистых; в – узловато-слоистых глинистых; г – комковато-сгустковых; д – тонкозернистых; е – глинистых y = 1.2323ln(x) + 6.7927 – уравнение линии тренда; R² = 0.0213 – значение коэффициента детерминации. 194 Рисунок 5.36. Внешний вид комковато-сгусткового известняка, который исследовался с помощью компьютерной томографии. Т-65 4275,16. Зона 1 Зона 2 Рисунок 5.37. Зоны исследования глинисто-карбонатных прослоев, обогащенных органическим веществом – биопленок и цианобактериальных матов. 195 составляют: коэффициент пористости 1,98%; Dmin – 4,93 µm; Dmax (µm) – 183,65; MdK (шт) – 12,9; MdE (µm) – 28,6; плотность пор –158 шт/мм2. Томографический срез образца показал неоднородность в распределении пустот в его пределах: непосредственно биопленки и прилегающие к ним зоны более прозрачны для рентгеновских лучей, чем светлая микрозернистая масса известняка, на цветном снимке эти зоны отличаются более плотной красноватой окраской. На черно-белом снимке зоны 1 именно биопленка выделяется темно-серой, почти черной окраской, в то время как окружающая относительно плотная микрозернистая масса проявляется в сером и даже в светло-сером цвете, что, по-видимому, указывает на различную степень интенсивности поглощения (рис. 5.38; 5.39). Зоны концентрации внутреннего объема пор совпадают с положением биопленки и морфологически повторяют изгибы и неровности слойков, что хорошо заметно на срезе, перпендикулярном слоистости (рис. 5.40). В распределении пустот в плоскости наслоения отмечаются некоторые закономерности: связанные пустотки размером около 20 µm локализуются в виде параллельных линий, отстоящих друг от друга на соизмеримое расстояние. Возможное объяснение подобной локализации – равнозернистость подстилающего карбонатного материала (рис. 5.41). Наибольшим распространением пользуются пустоты размером 5 – 10 µm в обеих зонах – 29272 и 27018 штук из общего количества 75140 и 71568 шт. – при распространенности пустот других, более крупных размеров не более 10000 шт., однако пористость их невелика – около 0,2%. Основной объем составляют пустоты размером от 20 до 45 µm, а пористость их – 0,8 – 0.9% (рис. 5.42). Применение методов компьютерной томографии позволяет охарактеризовать пустоты с точки зрения формы, а, точнее, ее правильности, для чего используется понятие фактора формы: его количественное выражение (коэффициент формы) для правильных, круглых пустот близко к единице. Наиболее значимую для зоны исследования пористость – от 0,96 до 196 Зона 1 Зона 2 Рисунок 5.38. Цветной томографический снимок исследуемого образца. Зоны биопленок выделяются более плотной красной окраской. Рисунок 5.39. Детальный черно-белый томографический снимок зоны 1. Более прозрачная для рентгеновских лучей область биопленки выделяется черным цветом. 197 Рисунок 5.40. Область концентрации внутреннего объема пустот зоны 1, морфологически повторяющая изгибы и неровности биопленки. Боковое направление взгляда. Рисунок 5.41. Внутренний объем пустот в направлении взгляда сверху. 198 1 35000 0.9 30000 0.8 25000 0.7 0.6 0.5 15000 0.4 0.3 10000 0.2 5000 0.1 Пористость, % Количество пор, шт 20000 Количество пор, шт 75140 Пористость, % - 2,54 0 5-10 10-15 15-20 20-25 25-30 30-35 35-40 40-45 45-50 50-55 55-60 60-65 65-70 70-75 75-80 80-85 85-90 90-95 95-100 100-105 105-110 0 А Диаметр пор, мкм 30000 1 0.9 0.8 0.7 20000 0.6 15000 0.5 0.4 10000 0.3 0.2 5000 0.1 80-85 75-80 70-75 65-70 60-65 55-60 50-55 45-50 40-45 35-40 30-35 25-30 20-25 15-20 10-15 0 5-10 0 Пористость, % Количество пор, шт 25000 Б Dmin (мкм) = 4,93 Dmax (мкм) = 250,1 MdK (мкм) = 12,7 MdE (мкм) = 31,8 Плот.по р(шт/м м 2) = 166 Dmin (мкм) = 4,93 Dmax (мкм) = 183,65 MdK (мкм) = 12,9 MdE (мкм) = 28,6 Плот.пор (шт/мм2) = 158 Количество пор, шт 71568 Пористость, % - 1,98 Диаметр пор, мкм Рисунок 5.42. Характер распределения пустот по размеру и емкости в зонах 1(А) и 2 (Б). 199 1.22% составляют именно правильные пустоты с коэффициентом формы от 0,6 до 0.9. В зонах исследования правильность формы характерна для пор наиболее мелких размеров, что, по-видимому, естественно, их ориентация по отношению к слоистости, в основном, одинакова – около 100 – 1100 в зоне 1 и около 700 в зоне 2. Наиболее крупные для данных зон поры отличаются сложностью форм с коэффициентом, близким к 0,2 и, что очень важно, довольно резко выделяются по ориентации. Угол наклона к слоистости пустот размером 105 – 110 µm в зоне 1 составляет 1760, в зоне 2 наиболее крупными являются пустоты размером 80 – 85 µm, угол наклона к слоистости – 100, что в целом указывает на совпадение их ориентации с направлением напластования и в том, и в другом случаях (рис. 5.43). Таким образом, анализ результатов томографических исследований показал концентрацию пустот в массе биопленок, их морфологическую согласованность с внутренней слоистостью биопленок, послойную ориентацию относительно крупных пустот сложной формы. Именно направленность пустот, связанная с цианобактериальными матами и биопленками, характерная для тайдалитов, определяет анизотропию проницаемости, еще раз подчеркивая весьма своеобразный характер ФЕС отложений литорали и сублиторали. Обобщение материалов исследований карбонатных отложений овинпармского горизонта, изложенных в данной работе, позволяет сделать ряд выводов. Литоральные и сублиторальные отложения карбонатного состава характеризуются преимущественно микрозернистой, реже тонкозернистой структурой пород, нередко – биотурбацией, наличием кратковременных перерывов и широким развитием микробиальных матов и биопленок глинисто-карбонатного состава. 200 Подобные структуры предопределяют невысокую первичную 1 200 0.9 180 0.8 160 0.7 140 0.6 120 0.5 100 0.4 80 0.3 60 0.2 40 0.1 20 105-110 95-100 85-90 75-80 65-70 55-60 45-50 35-40 25-30 15-20 0 5-10 0 Коэффициент формы Ориентация, ° Диаметр пор, мкм А Ориентация, Фактор формы, ед. матричную межзерновую пористость. Отдельные поры в граноморфных 1 80 0.9 70 0.8 50 0.6 0.5 40 0.4 30 0.3 Ориентация, град. Фактор формы, ед. 60 0.7 20 0.2 10 0.1 0 5-10 10-15 15-20 20-25 25-30 30-35 35-40 40-45 45-50 50-55 55-60 60-65 65-70 70-75 75-80 80-85 0 Б Диаметр пор, мкм Коэффициент формы Ориентация, ° Рисунок 5.43. Распределение пустот по форме и ориентации в зонах 1 (А) и 2 (Б). 201 разностях, мелкие каверны в целом не создают значительного пустотного пространства. Вместе с тем, в этих отложениях имеются щелевидные пустоты и трещины по наслоению глинисто-карбонатных микрослойков – собственно бактериальных матов и биопленок. Происхождение пустот и трещин литогенетическое и связано с неоднородностью литификации осадка у поверхностей перерывов и неравномерным наслоением биопленок. Для литоральных и сублиторальных отложений характерна резкая анизотропия проницаемости – нередко значительной параллельно наслоению, определяемая литогенетической трещиноватостью, и крайне низкая перпендикулярно ей. Подобный тип пустотного пространства, видимо, достаточно типичен для крайне мелководных и литоральных фаций и, в частности, в виде «фенестральной» пористости специально выделяется в западных классификациях пустот карбонатных пород [Choquette, Pray, 1970; Lucia, 1995, Lucia, 1999]. Выявление системы многочисленных субгоризонтальных литогенетических пустот позволило объяснить получение высоких дебитов из внешне плотных и непроницаемых пород, а установленные специфические условия образования горизонта с большой долей вероятности могут распространены на всю Варандей-Адзьвинскую структурную зону. 202 ЗАКЛЮЧЕНИЕ В процессе выполнения представленной диссертационной работы изучался первичный керновый материал, на основе разностороннего анализа которого дано подробное литологическое описание пород, слагающих отложения овинпармского горизонта нижнего девона северной части Варандей-Адзьвинской структурной зоны. Одной из характерных и специфических особенностей изученных отложений является наличие впервые выявленных и детально охарактеризованных для данного района многочисленных трещин усыхания и микробиальных пленок глинистого, глинисто-карбонатного и карбонатного составов. На основе комплексного анализа полученных данных показано, что этот район представлял собой обширную отмель шельфа Палеоуральского океана, где формировались крайне мелководные литоральные и сублиторальные отложения – тайдалиты. Достаточно широкое развитие подобных фаций – вообще специфика палеозойских водоемов. Установлена и описана цикличность строения разрезов овинпармского горизонта; сами циклиты имеют двучленное строение с более глинистыми породами в основании и более чистыми карбонатными – в кровле. Подобное строение типично для этого горизонта и в других районах Тимано-Печорской плиты, однако здесь оно обусловлено не колебаниями уровня моря и изменениями глубины бассейна, а изменением поставки глинистого материала. Фациальный облик отложений и некоторые черты деталей строения и состава циклитов показывают, что северная часть Варандей-Адзьвинской зоны уже в раннем девоне представляла собой положительную тектоническую структуру, которая имела морфологическую выраженность. В это же время хотя частично формировались и локальные структуры, которые, таким образом, являются конседиментационными. 203 Пустотное пространство пород овинпармского горизонта представлено разнообразными по размерам и формам порами, кавернами и трещинами также разного размера и происхождения. Вместе с тем, микро- и пелитоморфная структура карбонатных пород предопределила невысокие значения первичных фильтрационно-емкостных свойств. Важной спецификой пустотного пространства является развитие специфических, приуроченных к микробиальным пленкам литогенетических, субпараллельных наслоению трещин. Последние определяют аномально высокие для данных отложений значения горизонтальной проницаемости. Установлено преобладание таких трещин в нижних, более глинистых, интервалах циклитов овинпармского горизонта. Наличие подобных видов пустотного пространства, видимо, является особенностью микробиальных образований, что подтверждается анализом увеличившихся в последние годы исследований и публикаций сведениям по аналогичным образованиям в мировой литературе. Тесная связь фациальной обстановки осадконакопления и тектонической структуры позволяет с большой степенью вероятности полагать, что подобный тип отложений и подобный вид пустотного пространства и его ФЕС будут распространены по всей территории Варандей-Адзьвинской структурной зоны. 204 Литература 1. Анализ недропользования в Республике Коми. Раздел "Нефть и газ" / Л.З. Аминов, Г.И. Андреев, А.П. Боровинских, В.И. Гайдеек и др. – Ухта: ТП НИЦ. 2000. 117 с. 2. Антошкина А.И. Рифы в палеозое Печорского Урала. СПб.: Наука. 1994. 154 с. 3. Атлас геологических карт "Тимано-Печорский седиментационный бассейн. - Н.И. Никонов, В.И. Богацкий, А.В. Мартынов, З.В. Ларионова и др. Ухта: ООО "Региональный дом печати". 2000. 4. Атлас структурных компонентов карбонатных пород / Н.К. Фортунатова, О.А. Карцева, А.В. Баранова, Г.В. Агафонова, И.П. Офман // М.: ВНИГНИ. 2005. 440 с. 5. Багринцева К.И. Трещиноватость осадочных пород. М.: Недра. 1982. 256 с. 6. Бактериальная палеонтология. Под ред. А.Ю. Розанова. М.: ПИН РАН. 2002. 188 с. 7. Безбородова И.В., Дон О.В., Илюхин Л.Н., Кузнецов В.Г., Скобелева Н.М. Цикличность размещения коллекторских свойств в нижнекембрийском природном резервуаре Непско-Ботуобинской антеклизы // Нефтегазовая геология и геофизика. 1988. №8. С. 26–29. 8. Белонин М.Д. Северо-Западный экономический регион Российской Федерации. О совместных действиях по развитию газонефтедобывающей и перерабатывающей промышленности и обеспечению газом и нефтепродуктами территории Северо-Запада России // Доклады международ. конф. "Перспективы развития и освоения топливно-энергетической базы северо-западного экономического района Российской Федерации. СПб.: ВНИГРИ. 1999. С. 12–35. 9. Белонин М.Д., Боровинских А.П., В.Н. Макаревич В.Н. Состояние и перспективы развития углеводородной сырьевой базы северо-западного региона России. Актуальные проблемы геологии горючих ископаемых 205 осадочных бассейнов европейского севера России. Мат. Всерос. конф. 26 - 28 апреля 2000 г. Сыктывкар: Геопринт. 2000. С. 21–22. 10. Белонин М.Д., Григоренко Ю.Н., Соболев В.С. Нефтегазовый потенциал северных и дальневосточных морей России и проблемы его освоения // Разведка и охрана недр. 1999. №2. С. 24–27. 11. Берлянд Н.Г. Тимано-Печорская плита // Геологическое строение и минерагения СССР. Под ред. Г.А. Габриэлянца. Л.: Недра. 1989. С. 45–46. 12. Блоковое строение Тимано-Печорского Бассейна и его влияние на характер нефтегазоносности осадочного чехла / М.Д. Белонин, Г.Ф. Буданов, В.Н. Макаревич, О.М. Прищепа // Блоковое строение земной коры и нефтегазоносность. Тез. докл. СПб.: ВНИГРИ. 1994. С. 92–94. 13. Богацкий В.И., Модалевский В.Ш., Матвиевская М.Д. Основные закономерности распространения месторождений нефти и газа в южной части Печорского бассейна и методика поисковых работ // Труды ВНИГРИ. Вып. 237. Л.: Недра. 1964. С. 33–41. 14. Булач М.Х. О трещиноватости меловых отложений ЧеченоИнгушской АССР в связи с изучением их коллекторских свойств // Труды ВНИГРИ. Вып. 165. Л.: Недра. 1961. С. 89–128. 15. Бушинский Г.И. О стилолитах // Изв. АН СССР. Сер. Геологическая. 1961. №8. С. 39–57. 16. Вассерман Б.Я., Матвиевская Н.Д., Соломатин А.В. Верхнедевонский карбонатный комплекс - новый перспективный объект в Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции // Геология нефти и газа. 1978, №8. С. 10–14. 17. Геолого-экономические условия освоения перспективных объектов Тимано-Печорской провинции. О.М. Прищепа, Г.А. Григорьев, А.А. Отмас, В.И. Богацкий и др. // Мат. конференции "Нефтегазовая геология на рубеже веков. Прогноз, поиски, разведка и освоение месторождений. СПб.: ВНИГРИ. 1999. С. 255–264. 206 18. Гецен В.Г. Строение фундамента Северного Тимана и полуострова Канин. Л.: Наука. 1975. 144 с. 19. Гецен В.Г. Тектоника Тимана. Л.: Наука. 1987. 144 с. 20. Геолого-экономические условия освоения перспективных объектов Тимано-Печорской провинции / А.И. Прищепа, Г.А. Григорьев, А.А. Отмас, В.И. Богацкий, Ю.А. Панкратов, В.А. Безрук // Докл. конф. "Нефтегазовая геология на рубеже веков. Прогноз, поиски, разведка и освоение месторождений". СПб. ВНИГРИ. 1999. т. 3. С. 255–264. 21. Дедеев В.А., Аминов Л.З., Панева А.З. Седиментационные нефтегазоносные бассейны Европейского севера и проблемы их эволюции // Печорский нефтегазоносный бассейн. Тр. инст-та Коми фил. АН СССР. Сыктывкар, 1987. С. 77–94. 22. Дедеев В.А., Малышев Н.А., Юдин В.В. Тектоника платформенного чехла Печорской плиты // Тектоника платформенных областей. Тр. Инст-та геол. и геофиз. СО АН СССР. Вып 788. Новосибирск: Наука. 1988. С. 137– 150. 23. Дедеев В.А., Тимонин Н.И. Тектоническая эволюция Печорской плиты в фанерозое // Геология и полезные ископаемые европейского северовостока СССР. Тр. Инст-та геол. Коми фил. АН СССР. Вып. 44. Сыктывкар. 1983. С. 36–37. 24. Дорофеева Т.В. Некоторые результаты исследований трещиноватости верхнемеловых отложений междуречья Аргун - Сунжа // Труды Всес. Сов. По трещинным коллекторам нефти и газа. Л.: Гостоптехиздат. 1961. С. 175–183. 25. Жемчугова В.А. Природные резервуары в карбонатных формациях Печорского нефтегазоносного бассейна. М.: Изд-во МГГУ. 2002. 244 с. 26. Жемчугова В.А., Мельников С.В., Данилов В.Н. Нижний палеозой Печорского нефтегазоносного бассейна (строение, условия образования, нефтегазоносность). М.: Изд-во Академии горных наук. 2001. 110 с. 207 27. Журавлева Л.М. Доломит и ангидрит в карбонатных отложениях овинпармского горизонта лохковского яруса в Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции // Геология и разведка. 2013. №5. С. 26–29. 28. Заварзин Г.А. Лекции по природоведческой микробиологии. М.: Наука. 2003. 348 с. 29. Зайцева Л.В., Орлеанский В.К., Герасименко Л.М., Ушатинская Г.Т. Роль цианобактерий в кристаллизации магнезиальных кальцитов // Палеонтологический журнал. 2006. №2. С. 14–20. 30. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. В 2 кн. М.: Недра. 1990. Кн. 1. 328 с. 31. Ископаемые бактерии и другие микроорганизмы в земных породах и астроматериалах. Ред. А.Ю. Розанов, Г.Т. Ушатинская. М.: ПИН РАН. 2011. 172 с. 32. Каплан М.Е. Стилолиты верхнемеловых известняков СевероВосточного Кавказа // Исследование трещиноватости горных пород и трещинных коллекторов нефти и газа. Труды ВНИГРИ. Вып. 228. Л.: Недра, 1964. С. 110–131. 33. Кремс А.Я. История советской геологии нефти и газа. Л.: Недра. 1964. 379 с. 34. Кремс А.Я., Вассерман Б.Я., Матвиевская Н.Д. Условия формирования и закономерности размещения залежей нефти и газа. М.: Недра. 1974. 332 с. 35. Кузнецов В.Г. Парадокс древних карбонатных тайдалитов // ДАН. Т. 357. 1997. №2. С. 223–225. 36. Кузнецов В.Г. Эволюция доломитообразования и ее возможные причины // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2005. Т.80. В. 4. С. 49–66. 37. Кузнецов В.Г. Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. М.: Геос. 2003. 262 с. 38. Кузнецов В.Г., Бакина В.В., Биткова Т.В. Коллекторские свойства и модель строения венд-кембрийской продуктивной толщи Бысахтахского 208 месторождения (Восточная Сибирь) // Геология нефти и газа. 1993. №1. С. 20–24. 39. Кузнецов В.Г., Журавлева Л.М. Типы пустотного пространства, связанного со стилолитами // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. 2014. №8. С. 30–34. 40. Кузнецов В.Г., Пирогова И.Л., Скобелева Н.М., Сухы В. Строение природного резервуара юряхского горизонта Верхневилючанского и Вилюйско-Джербинского месторождений // Геология нефти и газа. 1988. №3. С. 40–45. 41. Кузнецов В.Г., Сухы В. Стилолиты в верхнемеловых отложениях Баргустанского хребта (Центральное Предкавказье) // Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1986, №5. С. 49–54. 42. Макаревич В.Н. Тектоно-геодинамические закономерности нефтегазоносности платформенных структур: автореф. дисс. … доктора геол. - минер. наук. Минск. 1996. 62 с. 43. Макаревич В.Н., Богацкий В.И., Анищенко Л.А., Данилевский С.А. Зоны нефтегазонакопления Тимано-Печорской провинции // Закономерности формирования скоплений нефти и газа в платформенных нефтегазоносных провинциях СССР. Л.: ВНИГРИ, 1985. С. 83–92. 44. Малышев Н.А. Тектоника, эволюция и нефтегазоносность осадочных бассейнов европейского севера России. Екатеринбург.: УрО РАН. 2002. 271 с. 45. Мартынов нефтегазоносности А.В. Литолого-фациальные ордовикско-нижнедевонских критерии прогноза отложений Тимано- Печорской провинции // Мат-лы XIII Геологического съезда Республики Коми. Сыктывкар. 1999. Т. 3. С. 81–84. 46. Мартынов А.В., Мельников С.В. Стратиграфическая схема верхнего ордовика южных районов Тимено-Печорской провинции // Геология и минерально-сырьевые ресурсы европейского северо-востока России. Тез. докл. XII Геол. конференции Респ. Коми. Сыктывкар. 1994. Т.II. С. 122. 209 47. Мельников С.В. Конодонты нижнего палеозоя Тимано- Североуральского региона // Биостратиграфия нефтегазоносных бассейнов. Труды Первого Международного симпозиума. СПб. 1997. С. 151–158. 48. Мельников С.В. Конодонты ордовика и силура Тимано- Североуральского региона. СПб. 1999. 136 с. 49. Мельников С.В. Новые данные о границе ордовика и силура в Тимано-Североуральском регионе // Стратиграфия и литология нефтегазоносных отложений Тимано-Печорской провинции. - Л.: ВНИГРИ. 1988. С. 22–30. 50. Минерально-сырьевой комплекс Республики Коми: проблемы и перспективы развития / Л.З. Аминов, В.И. Баннов, А.П. Боровинских, М.Д. Белонин, Т.Е. Дмитриева и др. Сыктывкар. 1999. 35 с. 51. Научные основы развития поисковых работ на нефть и газ в Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции / В.А. Дедеев, Н.А. Малышев, Л.З. Аминов и др. Инст-т геол. Коми фил. АН СССР. Сыктывкар. 1987. - 125 с. 52. Нефтегазовый потенциал и геолого-экономические показатели подготовки и освоения углеводородного сырья Тимано-Печорской провинции / Л.З. Аминов, В.И. Богацкий, А.П. Боровинских, М.Д. Белонин и др. СПб.: ВНИГРИ. 1994. 97 с. 53. Нефтеперспективные объекты Республики Коми (геолого- экономический анализ) / Л.З. Аминов, М.Д. Белонин, А.П. Боровинских, В.И. Гайдеек, Е.Б. Грунис, А.М. Груздев, В.П. Елохин, А.А. Кутлинский, В.Н. Макаревич, Ю.А. Панкратов, О.М. Прищепа. Ухта. ТП НИЦ. 1999. 384 с. 54. Новые представления о перспективах нефтегазоносности северозападных районов Тимано-Печорской провинции / О.М. Прищепа, В.И. Богацкий, Т.И. Григоренко, Л.А. Орлова, О.В. Чумакова // Нефтегазовая геология. Теория и практика. http://www.ngtp.ru./rub/4/25_2013.pdf 2013. Т. 8. №2. 210 55. Новые представления о тектоническом и нефтегазогеологическом районировании Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции / О.М. Прищепа, В.И. Богацкий, В.Н. Макаревич, О.В. Чумакова, Н.И. Никонов, А.В. Куранов, М.М. Богданов // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2011. Т.6. №4. http://www.ngtp.ru\rub/4/40_2011/pdf 56. Объяснительная записка к тектонической карте Баренцева моря и северной части европейской России / Под ред. Н.А. Богданова и В.Е. Хаина. - М.: Ин-т литосферы РАН. 1996. 94с. 57. Освоение и перспективы развития минерально-сырьевой базы Республики Коми / Е.Б. Грунис, В.И. Гайдеек, Л.З. Аминов, Н.П. Тимонина, А.П. Боровинских и др. Докл. Междунар. конф. "Перспективы развития и освоения топливно-энергетической базы северо-западного экономического района Российской Федерации. - СПб.: ВНИГРИ. 1999. - С. 44 - 52. 58.Особенности палеозойской истории Североуральского осадочного бассейна / А.И, Антошкина, В.А. Салдин, Н.Ю. Никулова, А.Н. Сандула, Е.С. Пономаренко, Д.Н. Шеболкин, А.Н. Шадрин, Н.А. Канева //Вестник УРО РАН. 2012. №3. С. 15–23. 59. Оценка перспектив нефтегазоносности Мезенской впадины и выдача рекомендаций по направлению геологоразведочных работ / отв. исп Л.Г. Каретников. Фонды Росвнешгеология. 1992. 168 с. 60. Прищепа О.М. и др. Перспективы нефтегазоносности Малоземельско-Колгуевской нефтегазоносной области / О.М. Прищепа В.И. Богацкий, О.В. Чумакова, Л.А. Орлова // Разведка и охрана недр. 2010. №4. С. 45–53. 61. Прищепа О.М. и др. Перспективы нефтегазоносности и программа изучения Коротаихинской впадины / О.М. Прищепа, В.Н. Макаревич, Л.А. Орлова, О.В. Чумакова // Геология нефти и газа. 2009. №2 С. 2–8. 62. Пучков В.Н. Тектоника Урала. Современные представления // Геотектоника. 1997. №4. С. 42–61. 211 63. Ресурсы нефти и газа в Тимано-Печорском седиментационном бассейне и динамика их освоения / А.П. Боровинских, В.И. Гайдеек, В.И. Богацкий, Ю.А. Панкратов // Актуальные проблемы геологии горючих ископаемых осадочных бассейнов европейского севера России. Мат-лы Всерос. конф. 26 - 28 апреля 2000 г. Сыктывкар: Геопринт. 2000. С. 34–36. 64. Решения Межведомственного стратиграфического совещания по среднему и верхнему палеозою Русской платформы. Л. 1990. 57 с. 65. Решения Межведомственного стратиграфического совещания по ордовику и силуру Восточно-Европейской платформы. Л. 1987. 114 с. 66. Сивальнева О.В., Рапопорт А.Б. Цикличность и развитие породколлекторов в нижнедевонских отложениях Хорейверской и ВарандейАдзьвинской НГО // Труды РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина. 2013. №2. С. 33 - 44. 67. Смехов Е.М. Емкость карбонатных пород // Трещиноватость горных пород и трещинные коллекторы. Труды ВНИГРИ. Вып. 193. Л.: Гостоптехиздат, 1962. С. 5–21. 68. Состояние, результаты и перспективы поисково-разведочных работ на нефть и газ. Политика лицензирования в Тимано-Печорской провинции на территории Республики Коми / Л.З. Аминов, А.П. Боровинских, В.А. Холодилов и др. // Поиски, разведка и добыча нефти и газа в Тимано- Печорском бассейне и Баренцевом море. СПб.: ВНИГРИ. 1994. С. 112–118. 69. Сравнительный анализ онтогенеза углеводородов в Печорском и других осадочных бассейнах мира/ В.Н. Данилов, Н.А. Малышев, В.А. Скоробогатов, А.П. Боровинских и др. М.: Изд-во Академии горн. Наук. 1999. 400 с. 70. Структура платформенного чехла Европейского севера СССР / Под ред. В.А. Дедеева, Л.: Наука. 1982. 200 с. 71. Танинская Н.В. Условия формирования отложений верхнего ордовика и нижнего силура севера Тимано-Печорской провинции // Вопросы 212 совершенствования стратиграфической основы фанерозойских отложений нефтегазоносных регионов России. С-Пб. 1997. С. 15–23. 72. Танинская Н.В. Закономерности размещения карбонатных коллекторов силура в Хорейверской впадине Тимано-Печорской провинции //Мат-лы 2-го Всероссийского литол. совещ. "Литология и нефтегазоносность карбонатных отложений". Сыктывкар. 2001. С. 168–169. 73. Танинская Н.В. Седиментологические критерии прогноза коллекторов в среднеордовикско-нижнедевонских отложениях ТиманоПечорской провинции // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2010. Т. 5. №4. http://www.ngtp.ru/rub/2/52_2010.pdf. 74. Танинская Н.В. Условия образования и закономерности размещения карбонатных коллекторов нижнего палеозоя Хорейверской нефтеносной области Тимано-Печорской провинции / Автореф. дисс….. канд. геол. минер. наук. СПб. 1993. 25 с. 75. Тектоника (объяснительная Тимано-Печорской записка к нефтегазоносной структурно-тектонической провинции карте Тимано- Печорской нефтегазоносной провинции М-б 1:1000000) / Сыктывкар: Коми НЦ УрО РАН. 1989. 28 с. 76. Тектонические критерии прогноза нефтегазоносности Печорской плиты / Отв. ред. В.П. Якуцени Л.: Наука. 1986. 217 с. 77. Тимано-Печорская провинция: геологическое строение, нефтегазоносность и перспективы освоения / Отв. ред. М.Д. Белонин, СПб.: Недра. 2004. 396 с. 78. Тимонин Н.И. Закономерности формирования и эволюция Варандей Адзьвинской структурной зоны (северо-восток Печорской плиты) // Осадочные бассейны: закономерности строения и эволюции, минерагения. Мат-лы 4-го регионального Уральского литологического совещания. Екатеринбург. 2000. http:\\geo.web.ru/cjnf/Litsjv_2000/default.htm 79. Тимонин Н.И. Печорская плита: история геологического развития в фанерозое. Екатеринбург. 1998. 240 с. 213 80. Топливно-энергетическая база Европейского северо-востока СССР / В.А. Дедеев, Л.З. Аминов, Л.А. Анищенко и др. // Инст-т геол. Коми науч. центр УрО АН СССР. Сыктывкар. 1991. 304 с. 81. Цзю З.И. Основные черты тектонического развития ТиманоПечорской провинции // Геология нефти и газа северо-востока европейской части СССР. Вып. 1. М.: Недра. 1964. С. 3–25. 82. Цыганко В.С. Девон западного склона севера Урала и Пай-Хоя (стратиграфия, принципы расчленения, корреляция). Екатеринбург: УрО РАН. 2011. 357 с. 83. Шалдыбин М.В., Лопушняк Ю.М., Филимонов С.Ю., Скрипкин А.Г. Возможности компьютерной томографии керна для прогноза коллекторских свойств осадочных горных пород // Осадочные бассейны, седиментационные и постседиментационные процессы в геологической истории. Мат. VII Всерос. литол. совещ. 28–31 октября 2013 г. Новосибирск. 2013. С. 270–273. 84. Швецов М.С. Петрография осадочных пород. М.: Госгеолтехиздат. 1958. 416 с. 85. Юрьева З.П. Нижнедевонские карбонатные отложения восточного склона Большеземельского поднятия // Геология нефти и газа. 1995. №6. С. 24–29. 86. Юрьева З.П. Строение и нефтегазоносность девонских поддоманиковых отложений северо-востока Тимано-Печорской провинции / Автореф. дисс…. канд. геол. - минер. наук. М. 1991. 16 с. 87. Юрьева З.П., Валиукевичиус Йю. Нижний девон ВарандейАдзьвинской структурной зоны (стратиграфия, корреляция) // Вестник УрО РАН. 2012. №5. С. 6 –10. 88. Choquette Ph. W., Pray L.C. Geologic Nomenclature and Classification of Porosity in Sedimentary Carbonates // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1970. V. 54. N2. P. 207–250. 214 90. Dannington H.V. Aspects of Diagenesis and Shape Change in Stylolitic Limestone Reservoirs // Seventh World Petroleum Congress. Preceedings. Mexico. 1967. V. 2. P. 339–352. 91. Ginsburg R. N. Uses of case histories in exploration for stratigraphic carbonate reservoirs // Annual report of comparative Sedimentology Laboratory University of Miami. 1981. Miami Beach. P. 34–37. 92. Ginsburg Robert N., The dilemma of epicontinental pery-tidal carbonates. // Тез. докл. 27-го Международного геологического конгресса. М.: Наука, 1984. С. 88–89. 93. Golonka J., Ross M.I., Scotese C.R. Phanerozoic paleogeographic and paleoclimatic modeling maps // Pangea: Global environments and resources. Canadian Society of Petroleum Geologists, Memoir 17. 1994. P. 1–47. 94. Jones G. D., Xiao Y. Geothermal convection in South Atlantic subsalt lacustrine carbonates: Developing diagenesis and reservoir quality predictive concepts with reactive transport models // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 2013. V.97. No 8. Р. 1249–1271. 95. Kuznetsov V.G., Suchy V. Vendian-Camdrian Tidal and Sabkha Facies of the Siberian platform // Facies. Erlangen. 1992. V. 27. P.285–294. 96. Lucia F.J. Carbonate Reservoir Characterization. New York. Springer, 1999. 225 p. 97. Lucia F.J. Rock-fabric / Petrophysical Classification of Carbonate Pore Space for Reservoir Characterization // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1995. V. 79. No 9. P. 1275–1300. 98. Nelson R.A. Significance of Fracture Sets Associated with Stilolite Zones // AAPG. Bull. V.65. No. 11. Р. 2417–2425. 1981 99. Perry E.,Tucker M.E., Mawson M. Biotic and Abiotic Processes in the Formation and Diagenesis of Permian Dolomitic Stromatolites (Zechstein Group, NE England) // Journal of Sedimentary Research. 2013. V. 83. P. 896–914. 215 100. Scotese C. R., McKerrow W.S. Revised World maps and introduction // Paleozoic Paleogeography and Biogeography. Geol. Soc. Memoirs N 12. 1990. London. P. 1–21. 101. Skomhski S., Szulczewski M. Tide-dominated Middle Devonian Sequence from the Northern Part of the Holy Cross Mountains (Central Poland) // Facies. 1994. V.30. P. 247–266. 102. Tidal Deposits. Ed. R.N. Ginsburg. Springen Verlag. Berlin. 1975. 428 p. 103. The Timan-pechora oil and gas basin: Geological structure, hydrocarbon potential.VNIGRI / AAPG RegionalInternational conferense. St.Petersburg, 2001/ 07-2 // M.D. Belonin, V.N. Makarevich, O.M. Prischepa, A.P. Borovinskikh. 104. Thompson J.B., Ferris F.G. Cyanobacterial precipitation of gypsum, calcite, magnesite from natural alkaline lake water // Geology. 1990. V. 18. P. 995–998. 105. Vasconcelos C., McKenzie J.A.. Microbial Mediation of Modern Dolomite Precipitation and Diagenesis under anoxic conditions (Lagoa Vermelha, Rio de Janeiro, Brazil) // Journal of Sedimentary Research. 1997. V. 67. N. 3. P. 378–390. 106. Walter J. Die adamskbruecke und korallenriffe der palkstrasse // Petermanns Geogr. Mitt. Bd. 102. Ergaenzungsh. 1891. S. 1–35.
