Лекция 9 (Н.В.Беляева)

Рифы

 

Обязательные и необходимые условия существования рифов в истории Земли

Метод актуализма. «Рифы – это пьессы Шекспира, где меняются только актеры» Уилсон. Следовательно существовали общие законы их развития.

Обязательные условия:

1.   Литодинамическое равновесие

(Скорость нарастания рифа должна соответствовать скорости повышения уровня моря или погружения дна бассейна, что было установлено еще Чарлзом Дарвиным во время его кругосветного путешествия (1831-1836 гг.) на шлюпе Бигль и посещения островов Кокос-Килинг в Индийском океане)

2.   Трофодинамическое равновесие

Автотрофы или продуценты (водоросли или бактерии, например такие как зооксантеллы) должны продуцировать достаточное количество пищи для гетеротрофов или консументов (животных не способных к автотрофному образу жизни). Чем больше биологическая рифовая система продуцирует, тем больше она и потребляет, так что энергетический баланс рифа по мнению Б.В.Преображенского ( 1982, 1986) стремится к нулю. Обычно рифы состоят из двух частей, разобщенных в пространстве и альтернативных по своей биологической направленности – продуцирующей и потребляющей. Продуценты, или автотрофы, располагаются во внешней, наиболее гидродинамически активной зоне рифа и формируют водорослевый волнолом и систему батресс (слайды, Рис. 9.1 и 9.3). В системе батресс установлены шпоры и каналы (грумсы) (Слайд). Биогенный рост наиболее интенсивно происходит именно в этой зоне, особенно в зоне волнолома, где скорость роста известковых водорослей максимальна. Здесь же происходит наиболее активная деструкция, вследствие чего эта зона является основным поставщиком карбонатного материала на рифе. Преобладание водорослей связывается с постоянным действием ураганов в пассатной зоне тропической климатической области. Частые ураганы приводят к гибели кораллов, в то время как водоросли сохраняются. Консументы занимают тыловую, более спокойную часть рифа. Энергетическая направленность этой части рифа – гетеротрофная. Внешняя часть рифов и особенно водорослевый волнолом обычно морфологически выражены.

Далее рассмотрим трофологическую классификацию В.П.Шуйского (1983). (См. табл. 9.1). Среди продуцентов им выделены: фитопланктон, водоросли с неминерализованным слоевищем, известковые водоросли, сосудистые растения? ; среди первичных консументов: фораминиферы, радиолярии, хитинозои. Вторичными консументами сестенофагами являются: губки, рецептакулиты, афросальпинксы, тетракораллы, табуляты, гелеолитоидеи, строматопораты, хететиды, конуляриды, фистулеллы, таравалии, моллюски, пелециподы, гастроподы, цефалоподы, морские лилии, брахиоподы, мшанки, черви.; наддонными детритофагами являются: пелециподы, гастроподы, морские ежи, остракоды, трилобиты, филокориды, кониконхии и рыбы, а поддонными детритофагами – черви. К хищникам им отнесены гастроподы, цефалоподы, конодонтоносители и рыбы; к редуцентам – бактерии, грибы.

Первичные каркасообразователи - те организмы, которые благодаря своему скелету, массивному и быстро растущему, формируют первичный каркас.

Вторичные каркасообразователи - те организмы, которые имеют более хрупкий и меньших размеров скелет, но обычно ассоциированы с первичными.

Цементаторы - формы, которые облекают в виде корки базальную часть рифового каркаса и консолидируют его отдельные части в единую, прочную структуру.

Пескообразователи - те организмы, чьи карбонатные скелетные остатки формируют неконсолидированный осадок, ассоциированный с рифом. Эти организмы продуцируют в 50 раз больше карбоната, чем все остальные каркасообразователи вместе взятые.

Рифовый каркас - это функциональное ядро рифа, сложенное смыкающимися друг с другом массами крупных кораллов и водорослевых колоний, погребенных на месте при взаимном обрастании и неконсолидированных в устойчивую к волнам структуру с помощью органической и неорганической цементации.

Основные формы роста колониальных каркасообразующих организмов показаны на рис.

3.   Эвфотическая зона

Зона приповерхностного слоя воды, куда проникает дневной свет. Активной зоной фотосинтеза считается слой воды от поверхности до глубины 30 м (Smith, 1978) , где и происходит рост рифов.

Определение современного рифа. 1. Морская, донная, эвфотическая экосистема, сбалансированная литодинамически и трофодинамически: обязательна способность к автотрофному производству биомассы и карбонат фиксации (Преображенский, 1982).

Определение ископаемых органогенных построек. 2. Ископаемые органогенные постройки - обособленные карбонатные тела, происхождение которых связано с жизнедеятельностью организмов, способных аккумулировать и отлагать биогенный карбонатный материал в форме твердых элементов и каркасных структур. (Современные и ископаемые рифы Термины и определения, 1990).

Определение ископаемого рифа. 3. Ископаемый риф или рифовый массив - наиболее сложная органогенная постройка, представляет собой пространственно обособленное тело. Состоит не только из собственно биогермных частей и заключенных в них сопутствующих отложений, но и включает совокупность характерных рифовых фаций - отложения лагуны, рифового шлейфа, рифового гребня, рифового плато.

Учитывая, что рифами могут быть и биогермы и желая подчеркнуть сложность рассматриваемой постройки авторы применяют для нее название - рифовый массив. (Современные и ископаемые рифы Термины и определения, 1990).

Биогерм - куполовидные, холмовидные, линзовидные или другого вида органические массы, построенные исключительно или главным образом сидячими прикрепленными организмами, такими, как кораллы, криноидеи и т. д., и окруженные нормальными породами иного литологического состава.

Биостром - чисто слоистые образования, такие как раковинные слои, криноидные слои, коралловые слои и т.д., сложенные и построенные в основном сидячими и прикрепленными организмами и не образующие холмовидных и линзовидных форм. Б. дословно обозначает органогенный пласт.

Необходимые условия.

1. Температура (см. черновик)

Для рифов, как и в целом для областей активного карбонатонакопления необходима температура воды, ограниченная изокримой + 18°С. Теплолюбивыми являются все зеленые и багряные водоросли, только сине-зеленые являются эвритермными и способны расти от температур -1,8°С до +80°С. Теплолюбивыми являются кораллы (например деторождаемость у отдельных видов кораллов (например, Pocilopora ) происходит при температуре + 26-27°С).

Однако, А.П.Лисицын отмечает и тот факт, что тесная связь биоценоза коралловых рифов с температурой объясняется не теплолюбивостью отдельных организмов входящих в сообщество, поскольку многие организмы, составляющие комплекс рифов могут по отдельности обитать и при более низкой температуре (эвригилинные сине-зеленые водоросли), а изменением степени насыщенности карбонатами вод при разной температуре: с падением температуры растет содержание в воде углекислоты и повышается растворимость карбоната.

Энергетические затраты сообщества коралловой колонии на постройку карбонатных скелетов оказываются в холодных водах больше, чем поступление энергии за счет фотосинтеза: биоценоз рифа не развивается, будучи энергетически не целесообразным.

2. Чистота вод

Для биогенного осаждения СаСО₃ необходимым условием является так же прозрачность воды. Особенно отрицательно сказывается поступление тонких терригенных осадков. Карбонатонакопление происходит в постоянной борьбе с глинистым материалом. По данным Уилсона (Wilson, 1974) на шельфе Южно-Китайского моря к северу от Индонезии имеются отдельные рифовые постройки вдоль северных и восточных краев отмели, а на юге и западе отмели карбонатонакопление подавляется выносом тонкой взвеси, поставляемой в море крупными реками.

3.   Соленость

Большинство животных организмов обитают в нормально-морских условиях. Багряные и зеленые водоросли также растут в воде океанической солености. Эвригалинными, то есть приспособленными к воде различной степени солености, являются только сине-зеленые водоросли.

4.   Уступ

Необходимым условием существования рифов, является и наличие уступа (предрифовой впадины). Существует три точки зрения объясняющих необходимость наличия уступа.

1)                      Биологи считают, что из глубоководных предрифовых впадин идет подток вод, обогащенных азотом, фосфором и органическими веществами, необходимых, для того чтобы автотрофы могли синтезировать продукты питания для гетеротрофов, помимо углекислоты( поступающей за счет диффузии СО₂ из атмосферы.)

2)                      Геоморфологи объясняют необходимость наличия уступа тем, что после штормов разрушенные обломки сбрасываются в глубоководную часть впадины и рифы продолжают расти.

3) Океанологи связывают необходимость уступа с нормальным распределением теплых и холодных течений в океанах (теплые течения омывают континенты с востока, где и распространены основные зоны формирования рифов. (Рис 9.4)) Фактором, контролирующим латеральное размещение зон повышенной концентрации биогенного СаСО₃ является направление и сила течений, а так же направление ветров. Градиент ветровой и гидродинамической нагрузки является определяющим для морфологических различий современных рифов. Широко известен тот факт, что зоны активного роста современных рифостроящих организмов обращены навстречу течению и преобладающему направлению ветров, что вызвана большой скоростью поступления зоопланктона, карбоната и кислорода, а так же скоростью удаления продуктов жизнедеятельности организмов. Такое четкое ограничение оптимальных условий максимальной концентрации СаСО₃ приводит к тому, что ширина зон например биогермообразования всего 1-3 км. наряду с широким распространением известьвыделяющих организмов в пределах мелкого шельфа (десятки км). (Фортунатова, 1997).

 

Классификация рифов

Рифовая система асимметричная

-              более или менее протяженная цепь, состоящая из ряда соединяющихся или отдельных рифов и приуроченная к единому структурному и орографическому (геоморфологическому) элементу - границе (суша - море, шельф - глубоководная котловина). В рельефе образуют более или менее линейно вытянутую ассоциацию островов и отмелей. Для них характерно резкое различие глубин в предрифовых и зарифовых частях водоема, а для древних рифов - определяемое этим весьма существенное различие фаций в поперечном к системе направлении и асимметрия строения. В зависимости от положения относительно берега системы подразделяются на береговые, барьерные и краевые рифы.

В основу современных классификаций рифов положена классификация Ч.Дарвина (рис. 9.5)

Береговой риф (окаймляющий риф) - риф, примыкающий в своей тыловой части к материковой или островной (нерифогенной) суше. В некоторых случаях поверхность окаймляющего рифа в прилегающей к части суше углублена и здесь образуется продольная (вдольбереговая, приостровная) ложбина. Рельеф внешнего склона окаймляющего рифа аналогичен рельефу барьерных рифов и атолов. Для окаймляющего рифа типично развитие в его тыловой части низких аккумулятивных террас, прислоненных к коренной суше. (Слайд)

Барьерный риф - риф или система рифов, протягивающаяся на некотором расстоянии от суши ( материка или нерифогенного острова), отделяясь от нее лагуной, ширина которой может составлять от нескольких сотен метров до нескольких десятков километров, а глубина от нескольких метров до десятков метров. Барьерные рифы обычно расчленены глубокими проходами, соединяющими лагуну с открытым морем.(Слайд)

Краевой риф - риф или система рифов, которые обрамляют глубоководные некомпенсированные впадины и отделены от берега обширным мелководным зарифовым водоемом. Несмотря на относительную изоляцию этого водоема краевыми рифами от глубокого моря, его соленость, благодаря размерам практически не меняется, поэтому отложения представлены карбонатными или терригенно-карбонатными отложениями нормально соленого моря ( в отличие от осадков зарифовой лагуны барьерного рифа.

Атолл - риф, имеющий в плане замкнутую форму (кольцевую, эллипсоидальную, многоугольника и т.п.) сложного строения, часто с островами и с лагуной в центре. Поперечник атоллов от первых до десятков километров. (Слайд)

 

Лагунный риф (внутрилагунный)

- особый тип рифов, характерный для атоллов и барьерных рифов. Чем мелководнее лагуна, тем сложнее плановые очертания лагунных рифов. Обычно выделяют ряд морфологических разновидностей внутрилагунных рифов; коралловые платообразные бугры или пэтч-рифы, коралловые пики или пиннакл-рифы; коралловые холмы или нолл-рифы. Однако морфология лагунных рифов чрезвычайно разнообразна и далеко не охватывается указанными разновидностями.

Пиннакл-риф - одиночный изолированный риф, сложенный кораллами, растущими преимущественно вверх(углы склонов от 45 градусов до почти вертикальных), обычно достигающий поверхности воды.

Пэтч-риф - изолированная коралловая постройка изометричной или неправильной формы, формирующаяся на шельфе глубиной менее 50-70 м, но обычно значительно меньше в зарифовых и внутририфовых лагунах.

Нолл-риф - небольшие холмообразные рифы, с более пологими склонами, чем у пиннакл-рифов, не достигающие уровня моря.

 

 

 

Лекция10

Глубоководные отложения

План

 

1. Краткий исторический обзор изучения глубоководных отложений.

2. Классификация глубоководных отложений

3. Основные процессы переноса и отложения глубоководных осадков

4. Факторы контролирующие глубоководное осадконакопление

5. Пелагические отложения и древние их аналоги

6.   Глубоководные терригенные отложения и их древние аналоги.

I Исторический обзор

1. Систематическое изучение глубоководных морских осадков началось с экспедиции британского судна "Челленджер" (1872-1876гг.), в которой были даны общие черты морфологии океанических бассейнов и основные типы залегающих на их дне осадков. После этой экспедиции в течении длительного времени краеугольным камнем глубоководной морской седиментации оставался фундаментальный труд океанографа Джона Меррея "Глубоководные отложения", написанной через 10 лет совместно с бельгийским священником , аббатом Ренаром. Затем последовало (до конца прошлого века)несколько экспедиций европейцев (австрийская и германская экспедиции - Средиземное и Красное море, Индийский и Атлантический океан, Антарктика ) и американцев (американскими эксп. руководил Александр Агассис - Карибское море, Мексиканский залив и побережье Флориды), которые лишь повторили результаты "Челленджера".

После первой мировой войны германское судно "Метеор" проводило исследование в Атлантике (1925-27гг.), американское судно "Карнеги" в это же время собирало материалы со дна Тихого океана. Большую пользу принесло исследование тонкозернистых осадков с помощью рентгеновского дифрактометра. Вторая мировая война послужила стимулом подводных исследований, так немцы и американцы составляли карты донных осадков. В 1947-48гг. состоялась шведская глубоководная экспедиция, в ходе которой применялась новая техника отбора проб с помощью поршневых трубок. В СССР океанографические исследования начаты в 1949г. на судне "Витязь".

Последующие годы аммериканцы лидировали в области исследования дна океана. Развитие техники глубоководного бурения управляемой ЭВМ открыло новую эпоху в морских геологических исследованиях. Исследования судна "Гломар Челленджер" с 1968 года открыло поразительную картину океанской стратиграфии вплоть до юры.

Следует заметить, со времен Д.Меррея сложилось представление, что в глубоководных областях моря развиты только пелагические глины и биогенные илы, а все более грубозернистые обломочные осадки распространены исключительно в мелководных или наземных обстановках. Интерес к пелагическим осадочным породам в разрезах на суше восходит ко времени экспедиции "Челенджера". Геологи работавшие в Шотландии, в Альпах, и др.регионах опубликовали в конце 19 века по разному обоснованные заявки на находки глубоководных отложений на суше. Ситуация, когда батиметрическая интерпретация ископаемых красных глин и радиоляритов оставалась неопределенной, продлилась до 60 -х годов нашего века, т.е. до исследований "Гломара Челленджера", которые также развенчали миф о распространения грубообломочных осадков лишь на мелководье. В 60-х годах на основании океанографических и экспериментальных исследований, наблюдений древних разрезов сложилась концепция турбидных потоков, объяснявшая наличие грубого материала на дне океанов в удалении на сотни и тысячи км от континента. Здесь следует назвать таких исследователей как Ф.Кюнен, А.Боума, Р.Уолкер.

Среди известных специалистов в области геологии моря опубликовавших обобщающие работы отметим Ф.Шепарда " Морская геология" пер. на рус.яз в 1976г. 488с., Кеннет "Морская геология " 2 тома 1988г, Лисицын А.П. "Осадкообразование в океанах",1974г., "Процессы океанской седиментации". 392с., 1978., "Лавинная седиментация в морях и океанах, 1988г.. Мудмаа И.О. Фации океанов 1987, 303с.. Дженкинс Х.К. Пелагические фациальные обстановки и Д.А.В.Стоу Морские глубоководные терригенные отложения в книге "Обстановки осадконакопления и фации" 1990 г.

II Классификация глубоководных отложений (классификация дана по Ф.П.Шепарду)

I. Пелагические осадки

1. Коричневые (красные) глины

2. Биогенные осадки

а) кремнистые - диатомовые и радиоляриевые илы

б) известковые - фораминиферовые (глобигериновые) и птероподовые илы

в) обломочный материал коралловых рифов

3. Аутигенные осадки (главным образом из компонентов выпывших из морской воды, такие как филлипсит и минералы Fe-Mn конкреций)

4. Пирокластические осадки (деятельность вулканов)

II Терригенные осадки

1. Терригенные илы (более 30% алевритистых и песчанистых частиц)

2. Отложения гравитационных потоков (олистостромы, оползни, турбидиты, дебриты)

3. Ледовые морские осадки

 

Красная глина состоит из частиц минералов размером менее 0,005 мм (70-90%). с примесью алевритовых, иногда песчаных зерен. Главными минералами являются гидрослюды, монтморилониты, хлориты, смешанослойные минералы. Каолинита в красной гл. обычно мало. Количество монтморилонита в крас.гл. с глубиной увеличивается. Красная глина окрашена окислами и гидроокислами железа- это лимонит, гетит, гидрогетит. Содержание окислов железа около 4-5% Области, где красные глины обогащены пирокластическим материалом, обогащены и цеолитами (филлипсит,клиноптилолит шабазит). Фракция диаметром более 0,1 мм (песчано-алевритовая, она достигает в красной глине 1-2%) в красной глине представлена Fe-Mn микроконкрециями, костями позвоночных (преобладают зубы акул), раковинами радиолярий, диатомей, спикулами губок,иногда фораминифер,пирокластическим материалом (вулканическое стекло, роговая обманка, андезин) и терригенными минералами, принесенными с суши(кварц, слюда, полевые шпаты).

В красной глубоководной глине встречаются шарики никелистого железа, силикатные шарики космического происхождения. Основная область распространения красной глубоководной глины - аббисальные равнины и впадины ложа океана с глубинами от 4000м до 6500 м. Они занимают 50% площади дна. Красную глину называют полигенным осадком. Под этим подразумевают, что полиминеральная глина имеет главным образом терригенное происхождение, частицы принесены с суши, частично водой, но преимущественно ветром.

Скорость накопления минимальная среди океанических осадков около 1 мм /1000 лет. Это обстоятельство важно, т.к. при такой ничтожно малой скорости создаются благоприятные условия для повышенной концентрации пирокластического и космического материала. Текстуры - слоистость появляется в виде изменения цвета, причем мощность отдельных слойков достигает нескольких см. Степень биотурбации достаточно высокая, отмечены несколько их видов: 1.миндалевидная - веретинообразной и элипсоидальные образования длиной 13-20 мм шириной 7- 10мм. Возможно они являются фекальными пеллетами. 2. текстуры утолщений в ходах. Организмы образующие их не установлены 3. ходы. следы ходов животных многочисленны обычно имеют диаметр 1-10 мм и характеризуются отсутствием отчетливой ориентировки. 4.Текстуры бесформенной биотурбации. 5. Фекальные пелеты присутствуют в виде гл. образом. в форме гнездовых скоплений.

Биогенные образования. Биогенные известковые осадки отражают сохранность кальция на глубине. Поскольку поверхностные воды как правило насыщены по отноше­нию к карбонату кальция, он не растворяется в верхней части водной толщи сразу после гибели организмов. Однако подповерхностные воды с глубиной становятся все более недосыщенными карбонанатом кальция. На глубинах 4-5 км (в разных океанах по разному) скорость растворения карбонатного вещества равно скорости его поступления. Этот уровень назван ГКК -глубиной карбонатной компенсации.

Биогенные кремнистые осадки отражают биологическую продуктивность поверхностных вод. Поскольку поверх. воды недосыщены кремнеземом, уве­личение поступления питательных веществ и растворение кремнезема за счет подъема и перемешивания вод повышают продуктивность кремнистых организмов, что в свою очередь способствуют усилению противоположной тенденции - растворения и возвращения в круговорот кремнистых остатков организмов сразу после гибели. Растворимость кремнезема уменьшается с увеличением давления и понижением температуры. Улучшении условий сохранности приводит к накоплению биогенных кремнистых компонентов в донных осадках.

Известковые илы. Из органогенных осадков наибольшим распространением в аб пользуются фораминиферовые илы. Особенно их много в Антлантическом океане где они занимают около 60% площади дна, но и в Тихом океане около 30%. Фораминиферовые осадки как вообще известковые отложения часто рассматриваются как осадки теплых вод, но верно это только в самом первом приближении. Так как они развиты и в умеренных широтах, а иногда заходят даже за Полярный круг(Норвежское море). Средняя глубина распространения фораминиферовых илов 2000-3000 м, нижним пределом является глубина около 5000 м. Глубже известковые раковины растворяются и фораминиферовые илы заменяются красной глиной или кремнистыми органогенными илами.

По составу фораминиферовые илы, кроме раковин планктонных фораминифер-главным образом глобигерин, содержат также раковины пелагических брюхоногих моллюсков-птеропод. При увеличении количества последних фораминиферовые илы переходят в птероподовые, иногда наблюдаются скопления скорлупок одноклеточных планктонных известковых водорослей -кокколитофорид (10 мкм). Присутствуют также другие остатки как планктонных, так и донных известковых организмов. В нерастворимой части, составляющей иногда более 50% от всего осадка преобладает глинистый материал, близкий по составу к красной глине, а также могут присутствовать но в значительно в меньшем количестве- зубы акул, слуховые косточки китов и продукты вулканического происхождения. Скорость накопления известковых илов больше чем красных глин, но все же незначительная 3-5 см /1000 лет.

Текстуры - Фораминиферы (глобигерины) распределены неравномерно и часто образуют гнездовые скопления. Фекальные пеллеты присутствуют в более значительном количестве , чем в глубоководных глинах. Характерны ходы типа Zoophycos и наличие ходов выполненных пиритом. Кроме этого обычно беспорядочно расположенные ходы, часть которых имеет толстые стенки.

Радиоляриевые илы состоят в значительной части из скоплений опаловых скорлупок одноклеточных планктоновых организмов радиолярий. Почти всегда они в значительном количестве встречаются панцири диатомо­вых водорослей. В иде примеси спикулы губок, фораминиферы, терриген­ный и пирокластический материал. Окрашены в желтовато-бурые тона и имеют характерную "творожистую" консистенцию, небольшую плотность. По гранулометрическому составу они являются алевропелитовыми и пелитовыми. Распространены они преимущественно пятнами в экваториальной зоне в Тихом и Индийском океане на глубине 4300до 8200 м.

Диатомовые илы (размер 50 мкм) наиболее широко распространены в Южном полушарии, где образуют почти сплошной пояс вокруг Антарктического материка, значительно меньше - в Северном полушарии в Арктической зоне и в приэкваториальной. Диатомовые илы встречаются главным образом на глубинах от 5 до 6 км, но известны осадки, обагащенные водорослями и на меньших глубинах, вплоть до шельфа (в областях апвелинга). Д.илы состоят из панцирей и фрагментов диатомовых водорослей и содержат раковины радиолярий, спикул губок и других компонентов. В осадках шельфа и континентального склона областей апвеллинга основным компонентом является терригенный материал, а панцири диатомей представляют примесь. Визуально они похожи на радиоляриевые илы. Содержание Сорг. 0,3-0,5%. Однако в диатомово-терригенных илах шельфа областей апвелинга 10-15%.

Аутигенные осадки. Аутигенными называются минералы образующиеся in situ на поверхности дна или внутри осадочной толщи. В океанских осадках чаще встречаются 5 групп аутигенных образований: металлоносные осадки и гидрокислы железа, железомарганцевые конкреции, фосфориты, цеолиты и барит.

Спрединговые хребты покрыты пятнами темно-коричневых осадков - это так называемые металлоносные осадки, которые по сравнению со средним составом океанских глин аномально обеднены алюминием и титаном, но обагащены железом, марганцем, и сопутствующими им металлами (Cu,PbZnNiCoCrVUMg атакже As и В.Эти металлоносные осадки, состоящие преимущественно из микронного размера глобуль гидроксидов железа и марганца и железистого смектита обычно покрывающие базальтовые корки. Образованы они источниками горячих флюидов с температурой до 350 C и рH до 4, отлагающие вокруг себя колоноподобные сооружения, которые получили названия "черные курильщики" - они высокотемпературны и выбрасывают облака тонкодисперсного пирротина вместе со сфалеритом и пиритом и менее горячие (до 100 С), «белые курильщики», извергающие взвешенный аморфный кремнезем, барит и пирит.

Металлоносные гидротермальные растворы могут переноситься на значительные расстояния в результате действия донных течений.

Железисто-марганцевые конкреции.

фосфориты

Способы переноса и отложения глубоководных осадков (рис. 1)

1. Седиментационное или биохемогенное осаждение частиц через водную толщу (частица частицей для терригенных и биогенных компонентов, в виде пеллет - для тонких биогенных организмов, выпадение из насыщенных растворов).

2. Перенос осадочного материала придонными течениями (волочением по дну)

3. Гравитационное перемещение осадочных масс в виде оползней, обвалов или турбидных (суспензионных, мутьевых) потоков различной вязкости, которые транспортируют обломочные компоненты во взвешенном состоянии.

4. Ледовый разнос (перемещение материала на плаву)

5. Вулканическая деятельность.

6.   Эоловая деятельность

Процессы вертикального осаждения биогенных и терригенных (алевро-пелитовых) частиц или биохемогенная садка растворенных в воде компонентов действует практически постоянно и скорости накопления их очень малы. Все остальные способы образования осадков действуют прерывисто на фоне вертикального осаждения частиц из толщи воды. Разрезы глубоководных отложений образованы главном образом в результате действия первых трех процессов. Классификация гравититов основана на особенностях процессов перемещения и отложения осадка (рис.2).

 

Выделяются два главных класса отложений - обвально-оползневых и гравитационных водно-осадковых потоков, или массопотоков (mass-flow). Последние представлены четырьмя типами, связанными с потоками разного режима: пастообразными, зерновыми, флюидизированными и турбидными.

Подводные обвальные и оползневые накопления.

1.Собственно гравитационные оползни. Мощность оползневой массы варьирует от первых десятков до 500 м. Ширина - от первых десятков до 100км, а вниз по склону они иногда прослеж. на 300-400км. Характерна сильная смятость осадков, микрораз­рывы и местами включения крупных обломков. В одной скважин миоценовых отложений у подножия конт.скл.С-З Африки в интервале 50 м присутствуют около 20 смятых горизонтов толщиной от 10 см до несколько метров. Для них характерны опрокинутые складочки, конволютные "окатыши", разорванные слойки и др. текстур. оползания.

2.Тектоно-гравитационные (олистостромы).

Для олистостром характерны распространение на широкой площади, приуроченность к определенным временным интервалам, большой объем перемещенного материала и присутствии грубой кластики (до глыб и отторженцев), заключенной в относительно мелкообломочной матриксе гравийно-песчаном, песчано-алевритовом, иногда пелитовом. Для такой несортированной осадочной смеси применяется термин "микстит" или "диамиктит". Среди крупных обломков различаются глыбы и отторженцы с четкими контурами, попавшими в олистострому в виде твердых, иногда метаморфизованных, а часто тектонизированных пород, и отторженцы менее литифицированных осадочных образований, в результате разрушения которых, в значительной мере сформирована связующая масса. Состав разный-"мономиктовые" (карбонатным например), другие полимиктовый состав, причем здесь может "перемешан" материал разных фациальных зон и разного возраста.

В складчатых областях олистостромы формируются в различных структурных зонах и на разных этапах развития. Они возникают как на относительно ранних стадиях и связаны с проявлением внутрибассейновых тектонических и вулканических поднятий, так и на поздних, нередко сопровождая надвигообразование.

3.Обвальные брекчии (подводный колювий)

Они представлены несортированными брекчиями, состоящими из мелких (< 1см) и крупных (несколько метров) обломков, образующими массивные накопления вблизи крутых и обрывистых подводных склонов (таллус). Состав зависит от состава разрущающихся пород.

Отложения грвитационных потоков

1.Дебриты - отложения подводных пастообразных (дебризных или дебритных) потоков. Потоки представляют собой пластично-вязкую субстанцию, способную перемещать крупные обломки. Они удерживаются в ней гл. обр. силой сцепления пелитовых (обычно глинистых) частиц, содержание которых д.б. не менее 10%. Скорость потоков по одним данным от 10 до 100 см\с, по другим до 20 см/с. Перемещение материала может достигать 350 км. При замедление движения часть самых круп. обл. оседает, образуя базальный слой щебенки или галечника, остальная часть вследствие тиксотропности останавливается в виде сплошной массы ("замерзает").Возникают пастообразные потоки на крутых склонах при невзапном нарушении равновесия осадного покрова. Это могут быть тектон.подвижки, наплыв больших масс осадка и сейсмические толчки. В генетическом отношении потоки тесно связаны с оползнями. Гранулометрия дебритов варьирует в больших пределах и различаются среди них две крайние разновидности - глины с рассеянным песком и более крупными обломками и пудинговые брекчиии и конгломераты с песчано-глинистой связующей массой. Главный признак дебритов бимодальное строение и присутствие тонкого материала (пелита, обычно глины). К дебритам относятся многие отложения, описанные галечные алевропелиты, валунные глины или тиллитоподобные образования.

Отложения обычно неслоистые, массивные, хотя в них может нерезко выражена слоистость или градационное строение (как прямое, так и инверсионное). Иногда наблюдается примесь раковинного детрита. Нередко присутствуют многочисленные обломки местных пород -песчаников, алевролитов, мергелей и др. Мощность дебритовых единиц варьирует в больших пределах и может достигать нескольких десятков метров. Состав материала зависит от питающей провинции.

2.Грейниты - отл. зерновых потоков, представляющих собой движущуюся массу водонасыщенного песка и гравия. Отложения здесь происходит не частица за частицей, как при обычном течении, остановкой всего движущегося слоя. Основным механизмом, удерживающим частицы в потоке, является дисперсионное давление, создаваемое столкновением зерен. Небольшой величины зерновые потоки непосредственно наблюдались при погружениях в каньоны и представляют собой образно говоря "реки песка" с каскадами. Эксперим. и расчеты показали, что ЗП возникают лишь на крутых склонах и отлагают маломощные слои (10 или до 30 см). Однако геологические наблюдения противоречат этому, породы со структурой грейнитов имеют значительную мощность, и видимо, формировались не на столь крутом склоне.

Грейниты м.б. представлены гранулометрически разными осадками - от мелко-среднезернистых песков до гравийников, причем в тех и других м.б. примесь мелкой гальки. Характерно небольшое содержание мелкого алеврита и пелита. Сортировка в разных случаях разная от плохой до хорошей. Текстура тоже различная: массивная или с нерезко выраженной слойчатостью, иногда хорошо проявляется инверсионное градирование; некоторые иссл-ли считают его одним из характ. признаков грейнитов. Нередко отложения содержат "флотирующие" относительно крупные обломки алевропелитов или аргиллитов. Это свидетельствует о способности потоков к эрозии.

3.Отложения разжиженных и флюидизированных потоков. Потоки представляют собой движущую массу обводненного осадка, в котором частицы (зерна) удерживаются восходящим движением порового флюида. Возникают такие потоки из рыхлых осадков (пески, алевриты), когда поровое давление начинает превосходить гидростатическое. В простом случае поток ламинарный. Эксп. и расчеты показали, что рассматриваемый тип потока м.б. эффективным агентом лишь для осадков размерностью менее среднезернистого песка и расст., на которое перемещался материал небольшое (1 км и меньше); однако поток может дифференцироваться в турбидный, способный транспортировать осадок на большую дистанцию. Разжиженные потоки возникают на крутых склонах (> 3-4*) -либо из оползня, либо спонтанно из мощного осадочного слоя.

Отложения представлены песками или крупными алевритами мощностью от 0,5 м до 5 м. Они часто массивны, но иногда полностью или частично градированы, причем градирование выражено типом "грубых хвостов". При флюидизации первичная текстура м.б. стерта. Характерны чашечные (dich) и столбчатые (pillar) знаки -свидетели движения инерстиционной воды (дегидратации); такие знаки возникают на последней стадии развития потока или при его остановки. Отличаются от грейнитов текстурами и мощностью. Они имеют тенденцию концентрироваться на некоторых интервалах разреза, слагая довольно мощные пачки.

4.Турбидиты.(рис.2 Элементы цикла Боума) Отложения суспензионных (мутьевых, турбидных) пото­ков, отличающихся от других большой мобильностью, и поэтому служат главным агентом переноса и отложения обломочного материала в глубоко­водные участки бассейна. Турбидные потоки турбулентны и турбулентность удерживает частицы во взвешенном состоянии. Плотность суспензии выше плотности окружающей воды и ниже значений при которых суспензия лиша­ется турбулентности. В процессе движения скорость потока уменьшается, он теряет часть своего груза, становится менее плотным.

Условно потоки разделяют на типичные (0,0025-3г/л) и "перегруженные" или высокоплотные (50-250 г/л). Отлож. плотных потоков отличаются и за ними укоренился термин "флюксотурбидит".

Циклы Боума (рис.3) Мощность многослоев обычно-20-150 см. В дистальных частях турбидитных систем мощность 5-40 см. Изучение современных и молодых турбидитов показало, что одни из них возникали в каналах или долинах, ограничивающих движение основного по­тока другие же формировались на склоне без сколько-нибудь выраженного канала (покровные, или "неограниченные", турбидитные потоки). Для высокоплотн. потоков даны модели Стоу.

 

 

Рис.3 Строение цикла Боуэма

Ледово-морские отложения. В процессе разноса терригенного материала плавучими льдами вокруг Антарктиды накапливаются ледниково-морские отложения. Они отражают уменьшение содержания грубообломочного материала по мере удаления от континентов. Скорость накопления и содержание грубообломочного материала ледниково-морских осадков тесно связано с расстоянием от берега. Скорости осадконакопления зависят также от путей прохождения айсбергов, контролируемых общей циркуляцией вод, трассами штормов и распространением паковых льдов. В айсбергах содержится 1.6% (по объему) осадочного материала , что дает мах. величину годового твердого стока от 35 дп 50 млрд. т. В глубоководных частях океана образуются осадки в результате сочетания ледового разноса и нормальной гемипелагической седиментации. (паратиль) Развиты галечные или песчаные илы. Текстура -слоистость от грубой до хорошо развитой.

Факторы контролирующие характер распространения глубоководных отложений.

1. Климат

2. Тектоника

3. Изменение уровня моря

4. Поступление осадочного материала

6. Процессы седиментации

7. Биологическая активность (продутивность поверхностных вод)

8. Вулканизм

9. Химия вод

10. Подводные течения

Основные факторы, контролирующие пелагическое осадконакопление (рис.4)

1. Глубина карбонатной компенсации

2. Продуктивность поверхностных вод

 

Ниже ГКК известковые осадки не накапливаются. ГКК представляет глубину, на которую скорость поступления биогенного карбонатного минерала (гл. образом планктонных фораминифер и кокколитов, осаждающих через толщу вод) и скорость его растворения равны. Это приблизительно глубины 4500 м. Глубже морские воды недосыщены по отношению ко всем формам карбонатам кальция. Ниже ГКК формируются диатомовые и радиоляриевые илы и коричневые глины (красные), скорости накопления которых ниже скоростей карбонатонакопления. В зависимости от продуктивности поверхностных вод ниже ГКК накапливаются те или иные осадки. Под областями высокой биологической продуктивности ниже ГКК распространены кремнистые илы (в высоких широтах диатомовые, в экваториальных -радиоляриевые). Главным образом области с высокой биопродуктивностью развиты в зонах апвеллинга (выход холодных глубинных вод богатых питательными веществом на поверхность моря и океана). В непродуктивных районах ниже ГКК накапливаются красные глины

Основные факторы контролирующие глубоководное терригенное осадконакоплнение 1.Поступление осадочного материала - тип осадка (размер, состав), объем материала, количество и расположение источников сноса.

2. Тектоника- контролирует скорость воздымания и денудацию, дренажные системы, ширину прибрежных равнини шельф, градиенты склона, валовый запас осадков, морфологию котловин, аккумулирующих осадки, местные колебания уровня моря. Важное значение имеет характер и частота сейсмических событий, разломообразование, скорость прогибания дна бассейна.

3. Изменение уровня моря - влияет главным образом на источник сноса, на питание осадками, влияет на океанскую циркуляцию и глубину ГКК.

 

Обстановки терригенного осадконакопления (рис 5)

Эта обстановки развиты на континентальном склоне и его подножии, а также на склонах подводных поднятий (вулканические и невулканические хребты, гайоты. подводные плато и др.)

Для каждой единицы подводного ландшафта характерен определенный набор гравититов, т.е. фациальный комплекс гравититовых отложений. Наиболее характерны гравититовые комплексы для континентальных склонов, континентальных подножий, склонов островных вулканических поднятий, глубоководных желобов и рифтовых ущелий океанических хребтов, депрессий трансформных разломов, подножий и склонов подводных гор и плато.

На континент. склоне доминируют аргиллиты и мергели, гл. образом гемипелагического происхождения с некоторым участием мелкозернистых турбидитов, прорезанные разрезами заполнения русел, которым свойственно незакономерное распределение обломочного материала с уменьшением размерности к верху и переслаивающиеся с изолированными дебритами и оползневыми массами.

На подножии склона развиты подводные конуса выноса, которые разделяются по характерным структурно-текстурным признакам на три части - верхнюю, среднюю и нижнюю.

Верхний конус характеризуется фациями толстослоистых, грубозернистых, линзовидных песчаников и конгломератов (фация русел) и фациями слоистых биотурбированных аргиллитов и мергелей ( межрусловые фации). В фациях намывных валов присутствуют тонкослоистые мелкозернистые турбидиты. Для верхнего конуса характерно развитие нижних элементов цикла Боума.(АЕ, БЕ, АБ) Средний конус характеризуется разрезами с уменьшением размера зерен и мощности слоев к верху (ответвления русел), перекрывающими разрез которым свойственно увеличение размера зерен и мощности слоев к верху (наступающие лопастьевидные наносы). Для средней части подводного конуса выноса (ПКВ) характерно турбидиты с полными циклами Боума.(АБСДЕ)

Нижнюю часть ПКВ слагают выдержанные по латерали средне и мелкозернистые турбидиты, переслаивающиеся с гемипелагическими осадкамии обычно харатеризуются однонаправленным палеотечением. В турбидитах преобладают верхние элементы цикла Боума (СДЕ)

 

 

 

ЛЕКЦИЯ 11

Основы палеогеографии

 

План

1. Предмет и задачи палеогеографии

2. Методы палеогеографических исследований

2.1.Фациальный

2.2.Палеогеоморфологический

2.3.Методы определения местоположения области сноса

2.4.Роль физических и химических методов исследований

3. Типы ландшафтов

4. Палеогеографические карты и их практическое значение

 

1. Предмет и задачи палеогеографии. Как самостоятельное научное направление палеогеграфия офорляется в конце прошлого столетия. В виде сложившейся дисциплины - с середины нынешнего столетия, когда появились труды И.Н.Герасимова и К.К.Маркова, Л.Б.Рухина, Р.Флинта, Л.Викса. В России термин впервые употребил Н.А.Головкинский в 1870г как синоним «геологической географии». За рубежом этот термин впевые использовал Хант, считавший что палеогеография - это история древних географических периодов. Большинстово исследователей сходятся на том, что палеогеография - это физическая география древних геологических периодов. По Л.Б.Рухину палеогеография - это геологическая наука, изучующая древние физико-географические условия: существовавшие на поверхности Земли. Иначе, палеогеография - это наука о географических ландшафтах прошлого и их развитии.

Основными задачами палеогеографии являются выяснение физико-географических условий прошлого, особенно зон древнего осадконакопления, и реконструкция распространения по площади вещественных и генетических разностей пород. По существу, палеогеография призвана на основании комплексного изучения горных пород выяснить физико-географические условия прошлого для того, чтобы на основе полученных данных можно было судить о вероятном распространениии определенных осадочных пород и полезных ископаемых в недоступных для наблюдения участках земной коры. Примеры из нефтяной геологии.

 

2. Методы палеогеографических исследований.

Палеогеографические методы можно разделить на аналитические (частные), поставляющие фактический материал, и синтетические (общие), базирующиеся на совокупности аналитических методов, но характеризующиеся определенным методическим приемом.

К числу синтетических методов относятся фациальный анализ, палеогеоморфологический анализ и группа методических приемов по определению источников сноса. Следует отметить, что методологической основой палеогеографии остается принцип актуализма, с обязательным учетом преобразований вещества во время диагенеза и катагенеза. Хотя исследователь должен иметь в виду, что процессы осадконакопления, как и физико-географические условия с ходом геологического времени испытывали необратимую эволюцию.

2.1. Фациальный анализ является важнейшим методом палеогеографических реконструкций. Собственно и появление фациального анализа было обусловлено именно потребностями восстановления древних физико-географических условий. Методика проведения фациального анализа и основные типы фаций, понимаемых нами как “условия + осадок”, уже были рассмотрены в настоящем курсе. Здесь мы только остановимся на наиболее важных моментах фациального анализа, позволяющих наиболее полно охарактеризовать древние ландшафты.

1)    определение среды (макро-) осадконакопления: континентальная или морская и установление береговой линии - главные признаки: органические остатки, присутствие реперных слоев (почвы, угли), в меньшей степени присутствие определенных минералов; например присутствие не переотложенного глауконита, особенно в ассоциации с фосфоритами или фосфоритов с глауконитом обычно рассматривается как достаточно определенный показатель морского происхождения осадков; широкое распространение каолинитовых глин и присутствие вивианита указывают на пресноводный характер водоемов;

2)    определение механизма осадконакоплеения: потоки (ламинарные и турбидитные), волновая или эоловая деятельность, осаждение в застойных водоемах из взвеси - главные признаки: седиментационные текстуры, сортировка, окатанность обломочных зерен;

3)    определение направлений палеотечений - замеры наклонов косых слойков, знаков ряби, подошвенных знаков;

4)    определение глубин древних водоемов - органические остатки, текстурно-структурные признаки;

5)    восстановление древней береговой линии - выделение комплекса переходных фаций и их пространственного взаимоотношения с континентальными фациями;

6)    определение газового, кислотно-щелочного, окислительно- восстановительного режимов, солености - органические остатки, содержание бора, минералы-индикаторы: распространение доломита, особенно в ассоциации с магнезитом или сепиолитом является показателем бассейнов с несколько повышенной соленостью, а гипса, ангидрита и, тем более галита, показателем очень высокой солености.

7)    Определение климата - основные показатели: температура и баланс влажности: выделены ледовый (t -, баланс влажности+), гумидный (t+, баланс влажности+) и аридный (t+, баланс влажности-); основными породами -индикаторами климата являются: ледового - морена, гумидного - угленосные толщи, осадочные руды желелза и марганца, аутигенные каолинитовые глины, развитые коры химического выветривания: аридного - галогенные отложения (гипсы, ангидриты, флюорит, целестин, каменная и калийные соли), карбонатные красноцветы, аутигенные монтмориллонитовые, палыгорскитовые и сепиолитовые глины; кроме этих показателей используются особенности органического мира, особенно растений; и палетемпературные реконструкции по данным изотопного состава.

Таким образом, определение климата прошлого проводится тремя группами методов: химическим (изотопным), изучением органических остатков и изучением состава и строения осадочных толщ. Очень чутким показателем климата служат организмы. Климат обуславливает зональность распределения организмов и сказывается на особенностях их внешнего вида, в частности размерах. Кроме того климат отражается на разнообразии видового состава фауны и флоры, определяет сезонные изменения строения многих строения многих организмов. Наиболее простым способом палеоклиматического анализа древнего органического мира является выделение биогеографических зон и провинций. Особенно четко они намечаются по флоре суши, менее заметны в море.

Говоря об использовании результатов фациального анализа, следует еще раз подчеркнуть обязательную стратиграфическую корреляцию разрезов. Проводить площадной фациальный анализ возможно только для одновозрастных элементов разреза.

 

2.2.Палеогеоморфологический анализ

В палеогеографии принято выделять два вида рельефа: погребенный и реконструируемый. Погребенный рельеф - это захороненный под более молодыми отложениями, сохранившийся благодаря этому до современной эпохи. Реконструируемый - рельеф уже уничтоженный к настоящему времени. Надежным признаком погребенного рельефа является притыкание (налегание) поверхности относительно молодых отложений к поверхности более древних пород. Особенности современной морфологии и гипсометрического положения той или иной погребенной поверхности отражают не первичные, а измененные последующими после захоронения тектоническими процессами морфологию и гипсометрию. Таким образом, современные неровности исследуемой погребенной поверхности не дают истинного представления о первичном рельефе, который следует называть в данном контексте палеорельефом. «Палеорельеф - это совокупность неровностей земной поверхности различного генезиса, возникавших и развивавшихся в прошлые геолгические эпохи в результате взаимодействия эндогенных и экзогенных процессов и факторов геоморфогенеза» (Методика палеогеоморфологических...,1985). Для реконструкции палеорельефа - палеогеоморфологический метод. Палеогеоморфология изучает строение, происхождение и развитие рельефа земной поверхности минувших геологических эпох. Палеогеоморфологический метод - это комплексный метод, основанный на многочисленных геологических данных, «характеризующих литологический и петрографический состав рельефообразующих пород, их структурные особенности, движения земной коры, воздействующие на рельеф и вызывающие его изменения, действия внешних геологических агентов (экзогенные факторы геоморфогенеза)» (Методика палеогеоморфологических...,1985). Он теснейшим образом связан с фациальным методом.

Однако необходимо отметить специфический методический прием восстановления палеорельефа, который собственно и лежит в основе палеогеоморфологического метода. Его достаточно полное описание содержится в коллективной монографии «Методика палеогеоморфологических исследований нефтегазоносных областей СССР», выполненной под руководством М.В.Проничевой. В основе этого приема - выделение картируемой поверхности, выбор репера сверху или снизу и построение мощностей картируемого интервала (рис.9, 28-29, 33 из Проничевой) (рис.11.1).

Рис.11.1 Профильные разрезы русловых песчаниковых палеодельт (из «Методического руководства...,1985, рис.9): 1- известняки, доломиты, 2 -песчаные пласты, 3 - алевриты, алевролиты, 4 - глины, аргиллиты

В качестве картируемой поверхности наиболее предпочтительны поверхности несогласия, представляющие древние топографические поверхности или поверхности палеорельефа. По времени поверхности несогласия отвечают перерывам в осадконакоплении. Всякая более или менее обширная поверхность несогласия состоит из поверхности размыва, которая переходит в одновозрастные аккумулятивные поверхности, сложенные коррелятивными рельефу отложениями. Поэтому поверхности насогласия являются в геоморфологическом отношении полигенетическими. Следующим важным моментом реконструкции палеорельефа является выбор репера. Для этого в разрезе ниже и выше изучаемой поверхности выбираются реперные горизонты, являющиеся условным нулевым уровнем, от которого и проводится анализ мощности до указанной поверхности. «Основными критериями выбора репера являются его региональное распространение и хорошая прослеживаемость в разрезах скважин (четкое выделение на электрокаротажных диаграммах, вполне определенное и устойчивое положение в стратиграфическом разрезе, постоянство литологических и фаунистических признаков и др.). Формирование такого репера должно происходить в относительно спокойной тектонической обстановке, способствующей выравниваю рельефа и приближению его к более или менее горизонтальному положению. Осадки, которыми сложен репер, должны составлять с перекрывающими рельеф отложениями единый цикл осадконакопления и отвечать стабильной фазе геоморфологического цикла. Репер должен залегать относительно близко к восстанавливаемой поверхности (в среднем на расстоянии 20-50м), чтобы влияние тектонических движений, проявившихся за время накопления изучаемого интервала, было минимальным». Выбор реперных горизонтов должен обосновываться предварительным палеоструктурным анализом для того, чтобы установить отсутствие углового несогласия между репером и картируемой поверхностью. Путь реставрации палеорельефа «сверху» предпочтительнее реставрации «снизу». Тесная зависимость мощности отложений от характера подстилающего рельефа дает возможность использовать анализ мощности отложений между репером и поверхностью реконструкции для восстановления данного рельефа (рис.28-29, 31). Палеогеоморфологичесий анализ мощности включает определение мощности и контроль за характером ее изменения, построение карты изопахит и геоморфологическую интерпретацию мощности отложений. Пример на рисунках. Геоморфологическая интерпретация мощности отложений обязательно включает результаты фациального анализа.

 

2.3.Методы определения области сноса

Под областью сноса следует понимать достаточно длительно существующую зону размыва, поставляющую обломочный и растворенный материал в область осадконакопления. Области сноса обычно представляют участки земной коры, испытывающие устойчивое поднятие. В настоящее время они представляют лишь часть суши. Тектонически приподнятые участки земной коры характеризуются преобладанием денудации над аккумуляцией отложений. Необходимым условием для заключения о существовании в каком-то районе в прошлом области сноса является отсутствие в нем отложений соответствующего возраста. Это необходимое, но недостаточное условие для подобного заключения, так как осадки могли быть уничтожены в более позднее время.

1)Одним из основных приемов выяснения вопроса об источнике сноса представляет анализ общего плана расположения фациальных зон соответствующего возраста. Если границы зон отчетливо под большими углами секут контуры района отсутствия отложений данного возраста, и особенно если одинаковые зоны выделяются с разных сторон, то можно полагать, что области сноса в интересующее нас время здесь не существовали. Если же границы фациальных зон в какой-то мере повторяют очертания района отсутствия отложений и по мере приближения к области сноса отмечается их определенная смена, можно предполагать, что область сноса в данном районе и данный отрезок времени существовала.

2)Наиболее однозначным свидетельством места нахождения древней области сноса является трансгрессивное налегание все более молодых горизонтов на толщи, слагающие область сноса, особенно при наличии кор выветривания на породах области сноса.

3)Изменения по площади гранулометрического состава пород важно для определения области сноса. В общем случае в осадочных толщах при приближении к области сноса и общая насыщенность обломочным материалом, и преобладающий размер зерен в них возрастают. Однако нередко эту закономерность могут нарушать локальные факторы. Примеры.

4) Для выяснения местоположения области сноса большое значение имеет выяснение петрографического и минерального состава отложений, в частности состава галек и обломочных компонентов песчаников и, особенно, изучения минералов тяжелой фракции. Симановичем разработана методика определения источника кварца: метаморфические породы, гранитоиды или осадочные. Ф. Петтиджон указывает следующие ассоциации минералов, образующиеся при разрушении различных материнских пород: обломочные породы - кварц, лейкоксен, турмалин, циркон и др; метаморфочиеские породы: гранат, кианит, магнетит, ставролит и др.; кислые интрузивные породы - апатит, биотит, кварц, микроклин, циркон и др.;

5) Изучение направлений течений по направленности косых слойков, гребней знаков ряби, положению гальки.

6) Анализ изменения мощностей: считается, что по мере удаления от источника сноса мощности накапливающихся осадков возрастают, однако это далеко не так, особенно в случае предгорных бассейнов, например формарование континентальных моласс.

 

3. Типы ландшафтов

Под ландшафтами в палеогеографии понимаются однородные участки земной поверхности, в пределах которых природные условия (рельеф, органический мир, климат и пр.) в общем однородны и отличаются от смежных районов. Ландшафты представляют собой основную единицу при описании физико-географических особенностей земной поверхности. Они могут быть различного порядка. В пределах микроландшафтов образуются фации. Крупным типам ландшафтов соответствуют уже генетические сообщества фаций. В географии ландшафты понимают в широком и узком смысле. В широком смысле - синоним географического или природного территориального комплекса (например, зона тайги); при этом иногда термину придают типологическое значение (таежный ландшафт, болотный л.- как совокупность разобщенных участков, сходных по своим природным особенностям). В узком смысле - ландшафт - это конкретная территория, однородная по своему происхождению и истории развития и неделимая, с однотипным рельефом, общим климатом, едиными почвами, биоценозами и, следовательно, однохарактерным набором простых геокомплексов.

Отсутствие единой классификации.

Учитывая тесную ландшафтов с рельефом (сам Л.Б.Рухин отмечал, что классифицировать, а, следовательно и описывать древние ландшафты надо по рельефу) наиболее приемлемой представляется типизация геоморфологических обстановок, предложенная в «Методике палеогеоморфолоических...», разработанная на основании представлений Ю.А.Мещерякова о полигенетических рядах (рис.11.2).

Рис.11.2. Схема полигенетического (парагенетического) ряда геоморфологических обстановок (Методика палеогеографических..., 1985, рис.3):

I - денудации, II - денудации и аккумуляции, III -преобладающей аккумуляции, IV - переходная прибрежно-морская, V - шельфа, VI -материкового склона, VII - подножия склона. Основные формы рельефа. Денудационные: 1 - карстовые полости, 2 - куэсты, 3 - останцы; эрозионно-аккумулятивные: 4 - речные долины, 5 - дельты; аккумулятивные: 6 - конусы выноса, 7 - озерные понижения, 8 - эоловые; абразионные: 9 - береговые уступы, бенчи, клифы; прибрежно-морские (преимущественно аккумулятивные): 10 - пляжи, марши, 11- береговые валы, 12 - заливы, лагуны, 13 - бары, 14 - рифы, 15 - подводные каньоны, 16 - конусы выноса.

В соответствии с этими представлениями на каждом этапе геологической истории существовал единый полигенетический (и, вместе с тем парагенетический) ряд, включающий наземные денудационные, аккумулятивные, абразионные равнины и морские аккумулятивные поверхности. Денудационные равнины формируются в результате длительных континентальных перерывов, когда широкое развитие приобретают денудационные процессы. Аккумулятивные равнины следующая, гипсометрически более низкая ступень в ряду континентальных обстановок. Это речные долины, временные потоки, конусы выноса, озерные котловины, болота, эоловые холмы и прочие формы. В строгом смысле их нельзя считать только областями аккумуляции, поскольку в их пределах широко развиты процессы денудации.

Обширная группа типов рельефа прибрежных и морских (шельфовых) равнин достаточно разнообразна по набору форм, весьма значительна по площади и занимает пониженную часть ряда палеогеморфологических обстановок. Основные формы рельефа побережий связаны с дельтами и прибрежными барами. В современных морях выделяются аккумулятивные, абразионные и реликтово-субаэральные шельфовые равнины. Характерными аккумулятивными формами мелководного шельфа являются барьерные и удаленные от берега бары, барьерные и одиночные рифы и биогермы. Континентальный склон и подножие - гипсометрически самый низкий уровень парагенетического ряда. Поверхность континентального склона может быть осложнена такими эрозионными и аккумулятивными формами рельефа как подводные каньоны, оползни, глубоководные русла. К аккумулятивным формам морских глубоководных зон относятся глубоководные конусы выноса.

Наряду с охарактеризованными выше формами палеорельефа, закономерно приуроченным к определенным уровням единого полигенетического ряда, существуют «азональные» формы: ледниковые, вулканические, космические.

4. Палеогеографические карты

Одним из основных результатов палеогеографических исследований являются палеогеографические карты. Однако не существует единого мнения о том, что и как изображать на этих картах, и что следует понимать под этими картами. Отсутствуют кондиции. Слабо освещена методика составления карт. Некоторыми исследователями полагается, что для построения карт платформенных территорий необходимо иметь по 2-3 опорных разреза на каждый кв.дм карты, независимо от масштаба. Детальность как возрастная, так и по масштабу определяется задачами исследований. По масштабу выделяют: обзорные (1:5000000), мелкомасштабные (1:2500000), среднемасштабные (1:5000000, 1:1000000), крупномасштабные (1:200000, 1:100000). В связи со всеми этими сложностями и для того, чтобы палеогеографические карты являлись геологическим документом, необходимо, чтобы на таких картах в максимальном виде были отражены основные исходные фактические данные. Этим требованиям наиболее отвечают принципы и методы, разработанные при составлении Атласа литолого-палеогеографических карт СССР. Рассмотрен пример одной из карт атласа, составленной для турнейского яруса карбона.

 

Процедура палеогеграфических реконструкций может быть условно подразделена на два этапа.

Первый или подготовительный этап включает: 1) комплекс стандартных геологических исследований (или анализ имеющихся данных), направленных на выяснение истории геологического развития региона; 2) проведение детальных литолого-фациальных исследований на основании изучения текстурно-структурных особенностей и вещественного состава пород, органических остатков с привлечением данных геофизических исследований скважин и сейсмических работ

Второй этап, или собственно построение палеогеографических карт сводится к следующим операциям.

1) Выбор объекта - одновозрастной толщи, отвечающей различным стратиграфическим единицам (пояснения). При этом наиболее предпочтительны узкие временные интервалы или периоды относительно устойчивого и однотипного развития территории. В общем, выбор объекта зависит от целей исследования, условий формирования изучаемых осадочных комплексов и степени их охарактеризованности фактическим материалом.

2) Выбор наиболее представительных разрезов скважин и обнажений и нанесение их на карту с указанием мощностей.

3)Построение карты палеорельефа с использованием методических приемов палеогеоморфологического анализа (однако на практике применяется редко.

4)Построение карты мощностей картируемого интервала разреза (применяется обычно для крупномасштабных карт).

5)Выделение и прослеживание фациальных зон.

6)Определение положения источников сноса.

7)Обозначение зон распространения полезных ископаемых

Таким образом, наиболее широко применяемые на практике литолого-палеогеографические карты должны содержать информацию: о литологическом составе и мощностях отложений, образовавшихся за время, отвечающее картируемуму интервалу; о ландшафтах, об известных полезных ископаемых. Литологический состав показывается штриховыми значками, мощности - изопахитами или значениями на разрезах, ландшафты - цветом, а полезные ископаемые - особыми цветными значками. Одновременно указываются места расположения и колонки опорных (для данного интервала) разрезов.

 

 

Лекция 12

Цикличность седиментогенеза и основные понятия стратиграфии секвенций

Изучение региональной нефтегазоносности недр позволило выявить тесную связь нефтегазообразования и нефтегазонакопления с геологическими процессами, протекающими в земной коре. Цикличность их развития обуславливает ритмичное распределение в разрезе ее осадочной оболочки коллекторов, покрышек и нефтегазопроизводящих толщ (Циклы ..., 1981). Вопрос о связи процессов нефтегазообразования и нефтегазонакопления с цикличностью геологических процессов неоднократно рассматривался Ю.Н.Карогодиным (1974, 1985); В.Д.Наливкиным (В.Д.Наливкин и др., 1977); С.П.Максимовым, Н.Я.Куниным, Н.М.Сардонниковым (1977); А.Э.Конторовичем, М.С.Моделевским, А.А.Трофимуком (1979) и другими исследователями.

Изучение осадочного чехла Печорского нефтегазоносного бассейна (рис. 1) с позиций его циклического формирования, начатое с конца семидесятых годов совместно с В.А.Дедеевым и Л.З.Аминовым, позволило выделить в осадочном выполнении бассейна крупные циклы седиментогенеза (Циклы..., 1981; Прогноз ..., 1981). При этом к осадочному выполнению циклов первого порядка были отнесены комплексы осадочных пород, образовавшиеся с начала трансгрессии до максимальной регрессии и проявившиеся на всей или большей части площади Печорского НГБ. Это позднепротерозойско-раннепалеозойский (PR_{2 –} PZ₁), ранне-среднепалеозойский (О₁-D₂ef), среднепалеозойско-раннемезозойский (D₂ef-J₁), среднемезозойско-позднекайнозойский (J₂ -N₁) и позднекайнозойский (N₂-Q) циклы первого порядка. Нижний и верхний циклы в разрезе осадочного выполнения Печорского НГБ являются неполными (рис. 4).

Используя модели разделения циклов на фазы С.Н.Бубнова (1960), Н.Ф.Балуховского (1966), Ю.Н.Карогодина (1974) и др., три цикла были подразделены нами на следующие фазы: трансгрессия, инундация, эквилибрация, регрессия и эмерсия. К трансгрессивным отнесены отложения, сформировавшиеся в процессе наступления моря на сушу к инундационным – образовавшиеся в периоды максимального прогибания всего или большей части бассейна седиментации. Отложения, накопившиеся в эквилибрационную фазу цикла, соответствуют времени максимального развития, но стабильного (равновесного) состояния морского бассейна перед началом регрессии. К регрессивным отнесены осадки, сформировавшиеся в момент регионального и продолжительного по времени отступания моря. Эмерсионная фаза развития соответствует в основном периоду формирования континентальных осадков, в том числе кор выветривания (время наивысшего осушения территории). Полные циклы первого порядка были подразделены нами на более мелкие, длительностью около 50 млн.лет (50 ⁺_- 10), циклы второго порядка (Рис. 4).

Основной этап развития Печорского НГБ соответствует среднепалеозойско-среднемезозойскому (D₂ef-J₁) циклу I порядка. Его формирование тесным образом связано с развитием Уральского океана от этапа начала сближения Сибирской и Европейской платформ (Восточно-Европейской по Л.П.Зоненшайну) и до закрытия с образованием на востоке территории бассейна Предуральского краевого прогиба с молассоидным выполнением (Елисеев, 1978; Зоненшайн, Городницкий, 1977; Зоненшайн, Кузьмин, Натапов, 1990; Зоненшайн, Кузьмин, 1992; Пучков, 1975; Структура..., 1982; Юдин, 1983, 1994; ). Этот цикл был разделен на четыре цикла второго порядка (Циклы..., 1981), которые также легко подразделяются на фазы, выявленные для цикличности I порядка.

Одним из выделенных циклов второго порядка является эйфельско-турнейский. Он начинается трансгрессией эйфельско-раннефранского возраста и заканчивается предвизейской эмерсией, более краткой, чем эмерсия цикла I порядка, но охватившей всю территорию Печорского нефтегазоносного бассейна (ПНГБ). В осадочном выполнении этого цикла и был выделен франско-турнейский (доманиково-турнейский) зональный нефтегазоносный комплекс (НГК).

Более детальное изучение строения разреза франско-турнейского нефтегазоносного комплекса позволило установить третий порядок цикличности (Рис. 5), связанный с эвстатическими колебаниями уровня мирового океана (Беляева, 1988, б). Однако именно эта цикличность повлияла на формирование преимущественно карбонатного франско-турнейского комплекса и сыграла определяющую роль в появлении высокоперспективного нефтегазоносного объекта – верхнедевонских рифовых резервуаров. Циклы второго и третьего порядка легко подразделяются на фазы, выявленные для цикличности I порядка.

Следует отметить, что работы С.Н.Бубнова (1960), Ю.Н.Карогодина (1974, 1985); В.Д.Наливкина (Наливкин и др., 1977); С.П.Максимова, Н.Я.Кунина, Н.М.Сардонникова (1977); А.Э.Конторовича, М.С.Моделевского, А.А.Трофимука (1979) по цикличности строения осадочных толщ разных территорий и наши работы по выделению циклов в осадочном чехле ПечорскогоНГБ опережали или шли одновременно с исследованиями зарубежных коллег.

В конце семидесятых – начале восьмидесятых годов американские ученые при поддержке нефтяной компании Exxon начали разрабатывать метод стратиграфии секвенций для терригенных пород (Seismic..., 1977; Vail, 1987; Hag et al., 1987; Van Wagoner et al., 1988, 1990; Baum, Vail, 1988) и др., а в 90-е годы началась разработка этого метода и для карбонатных пород (Handford, Loucks, 1993; Loucks, Sarg, 1993).

"Стратиграфия секвенций развивалась от геометрии пластов, выраженных на сейсмических разрезах, с вертикальной разрешающей способностью от нескольких десятков до сотен метров" (Vail et al., 1984; цит. по Goldhammer et al., 1993, p.354). Поэтому этот метод сразу приобрел широкую известность и популярность среди зарубежных геологов-нефтяников, так как позволял уже на основе сейсмических материалов судить об осадочном строении нефтегазоносных бассейнов и прогнозировать наличие коллекторов в той или иной части осадочной секвенции.

Под осадочной секвенцией понимается "относительно последовательный ряд генетически связанных пластов, ограниченных в своей кровле и подошве поверхностями несогласия или коррелятивными им поверхностями согласий" ("a relatively conformable succession of genetically related strata and bounded at its top and base by unconformities or their correlative conformities.") (Mitchum at al., 1977, p.53; цит. по Baum, Vail, 1988).

При этом в начале разработки метода П.Р.Вейлом и Дж.Ф.Саргом эвстатические колебания уровня моря рассматривались как первичный контроль над секвенциями и строением (архитектурой) системных трактов (systems tracts) (Goldhammer et al., 1993, Vail, 1987; Sarg, 1988). Дословный перевод – системный тракт – был сделан Ю.Н.Карогодиным в совместной работе с Д.М.Арментроутом (1996).

Несогласия, ограничивающие терригенные осадочные секвенции, были разделены П.Р.Вейлом и Р.Дж.Тоддом в 1981 году на два типа. Несогласия первого типа формируются когда скорость падения уровня моря больше, чем скорость погружения осадочной краевой части шельфа "the rate of sea level fall is greater than the rate of subsidence at the depositional shelf edge" (под шельфом они понимают только его мелководную часть, а под "depositional" понимается та часть шельфа, где происходит осадконакопление). В несогласиях второго типа скорость падения уровня моря немного меньше или равна скорости погружения осадочной краевой части шельфа (Baum, Vail, 1988, p. 312).

Изучение сейсмических разрезов совместно с наблюдениями на обнажениях позволили Д.Р.Бауму и П.Р.Вейлу распознать эти два типа осадочных секвенций и показать строение шельфового разреза одного цикла для обоих типов секвенций (Baum, Vail, 1988).

Развитие идеи о несогласиях разного типа привело П.Р.Вейла (Vail, 1987) к использованию такого понятия как относительный уровень моря, который объединял в себе три контролирующих фактора: эвстатические изменения уровня моря, тектоническое погружение дна бассейна и скорость седиментации. Суммарный эффект взаимодействия всех этих факторов был назван С.Кенделлом и В. Шлагером (Kendell, Schlager, 1981) изменением относительного уровня моря.(Это ключевое понятие). Кривая изменения относительного уровня моря наглядно показывает в каких условиях развивалась та или иная часть осадочной секвенции. Эти части были названы системными трактами (systems tracts).

Таким образом секвенция подразделяется на 1) отложения, накопленные за временной интервал низкого положения относительного уровня моря, – lowstand systems tract (LST); 2) transgressive systems tract (TST) – накопленные за время трансгрессии отложения, которые в вертикальном разрезе завершаются поверхностью максимального затопления (maximum flooding surface, MFS), отвечающей максимальному развитию трансгрессии; 3) highstand systems tract (HST) – отложения, накопленные в интервале времени высокого положения УМ, т.е. в течение поздней части его максимального подъема, относительного стояния (stillstand) в самом высоком положении и начале падения (Van Wagoner, 1988).

В рассмотренных нами моделях строения циклов третьего порядка преимущественно карбонатного франско-турнейского комплекса (Беляева, 1988, б; рис. 5) подчеркивалось, что формирование проградирующих террас происходило при эвстатических понижениях уровня моря, и временные этапы их накопления назывались регрессивными (Беляева, 1986). Ранние модели карбонатных секвенций были основаны на предположении идентичности строения (архитектуры) карбонатных пластов с терригенными, и их формирование, также как и терригенных, по мнению Р.К.Голдхаммера, было обусловлено эвстатическими флуктуациями третьего порядка уровня моря как первичного контроля над секвенциями и архитектурой системных треков (Goldhammer et al., 1993).

Другое понятие секвенции было введено Галловеем (Galloway, 1989), который в отличие от “осадочной” ввел термин “генетическая секвенция”, подразумевая под ней, комплекс осадков, отражающих значительный эпизод продвижения границы бассейна и его заполнения, ограниченных трансгрессивными поверхностями (Holmes, Christie-Blick, 1993). Такие комплексы характерны для эпох значительного затопления (Van Wagoner et al., 1990).

В “осадочных секвенциях” (Mitchum at al., 1977) граница проводится между системными трактами высокого и низкого положения ОУМ (HST и LST) как основная поверхность несогласия на мелководном шельфе, выраженная субаэральной эрозионной поверхностью. Поиски субаэральных поверхностей, отвечающих основным поверхностям несогласий на мелководном шельфе в “осадочных секвенциях”, в стратотипических обнажениях верхнефранских отложений Южного Тимана не привели нас к положительным результатам (Upper Devonian..., 1994 г.), зато помогли зафиксировать четкие карманообразные поверхности размывов, на которых залегают начально-трансгрессивные образования с прослоем галек в их основании (см. гл.. По изученным разрезам скважин как на мелководном шельфе, так и в глубоководье также более четко фиксируется подошва трансгрессивных отложений (Беляева и др., 1998). Аналогичные выводы сделали A.E.Holmes и N.Christie-Blick (1993) на примере Канингского бассейна Западной Австралии, очень сходного в своем развитии с Печорским бассейном. Поэтому мы оказались на позиции Галловея, и принимаем термин “генетическая секвенция” в его понимании ее ограничения – трансгрессивными поверхностями. Вопрос о границах франско-турнейских секвенций подробно рассмотрен в главе 5.

Термин "секвенция" уже достаточно широко употребляется в русскоязычной литературе как русская транскрипция слова "sequence". Легко понимаются геологические термины, пришедшие во все страны с латинского языка, например, стратиграфия, трансгрессия и др.

Однако даже геологи одной страны понимают трансгрессию по разному. Н.М.Страхов (1950) выделил в фанерозое 12 трансгрессивно-регрессивных периодов, считая строение цикла двучленным. С.Н.Бубнов (1960) разделил фанерозойскую историю осадконакопления на шесть циклов, в которых выделил последовательно шесть фаз: I трансгрессия, II трансгрессия, инундация, дифференциация, регрессия и эмерсия. Н.Ф.Балуховский (1966) разделил цикл на пять фаз: дифференциация, регрессия, I трансгрессия, II трансгрессия, инундация. Ю.Н.Карогодин (1974) для Западно-Сибирской платформы установил пять фаз в цикле седиментогенеза: ингрессивную, инициально-трансгрессивную, финально-трансгрессивную, начально-регрессивную и финально-регрессивную. Поэтому термин "трансгрессия" требует объяснения авторского понимания.

Еще более трудны для понимания английские термины стратиграфии секвенций – lowstand, highstand, которые при дословном переводе означают низкое стояние и высокое стояние и искажают смысл, внесенный авторами в эти термины. То же можно сказать и о производных этих терминов: lowstand systems tract (LST); highstand system tract (HST). В нашей (русской) геологии еще не выработан удовлетворительный эквивалент их перевода, и каждый геолог использует их в своей интерпретации. Термин "эквилибрация", в нашем понимании, отвечает высокому равновесному состоянию моря перед началом регрессии (Циклы..., 1981). Американские ученые более точно подчеркнули нестабильность процессов седиментации, включив в HST отложения, накопленные в течение поздней части максимального подъема, относительного стояния в самом высоком положении и начале падения уровня моря (Handford, Loucks, 1993; со ссылкой на Wagoner, 1988). Поэтому эти термины употребляются в переводе, но в понимании американских исследователей, которые их ввели.

В работе использована следующая терминология:

Относительный уровень моря (ОУМ) - уровень моря, который контролируется действием трех факторов: эвстатическими колебаниями уровня моря, тектоническим погружением дна бассейна и скоростью седиментации.

Трансгрессивные отложения - трансгрессивный системный тракт (ТТ) - отложения, накопленные за время трансгрессии, которые в вертикальном разрезе завершаются максимальным затоплением (МЗ), и их верхняя граница соответствует поверхности максимального затопления, выраженной на сейсмопрофилях.

Трансгрессивные отложения подразделяются нами на начально-трансгрессивные отложения, накопленные за временной интервал начала трансгрессии, и финально-трансгрессивные отложения, отвечающие временным интервалам максимального затопления бассейна седиментации.

За начало трансгрессии принят уровень, когда морские воды покрывают бровку мелководного шельфа.

Высокое положение (ВП) - интервал времени высокого положения относительного уровня моря, т.е. в течение поздней части его максимального подъема, относительного стояния в самом высоком положении и ранней части падения. Отложения, накопленные за этот временной интервал - системный тракт высокого положения (ТВП).

Низкое положение (НП) - интервал времени в течение поздней части понижения ОУМ, относительного стояния в самом низком положении и ранней части повышения. Отложения, накопленные за временной интервал НП - системный тракт низкого положения (ТНП).

Генетическая секвенция - комплекс отложений, накопленных за один цикл седиментации третьего порядка и ограниченных трансгрессивными поверхностями.

 

 

Лекция 13.

ВТОРИЧНЫЕ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ПОРОД

 

В процессе литификации и постседиментационных преобразований породы претерпевают ряд вторичных изменений, оказывающих существенное влияние на структуру их порового пространства. Это эпигенетическое цементирование порового пространства, выщелачивание, доломитизация и перекристаллизация.

 

Эпигенетическое залечивание пор

 

Эпигенетическое залечивание пор характерно для пород, которые имели первичное поровое пространство (пески и алевролиты, биокласты и ооиды мелкого шельфа, биогермные и водорослевые известняки).

Эпигенетическое залечивание пор проявилось в разных генерациях цемента. На наш взгляд, оно проявляется в установленной Л.В.Мигуновым (1983) закономерности распределения минеральных новообразований с глубиной, что является следствием гидрогеохимической зональности: чем выше растворимость минерала, тем ниже по разрезу он выполняет трещины горных пород. Для отложений Печорского НГБ такая закономерность тоже прослеживается. Известняки или песчаники, постепенно погружаясь в различные гидрогеохимические зоны, в каждой из них претерпели определенные преобразования. Особенно четкие следы этих преобразований несет на себе пустотное пространство пород. Ряд эпигенетических минералов, установленный нами по стадиям выпадения цемента в порах, подтверждает закономерность, выявленную Л.В.Мигуновым. Например, цементом первой генерации являлся арагонит, но как метастабильный минерал он со временем превратился в кальцит. При этом сохранилась шестоватая форма кристаллов, инкрустирующих стенки пор (псевдоморфозы кальцита по арагониту), а также темный цвет этих минералов, свидетельствующий о раннедиагенетической минерализации в грязном растворе.

Цементом второй генерации являлся стехиометрический, чистый прозрачный кальцит, зерна которого обычно более крупные, чем в цементе первой генерации, хотя в некоторых случаях (особенно в биогермных известняках) арагонит может полностью заполнять пустотное пространство. Цементом третьей генерации служит чистый прозрачный доломит сопоставимый по размерам зерен с кальцитом второй генерации. И, наконец, оставшееся поровое пространство в последнюю очередь было заполнено ангидритом или гипсом, по которому развивались псевдоморфозы ангидрита. Последним минералом в ряду Л.В.Мигунова стоит галит, который в породах ТПП не установлен, но в других НГБ, в осадочном чехле которых развиты соли он выявлен. Такой подход к эпигенетической цементации порового пространства позволяет подтвердить и обосновать эмпирическую закономерность ухудшения емкостно-фильтрационных свойств пород с глубиной, связав степень цементации порового пространства с концентрацией минералов и солей в подземных водах, которая увеличивается с глубиной.

 

Выщелачивание.

 

Процесс выщелачивания затрагивал практически все проницаемые карбонатные породы. Особенно активно выщелачивание недонасыщенными поверхностными водами происходило при выходе карбонатных пород на дневную поверхность. Особую роль выщелачивание сыграло при переформировании емкостных свойств рифогенных пород и вместе с процессами доломитизации повлияло на строение рифовых резервуаров.

При анализе истории формирования рифов было выяснено, что оптимальные условия для образования пустотного пространства выщелачивания существовали тогда, когда карбонатные породы находились в поверхностных и приповерхностных условиях при относительных понижениях уровня моря и выходе сводовых участков рифа на поверхность. По мнению М.М.Грачевского и др. (1967), осушение рифов неоднократно происходило на мелководных шельфах древних эпиконтинентальных морей. Такие довольно длительные осушения части территории Печорского нефтегазоносного бассейна отмечены в периоды низкого положения ОУМ. Описаны в литературе (Murray, 1960; Минский, 1973; Киркинская, Смехов, 1981) и другие модели формирования пустот выщелачивания. Например, образование пустот выщелачивания за счет формационных вод, отжимаемых из монтмориллонитовых глин, которое приводит к увеличению железистости и резко отрицательным коэффициентам &C¹³, что не подтверждается фактическим материалом. Определенное значение имеют и преобразования пород водами, насыщенными CO₂ в результате гидролиза кальцита. Однако этот процесс чаще практически не приводит к формированию коллекторов значительной емкости. Поскольку необходимым условием его протекания является свободный отток CO₂ и насыщение им вод, недонасыщенных ионами кальция. В противном случае, растворение карбонатов сопровождается почти одновременной садкой кальцита и увеличение пустотного пространства не происходит (Хитров. Малинков, 1979). Что и наблюдается в виде цемента второй генерации. То есть такая модель новообразования пустот выщелачивания возможна лишь при благоприятных условиях, преимущественно в сильно нарушенных участках.

Определить время формирования пустот выщелачивания рифогенных известняков, также как и время их доломитизации, достаточно сложно. Если принять, что процессы доломитизации и выщелачивания протекают на стадии диагенеза, то, в первую очередь, возникает вопрос о том, что понимать под диагенезом рифов. Диагенез – это процесс превращения осадка в осадочную породу. Формирование первичного жесткого известкового скелета рифостроящими организмами приводит к наличию твердого субстрата уже в момент роста (для осадка это период седиментации).

Выведение рифов на поверхность некоторыми исследователями назывется "субаэральным диагенезом" (Юдович и др., 1980, 1981), или "экзодиагенезом". Изучение цикличности седиментации Печорского нефтегазоносного бассейна также показало, что заполнения предрифовых впадин проградирующими террасами в условиях низкого положения ОУМ сопровождались размывом сводовых частей рифов. Однако необходимо подчеркнуть и факт отсутствия пор выщелачивания в прослоях известняков, где первичная раннедиагенетическая инкрустация привела к полному закрытию пор, т.е. выщелачивание – явно более поздний процесс. То есть "субаэрально диагинетический" или "экзодиагенетический" процесс в классическом понимании диагенеза соответствует его позднедиагенетической стадии.

Детальное изучение продолжительности размыва пород в поверхностных и приповерхностных условиях проводится с помощью возрастных и палеогеографических исследований, при которых определяется длительность возможного пребывания отложений в этих условиях. Установление временных этапов размывов по конодонтам и фораминиферам при более дробном стратиграфическом расчленении до конодонтовых зон, позволило ранее выяснить более четкую хронологию событий позднедевонского бассейна Например, седиментологические исследования, проведенные автором (Беляева, 2000) привели к уточнению хронологической шкалы франского и фаменского веков. Было установлено, что раннефаменское (раннезадонское) понижение относительного уровня моря продолжались в два раза дольше евлановского и примерно в 3,5 раза дольше ветласянского. Длительностью раннефаменского субаэрального воздействия объясняется интенсивность развития процессов выщелачивания на ливенских рифах: Тэбук-Висовском, Харьягинском, Восточно-Колвинском, Аресском, Ошкатынском и Ардалинском. Недавно проведенные исследования В.И.Еременко (1999) некоторых рифогенных резервуаров, предложенным им методом квалиметрии, где одним из показателей для формирования коллекторов служит удаленность от поверхности размыва, подтвердили наши исследования. Следовательно, вся зона развития ливенских рифов должна характеризоваться высокоемкими коллекторами. Зональность емкостных свойств внутри рифовых резервуаров при этом не только наследуется, но и усиливается пустотами выщелачивания, так как карбонатные породы с высокой первичной пористостью и, соответственно, – проницаемостью более интенсивно подвергались выщелачиванию. При бурении скважин отмечались провалы инструмента и поглощения бурового раствора. В отдельных образцах изученная по шлифам пористость выщелачивания достигает 60% (скв.50-Вост.-Колва, 885- Юж.Кыкаель). В рифах встречаются прослои "доломитовой муки" ( см. ниже Доломитизация).

Длительное позднефаменско-раннетурнейское понижение относительного уровня моря (почти в пять раз длительнее раннезадонского) положительно повлияло на верхнефранско-среднефаменские рифы Верхнепечорской впадины. В качестве примеров можно привести Восточно-Вуктыльскую, Лебяжскую и Ближнюю площади, на которых в позднефаменское и раннетурнейское (гумеровское) время отложения не накапливались. В изученных по этим площадям скважинах по всем типам рифогенных пород развиты вторичные поры выщелачивания, прослоями создающие коллекторские пласты с кондиционными значениями пористости. Их невысокие емкостные свойства можно объяснить более поздними процессами перекристаллизации при литогенезе пород, погруженных на значительные глубины. Возможно, что позднефранско-среднефаменские рифы, залегающие на глубине до 2-3 км также будут характеризоваться высокоемкими коллекторами.

В других изученных разрезах, как например микритовые известняки, развитие пор выщелачивания приурочено к трещинам и ослабленным зонам стилолитизации и глинистости (микропрослои глин в микритовых известняках). Аналогичные процессы были ранее описаны Т.Т.Клубовой (1988), В.Г.Кузнецовым (1992) и др. Нами в шлифах наблюдались расширения в виде пустот выщелачивания вдоль трещин по микритовому матриксу и частичное растворение биокластов. Значения пористости в этих случаях, как правило, недостаточны для формирования коллекторских толщ. Исключение составляет пласт Ф₅, выходящий под поверхность размыва на территории большинства изученных районов. Этот пласт в целом был сложен микритовыми известняками и только благодаря постседиментационным процессам: выщелачиванию и доломитизации приобрел емкостные свойства.

Классическим примером выщелачивания поверхностными водами являются позднетурнейские (черепетские) биокластовые отложения. Общая пористость некоторых образцов составляет 31%, что соответствует высокоемкому коллектору порово-кавернового типа. Широкое развитие вторичных пор выщелачивания поверхностными водами имело место в кизеловских отложениях, однако образованная ими пористость часто не достигает кондиционных значений. Среднеемкие и низкоемкие коллекторы порового типа установленые в биомикритовых известняках также обязаны своим происхождением процессу выщелачивания вдоль трещин.

Таким образом, выщелачивание способно увеличить первичную емкость пород на ранних стадиях литификации и создать поровое пространство в слабопроницаемых породах на стадии катагенеза.

 

Доломитизация

 

Процесс доломитизации в породах может быть обусловлен различными причинами и по разному отражается на изменении емкостного пространства карбонатных пород. Особо следует остановиться на доломитизации рифогенных известняков, так как она привела к существенному преобразованию их емкостных свойств, повлияв на строение рифовых резервуаров, и требует генетической интерпретации.

Для вторичной доломитизации в последние годы предложено три основных механизма: эвапоритовая модель остаточного рассола, модель смешения пресных и морских грунтовых вод и модель формационных вод (Лидер, 1986). Первая основана на изменениях химического и минерального составов, наблюдаемых под поверхностью обширных надприливных низин, называемых себхами.

Моделью смешения грунтовых вод можно объяснить региональное развитие доломитизации в карбонатных породах и локальное ее проявление в сводовых частях рифов, выходящих на дневную поверхность. Модель основана на том, что смешение пресных грунтовых вод с 30% морской воды вызывает недосыщение в отношении кальцита, тогда как насыщение доломитом непрерывно растет. Следовательно, при наличии 5-30% морской воды в смешанном растворе может происходить замещение кальцита доломитом (Badiozamani, 1973). Кристаллы и микрокристаллы доломита, для которого предполагается образование в результате смешения вод (вторая модель), растущие в открытых полостях имеют правильную форму, прозрачны и идиоморфны и облегчены изотопом O¹⁸. Фолком и Ландом (Folk, Land, 1975) они были названы прозрачными доломитами.

Модель формационных вод имеет место для случаев, когда в глубоко погребенные пласты известняков поступают поровые воды, отжатые из аргиллитов. Высвобождение Mg и Fe из монтмориллонитовых глин может вызвать доломитизацию и анкеритизацию кальцитовых минералов и выделение доломитового и анкеритового цемента (Лидер, 1986). Доломиты, образованные в результате высвобождения Mg и Fe из монтмориллонитовых глин (модель 3), всегда бывают железистыми, а в связи с участием в их образовании метана, бедного изотопом C¹³ или вследствие реакций декарбоксилации, вызванных нагревом, сами характеризуются резко отрицательным коэффициентом &С (Лидер, 1986).

Однако перечисленные модели не могут объяснить локального проявления доломитизации в отдельных фациях.

Кроме того, например, для рифов такие способы доломитизации не находят своего подтверждения по ряду геохимических и петрографических параметров. Так, например, сохранение реликтовых и теневых структур водорослей в доломитах, а также результаты изотопного анализа углерода и кислорода свидетельствует о том, что доломитизация проходила по биогермным известнякам. Изотопные коэффициенты не коррелируют с величиной (CaO/MgO). Это показывает, что вторичные доломиты рифа унаследовали изотопные соотношения углерода и кислорода исходных биогермных известняков. Следовательно, доломитизация рифового массива происходила "in situ", без дополнительных источников углекислоты и не сопровождалась изотопным фракционироанием. Нормальное распределение (Дэгенс, 1971) изотопных соотношений C и O – первый геохимический показатель несоответствия данного способа доломитизациии существующим моделям.

Второе несоответствие определяется незначительным содержанием в породе FeO, которое по результатам анализа всех рифов редко превышает 0.5% и только в случае, если содержания нерастворимого остатка превышает 2%. Темная окраска доломитов также не предполагает их свободного роста. Кроме того, доломитизация по модели грунтовых вод привела бы к доломитообразованию, в первую очередь, в верхней части рифов, которая наоборот слабо доломитизирована. Несоответствие полученных данных свидетельствует об ином способе доломитизации и, прежде всего, об ином источнике магния.

Источником магния для доломитизации являлось, по-видимому, скелетное вещество водорослей и остатков организмов. Нами было установлено, что в реликтовых участках известняков в доломитах встречаются преимущественно багряные водорослм Solenopora и Parachaetetes. Современные багряные семейства Coralinaceae являются высокомагнезиальными. Количество MgCО₃ в их скелете колеблется от 15.4% до 25% (Маслов, 1973). Анализ современной обстановки морского осадконакопления на острове Сан-Андрес в Колумбии позволил М.И. Кокурко (Патрунов, 1983) установить, что пески, окружающие остров, представлены на 70% арагонитом и на 30% высокомагнезиальным кальцитом, а пески с высоким содержанием MgCО₃ обнаружены только в осадках собственно рифовой зоны и их происхождение связано с коралиновыми водорослями. Высокомагнезиальным является также скелет строматопорат. Н.В.Даньшиной (1983) для верхнефранских рифогенных отложений Волгоградского Поволжья были описаны тесные сообщества некоторых представителей строматопорат и багряных водорослей. Поэтому мы полагаем, что доломитизация рифов интенсивнее проходит по зонам преимущественного распространения багряных водорослей и строматопорат.

Источником магния в осадках может служить не только исходное вещество скелета самих водорослей. Установлено (Gebelein, Hoffman, 1973), что органическая водорослевая основа сорбирует магний из наддонных и иловых вод в ходе седиментации и раннего диагенеза. Разложение вещества водорослей на стадиях позднего диагенеза и катагенеза обеспечивает дополнительное количество магния, необходимое для доломитизации. Гебелейн и Хоффман (Gebelein, Hoffman, 1973) экспериментально подтвердили, что двухмилиметровый слой современных низкомегнезиальных сине-зеленых водорослей производит слой доломита мощностью до 1 мм. Ф.Киршоф также указывал, что живое вещество, в частности водорослей, является аккумулятором магния. На 1 кг хлорофилла водорослей приходится 3.3 г металлического магния, а при фотосинтезе или разложении органики физико-химические параметры среды трансформируются в сторону, способствующую карбонатообразованию (Патрунов, 1983). На возможность выкристаллизации доломита в биохимической среде, создаваемой "живой органикой", указывал также П.Дж.Девис и др. (Devis et al., 1975).

Такая трактовка природы доломитизации хорошо согласуется с геологическими наблюдениями. При петрографических исследованиях нами было, выявлено, что доломитизации в первую очередь подвергаются микрозернистые разности водорослевых известняков, наиболее обогащенные органическими остатками, в то время как, мелкозернистый инкрустационный цемент первой генерации остается кальцитовым. Таким образом, два таких взаимодополняющих источника магния как высокомагнезиальный скелет и органическое вещество водорослей могли обеспечить доломитизацию.

Такая модель внутренних ресурсов легко объясняет локальное проявление доломитизации в отдельных фациях, а за счет внутренних резервов Mg, содержащихся в скелете высокомагнезиальных водорослей, объясняется и зональность доломитообразования внутри рифов. Особенно трудно было бы объяснить ранее существующими моделями слабое проявление доломитизации в фаменских рифах Печорского и Волго-Уральского НГБ, где трех-четырехсотметровые толщи представлены недоломитизированными или слабо доломитизированными водорослевыми известняками. Однако доломитизация в них проявилась только в нижней (верхнефранской) части, так как фаменские карбонатные постройки слагали немагнезиальные водоросли. Это вполне согласуется с проведенными наблюдениями и, таким образом, подтверждает модель доломитизации за счет внутренних резервов магния.

Раздельный подсчет параметров пустотного пространства показал, что процесс доломитизации в твердофазовом состоянии (без наложения выщелачивания) уменьшает первично высокую пористость известняков (17-30%). В обстоятельной монографии Д.С.Соколова (1962) и ряде последующих работ (Бурлин, 1976; Патрунов, 1983, с. 5 и др.) показано, что "сама доломитизация чаще всего происходит с преобладанием выноса вещества, что ведет к появлению пустот выщелачивания. Пустоты же контракции возникают далеко не всегда и объем их меньше теоретически возможного. Образование последних определяется структурно-генетическим типом доломитизирующихся известняков и стадией литогенеза, на которой идет процесс доломитизации".

Процесс доломитизации по микритовым известнякам вдоль трещин и стилолитов выявлен для елецко-устьпечорских отложений. За счет доломитизации они приобрели своеобразную пятнистую текстуру и легко визуально отличаются в керне от пород иного возраста. Особенно значительно этому процессу подверглись отложения среднефаменского пласта Ф₅, выходившие под размыв во многих изученных районах, и, как указывалось выше, за счет выщелачивания и доломитизации приобрели емкостные свойства.

 

Специфика экзодиагенеза рифов

 

При изучении сводовых частей рифов, выходящих на поверхность при низких положениях относительного уровня моря, нами не установлены типичные для субаэральных обстановок образования. Однако выявлены специфические формы выщелачивания в виде прослоев доломитовой “муки”. Например в верхней части сирачойского рифа в карьере Изъюр мощность такого слоя равна 1,4 м. Кроме того, такие же полутора – двухметровые субвертикальные слои оконтуривают древние трещины, заполненные в центральной части той же голубовато-зеленовато-серой глиной, которая перекрывает сводовую часть рифов (позднетрансгрессивные глины следующей секвенции).

Этот тип доломитизации с увеличением емкостного пространства рифогенных пород был выявлен и в разрезах скважин. В скважине 50- Вост. Колва (инт.3532-3543,3556-3571,3639-3646) развиты вторичные доломиты с теневой структурой органогенных остатков, а в целом биогермной структуры. Доломитизация данных пород интересна и даже, можно сказать, уникальна. Она происходила здесь не только в твердофазовом состоянии и в виде эпигенетичес-кого залечивания пустотного пространства, но в растворенном и переотложенном виде. Вероятно из-за высокой пористости таких доломитов их трудно поднять в керне (как песок). Здесь удалось наблюдать такие породы. Одни зерна в породе с теневой структурой органогенных остатков – темные, непрозрачные, другие – светлые, идиоморфные, расположенные по краям значительных пустот.

Их средняя пористость достигает 33,5%. Породы этого интервала в целом должны были быть весьма высокоемкими коллекторами.

Интенсивное выщелачивание и значительное растворение доломита с незначительным его переотложением происходило, вероятно, в момент перерыва в росте постройки, который зафиксирован нами выше прослоем биокластовых известняков. Однако в дальнейшем, при погружении рифа на значительные глубины, происходило эпигенетическое залечивание пор ангидритом, а точнее гипсом, по которому развиты псевдоморфозы. Это привело к значительному ухудшению емкостных свойств пород. В зависимости от степени ангидритизации здесь развиты коллекторы от низко до высокоемких. Аналогичные доломиты были выявлены в скв.1-Белая, 58-Вуктыл, 1-Волимская. Вообще о современном карсте существует много литературы, но установить карстовые зоны по керну скважин удается редко.

Как описывалось выше, в начале падения уровня моря рифы длительное время оставались островами. Поступление пресных вод и их смешение с морскими могли привести к образованию этих доломитов по второй модели (в результате смешения пресных и морских вод). Кристаллы и микрокристаллы доломита, растущие в открытых полостях здесь имеют правильную форму, прозрачны и идиоморфны.

Красноцветные субаэральные отложения возможно образовывались при максимальных понижениях ОУМ. Но, скорее всего, они размыты и переработаны при трансгрессии нового цикла, также как над образованиями проградирующих террас, где под трансгрессивными пластами биокластовых известняков сохранились тонкие прослои ржавой трухи, а сами биокластовые известняки имеют красноватый оттенок. Такие же красноцветные породы установлены среди обломочных известняков и в разрезах нескольких скважин над рифами (скв.916-Вис, гл. 1533.5; Пашшорская площадь: скв.37 инт.3092-3096 м; скв.38 инт.3014-3018 м, 3033-3041.5 м; скв.41 инт.3055-3064 м, 3093-3100 м).

 

Перекристаллизация

 

Структурные изменения карбонатных пород не заканчиваются доломитизацией, выщелачиванием и эпигенетическим залечиванием пор. При погружении пород в зону катагенеза начинаются процессы перекристаллизации кальцита и доломита. Происходящие изменения доломитов проявляются в увеличении размеров кристаллов, в изменении структуры, упорядоченности углов межзерновых границ, самоочищении кристаллов от примесей и в резкой потере пористости. Экспериментальные исследования и теоретический анализ процессов перекристаллизации карбонатных пород, проведенные В.И.Силаевым (1977), показывают, что, например, наблюдаемые нами явления перекристаллизации доломита в рифовых телах можно объяснить механизмом поверхностной и объемной самодиффузии в кристаллах доломита, реализующимися, при температуре 100-200^о.

Уже при температуре 105^о наблюдается относительная потеря пористости на 19%. На примере ордовикских пород Центрального Пай-Хоя В.И.Силаев (1976) показал, что "сухая" перекристаллизация карбонатов начинается в условиях глубинного катагенеза, зона которого располагается на глубине 2000 м и более. На этих глубинах роль подземных вод в формировании пустотного пространства снижается, поскольку на глубине около 2000 м находится переходная зона от слабой циркуляции к застойным водам.

В рифовых массивах установлена также перекристаллизация самого водорослевого известняка, которая проявлена в укрупнении кристаллов кальцита от микро- до тонкозернистых разностей с полным сохранением водорослевой структуры. Перекристаллизация приводит к значительной потере пористости. Активизацию такого процесса с глубиной как в доломитах, так и в известняках, можно проследить, сравнивая погруженные на разные глубины рифы между собой. Высокая пористость (до 20%) биогермных известняков сохранилась на Западно-Тэбукском, Южно-Тэбукском и Тэбук-Висовском (ливенских по возрасту) рифах, где глубины погружения не превышают 1500-1700 м и степень катагенеза невелика. На Харьягинском рифе, где глубина погружения достигает 2600 м, пористость аналогичных известняков изменяется от 6 до 15%. На Пашшорском рифе (сирачойского возраста) на глубине 3100-3300 м пористость составляет 4-12%. Самыми низкими значениями пористости характеризуются карбонаты Вуктыльского рифа, где глубины погружения составляют 4500-5000 м. Они представлены либо плотными непористыми разностями, либо низкопористыми известняками (3-5%). Только в тех участках, где явно велика была роль пустот выщелачивания, сохранилась пористость 10-15%.

При перекристаллизации доломита установлена та же закономерность: сохранение пористости (10-12%) в тех интервалах разреза, где основная доля пор обусловлена выщелачиванием, например, нижняя часть Тэбук-Висовского рифа. В нижней части всех трех пачек, выявленных на Пашшорском рифе развиты чистые доломиты, содержание нормативного кальцита в них не превышает 5%. В доломитах интенсивно проявлен процесс перекристаллизации, который привел к увеличению размеров кристаллов, их взаимному прорастанию и очищению от примесей. Кроме того, обращает на себя внимание и резкое сокращение пористости доломитов, прогрессирующее с ростом их перекристаллизации. Только в тех участках, где основная доля пор была обусловлена выщелачиванием, незначительная пористость сохранилась. Следовательно, в участках интенсивного развития пустот выщелачивания процессы перекристаллизации и залечивания пор выражены слабо. Скорее всего размеры разрастающихся при перекристаллизации кристаллов значительно меньше пустот выщелачивания. Кроме того, пористость сохраняется при незначительном увеличении содержания в породе глинистой примеси. О препятствии глинистой примеси процессу перекристаллизации писали Г.А. Каледа, Е.А.Калистова (1970), (К вопросу ..., 1958). На Пашшорском рифе была установлена та же закономерность. Незначительное увеличение глинистой примеси к моменту перерывов в росте рифа (верхние части выделенных пачек), привело к тому, что в дальнейшем эти известняки и доломиты не подверглись процессу перекристаллизации.

Таким образом, вторичные преобразования могут как улучшать (выщелачивание, доломитизация), так и ухудшать (эпигенетическое залечивание пор, перекристаллизация) первично существовавшие ФЕС, приводить к появлению коллекторских свойств в первично непроницаемых породах, таких как микритовые известняки, и к исчезновению коллекторских свойств в первично проницаемых.

Следует отметить и нелинейность протекания процессов изменения емкостных свойств в процессе катагенеза. Прямое объяснение этому факту дано в работе Ю.К.Бурлина и Е.Е.Карнюшиной (1998). По их мнению, разуплотнение является следствием двух факторов: как процессов дегидратации в самих осадочных породах, так и поступлением глубинных флюидов, которые дают добавочный объем для возникновения зон разуплотнения. Интересным, на наш взгляд, оказался факт выделения ими, вслед за Б.К.Прошляковым, четырех последовательных зон. В изменении пористости отложений в Печорском НГБ и на западном склоне Урала нами были установлены два резких скачка увеличения емкостного пространства коллекторов на глубинах 3,3 и 5,1 км, которые также можно объяснить зональностью декарбонизации. При этом присутствие средне- и высокоемких коллекторов (с пористостью до 20,5 %), установленное на глубине свыше 5 км в паравтохтоне западного склона Урала в районе Сочьинской антиклинали (Глубинное ..., 1997) открывает перспективы открытия залежей газа и конденсата в поднадвиговой части всего западного склона Урала.

В целом вторичные процессы не изменяют соотношения между первичными коллекторами и не коллекторами, наиболее емкими остаются коллекторы, обладавшие первичной емкостью. Кроме того, позитивные вторичные преобразования происходят за счет выщелачивания и доломитизации в микритовых известняках, которые не обладали первичным поровым пространством. Эти породы никогда не включались нами в класс коллекторов, однако раздельная статистическая обработка данных ФЕС привела нас к результатам, позволяющим считать их среднеперспективными в отложениях залегающих под или вблизи палеорамывов.

 

 

Лекция 14. «ГЛУБИНЫ СЕДИМЕНТАЦИИ

и ТЕМПЫ СЕДИМЕНТАЦИИ»

 

Проблемными вопросами седиментологии остаются глубины седиментации разнотипных карбонатных отложений.

Биокластовые осадки (биомикриты и биоспариты третьей и пятой генетических групп) формировались над субаэральной поверхностью размыва в крайне активной гидродинамической обстановке и поэтому можно предположить их глубины седиментации от нуля до 10 м. При построении кривых изменения относительного уровня моря по разным территориям (см. ниже) нами использовалось значение – 10 м.

Глубины формирования трансгрессивных глинистых пластов можно описать уверенно, т.к. пласты подстилаются биокластовыми известняками и перекрываются рифогенными отложениями, которые могли формироваться только в активной зоне фотосинтеза (до изобаты 30 м). Следовательно диапазон глубин их образования фиксируется под зоной активного гидродинамического режима до нижнего предела возможного роста рифов, т.е. от 10 до 30 м. При построении кривых изменения ОУМ по разным территориям (см. ниже) нами использовалось среднее значение – 20 м.

Последовательный вертикальный ряд снизу вверх: биогермные, водорослевые (каркасные), сферово-узорчатые и строматолитоподобные известняки, а затем осушение верхних частей построек позволяет предположить, что и глубины их образования в пределах 30 м располагаются в том же порядке (табл. 11).

О глубинах образования микритов свидетельствует в первую очередь спокойная гидродинамическая обстановка (ниже базиса волновой эрозии). Кроме того, наблюденные последовательные переходы саргаевских микритовых пород в доманикоидные, проявляющиеся в постепенном увеличении насыщения коломорфным органическим веществом, пиритизации, окремнения свидетельствуют о том, что нижний предел седиментации истинных микритов около 40 м. Глубже от 40 до 50 м характерны переходные разности к доманикоидным отложениям, что установлено при построении седиметационных профилей. Верхний предел их образования около 20 м, т.к. выше они также постепенно сменяются биомикритами. Это проявляется в постепенной смене микрозернистого матрикса породы на тонкозернистый, в увеличении обломков мелководных беспозвоночных и водорослей до их преобладания (50 и более процентов –). В более молодых отложениях позднефранского и фаменского возраста микритовые известняки установлены в зарифовых зонах, подстилаются и перекрываются ооидными известняками также с постепенными переходами (см. выше).

Ооидные осадки формировалсь в зоне, подверженной приливно-отливным течениям, но за рифовыми системами и со слабым уклоном дна. Их последовательная смена на микриты как вверх по разрезам, так и в направлении от рифов, свидетельствует о постепенном углублении при смене ооидов на микриты.

На основании всех изученных переходов (микриты – доманикоиды, микриты – биомикриты, микриты – ооиды) за глубины образования микритов нами приняты значения от 20 до 40 м (среднее 30 м), а ооидных спаритов менее 10 метров (от 10 до 20 м формировались их переходные разности). Верхний предел глубин накопления ооидных осадков около 1 м (Современные осадки такого типа автор исследовал в зарифовом мелководье Флоридских Ключей.).

Неясными оставались глубины седиментации отложений фации "доманикоидов шельфовых депрессий". Традиционными глубинами шельфа считается водный столб до 200 м. Многие исследователи предполагают небольшие глубины образования этих осадков – первые десятки до 100 м. Ранее мы также считали, что глубины их формирования от 50 до 200 м (Беляева, 1984 б). Построение профилей седиментации, начатое нами в начале 90-х лет позволило выявить глубины палеопрогибов (проливов) для разных временных интервалов. На основании этих построений было выяснено, что начало формирования доманикоидных отложений происходило на глубинах не менее 50 м и продолжалось при углублении до 600 м. Затем, слоисто замещаясь проградирующими отложениями (10 ГГТО) при падениях уровня моря, образование доманикоидов заканчивалось на глубинах около 100 м и чуть более. Разница начальных и конечных глубин связана с тем, что в начале формирования доманикоидов при повышении уровня моря и значительном удалении береговой линии во впадинах быстро наступали застойные условия, а в конце при усиливающейся регрессии во впадину постоянно поступали отложения размывающегося шельфа и анаэробных обстановок уже не было.

Неясными остались глубины седиментации отложений фаций проградирующих террас (ГГТО 10) и верхней части склона мелководного шельфа (ГГТО 7). Начало формирования первых контролируется глубиной депрессий с доманикоидными образованиями и временем начала понижения уровня моря. Завершение их образования при полном формировании клиноформы может происходить у уреза воды. Отложения 7 группы всегда встречаются на склоне над проградирующими террасами. О глубинах накопления этих двух групп отложений (7 и 10) мы судили на основе построения седиментологических профилей только отдельно по каждому изученному району .

Построение кривых изменения ОУМ в абсолютном масштабе (м/млн. лет) позволило для каждого конкретного участка (разреза) решить вопрос о глубине накопления доманикоидов, образований проградирующих террас и склоновых отложений на любой временной срез.

 

Методика построения кривых изменения относительного уровня моря.

 

Используемый для изучения скоростей осадконакопления метод Б.А.Соколова (1980) является общепризнанным. Однако он дает не скорости накопления осадков, а современные мощности уплотненных пород на единицу геологического времени. Метод используется для определения времени прохождения породами главной зоны нефтеобразования и для таких целей он достаточно объективен.

Возможность уточнения временных эпох темпов осадконакопления и прогибания появилась при построении кривых изменения относительного уровня моря в абсолютном масштабе (метры и время).

Как указывалось, под относительным уровнем моря (ОУМ) нами понимаются три фактора контролирующих уровень моря: погружение, эвстатические колебания и скорость накопления осадков. Поскольку раасматриваемая территория представляла шельф краевого моря или сообщающиеся с открытым морем проливы, следует иметь в виду, что уровень моря соответствовал уровню мирового океана.

При построении кривых изменения ОУМ учитывались глубины седиментации разных типов отложений, выходы пород на поверхность и стратиграфические перерывы, а также знание эволюции осадконакопления во франско-турнейское время на изученной территории (Беляева, 1988 б, Беляева и др., 1998). При этом нами использовались разрезы скважин, где ранее были выделены все типы пород (см. гл. 3, 4) для каждого из установленных стратиграфических подразделений франско-турнейского комплекса, т.е. установлены условия седиментации и их возможные глубины (см. гл. 5). Кроме того, для глинистых отложений любой мощности, выделяемых по данным геофизических исследований скважин (ГИС), рассчитывались первичные мощности отложений с учетом уплотнения пород по графикам Л.Л.Хайцера, И.В.Рязанова (1973).

По оси ординат во временном масштабе отстраивалась стратиграфическая (геохронологическая) шкала (рис. 61 ), по оси абсцисс – линейная шкала в метрах (масштаб 1:10000), в порядке возрастания к геохронологической шкале (для удобства восприятия изображения в сравнении с другими шкалами, которые вслед за Джонсоном (Johnson et al., 1985) строятся всеми с характеристикой повышения уровня моря – влево, а понижения – вправо, хотя и вне масштаба).

На стратиграфической шкале региональные стратиграфические подразделения Русской плиты (Решение..., 1990 а, б) сопоставлены с субрегиональными подразделениями Печорского НГБ и стандартной шкалой конодонтовых зон (Ziegler and Sandberg, 1990). Схема корреляции горизонтов с конодонтовыми зонами взята из работ А.Б.Юдиной (1999), Д.Б.Соболева (1999), А.В.Журавлева (1990, 1999), В.А.Чижовой и др., (Соотношение ..., 1997). Поскольку сначала нами использовались американская геохронологическая шкала (Harland et al., 1989), то за нижнюю границу франского яруса принята подошва конодонтовой зоны falsiovalis, которая соответствует основанию тиманского горизонта региональных стратиграфических подразделений (Решение ..., 1990 а). Более детальное разделение с обособлением конодонтовой подзоны Early falsiovalis, как указывалось в разделе “Стратиграфия...” на сегодняшнем этапе исследований провести невозможно.

Для каждого седиментологически изученного разреза строилась отдельная кривая. При построении кривых для каждого горизонта по оси абцисс откладывалась современная мощность отложений, (отмечено крестиком см. ключ на рис.61), накопленных за условный интервал времени длительности этого горизонта. Если разрез горизонта представлен глинами, то рассчитывалась его первичная мощность с учетом уплотнения пород на разных глубинах по графикам (Хайцер, Рязанов, 1973) и значение уплотнения добавлялось к величине мощности. Затем на ту же линию прибавлялось значение глубины седиментации данного типа отложений по средней характеристике, о чем указывалось в гл. 5 (отмечено кружечком на ключе к рис. 61). Мощность следующего горизонта отсчитывались от предыдущего и т.д. Отсутствие пород горизонта отмечалось вертикальной линией от точки выхода на поверхность нижележащих отложений на высоту длительности горизонта (см. ключ на рис. 61, где мощность горизонта В равна нулю). Совпадение в одной точке мощности и глубины седиментации (крестик в кружечке на ключевом рисунке) означает выход пород на поверхность.

Результаты первых исследований позволили построить кривую изменений относительного уровня моря во франско-турнейское время для отложений Калининской впадины Волго-Уральского НГБ (Беляева, Сташкова, 1999; рис. 61 Рождественские скважины).

Таким образом, мы пришли к выводу, что общая направленность изменения относительного уровня моря в сторону его повышения характеризует темп седиментации в этой части шельфа в позднедевонско-турнейское время, выразившийся в значении более 700 м, что и соответствует общей мощности накопленных карбонатных пород.

Причем темп седиментации, который контролируется темпом погружения, за франское время интенсивнее, чем за фаменско-турнейское примерно в 6,5 раз. Замедление темпов седиментации и прогибания особенно заметно в турнейское время. Если в раннетурнейское время в зонах мелководного шельфа еще накапливались осадки в глубоководно-подприливных условиях, то к концу турнейского времени они были подвержены только осадконакоплению в условиях активного гидродинамического режима.

Мелкие понижения ОУМ на фоне его общего повышения, как мы считали ранее, связаны с эвстатическими колебаниями (Беляева, 1988 б). Однако понижения можно объяснить и временными остановками погружения или изменением темпов прогибания. Выбор той или иной точки зрения потребовал дальнейших более детальных исследований тектонического развития данной территории.

Геохронологическая шкала.

 

Построение кривых изменения ОУМ для различных впадин и поднятий Печорского и Волго-Уральского бассейнов показало, во-первых, необходимость хронометрирования шкалы, т.е. уточнения длительности более детальных стратиграфических диапазонов: горизонтов и, в отдельных случаях, подгоризонтов. Геохронологическая шкала девонского периода разделена только на века. Во-вторых, привело к выводу о необходимости поиска иной геохронологической шкалы.

Условное принятие временной продолжительности горизонтов приводило к тому, что в однотипных отложениях разрезов двух соседних скважин направленность изменения относительного уровня моря была разная или рифы начинали свой рост с неимоверных глубин, а также к другим ошибкам. Таким образом, необходимо было откорректировать временную шкалу по длительности времени накопления отложений горизонтов.

Такое хронометрирование шкалы путем последовательной проверки было проведено с использованием седиментологически изученных отложений разрезов более 120 скважин Печорского и Волго-Уральского бассейнов. Однако привело к заключению, что длительность фаменского яруса должна быть примерно в два раза больше франского, т.е. взятая нами геохронологическая шкала, где франский и фаменский века имеют равную продолжительность, не соответствует полученным данным.

При дальнейшем выборе временной шкалы нами были пересмотрены многие существующие геохронологические шкалы, опубликованные за последние 25 лет (Афанасьев, 1993; Баренбаум, Ясаманов, 1999; Геохронологическая ..., 1978; Геохронология ..., 1974; Жамойда и др., 1993; Eysinga, 1983; Harland et al., 1989; Menning, 1989; Odin G.S., Odin C., 1990; Palmer, 1993 и др.).

Наиболее подходящей оказалась фанерозойская шкала Австралии под редакцией Питера Джонса, Гэвина Янга и Джона Лаури (An Australian..., 1996). При создании этой шкалы были скоррелированы биостратиграфические, геохронологические и магнитометрические данные по фанерозою между Австралийскими, Европейскими и другими биозональными схемами. Были также учтены все точки с данными возраста по изотопным анализам. Кроме того, для фанерозойских отложений были проведены изотопные анализы по позднейшим изотопным технологиям, включая высокоразрешающие ион-микропробные (SHRIMP) и различия ⁴⁰Ar/³⁹Ar (Foster Clinton, 1996).

Построение кривых изменения ОУМ по этой шкале путем длительных проверок седиментологически изученных разрезов позволило установить пропорции длительности временных интервалов накопления отложений горизонтов франского и фаменского ярусов, т.е. хронометрировать временную шкалу (табл. 10 , рис. 61). Небольшое количество данных по турнейским отложениям, ввиду их отсутствия на большей части территории Печорского НГБ и малого количества седиметологически изученных автором отложений разрезов по Волго-Уральскому НГБ предопределило невозможность создания такой шкалы для турнейского яруса. Поэтому разделение на горизонты шкалы турнейского века просто среднеарифметическое.

Построение кривых изменения ОУМ по уточненной шкале с длительностью горизонтов определило средний темп прогибания краевой части Европейской платформы во франско-оптуховское время (D₃f₁ – fm₂ ²) от 90 до 110 м/ млн. лет. Эти данные получены по разрезам тех участков, где седиментация была постоянной и породы не подвергались субаэральным размывам за это время. К ним относятся палеопрогибы (за исключением Печоро-Колвинского авлакогена), но уже компенсированные осадками (до первой эрозии), поэтому за среднюю величину темпа прогибания принято значение 100 м/ млн. лет.

Рассматривая последовательные ряды разрезов, характеризущих краевые зоны мелководного шельфа в направлении к глубоководью, мы пришли к выводу, что постепенные увеличения средних темпов седиментации в этом направлении не обусловлены различными темпами погружения. Они косвенно отражают рельеф полого наклоненного склона. Во время седиментации уровень моря периодически не достигал отдельных высоких участков склона и осадконакопление на них не происходило, в то время как на более пониженных участках оно уже начиналось (при повышениях ОУМ) или еще не заканчивалось (при понижениях ОУМ). Вероятно также, что повышнные участки дольше подвергались эрозии.

 

 

Список рекомендуемой литературы к курсу «Введение в седиментологию»

 

Беляева Н.В., Корзун А.Л., Петрова Л.В. Модель седиментации франско-турнейских отложений на северо-востоке Европейской платформы (в связи с формированием рифовых резервуаров). – СПб.: Наука, 1998. – 154 с.

Беляева Н.В., Сташкова Э.К. Модель седиментации франско-турнейских отложений Калининской впадины и зон ее обрамления (в Камско-Кинельской системе прогибов). – Екатеринбург: Наука, 1999. – 128 с.

Геккер Р.Ф. Тафономические и экологические особенности фауны и флоры Главного девонского поля. М.: Наука, 1983. – 144 с.

Гмид Л.П., Леви С.Ш. Атлас карбонатных пород-коллекторов. Л.: Недра, 1972. – 176с. (Тр. ВНИГРИ; Вып.­313).

Жемчугова В.А. Верхний палеозой Печорского нефтегазоносного бассейна (строение, условия образования, нефтегазоносность). – Сыктывкар, 1998. – 160 с.

Жемчугова В.А. Седиментационно-емкостное моделирование в карбонатных разрезах. Ухта: УГТУ, 2000. – 87 с.

Карогодин Ю.Н. Ритмичность осадконакопления и нефтегазоносность.- М.: Недра, 1974. – 176с.

Маслов В. П. Атлас породообразующих организмов (известковых и кремневых). – М.: Наука, 1973. – 265с.

Методика палеогеоморфологических исследований нефтегазоносных областей - М.: Недра, 1985. 191с.

Наумов Д. В, Пропп М. В., Рыбаков С. Н. Мир кораллов. – Л.: Гидрометеоиздат, 1985. – 360 с.

Обстановки осадконакопления и фации. Под редакцией Х.Рединга. – М.:Мир, 1990, т.1, 352 с., т. 2 384с.

Преображенский Б. В. Современные рифы. – М.: Наука, 1986, – 244с.

Региональные несогласия и хроностратиграфия палеозойских отложений Печорского бассейна / Е. О. Малышева, В. А. Жемчугова, Т. В. Майдль, Н. А.Малышев, Н. Н. Рябинкина // Геология горючих ископаемых европейского севера России. – Сыктывкар, 1998. – С. 37-43. (Тр. ИГ Коми НЦ УрО РАН; Вып. 97).

Рейнек Г.-Э., Сингх И.Б.. Обстановки терригенного осадконакопления. М.: Недра, 1981. – 440 с.

Рухин Л.Б. Основы общей палеогеографии - Л.: Гостоптехиздат, 1959. 255с.

Сейсмостратиграфический анализ данных МОГТ при поисках неструктурных ловушек нефти в карбонатных отложениях Хорейверской впадины / Копилевич Е.А., Павленков А.И., Парасына В.С., Шарапова Е.С // Разведочная геофизика. – М.: Недра, 1987. – С. 3-12.

Селлвуд Б.У. Мелководные морские карбонатные обстановки // Обстановки осадконакопления и фации. Т. 2. – М.: Мир, 1992. С. 5-73.

Селли Р.Ч. Древние обстановки осадконакопления (пер. с англ.).- М.: Недра, 1989. – 296с.

Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов. / В.Н.Шванов, В.Т.Фролов, Э.И.Сергеева и др. – СПб.:Недра, 1998. –352 с.

Современные и ископаемые рифы. Термины и определения: Справочник /И.Т.Журавлева, В.Н.Космынин, В.Г.Кузнецов и др. – М.: Недра, 1990. – 184 с.

Справочник по литологии - М.:Недра, 1983. 509с.

Уилсон Дж. Л. Карбонатные фации в геологической истории (пер. с англ. под ред. В.Т.Фролова). – М.: Недра , 1980. – 464с.

Фортунатова Н.К. Седиментологические основы изучения карбонатных толщ. – М.: МГГА, 1997. – 88 с.

Фролов В.Т. Литология. Кн. 1. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1992.–336с.

Фролов В.Т. Литология. Кн. 2. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1993.–432с.

Фролов В.Т. Литология. Кн. 3. – М.: Изд-во Моск. ун-та, 1995.–452с.