Литология и полезные ископаемые, 2021, № 3, стр. 197-215

Строение платформенных карбонатных формаций различных климатических областей

В. Г. Кузнецов *

Российский государственный университет нефти и газа (национальный исследовательский университет) им. И.М. Губкина
119991 Москва, Ленинский просп., 65, Россия

* E-mail: vgkuz@yandex.ru

Поступила в редакцию 28.03.2020
После доработки 28.10.2020
Принята к публикации 23.12.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Платформенные карбонатные формации различных климатических зон различаются как по составу и структуре слагающих их пород, так и по строению самих толщ. Формации гумидных зон сложены в основном биоморфными и биокластовыми известняками, причем вертикальные разрезы формаций относительно однородны, состав и строение самих формаций относительно постоянны по площади. В составе формаций аридной зоны отчетливо преобладают доломиты, достаточно часты гипсы и ангидриты. В качестве факультативных компонентов присутствуют известняки. Вертикальный разрез этих формаций дифференцирован: доломитовые и доломит-сульфатные пачки переслаиваются с пачками известняков. Принципиальные изменения происходят в пространственном распределении пород и строении формаций. В зонах, приближенных к источникам поступления морских вод среднеокеанической солености, разрезы относительно однородны и сложены известняками; в удаленных от этих источников частях преобладают доломиты, и разрез резко неоднороден. Различия в строении формаций определяют и строение резервуаров нефти и газа, как в региональном, так и локальном масштабах.

Ключевые слова: карбонатные формации, аридный и гумидный климат, цикличность, строение формаций.

ЗАДАЧИ И ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Среди научных работ и научных достижений Н.М. Страхова ведущее место занимают создание и разработка учения о климатических типах литогенеза. По сути дела, его основной труд, удостоенный высшей награды СССР – Ленинской премии, три тома “Основ теории литогенеза” [1960] – это разработка, обоснование и изложение данного учения [Страхов, 1960, 1962]. Рассмотрев условия и своеобразие процессов мобилизации вещества, его транспортировки и осаждения, Н.М. Страхов показал специфику образования осадочных пород разного состава, разных породных ассоциаций и отметил разный характер протекания диагенетических процессов в обстановках ледового, аридного и гумидного климата.

Вместе с тем, как показали последующие исследования, климатические условия определяют не только состав формирующихся отложений, но и строение, структуру осадочных комплексов в вертикальном разрезе и по площади их распространения.

Строению платформенных бентоногенных карбонатных формаций гумидной и аридной зон посвящено настоящее исследование; оно представляет интерес в теоретическом плане, как вклад в развитие и разработку учения о климатических типах литогенеза, и имеет прикладное значение, поскольку климатические различия обусловливают различное строение природных резервуаров нефти и газа.

Отметим, что подобные карбонатные формации в англоязычной литературе описываются как карбонатные платформы: “Термин “карбонатная платформа” используется как в морфологическом смысле для объемной трехмерной структуры, так и в стратиграфическом – для мощных комплексов мелководных карбонатных отложений” (The term carbonate platform is used both morphologically for a three-dimension structure and stratigraphically for thick sequences of shallow-water carbonates) [Wright, Burchette, 1996, p. 331].

ПЛАТФОРМЕННЫЕ КАРБОНАТНЫЕ ФОРМАЦИИ ГУМИДНОЙ КЛИМАТИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

Турнейские отложения Восточно-Европейской платформы являются детально исследованным объектом подобного типа. Состав и строение этой формации довольно подробно изучены в пределах Волго-Уральской нефтегазоносной провинции.

В составе карбонатных пород турнейского яруса отчетливо преобладают органогенные известняки. Это серые, светло-серые, местами темно-серые плотные породы (рис. 1).

Рис. 1.

Основные типы карбонатных пород турнейских отложений Волго-Уральской провинции. Микрофото в параллельном свете. а – известняк фораминиферовый со среднекристаллическим кальцитовым цементом; б – известняк сгустково-фораминиферовый; в – известняк сферово-сгустковый; г – известняк сгустково-биокластовый; д – известняк сгустково-фораминиферовый с раковиной остракоды; е – трубочка серпулы в детритово-шламовом известняке; ж, з – известняки микрозернистые с остатками иглокожих; и – детрит иглокожих в пелитоморфной основной массе; к – микросгустковый перекристаллизованный известняк с члеником криноидеи с широкой регенерационной каемкой; л – остатки водорослей в тонкодетритовом известняке; м – известняк пелитоморфно-тонкодетритовый доломитизированный.

Рис. 1.

Окончание.

Среди организмов наибольшее распространение имеют фораминиферы. Как правило, это многокамерные формы, причем небольшие размеры самих раковин обеспечивают, как правило, хорошую их сохранность. Кроме того, достаточно многочисленны остатки (часто в виде детрита) брахиопод; остракод; иглокожих – как криноидей, так и морских ежей; трубочки серпул; реже кораллы; как правило, многочисленны водоросли. Нередко скелетные остатки существенно перебиты, и их принадлежность к тем или иным группам неопределима. Породы последнего типа рассматриваются как известняки шламовые. Цементирующим материалом служит кальцит, формирующий агрегаты яснокристаллической, реже пелитоморфной структуры. Можно отметить, что цемент фораминиферовых известняков обычно яснокристаллический, в то время как остатки иглокожих, как правило, заключены в микрокристаллической массе. Текстуры известняков при наблюдении в шлифах обычно неслоистые, массивные; иногда отмечается не вполне отчетливая слоистость по ориентировке удлиненных остатков организмов.

Отдельную группу пород представляют микросгустковые известняки, состоящие из округлых или овальных форм пелитоморфного кальцита, которые или соприкасаются друг с другом, и тогда межформенные пустоты заполнены яснокристаллическим кальцитом, или отделены друг от друга, и тогда формируется базальный цемент из такого же яснокристаллического кальцита.

Пористость известняков в шлифах выявляется не очень отчетливо, но при микроскопическом изучении устанавливаются внутрираковинные и межзерновые пустоты, а также, очень часто, каверны выщелачивания.

Кроме известняков, состоящих из форменных элементов, в турнейских карбонатных отложениях часто встречаются известняки пелитоморфные и микрозернистые; микроскопические исследования показывают, что не менее 70–75% площади шлифа сложено кристаллами кальцита очень тонкой размерности, иногда присутствуют форменные элементы, чаще всего однокамерные сферические фораминиферы. По внешнему облику известняки однородные светло-серые или зеленовато-серые, с фарфоровидным изломом, иногда трещиноватые; нередко в них наблюдаются стилолитовые швы.

В качестве постседиментационных изменений, обусловленных вторичными процессами, отмечаются перекристаллизация и доломитизация, однако последняя не очень значительна. Доломиты как самостоятельные породы в турнейской карбонатной толще достаточно редки, являются вторичными образованиями и присутствуют в виде яснокристаллических, часто кавернозных пород. Исключением являются образования других карбонатных фаций, в частности рифов, обрамляющих Камско-Кинельскую впадину [Кузнецов, 1966].

В целом подобный набор пород известняки биокластовые, шламово-фораминиферовые, криноидно-шламовые, микросгустковые, сгустково-фораминиферовые, шламово-сгустковые, микрозернистые, нередко биоморфные (фораминиферовые) и их палеонтологическая характеристика, когда остатки организмов не просто многочисленны, но и представлены разнообразными группами, в том числе стеногалинными формами, позволяет предполагать, что формирование осадков происходило в морском бассейне среднеокеанической солености; в фотической зоне, то есть на сравнительно небольших глубинах, с хорошей аэрацией. При этом условия в водоеме периодически, хотя и не принципиально, изменялись, что нашло свое отражение в циклическом строении разрезов [Казакова, 1985; Кузнецов, 2006 и др.].

Циклиты имеют двучленное строение (рис. 2). Нижний элемент представлен микрозернистыми, в той или иной степени глинистыми известняками, как правило, тонкогоризонтальнослоистыми; иногда присутствуют прослои глин. Второй элемент циклита – значительно более чистые (нерастворимый остаток 1‒2%) фораминиферовые, сгустковые и шламово-сгустковые известняки с содержанием форменных элементов до 50‒80%. Завершают этот элемент биокластовые и комковатые известняки, в которых количество форменных элементов, причем достаточно крупных (1.0‒1.5 мм), составляет не менее 80%. Кровля циклитов обычно размыта, нередко в той или иной степени закарстована, что проявляется в образовании каверн и относительном увеличении пористости: от 4–5% в основании циклитов до 17–18% в их кровле. Таким образом, циклиты в целом характеризуются однонаправленным изменением структуры пород.

Рис. 2.

Схема строения циклита в турнейских отложениях Волго-Уральской области. Известняки: 1 – комковато-детритовые, 2 – сгустково-детритовые, 3 – фораминиферово-сгустковые, 4 – микрозернистые; Н.О. – нерастворимый остаток; Kп – коэффициент пористости.

Следует отметить, не останавливаясь подробно, что близкие по составу, строению и свойствам циклиты устанавливаются и в других карбонатных толщах, формировавшихся в гумидных обстановках [Кузнецов, 2006].

Что касается площадного распространения, то подобные наборы пород, равно как и характер цикличности, без каких-либо существенных изменений распространены от Западного Урала до Подмосковья. Единственным исключением является зона Камско-Кинельской впадины, где меняется характер седиментации. Здесь в относительно глубоководных условиях некомпенсированного прогибания формировались битуминозно-кремнистые глинисто-карбонатные отложения доманикового типа, которые рассматриваются либо как самостоятельная формация, или как градация общей карбонатной формации; однако, в любом случае, этот объект выходит за рамки настоящего исследования.

ПЛАТФОРМЕННЫЕ КАРБОНАТНЫЕ ФОРМАЦИИ АРИДНОЙ КЛИМАТИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

Одной из достаточно подробно изученных карбонатных толщ подобного типа являются отложения верхнего венда–нижнего кембрия Сибирской платформы.

Строго говоря, карбонатные отложения этого региона входят в состав карбонатно-соленосной формации, распространенной в юго-западной части платформы в пределах обширного Турухано-Иркутско-Олекминского фациально-палеогеографического района. Этот район в конце венда–начале кембрия был с юга и запада ограничен сушей, а на северо-востоке через широкую Анабаро-Синскую отмельную зону, местами с рифовыми образованиями, был связан с Юдомо-Оленёкским водоeмом среднеокеанической солености (рис. 3). При высоком стоянии уровня Мирового океана в эпиконтинентальном море в пределах Турухано-Иркутско-Олекминского бассейна формировались карбонатные толщи, а при снижении возникновении определенной изоляции и относительно ограниченном поступлении океанических вод соленость возрастала, и происходило накопление солей. Тесная ассоциация с солями показывает, что карбонатные пачки формировались в обстановке резко аридного климата. Именно эти пачки и рассматриваются в настоящем сообщении.

Рис. 3.

Фациально-палеогеографические районы развития кембрийских отложений Сибирской платформы [Стратиграфия, 2016]. I – Турухано-Иркутско-Олекминский; II – Анабаро-Синский; III – Юдомо-Оленёкский. А–Б, А–В – положение профилей, см. рис. 10.

Основными породами, слагающими карбонатные пачки, являются известняки и доломиты, соотношение которых несколько изменяется по разрезу и по площади, но в целом их количество примерно одинаково. Достаточно однотипны структуры этих различных по химическому и минеральному составу пород (рис. 4).

Рис. 4.

Типы пород и текстуры нижнекембрийских отложений Сибирской платформы. а, б – фото керна: а – плоскогалечные конгломераты; б – плотный микрозернистый доломит с игольчатыми гнездами ангидрита; в, г – трещины усыхания: в – на осушенной поверхности пелитоморфных доломитов (фото керна); г – то же, в вертикальном сечении (микрофото в параллельном свете); д–о – микрофото в параллельном свете: д – микротекстура строматолитов – сгустки пелитоморфного карбоната образуют неправильно-линзовидные слойки; пространство между слойками выполнено яснокристаллическим кальцитом; е – известняк эпифитоновый; ж – известняк сгустково-водорослевый перекристаллизованный, кавернозный; з – известняк онколитовый; и, к – известняки микросгустковые пористые с крустификационными каемками кальцита, развитыми по поверхности структурных элементов; л – вторичная ангидритизация микросгусткового известняка; м – пелитоморфный доломит с игольчатыми выделениями ангидрита; н – линзовидные включения ангидрита (светлое) в пелитоморфном доломите; о – комочки микрозернистого доломита (водорослевого?) в прослое ангидрита.

Рис. 4.

Окончание.

Отдельная группа известняков и доломитов – это разности, структурную и генетическую основу которых составляют остатки водорослей и цианобактериальных образований. Количество подобных остатков в породах этого типа может достигать 70–80%. Связующей массой является пелитоморфный и микрокристаллический кальцит, нередко доломит.

Близки к этой группе по происхождению, но отличны по структуре онколитовые известняки и доломиты, в которых размерность онколитов достигает 2–3 мм. Породы этого типа, как правило, содержат то или иное, но в целом незначительное количество ангидрита в виде вторичного заполнения пространства между форменными элементами.

Достаточно обычными являются строматолитовые известняки и доломиты с характерной макро- и микротекстурой. Она образована волнистыми изгибающимися слойками, часто состоящими из соприкасающихся между собой микросгустков пелитоморфного карбоната. Слойки эти неплотно прилегают друг к другу, соприкасаются в отдельных точках, поэтому между ними существуют неправильно-линзовидные пустоты; стенки последних, как правило, обрастают крустификационными каемками кристаллов доломита, а оставшиеся полости остаются пустыми и часто заполняются ангидритом.

В отложениях нижнего кембрия также развиты археоциатовые известняки и доломиты, причем скелетные остатки в них нередко пиритизированы, перекристаллизованы и доломитизированы.

Среди других карбонатных пород широко представлены пелитоморфные и микрокристаллические (микрозернистые) известняки и доломиты. Породы этой группы характеризуются волнистослоистыми и линзовиднослоистыми текстурами, с микробиальными пленками, трещинами усыхания, характерными для крайне мелководных, в том числе литоральных обстановок.

В целом разрез карбонатных пачек карбонатно-соленосной формации имеет отчетливое циклическое строение, которое подробно описано в ряде публикаций [Кузнецов, Журавлева, 2019; Кузнецов, Сухы, 1990; Kuznetsov, Suhy, 1992 и др.]

В основании типичного циклита (см. рис. 4а–д, рис. 5) залегают аргиллиты, обычно известковистые и доломитистые; мергели, в том числе доломитовые, пелитоморфные, микрозернистые, реже разнозернистые; микробиально-водорослевые и строматолитовые известняки и доломиты. Текстуры массивные, нередко тонко- и неправильнослоистые, что проявляется в виде чередования чистых карбонатных и более глинистых разностей. Ангидрит встречается в виде вкраплений и гнезд.

Рис. 5.

Схема строения циклита нижнекембрийских карбонатных отложений Сибирской платформы. 1 – аргиллиты, 2 – мергели доломитовые, 3 – доломиты глинистые, 4 – доломиты, 5 – доломиты сульфатизированные, 6 – известняки цианобактериальные, биокластовые, перекристаллизованные и доломитизированные.

Средний элемент циклита представлен в основном известняками, в том числе доломитизированными, сложенными, как правило, форменными элементами – онколитами, сгустками пелитоморфного карбоната, остатками водорослей и цианобактерий (см. рис. 4е–л). Для пород средней части циклитов характерна интенсивная перекристаллизация, доломитизация, нередко выщелачивание с образованием вторичной кавернозности, ангидритизация (см. рис. 4л).

Завершаются циклиты микро- и тонкозернистыми доломитами, неправильно-слоистыми строматолитовыми, часто сульфатизированными (см. рис. 4м–о). В кровле нередко присутствуют нодулярные ангидриты, образующие слои мощностью до 1–2 м.

В целом подобное строение соответствует трансгрессивно-регрессивному циклу. Его начало связано с развитием трансгрессии, когда в условиях литорали на фоне достаточно интенсивного привноса пелитового материала отлагались глинистые разности карбонатных пород, причем высокая соленость и щелочность вод способствовали осаждению значительного количества магнезиальных карбонатов и сульфатов. Средние элементы циклитов фиксируют установление морских условий со среднеокеанической соленостью, с преимущественным накоплением карбонатов кальция. Присутствие онколитов и других округлых форменных элементов свидетельствует о достаточно активном гидродинамическом режиме и, по-видимому, в целом небольшой глубине бассейна. Общая регрессия и отступление моря обусловили возвращение литоральных обстановок с повышенной, нередко значительно повышенной соленостью, что вызвало осаждение как магнезиальных карбонатов, так и сульфатов кальция, при отсутствии глинистой составляющей.

Характеризуя латеральные изменения состава карбонатных отложений, можно отметить, что при более или менее однотипном строении они достаточно существенные.

В направлении с северо-востока на юго-запад, по мере перемещения от Анабаро-Синской зоны – области поступления морских вод, в которой происходило осаждение известняков, к ограничивающей Турухано-Иркутско-Олекминский палеобассейн суше, происходила последовательная смена карбонатов кальция – карбонатами кальция и магния, то есть известняки сменялись доломитами. Подобные фациальные изменения можно видеть на приведенной карте и на литолого-палеогеоморфологическом профиле одного из стратиграфических подразделений рассматриваемой карбонатно-соленосной формации (рис. 6).

Рис. 6.

Литолого-палеогеографическая схема и фациально-палеогеоморфологический профиль позднеданиловского (юряхского) времени Сибирской платформы [Кузнецов и др., 1992]. 1 – известняки; 2 – известняки биогенные; 3 – доломиты; 4 – доломиты сульфатизированные; 5 – доломиты глинистые; 6 – мергели доломитовые; 7 – каменная соль, 8 – песчаники; 9, 10 – границы литолого-фациальных зон (9) и современного распределения отложений (10); 11 – изопахиты (м); 12–14 – типы суши: 12 – гористая, сложенная в основном глинистыми породами, 13 – низменная, сложенная преимущественно карбонатными породами, 14 – низменная, сложенная преимущественно глинистыми породами; 15 – линия профиля; 16–24 – литолого-палеогеографические зоны и типы разрезов: 16 – мелководно-морская с близкой к среднеокеанической соленостью, с отложением преимущественно биогенных известняков, 17 – то же, с периодически повышенной соленостью, привносом глинистого материала и отложением известняков и доломитов, прослоями сильноглинистых, 18 – то же, с ограниченным привносом глинистого материала, 19 – то же, с повышенной соленостью, периодическим привносом глинистого материала и отложением доломитов, прослоями слабоглинистых, 20 – то же, но с ограниченным привносом глинистого материала, 21 – то же, с повышенной и периодически высокой соленостью, с отложением доломитов и сульфатов, 22 – то же, с высокой соленостью и отложением доломитов и каменных солей, 23 – прибрежно-морская с отложением песчано-алевритового материала, 24 – прибрежного мелководья и литорали с повышенной соленостью и отложением доломитов, прослоями глинистых; 25 – прибрежно-морская с отложением песчано-алевритового материала; 26 – прибрежного мелководья с отложением доломитов, прослоями глинистых доломитов.

Очень четкая латеральная изменчивость отмечается в нижнепермской карбонатной формации аридной зоны юго-востока Восточно-Европейской платформы. Эти отложения давно и достаточно подробно исследованы, поэтому ограничимся лишь указанием на латеральную асимметрию состава и строения формации (рис. 7).

Рис. 7.

Литолого-палеогеографическая схема юго-востока Восточно-Европейской платформы в ранней перми ([Атлас …, 1969], со значительными дополнениями). 1 – суша, преимущественно горная; 2 – глубоководный бассейн среднеокеанической солености (глинисто-кремнисто-карбонатные отложения); 3 – рифы западного обрамления Предуральского краевого прогиба, северного и западного бортов Прикаспийского котловинного моря; 4 – мелководно-морской бассейн среднеокеанической солености (известняки с остатками стеногалинной фауны); 5 – мелководно-морской бассейн несколько повышенной солености (доломиты); 6 – прибрежная часть морского бассейна с периодическим осушением; 7 – суша низменная.

В раннепермское время, в течение ассельского, сакмарского и артинского веков на востоке располагался глубоководный бассейн Предуральского краевого прогиба, а на юго-востоке, в области современной Прикаспийской впадины – глубоководное котловинное море. Оба эти бассейна были водоемами среднеокеанической солености.

В пределах собственно платформы, по мере перемещения с востока и юго-востока на запад и северо-запад происходило последовательное осолонение и, соответственно, смена петрографических типов карбонатных пород и фациального облика отложений. Так, в Предуральском глубоководном бассейне формировались одиночные куполовидные рифы – Ишимбайский, Столяровский, Совхозный, Канчуринский и др., а на его западном борту – асимметричная рифовая система, примером рифа которой является Кунакбаевский риф.

В глубоководном Прикаспийском бассейне тоже формировались куполовидные рифы, такие как пермская часть рифа Карачаганак, а на бровке шельфа – асимметричные рифы типа Западно-Тепловского.

Далее к западу от Предуральского прогиба, уже собственно в пределах платформы развиты известняки штаффеловой и фузулинидовой фаций, которые, в свою очередь, замещаются карбонатными отложениями иного состава, с другой ассоциацией пород. Постепенно увеличивается доля пелитоморфных и микрозернистых известняков с более бедной фауной, доломитов, местами появляются сульфаты. При этом достаточно однородный разрез, сложенный биоморфными и биокластовыми известняками, постепенно становится все более дифференцированным, с преобладанием пелитоморфных, микро- и тонкозернистых известняков и доломитов, появляются включения и даже пласты и пачки ангидритов. Аналогичная картина намечается и в направлении от глубоководного Прикаспийского моря к западу – на Приволжской моноклинали в Нижнем Поволжье, и к северо-западу – от района Оренбурга к Бугуруслану и далее на запад, к г. Самаре.

СРАВНИТЕЛЬНЫЙ АНАЛИЗ СОСТАВА И СТРОЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ФОРМАЦИЙ

Различие разноклиматических карбонатных формаций по вещественному составу было установлено довольно давно. По сути, само подразделение формаций по климатическому признаку было проведено (а во многом и остается) по минеральному, точнее петрографическому, составу – известняки в гумидном климате и доломиты с тем или иным содержанием сульфатов, гипса и ангидрита – в аридном.

Действительно, гумидные формации сложены практически только известняками различных структурных типов с постоянным присутствием остатков организмов, причем разнообразных и в основном стеногалинных. Доломиты в них если и присутствуют, то только вторичные, катагенетические.

Набор петрографических типов пород аридных формаций, как правило, существенно беднее, преобладают доломиты пелитоморфные и микрозернистые, нередко сульфатизированные, иногда присутствуют гнезда и прослои гипсов и/или ангидритов. Известняки менее широко распространены и представлены, в основном пелитоморфными разностями, однако в частях формаций, которые формировались вблизи области поступления вод среднеокеанической солености, имеются и биокластовые известняки.

Как ни парадоксально, но биоразнообразие в карбонатных аридных формациях в целом выше, чем в гумидных. Дело в том, что в формациях гумидного типа преобладают остатки стеногалинных организмов, которые относительно равномерно распределены по всему разрезу и по всей площади распространения формаций. В карбонатных толщах аридных областей меньше остатков организмов, среди них преобладают эвригалинные формы, которые приспособились к обитанию в водоемах повышенной солености. Вместе с тем, хотя и в ограниченном количестве, здесь имеются и стеногалинные организмы, но ареал их распространения ограничен (причины этого будут рассмотрены ниже). Следует еще раз подчеркнуть, что имеется в виду именно разнообразие, а не количество органических остатков.

Для настоящей работы более важны различия в строении этих формаций, то есть их характеристик как в разрезе, так и по площади распространения.

В обоих типах формаций разрезы имеют циклическое строение, но, как было показано выше, петрографический состав и строение циклитов различны, что определяется разными условиями, обстановками и механизмами их образования (рис. 8).

Рис. 8.

Принципиальные схемы строения циклитов карбонатных формаций аридной (а) и гумидной (б) климатических зон. Обстановки: 1 – супралитораль, 2 – литораль, 3 – сублитораль, 4 – мелководно-морская. 1–10 – породы: 1 – глины, аргиллиты, 2 – мергели, 3 – мергели доломитовые, 4 – известняки глинистые, 5 – известняки микрозернистые, 6 – известняки граноморфные (биокластовые, оолитовые, сгустковые и пр. (размеры значков отражают относительные размеры структурных компонентов), 7 – доломиты глинистые, 8 – доломиты микрозернистые, 9 – доломиты кристаллические, 10 – ангидриты; 11–14 – текстуры: 11 – микробиальные (строматолитовые, ламинитовые и т.д.), 12 – фенестральные, 13 – каверны поверхностного выщелачивания и карстования, 14 – поверхности перерыва.

Циклиты аридных зон имеют трехчленное, относительно симметричное строение, которое отражает полный трансгрессивно-регрессивный цикл. Они начинаются с литоральных, нередко себкховых глинисто-карбонатных, существенно магнезиальных, отложений с широким распространением микробиальных образований. Последующее развитие трансгрессии (или в более общем виде – подъем уровня моря) приводит к становлению собственно морских условий. Подобные морские бассейны нередко характеризуются в той или иной степени аномально повышенной соленостью. Следствием этого является повышенная магнезиальность карбонатных пород и ограниченный в целом, специфический состав органических остатков.

При последующей регрессии, или снижении уровня моря, вновь возникают литоральные обстановки, в которых происходит осаждение карбонатов с пелитоморфной структурой; при интенсивном испарении существенно повышается соленость вод, что приводит к образованию доломитов и сульфатов кальция – гипсов и ангидритов. Поскольку источники глинистого материала к этому времени уже были перекрыты карбонатными отложениями, то глинистость этих элементов циклита невелика. После перерыва и денудации областей сноса, при новой последующей трансгрессии цикл повторяется.

Существенно иная картина в водоемах гумидного климата. Начало трансгрессии здесь также связано с осаждением какого-то количества глинистого материала; формированием пелитоморфных и микрозернистых структур карбонатных пород, но существенно кальцитового состава; присутствием остатков организмов, в том числе микробиальных сообществ. Последние в ряде случаев могут обусловить формирование “незакономерной” ассоциации гнезд ангидрита и фрамбоидальных выделений пирита, но это является результатом диагенетических процессов [Кузнецов, Журавлева, 2014]. Подобные минеральные ассоциации – далеко не самые типичные случаи в гумидных толщах, и крайне ограничены по масштабам проявления.

Дальнейшее развитие трансгрессии и повышение уровня моря приводят к появлению разнообразной донной биоты и развитию, а возможно и преобладанию, биогенного типа карбонатонакопления. Поскольку последний весьма продуктивен, скорость накопления осадка превышает темпы прогибания (а точнее, скорость повышения уровня моря), в связи с этим водоем существенно мелеет, придонная энергетика возрастает, гидродинамический режим становится более активным, что и определяет образование биокластовых разностей известняков с достаточно крупными карбонатными фрагментами.

Завершающие литоральные отложения регрессивного этапа либо не успевают сформироваться, поскольку, как отмечалось выше, биогенный способ карбонатоосаждения очень продуктивен и накопление осадка превышает скорость прогибания, либо маломощны и уничтожаются при осушении. Гумидный климат и обильные метеорные осадки не только способствуют подобной ликвидации завершающих литоральных отложений, но и вызывают карстование кровли циклитов, где интенсивно формируется кавернозность.

Климатические условия определяют и различное строение формаций в пространстве.

В условиях гумидного климата соленость морских бассейнов практически по всей площади акватории сохраняется на уровне среднеокеанической, что обусловливает образование принципиально однотипных осадков по всему бассейну.

В обстановке аридного климата ситуация существенно иная. В близких к океаническим и вообще глубоководным бассейнам областях, откуда поступают воды среднеокеанической солености, формируются карбонатные отложения преимущественно кальцитового состава с образованием органогенных известняков. По мере удаления от таких источников поступления морской воды активное испарение постепенно приводит к последовательному повышению солености и, соответственно, последовательной смене биогенных в своей основе известняков на пелитоморфные микрозернистые биохемогенные известняки, а далее – на доломиты и сульфаты.

Одновременно, если при формировании отложений таких формаций в близких к областям бассейна со среднеокеанической соленостью разрез в целом весьма однороден, то по мере удаления и приближения к берегу в участках водоема разрез становится все более и более дифференцированным, разделенным на петрографически различные пачки (рис. 9).

Рис. 9.

Схема изменения строения и состава карбонатной формации аридной климатической зоны. 1 – отложения глубоководных водоемов со среднеокеанической соленостью, питающих морской водой бассейн формирования платформенных формаций аридной зоны; 2 – зона возможного развития рифов края платформы; 3 – известняки, в том числе органогенные; 4 – доломиты, сульфаты, реже пелитоморфные известняки; 5 – ангидриты и каменная соль; 6 – хроностратиграфические уровни.

Важно отметить, что пелитоморфные структуры известняков и доломитов не являются свидетельством их химического происхождения. На многочисленных примерах современных осадков и древних пород показано значение микробиальных сообществ в осаждении карбонатного материала пелитовой размерности.

Дело в том, что при повышении солености в той или иной мере исчезает высокоорганизованная биота, и жизнь представлена, в основном (нередко почти исключительно), в форме различных бактерий. Последние утилизируют углекислый газ, при этом в отсутствие организмов-генераторов CO2 поставка его крайне ограничена или практически отсутствует. Это создает щелочную среду, которая способствует биохемогенному образованию твердой фазы, в том числе высокомагнезиальных карбонатов пелитовой размерности. Фиксация и осаждение карбонатов во многом осуществляется их сорбцией гликокаликсом бактерий – внеклеточным полимерным органическим веществом, что в итоге приводит к образованию пелитоморфных известняков и доломитов. Процессы эти в настоящее время изучены в лабораторных условиях, а также в современных водоемах и в древних отложениях [Антошкина и др., 2019; Бактериальная …, 2002; Зайцева и др., 2006, 2007; Кузнецов, 2003, 2004, 2005; Bontognati et al., 2010; Burne, Moore, 1987; Burns еt al., 2000; Dupraz et al., 2009; Microbial …, 2015; Ushatinskaya et al., 2006; Van Lith et al., 2003; Vasconcelos et al., 1997; Warthmann et al., 2000 и др.]

Латеральная асимметрия состава аридных формаций, определяемая существенными изменениями солености, объясняет и отмеченную выше парадоксальность большего разнообразия биоты в аридных формациях по сравнению с гумидными. В последних стабильная соленость вод определяет стабильность разнообразной стеногалинной биоты на всей площади развития формации. Соленость водоемов аридной климатической зоны различна – на большей части площади формирования карбонатов она повышена, и здесь обитают формы, приспособленные к подобным условиям. В областях, формировавшихся в обстановке среднеокеанической солености, обитала разнообразная стеногалинная биота. Следует еще раз подчеркнуть, что эти различия качественные, поскольку количественное содержание остатков организмов весьма ограниченное.

ПРИКЛАДНОЕ ЗНАЧЕНИЕ РАЗНОГО СТРОЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ФОРМАЦИЙ ГУМИДНЫХ И АРИДНЫХ КЛИМАТИЧЕСКИХ ЗОН

Карбонатные отложения содержат примерно половину мировых запасов углеводородов, причем не менее 70–75% из них, а возможно и более, приходится на платформенные формации. В этом отношении интересно рассмотреть различия в нефтегазоносности этих двух типов формаций: во-первых, различия в типах пустотного пространства; во-вторых, проанализировать строение природных резервуаров, то есть геологических тел, в которых содержатся или могут содержаться и циркулировать углеводородные флюиды. При этом последнее определяется набором пород-коллекторов и пород-флюидоупоров, их выдержанностью, взаимоотношением в пространстве и разрезе.

Первичным и преобладающим типом пустотного пространства карбонатных пород аридных формаций являются межкристаллические поры, как правило, небольшого размера. Другие типы пустот – первичные межформенные, внутрираковинные и пр. – более редки и локализованы в интервалах разреза, формировавшихся в обстановках среднеокеанической солености, и в общем балансе составляют далеко не самую распространенную группу пустот. Это не исключает локального проявления пористости других видов, как правило, за счет вторичных процессов и отклонения от общей – фоновой – картины. Другими словами, промышленные коллектора здесь, как правило, вторичны.

Для карбонатных пород гумидных формаций ситуация существенно иная.

Здесь присутствуют разнообразные, практически все известные типы пустотного пространства, в том числе кавернозные за счет карста, причем не только поверхностного, но и подземного выщелачивания. Эти отложения первично пористые и проницаемые, что обусловливает интенсивную фильтрацию подземных вод и, следовательно, активное протекание вторичных процессов, приводящих к образованию, наряду с первичной, значительной вторичной пористости.

Различается и характер площадного развития пород с различным типом пустотного пространства.

Для формаций гумидной климатической зоны с относительно постоянным составом и структурными типами пород характерен также относительно постоянный набор типов пустот и, соответственно, значений фильтрационно-емкостных показателей.

Принципиально иная ситуация с карбонатными формациями аридной климатической зоны. Латеральная асимметрия их состава и строения определяет аналогичную асимметрию значений фильтрационно-емкостных параметров, особенно пористости. По мере удаления от приближенных к источнику океанических вод параллельно со сменой пород и их структурных показателей – известняки биоморфные и биокластовые–известняки пелитоморфные–доломиты пелитоморфные – происходит сокращение пористости и проницаемости.

Подобная картина отмечается, в частности, в карбонатных пачках карбонатно-соленосной формации кембрия Сибирской платформы, когда с северо-запада на юго-восток происходит последовательное сокращение значений пористости пород (рис. 10).

Рис. 10.

Схема изменения состава и пористости даниловско-нижнеусольских карбонатных отложений Сибирской платформы. Положение профилей см. рис. 1. 1 – известняки, 2 – доломиты, 3 – ангидриты, 4 – каменная соль; 5 – значения коэффициента пористости, %.

Важно еще раз подчеркнуть, что это общая, региональная картина, которая может меняться, и действительно меняется и осложняется на локальных участках, в том числе и за счет локального проявления и воздействия вторичных процессов.

Однако более значительные различия отмечаются для этих формаций, если анализировать объекты на более высоком уровне, а именно состав и строение природных резервуаров и отдельных конкретных залежей.

Прежде всего, о характеристике резервуаров на региональном уровне.

В формациях гумидного типа с их относительной латеральной выдержанностью, постоянством состава и структуры пород в разрезе (нередко, действительно, относительной), по всей площади развития формации формируется единый резервуар, мощность которого практически равна мощности самой формации, а экранирующей толщей являются покрывающие ее отложения, как правило глинистые. В этой связи все залежи, или по крайней мере их абсолютное большинство, локализуются в кровле формации под этой региональной покрышкой.

Принципиально иная ситуация в формациях аридной зоны, где происходят существенные как латеральные, так и вертикальные изменения.

Как отмечено выше, в частях этих формаций, формировавшихся в зонах, приближенных к водоемам со среднеокеанической соленостью, разрез, или, по крайней мере, большая его часть, характеризуется однородным строением и отсутствием сколько-нибудь значимых плотных, не пористых и непроницаемых пачек, что обусловливает формирование единого мощного массивного, по формулировке И.О. Брода [1953], резервуара и возможность образования залежей большой высоты (мощности) и большого стратиграфического диапазона. Так, массивная залежь Оренбургского газоконденсатного месторождения высотой более 500 м охватывает интервал от среднего карбона до кунгура включительно. Имеющиеся отдельные пачки плотных низкопроницаемых пород в низах артинского и сакмарского ярусов и верхах верхнего карбона не меняют принципиальной картины.

По мере перемещения от этих зон появляются горизонты пелитоморфных доломитов и сульфатов, которые являются флюидоупорами, и единый мощный нефтегазоносный комплекс делится на серию менее мощных. В этой связи здесь образуются месторождения с серией более мелких залежей на разных стратиграфических уровнях. Так, на Заглядино-Султангуловском и Бугурусланском месторождениях имеются залежи на двух уровнях, на Пилюгинском, Жуковском, Яблоневском – на трех-четырех. Еще далее к западу на Кулешовском месторождении число залежей возрастает до шести.

Показательно, что изменение гидрохимии водоема и появление экранирующих пачек в нижних интервалах разреза формаций начинается в самых удаленных от глубоководного бассейна областях, по сути дела уже в разрезах прибрежных фаций. Со временем осолонение охватывает все более близкие к источнику морских вод зоны водоема. В этой связи пачки непроницаемых пород-покрышек формируются все чаще и во все более молодых отложениях.

Достаточно отчетливо различается строение карбонатных резервуаров отдельных конкретных месторождений разноклиматических формаций.

В относительно однородных по вертикальному строению толщах гумидного климата формируются массивные залежи с подошвенным водонефтяным контактом. Естественно, что определенная гетерогенность, присутствие относительно плотных прослоев и т.д. усложняют подобную обобщенную и в целом схематизированную картину, поэтому при создании системы разработки и эксплуатации залежи выделяются отдельные более мелкие подразделения, но в целом залежи более или менее однородные, массивные.

Принципиально иная ситуация в месторождениях, связанных с аридными формациями. Присутствие плотных пачек литоральных отложений в основании и кровле циклитов, которые, не являясь флюидоупорами в классическом понимании, тем не менее разделяют резервуар на серию в той или иной степени изолированных пластов, в результате чего формируется многопластовая залежь. Притоки из этих пластов либо не получаются, либо крайне незначительны. При этом непосредственно продуктивные пласты с кондиционными значениями коллекторских параметров гидродинамически связаны, и изменение пластового давления в одном из них приводит к изменению давления и в других продуктивных пластах, хотя они и отделены отмеченными выше низкопористыми и низкопроницаемыми пачками.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Несмотря на однотипное тектоническое положение на древних платформах и, в общем, однотипный характер тектонических движений во время образования карбонатных формаций, климатические условия определяют существенные различия в их составе и строении.

Прежде всего, это различия в вещественном составе указанных формаций, что, по сути дела, и является определяющим критерием самого их подразделения на две группы по климатическому признаку.

Формации гумидной зоны сложены практически только известняками, преимущественно органогенными, в то время как состав формаций аридной зоны более разнообразен. Наряду с известняками, в том числе органогенными, присутствуют и даже преобладают доломиты, значительна доля сульфатов – гипсов и ангидритов. При этом известняки в основном имеют микрозернистую и пелитоморфную структуру.

Различия в строении формаций весьма существенны и различия эти проявляются как в строении разрезов, типах цикличности, так и в характере латерального, пространственного строения.

Вертикальный разрез гумидных формаций имеет циклическое строение, причем циклиты по всему разрезу сложены практически только известняками; цикличность проявляется в смене структурных, петрографических типов известняков: от пелитоморфных литоральных в основании к биоморфным и биокластовым, собственно морским, в средней части и кровле циклитов, с размывом кровли, нередко карстованием ее поверхности.

Циклиты аридных формаций трехчленные, с глинистыми микрозернистыми доломитами литоральных фаций в основании, различными известняками в средней части и пелитоморфными доломитами, нередко с сульфатами, в кровле. В связи с этим вертикальный разрез гумидных формаций в целом относительно однороден, в то время как разрезы формаций аридных зон достаточно четко подразделяются на известняковые и доломитовые пачки.

Столь же различно строение этих формаций по площади развития. В гумидных формациях состав пород, их структура и характер разреза практически постоянны по всей площади распространения. Состав и строение разреза формаций аридных зон отличаются отчетливой асимметрией – в их частях, приближенных к источнику поступления океанических вод среднеокеанической солености, преобладают известняки, и разрез формации относительно однороден, в то время как в удаленных частях он резко дифференцирован как по набору пород, так и по самому строению.

Различия в составе и структуре пород определяют и различия в характере нефтегазоносности соответствующих формаций. Для известняков гумидных формаций характерно разнообразие типов пустотного пространства, в том числе за счет первичной пористости, в то время как для пород аридных карбонатных формаций большее значение имеет пористость вторичная.

Природные резервуары гумидных формаций достаточно однородны по строению как в разрезе, так и по площади. Резервуары аридных формаций чаще многослойные и изменяются от относительно однородных в одних зонах к существенно дифференцированным и многослойным в других.

Список литературы

  1. Антошкина А.И., Шеболкин Д.Н., Шмелева Л.А., Исаенко С.Н. Биохемогенные известняки и доломиты в нанометровом масштабе: значение для геологической летописи // Вестник ИГ Коми НЦ УрО РАН. 2019. № 8. С. 3–13.

  2. Атлас литолого-палеогеографических карт CCCP. № 2. Девонский, каменноугольный и пермский периоды. М., 1969.

  3. Бактериальная палеонтология / Ред. А.Ю. Розанов. М.: ПИН РАН, 2002. 188 с.

  4. Брод И.О. Залежи нефти и газа. М.: Гостоптехиздат, 1953. 350 с.

  5. Зайцева Л.В., Орлеанский В.К., Герасименко Л.М., Ушатинская Г.Т. Роль цианобактерий в кристаллизации магнезиальных кальцитов // Палеонтологический журнал. 2006. № 2. С. 14–20.

  6. Зайцева Л.В., Орлеанский В.К., Алексеев Л.О. и др. Трансформация карбонатных минералов в цианобактериальном мате при лабораторном моделировании // Микробиология. 2007. Т. 76. № 3. С. 390–404.

  7. Казакова В.Д. Использование циклостратиграфического анализа при выделении карбонатных коллекторов турнейского яруса Волго-Уральской провинции // Литология и породы-коллекторы нефтегазоносных отложений СССР. М.: Изд-во ИГИРГИ, 1985. С. 83–88.

  8. Кузнецов В.Г. Турнейские рифы Оренбургской области // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1966. Т. 444. № 1. С. 78–87.

  9. Кузнецов В.Г. Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. М.: ГЕОС, 2003. 262 с.

  10. Кузнецов В.Г. Соотношение стратиграфического распределения магнезитов с развитием цианобактерий // Докл. АН. 2004. Т. 397. № 5. С. 655–659.

  11. Кузнецов В.Г. Эволюция доломитообразования и ее возможные причины // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 2005. Т. 80. Вып. 4. С. 49–66.

  12. Кузнецов В.Г. Цикличность мелководных карбонатных отложений различных климатических зон // Литология и полез. ископаемые. 2006. № 6. С. 563–577.

  13. Кузнецов В.Г., Журавлева Л.М. Фации отмели среди отложений овинпармского горизонта лохковского яруса. Нижний девон, Тимано-Печорская синеклиза // Литосфера. 2014. № 4. С. 22–35.

  14. Кузнецов В.Г., Журавлева Л.М. Пустотное пространство карбонатных тайдалитов – палеоклиматический аспект // Литология и полез. ископаемые. 2019. № 4. С. 351–363.

  15. Кузнецов В.Г., Илюхин Л.Н., Миллер С.А. и др. Палеогеография пограничных отложений венда и кембрия юга Сибирской платформы // Известия РАН. Сер. геол. 1992. № 5. С. 68–83.

  16. Кузнецов В.Г., Сухы В. Приливно-отливные себкховые отложения в венде‒кембрии юга Сибирской платформы // Литология и полез. ископаемые. 1990. № 6. С. 129–133.

  17. Стратиграфия нефтегазоносных бассейнов Сибири. Кембрий Сибирской платформы. Стратиграфия. Новосибирск: ИНГГ, 2016. 497 с.

  18. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: Изд-во АН СССР, 1960. Т. 1. 212 с.; 1960. Т. 2. 574 с.; 1962. Т. 3. 550 с.

  19. Bontognali T.R.R., Vasconcelos C., Warthmann R.J., Bernasconi Ch.M., Dupraz Ch., Strohmenger Ch., McKenzie J.A. Dolomite formation within microbial mats in the coastal sabkha of Abu Dhabi, (United Arab Emirates) // Sedimentology. 2010. V. 57. № 3. P. 824–844.

  20. Burne R.V., Moore L.S. Microbiolites: Organosedimentary Deposits of Bentic Microbial Communities // Palaios. 1987. V. 2. № 3. P. 241–254.

  21. Burns St.J., McKenzie J.A., Vasconcelos Cr. Dolomite formation and biogeochemical cycles in the Phanerozoic // Sedimentology. 2000. V. 47. Supp. 1. P. 49–61.

  22. Dupraz C., Reid R.R., Braissant O., Decho A.W., Norman R.S., Visscher P.T. Processes of carbonate precipitation in modern microbial mats // Earth Sci. Rev. 2009. V. 96. P. 141–162.

  23. Kuznetsov V.G., Suchy V. Vendian-Cambrian Tidal and Sabkha facies of the Sibirian platform // Facies. 1992. V. 27. P. 285–294.

  24. Microbial Carbonates in Space and Time: Implications for Global Exploration and Production Geological Society / Eds D.W.J. Bosence, K.A. Gibbons, D.P. Le Heron et al. London, 2015. Sp. Publ. 418.

  25. Ushatinskaya G.T., Gerasimenko L.M., Zegallo E.A.,Significance of Bacteria in Natural and Experimental Sedimentation of Carbonates, Phosphates, and Silicates // Paleontological Journal. 2006. V. 40. Suppl. 4. P. 524–531.

  26. Van Lith Y., Warthman R., Vasconcelos C., McKenzie J.A. Microbial fossilization in carbonate sediments: a result of the bacterial surface involment in dolomite precipitation // Sedimentology. 2003. V. 450. № 2. P. 237–245.

  27. Vasconcelos C., McKenzie J.A. Microbial Mediation of Modern Dolomite Precipitation and Diagenesis under anoxic conditions (Lagoa Vermelha, Rio de Janeiro, Brazil) // J. Sediment. Res. 1997. V. 67. № 3. P. 378–390.

  28. Warthmann R., van Lith Y., Vasconcelos C., McKenzie J.A., Karpoff A.M. Bacterially induced dolomite precipitation in anoxic culture experiments // Geology. 2000. V. 28. P. 1091–1094.

  29. Wright V.P., Burchette T.R. Shallow-water carbonate environments // Sedimentary Environments: Processes, Facies, and Stratigraphy. 3rd ed. Oxford: Blackwell, 1996. P. 325‒394.

Дополнительные материалы отсутствуют.