Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2022, T. 30, № 5, стр. 46-74

ВВЕДЕНИЕ

Погруженная на глубину более 2 км нефтематеринская баженовская свита занимает пограничный между юрой и мелом интервал на значительной части территории Западной Сибири. Широкому кругу геологов она известна как доманикиты или толща обогащенных органическим веществом (ОВ) аргиллитов черных, с коричневатым оттенком, массивных и плитчатых, с прослоями листоватых разностей, радиоляритов и глинистых известняков, общей мощностью от 7 до 90 м (Гурари, 1981; Брадучан и др., 1986; Решение…, 2004). Между тем, давно показано, что литологическое строение этой свиты намного сложнее, будучи неоднородным как по вертикали, так и по латерали. Представления о строении и этапности формирования баженовской свиты развивались еще в 1970-х и 1980-х годах в трудах Ф.Г. Гурари, В.И. Белкина, О.Г. Зарипова, В.В. Хабарова, Г.С. Ясовича, И.Н. Ушатинского, В.Н. Сакса, Ю.В. Брадучана, В.А. Захарова и др. Впервые детальное расчленение разреза баженовской свиты на пачки и их индексация проведены В.В. Хабаровым, О.В. Барташевич и О.М. Нелепченко (1981) по данным гамма-каротажа скважин Салымского месторождения. В последние десятилетия в связи с обилием нового кернового материала основное внимание уделялось изучению свиты в центральной части Западной Сибири (Занин и др., 2005; Маринов и др., 2006; Панченко и др., 2015, 2016, 2021; Эдер и др., 2015 и др.). Некоторые работы касались северных и юго-восточных районов Западной Сибири (Бейзель и др., 2002; Полякова и др., 2002; Ilyina et al., 2005; Предтеченская и др., 2006). При этом детальные литологические исследования проведены для отдельных участков или единичных скважин, результаты сравнительного анализа практически не опубликованы. Использованию общих принципов расчленения баженовской свиты пока еще уделяется недостаточное внимание, что, в свою очередь, осложняет корреляцию внутрирегиональных геологических событий между различными седиментационными зонами. Тем не менее постепенно нарабатываются критерии, позволяющие при специфическом наборе и взаимоотношениях литологических типов пород баженовской свиты найти возможности для унификации подходов к ее расчленению в пределах всей территории распространения свиты (Панченко и др., 2015, 2016, 2021). На современном этапе актуальным является расширение территории для исследования закономерностей строения и условий формирования баженовской свиты на основе использования единых литологических критериев и применения комплексного подхода, включающего геофизические, палеонтолого-стратиграфические и прочие методы.

В конце юры–начале мела в Западной Сибири существовал полузамкнутый морской бассейн, прогибание которого не компенсировалось осадками (Конторович и др., 2013; Ершов, 2016 и др.). Седиментация баженовской свиты происходила главным образом в его глубоководной части, на глубинах от 100 до 400 м (Конторович и др., 2013). Время начала, а особенно окончания накопления обогащенных ОВ отложений, отвечающих баженовской свите, различается в разных районах (Региональные…, 2005). Анализ результатов современных геолого-геофизических исследований свиты в центральной части Западной Сибири позволил уточнить характеристику этапов ее формирования (Панченко и др., 2021). Целью настоящей работы являлось составление пространственно-временных моделей седиментации баженовской свиты в центральной, юго-восточной и северной зонах ее формирования. Развитие представлений об обстановках накопления этой толщи является основой для решения фундаментальной проблемы – реконструкции устойчивых на протяжении нескольких миллионов лет условий образования обогащенных ОВ, в значительной степени черносланцевых отложений, а с позиций нефтяной геологии – является основой для моделирования распространения в разрезах и по территории коллекторов в составе баженовской свиты. Для этого решались следующие задачи: 1) детальное изучение вещественного состава пород; 2) установление литостратиграфических особенностей строения разрезов и сравнительный анализ обстановок седиментации баженовской свиты в разных районах Западно-Сибирского бассейна по результатам детального послойного литологического изучения керна с учетом данных геофизических исследований скважин (ГИС) и палеонтологической характеристики. Литолого-геохимическое исследование разрезов баженовской свиты предусматривало использование единой классификационной схемы пород (Конторович и др., 2016).

РАЙОНЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Разрезы баженовской свиты изучены по 66 скважинам, среди которых выбраны ключевые для построения корреляционных профилей – всего 40 скважин, которые приурочены к 38 площадям глубокого бурения (рис. 1). На Полонской и Ледовой пл. дополнительно привлечены разрезы, охарактеризованные данными ГИС и палеонтологическими находками. Исследования проведены по пяти корреляционным субширотным и субмеридиональным профилям разрезов баженовской свиты. Профиль 1 (Мансийский) расположен на территории Мансийской синеклизы, профиль 2 (Хантейско-Южно-Надымский) – в северной части Хантейской гемиантеклизы и юго-восточной части Южно-Надымской мегамоноклизы, профиль 3 (Колтогорско-Усть-Тымский) – на территории северной части Колтогорско-Нюрольского желоба и примыкающих к нему Нижневартовского, Александровского и Каймысовского сводов, а также в прилегающей части Усть-Тымской мегавпадины, профиль 4 (Нюрольско-Межовский) – на территории южной части Колтогорско-Нюрольского желоба и граничащих с ним положительных структур, а профиль 5 (Большехетско-Южно-Надымский) – на территории Большехетской мегасинеклизы и северо-восточной части Южно-Надымской мегамоноклизы. Названия тектонических элементов даны в соответствии с тектонической картой юрского структурного яруса (Конторович и др., 2001).

Рис. 1.

Профили корреляции и районы исследования. 1 – профиль корреляции и его номер; 2 – район исследования и его номер (1 – Центральный, 2 – Юго-Восточный, 3 – Северный); 3–10 – тектонические элементы по (Конторович и др., 2001): 3, 4 – положительные: 3 – надпорядковые и 0 порядка (A – Хантейская гемиантеклиза, B – Обь-Васюганская гряда, C – Куржинская гряда, D – Верхневасюганская антеклиза); 4 – структуры I порядка (I – Ярудейский мегавыступ, II – Медвежье-Нугинский наклонный мегавал, III – Часельский наклонный мегавал, IV – Северный свод, V – Сургутский свод, VI – Варьеганско-Тагринский мегавыступ, VII – Нижевартовский свод, VIII – Александровский свод, IX – Пыль-Караминский мегавал, X – Каймысовский свод, XI – Средневасюганский мегавал, XII – Парабельский наклонный мегавал, XIII – Верхнедемьянский мегавал, XIV – Пологрудинский мегавал, XV – Межовский структурный мегамыс, XVI – Калгачский наклонный мегавал); 5, 6 – отрицательные: 5 – надпорядковые и 0 порядка (E – Большехетская мегасинеклиза, F – Надымская гемисинеклиза, G – Среднепурский наклонный мегажелоб, H – Мансийская синеклиза, I – Колтогорско-Нюрольский желоб); 6 – структуры I порядка (I – Северо-Тазовская мегавпадина, II – Нерутинская мегавпадина, III – Тазовский структурный мегазалив, IV – Верхнетанловская мегавпадина, V – Среднепурский наклонный мегапрогиб, VI – Пякупурско-Ампутинский наклонный мегапрогиб, VII – Тундринская мегавпадина, VIII – Нижнедемьянская мегавпадина, IX – Юганская мегавпадина, X – Усть-Тымская мегавпадина, XI – Среднетобольский наклонный мегапрогиб, XII – Нюрольская мегавпадина, XIII – Муромцевско-Седельниковский наклонный мегапрогиб,); 7–10 – промежуточные: 7 – мегамоноклизы Внешнего пояса (I – Пайхойско-Новоземельская, II – Зауральская, III – Тюменская, IV – Барабинско-Пихтовская); 8 – структуры Обской ступени (I – Красноленинская мегамоноклиза, II – Красноселькупская моноклиза, III – Северо-Демьянская мегамоноклиналь, IV – Северо-Парабельская мегамоноклиналь, V – Северо-Межовская мегамоноклиналь); 9 – структуры Ямало-Карской депрессии (I – Восточно-Пайхойская моноклиза, II – Южно-Надымская мегамоноклиза, III – Восточно-Пурская мегамоноклиналь); 10 – седловины (I – Караминская мегаседловина, II – Ледянская мезоседловина, III – Черемшанская мезоседловина, IV – Чузикско-Чижапская мезоседловина); 11 – граница распространения баженовской свиты по (Рыжкова и др., 2018).

Для систематизации полученных данных и сопоставления результатов территория исследований условно разделена на Центральный, Юго-Восточный и Северный районы (рис. 1). Изученные 65 разрезов скважин расположены в пределах условных границ районов. Собственно, именно распределение этих скважин по территории исследований задает контуры выделенным районам. Исключением является скважина на Тай-Тымской пл., несколько обособленное положение которой отражено на рис. 1.

МАТЕРИАЛЫ, МЕТОДЫ И ПОДХОДЫ

Как известно, породы баженовской свиты обладают тонкозернистой структурой, поэтому для определения их минералогического состава в настоящей работе использован следующий комплекс физико-химических и химических методов: 1) физический анализ пород с определением основных породообразующих оксидов (SiO₂, TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, CaO, MgO, MnO, K₂O, Na₂O, P₂O₅, BaO) методом РФА на спектрометре ARL-9900-ХP в Институте геологии и минералогии (ИГМ) СО РАН (Н.Г. Карманова); 2) определение содержания в породах серы сульфидной, сульфатной и форм железа методами “мокрой химии” в ИГМ СО РАН (Л.М. Горчукова, И.М. Фоминых); 3) определение содержания органического углерода весовым полумикрометодом с помощью экспресс-анализатора (АН-7529) на углерод; данные по общему содержанию ОВ предоставлены специалистами Института нефтегазовой геологии и геофизики (ИНГГ) СО РАН (Е.А. Костырева, Н.В. Аксенова).

Результаты этих анализов, которым были подвергнуты около 1500 образцов керна, далее использовались в программе пересчета на минеральный состав по (Розен и др., 2000). По соотношению содержаний основных минеральных компонентов (кремнезем, глинистый материал, карбонат, ОВ) породам присвоено название согласно классификации, предложенной А.Э. Конторовичем с соавторами (2016). Особенности внутреннего строения, включая наличие остатков радиолярий и кокколитофорид, а также состава пород изучались с помощью поляризационного микроскопа Olympus ВХ60, сканирующего электронного микроскопа (СЭМ) TESCAN MIRA, оснащенного энергодисперсионным спектрометром INCAEnergy 350. После комплексного описания керна, шлифов и интерпретации пересчета химических анализов на минеральный состав пород проводилось построение литологических колонок.

В ходе работ комплексно использованы различные методы ГИС, включающие: электрический каротаж – зонды кажущегося сопротивления (КС), индукционный (ИК) и боковой (БК) каротаж, микрозонды (МКЗ), потенциал самопроизвольной поляризации (ПС); кавернометрию (КВ); акустический каротаж (ДТ); радиоактивный каротаж – гамма-каротаж (ГК), гамма-гамма-каротаж (ГГК), нейтронный гамма-каротаж (НГК), нейтронный каротаж по тепловым нейтронам (НКТ). Для увязки колонок керна с ГИС по глубине и расчета содержаний аутигенного урана использовались результаты гамма-спектрометрии 1254 образцов пород (И.А. Никитин, ИГМ СО РАН), гамма-спектрометрии керна (С.В. Родякин, ИНГГ СО РАН) и гамма-спектрометрического каротажа скважин.

После сопоставления литологических колонок с геолого-геофизическими характеристиками баженовской свиты проведено выделение пачек в ее составе и построены субширотные и субмеридиональные корреляционные профили разрезов. Скважины в корреляционных профилях выстраивались относительно толщин баженовского горизонта (Рыжкова и др., 2018). Принято, что зоны толщин менее 15 м соответствуют возвышенным участкам дна моря, более 25 м – палеовпадинам, промежуточные значения приурочены к склонам. Несмотря на то, что единого критерия выделения по ГИС кровли баженовской свиты для всей территории ее распространения не установлено, показания ИК можно рассматривать как наиболее устойчивый геофизический критерий (Эдер и др., 2020; Рыжкова и др., 2020). При этом положение верхней и нижней границ баженовской свиты наиболее точно определяется только по результатам детальных комплексных исследований керна.

В настоящей работе применены принципы выделения пачек по литолого-геохимическому составу и геофизическим характеристикам, описанные в работах (Хабаров и др., 1981; Белкин и др., 1985; Панченко и др., 2016). На территории исследования оценивалась возможность прослеживания шести пачек, установленных И.В. Панченко с соавторами (2016) в разрезах баженовской свиты Салымской группы месторождений, пронумерованных снизу вверх и скоррелированных с рядом других площадей центральной части Западно-Сибирского бассейна. Пачки баженовской свиты выделялись нами по данным литологии и ГИС в соответствии с характеристиками, описанными в работе (Панченко и др., 2016); следует отметить, что ОВ учтено как минеральный компонент. При этом анализировались тренды изменения содержания основных компонентов пород (рост–снижение показателей), выраженные также в вариациях каротажных кривых. При прослеживании пачек по латерали принимались во внимание уточненные представления об их палеонтологической характеристике и возрасте в центральной части Западно-Сибирского бассейна (Панченко и др., 2021). Согласно Cтратиграфическому кодексу России (2019), под пачкой мы понимаем относительно небольшую по мощности совокупность слоев (пластов), характеризующихся некоторой общностью признаков при преимущественном учете фациально-литологических или петрографических особенностей.

По данным И.В. Панченко с соавторами (2016, 2021), силициты и радиоляриты пачки 1 соответствуют переходным слоям нижне- и средневолжского подъярусов, преимущественно силицитовая пачка 2 и “радиоляритовая” пачка 3 относятся к средневолжскому подъярусу, “высокоуглеродистая” пачка 4 отвечает самым верхам средневолжского подъяруса–низам рязанского яруса, “кокколитофоридовая” пачка 5 – остальной части рязанского яруса–низам нижнего валанжина, “пиритовая” пачка 6 – нижней части (за исключением самых низов) нижнего валанжина. Границы пачек принимались как диахронные, но с допущением условной изохронности в пределах первых сотен километров. Следует отметить, что баженовский горизонт охватывает интервал верхней части нижневолжского подъяруса–нижней части рязанского яруса, однако подошва и кровля баженовской свиты имеют скользящий характер (Решение…, 2004). В частности, кровля баженовской свиты скользит в пределах верхней части рязанского яруса–самых низов валанжина (Региональные…, 2005). Литолого-геохимический анализ пород, отвечающих в западной зоне Широтного Приобья пачкам 5 и 6, показал, что они тоже принадлежат к баженовской свите (Панченко и др., 2016; Эдер и др., 2020). Нами возрастной диапазон пачек приводится с учетом имеющихся определений палеонтологических находок в скважинах, используемых для построения корреляционных профилей (Брадучан и др., 1984, 1986; Вячкилева и др., 1990; Захаров и др., 1999; Шурыгин и др., 2000; Бейзель и др., 2002; Дзюба, 2004; Алифиров, 2009, 2010; Маринов и др., 2009; Рогов, 2021) (ДМ²²_1).

Для анализа возможных причин изменения состава осадков во времени проведено сопоставление изученных разрезов с двумя наиболее обсуждаемыми в литературе версиями кривой глобального изменения уровня моря: 1) по (Haq, 2014, 2018), 2) по (Gradstein et al., 2020). Колебание глубин во внутренней зоне эпиконтинентального Западно-Сибирского моря отчасти рассматривается как отражение эвстатических изменений уровня Мирового океана, выраженных в количестве сносимого в бассейн терригенного обломочного материала. В период углубления бассейна объем терригенного материала, поступающего в относительно глубоководные зоны моря, при одновременном их удалении от береговой линии и, соответственно, от источников сноса уменьшается, тогда как при уменьшении глубин бассейна – увеличивается. Для установления причин наиболее существенных изменений в биогенной седиментации привлечены палеоклиматические реконструкции, имеющиеся на переходное юрско-меловое время по Западно-Сибирскому бассейну (Price, Mutterlose, 2004; Захаров и др., 2005; Dzyuba et al., 2013). Корреляция геологических событий приведена к абсолютному летоисчислению по геохронологической шкале (GTS 2020; Gradstein et al., 2020), что также позволяет ориентировочно оценить продолжительность накопления осадочного материала, слагающего отдельные пачки баженовской свиты (рис. 2). Такая корреляция стала возможной во многом благодаря получению палеомагнитных данных в одном из ключевых сибирских разрезов – на п-ове Нордвик (Хоша и др., 2007; Брагин и др., 2013). Для определения окислительно-восстановительных условий образования пород использовалась формула для расчета степени пиритизации железа (СП) (Гуляева, 1953; Raiswell et al., 1988): СП = Fe_пир/(Fe_пир + Fe_reactive). Принимается, что значения СП < 0.45 характеризуют окислительные условия, 0.45–0.75 – промежуточные, >0.75 – высоковосстановительные. Необходимо отметить, что СП характеризует условия диагенеза и, исходя из них, восстанавливаются обстановки седиментации. Как известно, при погружении осадка степень восстановленности среды в нем растет, и на стадии диагенеза этот параметр, как правило, несколько возрастает. Таким образом, если порода характеризуется СП < 0.45, предполагается, что редокс-обстановка придонных вод была также окислительной, при СП = 0.45–0.75 – от окислительной до субокислительной, при СП > 0.75 – близкой к восстановительной или высоковосстановительной (ДМ_2). Используя распределение аутигенного урана (U_а), также возможно реконструировать редокс-условия среды осадконакопления (Wignall, Myers, 1988): U_a < 2 определяет оксидные условия, 2 < U_a < 10 – субоксидные, или дизоксидные, 10 < U_a < 15 – аноксидные (бескислородные), U_a > 15 – эвксинные (ДМ_2).

Рис. 2.

Особенности литостратиграфии баженовской свиты на территории исследований и схема корреляции волжских–нижневаланжинских отложений с глобальными эвстатическими событиями и вариациями δ¹⁸O в Западно-Сибирском бассейне. Нумерация и названия пачек баженовской свиты приведены по (Панченко и др., 2016), возрастные диапазоны показаны с учетом установленного возрастного скольжения границ по площади. Литостратиграфические подразделения соотнесены с GTS 2020 (Gradstein et al., 2020) через биостратиграфическую шкалу по аммонитам (Алифиров, 2009; Маринов и др., 2009; Панченко и др., 2021): сл. L. ex gr. groenl.–E. vogulicus – интервал слоев с Laugeites ex gr. groenlandicus–зоны Epilaugeites vogulicus. Положение подошвы рязанского яруса и зоны Hectoroceras kochi принято по (Шурыгин, Дзюба, 2015; Igolnikov et al., 2016). Кривая (1) изменений относительного уровня моря приведена по (Haq, 2014, 2018) в сравнении с кривой (2) по (Gradstein et al., 2020). Изотопно-кислородные кривые приведены по данным из разрезов (1) Ятрия (Price, Mutterlose, 2004), (2) Маурынья (Dzyuba et al., 2013) и (3) Лопсия (Захаров и др., 2005). Условные обозначения: 1 – уровни широко фиксируемых кратковременных падений уровня моря (JTi1… KVa2) по (Gradstein et al., 2020); 2–6 – соотношение биогенных и терригенных пород в баженовской свите: 2 – преимущественно биогенные кремниевые (радиоляритовые) породы; 3 – то же, но с несколько повышенным содержанием терригенного глинистого материала; 4 – кремнисто-глинистые породы с преобладанием биогенной компоненты; 5 – то же, но с преобладанием терригенной компоненты; 6 – преимущественно биогенные карбонатно-кремнистые (обогащенные кокколитами) породы; 7 – общее содержание ОВ: >10% (а), <10% (б). Сокращения: Георг. – георгиевский, Т. – тарский.

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Центральный район. Полученные в ходе настоящего исследования данные по литолого-геохимическому составу пород баженовской свиты с учетом вариаций кривых каротажа позволяют выделить во всех разрезах профиля 1 (Мансийского) шесть пачек (рис. 3). Судя по содержанию кремнезема, глинистого материала, карбоната и ОВ, в нижней части разрезов представлены преимущественно биогенные породы – силициты-радиоляриты и силициты керогеновые (пачки 1–3), в верхней части – микститы кероген-глинисто-кремнистые, реже микститы кероген-глинисто-кремнистые карбонатсодержащие, силициты керогеновые (пачка 4), микститы кероген-глинисто-кремнистые, кероген-глинисто-кремнистые карбонатсодержащие и кероген-карбонатно-кремнистые (пачка 5), микститы кремнисто-глинистые (близкие к аргиллитам) и глинистые (пачка 6). Мощность баженовской свиты изменяется от 32 до 37 м. По основным литолого-геохимическим и геофизическим характеристикам выделенные пачки отвечают ранее установленным в центральной части Западно-Сибирского бассейна (Панченко и др., 2016).

Рис. 3.

Корреляционный профиль 1 (Мансийский) разрезов баженовской свиты Центрального района. Здесь и на рис. 4–7: 1 – силициты; 2 – силициты керогеновые; 3 – микститы кероген-глинисто-кремнистые (близкие к силицитам); 4 – микститы глинисто-кремнистые (близкие к силицитам); 5 – микститы кероген-глинисто-кремнистые; 6 – микститы глинисто-кремнистые; 7 – микститы кремнисто-глинистые; 8 – микститы кероген-кремнисто-глинистые; 9 – микститы кероген-карбонатно-кремнистые; 10 – микститы кероген-глинисто-кремнистые карбонатсодержащие; 11 – микститы кремнисто-глинистые (близкие к аргиллитам); 12 – микститы глинистые; 13 – аргиллиты; 14 – известняк; 15 – доломит; 16 – породы георгиевской и (или) васюганской свит; 17 – границы пачек; 18, 19 – интервалы повышенного относительно средних концентраций в породе содержания пирита: 18 – от 20 до 25%; 19 – от 5 до 15%; 20 – фауна и возраст (расшифровка в ДМ_1): аммониты (а), двустворки (б), белемниты (в); 21 – конкреции: баритсодержащие (а), карбонатные (б); 22 – радиоляриты: кремниевые (а), карбонатизированные (б), доломитизированные (в); 23 – остатки кокколитофорид; 24 – прослои, насыщенные остатками раковин двустворок; 25 – интервалы отбора ископаемых фаунистических остатков. Сокращения: Сор. – сортымская, Ах. – ахская.

Рис. 3.

Окончание

В разрезах баженовской свиты профиля 2 (Хантейско-Южно-Надымского) выделяются шесть пачек, близких по составу к пачкам профиля 1 (рис. 4). В целом мощность баженовской свиты сокращена по сравнению с разрезами Мансийской синеклизы – изменяется в пределах 21–32 м, что объясняется гипсометрическим положением палеоструктур. Особенностью рассматриваемых отложений является присутствие в верхней части свиты существенного количества карбонатных конкреций главным образом в пачке 5 (Эдер и др., 2016). Пачка 6 изменчива по толщине значительно (от 0.9 до 7.2 м), обычно имеет меньшую мощность по сравнению с разрезами баженовской свиты Мансийской синеклизы, в связи с чем переход баженовской свиты к вышележащим породам здесь более резко выражен. Особенности изменения литологического состава пород и геохимических характеристик ОВ в разрезах переходной зоны между баженовской свитой и вышезалегающими в Центральном районе свитами подробно рассмотрены ранее (Эдер и др., 2020). На Северо-Покачевской и Северо-Нивагальской пл. баженовская свита отличается несколько повышенной глинистостью и пониженной карбонатностью, что связывается с большим влиянием источников сноса терригенного материала (на северо-востоке).

Рис. 4.

Корреляционный профиль 2 (Хантейско-Южно-Надымский) разрезов баженовской свиты Центрального района. Условные обозначения см. на рис. 3.

Вблизи подошвы и особенно кровли баженовской свиты залегают обедненные ОВ пиритовые породы (рис. 3, 4), охарактеризованные ранее (Эдер, 2020). Предполагается, что осаждение пирита у границ баженовской свиты в ниже- и вышележащих отложениях (редокс-барьерах) произошло в результате миграции сульфидсодержащих гелеобразных флюидов и H₂S из баженовской свиты в диа- и катагенезе.

Юго-Восточный район. В изученных разрезах баженовской свиты скважин профиля 3 (Колтогорско-Усть-Тымского) выделяется четыре пачки (рис. 5). Пачки 1 и 2 представлены силицитами и силицитами керогеновыми, за исключением расположенных на востоке района Толпаровской и Полонской пл., где эти пачки сложены микститами кероген-глинисто-кремнистыми, глинисто-кремнистыми и кремнисто-глинистыми. В составе кремнисто-глинистых микститов Полонской пл. определены кокколитофориды. Пачка 3 представлена силицитами керогеновыми, реже различными микститами. Пачка 4 преимущественно сложена микститами кероген-кремнисто-глинистыми с прослоями микститов кремнисто-глинистых. Исключением является разрез пачки 4 на Первомайской пл., где она сложена преимущественно микститами кероген-глинисто-кремнистыми. Эти же породы залегают в основании пачки 4 на Толпаровской пл. Мощность баженовской свиты изменяется от 10 до 20 м. Суммарная мощность пачек 1–3 в отрицательных структурах палеорельефа составляет около 12 м, в положительных – обычно 5–10 м, что заметно меньше, чем в баженовской свите Мансийской синеклизы (13–20 м) и Хантейской гемиантеклизы (10–16 м). Пачку 4 мощностью 6–8 м перекрывают свиты куломзинского горизонта, представленные микститами с различным соотношением в содержании глинистого и кремнистого вещества.

Рис. 5.

Корреляционный профиль 3 (Колтогорско-Усть-Тымский) разрезов баженовской свиты Юго-Восточного района. Условные обозначения см. на рис. 3.

В разрезах профиля 4 (Нюрольско-Межовского) выделяется четыре пачки (подобно профилю 3) (рис. 6). Пачки 1–2 в большинстве случаев отличаются повышенным содержанием глинистого материала (>30%) и представлены различными микститами. В некоторых изученных разрезах пачки 1, например на Арчинской пл., перемежаются прослои, содержащие кремнистый (радиоляриевый) и карбонатный (кокколитофоридовый) материал. Пачка 2 в изученных разрезах характеризуется существенным изменением соотношения кремнистой, карбонатной и глинистой компонент в породах. Преимущественно силицитами она представлена только на Тай-Тымской пл. Пачка 3 нередко сложена микститами кероген-глинисто-кремнистыми (близкими к силицитам) с прослоями силицитов керогеновых либо целиком микститами кероген-глинисто-кремнистыми. Суммарная мощность пачек 1–3 составляет 13–23 м. Пачка 4 мощностью 8–10 м состоит преимущественно из микститов кероген-кремнисто-глинистых, в верхней части разреза переходящих в микститы кремнисто-глинистые. Мощность баженовской свиты изменяется от 23 до 33 м. Пачки 2–4 в южном направлении становятся более глинистыми. Карбонатность разрезов в целом понижена, “кокколитофоридовая” пачка 5 в них не выделяется.

Рис. 6.

Корреляционный профиль 4 (Нюрольско-Межовский) разрезов баженовской свиты Юго-Восточного района. Условные обозначения см. на рис. 3.

В Юго-Восточном районе в большинстве случаев пачка 1, верхняя половина пачки 4 и значительно реже пачка 2 характеризуются СП < 0.75 (0.18–0.7) и U_a < 10, что отвечает окислительным и субокислительным условиям в придонных водах и в верхней части осадка. Пачки 2–4 баженовской свиты, как правило, имеют значения СП > 0.75, U_a > 10, соответствующие восстановительным условиям. В георгиевской свите, подстилающей баженовскую свиту, СП составляет 0.2–0.47 (Толпаровская, Полонская пл.) или 0.4–0.84 (Западно-Квензерская, Арчинская, Межовская, Ракитинская пл.) при U_a < 10, что указывает на окислительный и субокислительный режимы. В куломзинской свите, залегающей над баженовской свитой, вблизи границы свит СП составляет 0.2–0.6 при U_a около или <10, в некоторых (пиритизированных) прослоях СП = 0.8–0.9, U_a > 10.

Северный район. Разрезы скважин профиля 5 (Большехетско-Южно-Надымского) в значительно меньшей степени охарактеризованы керном (рис. 7). В связи с этим является затруднительным выделение пачек баженовской свиты, и в большинстве разрезов выделены две толщи – нижняя (аналог пачек 1–3) и верхняя (аналог пачек 4–6). Севернее Ортъягунской пл. разрезы баженовской свиты становятся заметно более глинистыми (35–50%), менее кремнистыми (<30%), низкокарбонатными (за очень редким исключением), с невысоким содержанием ОВ (часто <5%). Суммарная мощность преимущественно кремнистых пород не превышает 1–2 м. Мощность свиты в целом изменяется от 15 до 40 м, редко до 60 м и более (рис. 7). Для баженовской свиты Северного района характерны разрезы, состоящие из микститов глинисто-кремнистых и кероген-кремнисто-глинистых, с прослоями аргиллитов или единичными прослоями силицитов. Для баженовской свиты Присклоновой пл. характерна повышенная карбонатность, обусловленная присутствием значительного количества карбонатных конкреций; в пачках 5 и 6 обнаружены остатки кокколитофорид. Несколько севернее, на Медвежьей пл. в баженовской свите значительно увеличивается содержание алевритовой примеси и глинистого материала, в разрезе в заметном количестве присутствуют прослои аргиллитов. На территории Большехетской мегасинеклизы встречаются разрезы (Тюменская сверхглубокая скв. 6) повышенной мощности (61 м), представленные в нижней части (пачки 1–3) преимущественно аргиллитами, в верхней части (пачки 4–6) – микститами кремнисто-глинистыми, с редкими прослоями микститов кероген-кремнисто-глинистых.

Рис. 7.

Корреляционный профиль 5 (Большехетско-Южно-Надымский) разрезов баженовской свиты Северного района. Условные обозначения см. на рис. 3.

Баженовская свита наиболее северных площадей Северного района (Уренгойской, Тюменской и Ево-Яхинской пл.) характеризуется заметно пониженными значениями СП по сравнению с Центральным районом – обычно около 0.5 (изменяются в пределах 0.43–0.71), что отвечает окислительным условиям седиментогенеза и субокислительным условиям диагенеза. В кровельной части свиты на Ево-Яхинской и Тюменской пл. присутствует пачка (мощность 1–2 м) с СП > 0.75, что соответствует высоковосстановительному режиму. Данные по U_a на этих площадях отсутствуют. При формировании баженовской свиты на Присклоновой и Западно-Пурпейской пл., судя по значениям СП (>0.75) и U_a (>10), преобладал восстановительный режим. По остальным площадям этого района количества кернового материала недостаточного для анализа.

ОСОБЕННОСТИ ЛИТОСТРАТИГРАФИЧЕСКОГО РАСЧЛЕНЕНИЯ РАЗРЕЗОВ БАЖЕНОВСКОЙ СВИТЫ В ИЗУЧЕННЫХ РАЙОНАХ И КОРРЕЛЯЦИЯ

Результаты исследований показывают, что в литостратиграфии баженовской свиты рассматриваемых районов имеются принципиальные отличия. Так, по мере удаления от осевой части Западно-Сибирского бассейна по направлению к его юго-восточной периферии количество пачек, прослеживаемых в разрезах баженовской свиты, сокращается: если в Центральном и отчасти Северном районах (при хорошей охарактеризованности керном) распознаются шесть пачек (sensu Панченко и др., 2016), то в Юго-Восточном районе только четыре (“кокколитофоридовая” пачка 5 и “пиритовая” пачка 6 не выделяются). Особенности фациального замещения пачек 5 и 6 в Юго-Восточном районе показаны на рис. 2 и рассмотрены ниже. Некоторые различия устанавливаются в соотношении биогенных и терригенных компонентов пород, а также в характере распределения ОВ (рис. 2), что выявлено на основе анализа содержания кремнезема, глинистого материала, карбонатов и ОВ в породах перед тем, как присвоить им названия.

Далее приведен сравнительный анализ основных литологических (преимущественно для Центрального и Юго-Восточного районов) и геофизических характеристик пачек в изученных районах и на этой основе обозначены критерии их прослеживания.

Пачка 1 в Центральном районе представлена преимущественно силицитами и силицитами-радиоляритами (мощность 2–9 м). В северной части Юго-Восточного района и особенно в южной его части в пачке 1, наряду с ними, могут присутствовать более глинистые породы – микститы кремнисто-глинистые; мощность пачки меняется от 1–3 м в разрезах профиля 3 (Колтогорско-Усть-Тымский) до 3–6 м в разрезах профиля 4 (Нюрольско-Межовский). В целом к северу, югу и юго-востоку Западно-Сибирского бассейна пачка 1 становится более глинистой и менее кремнистой. На ряде площадей Центрального и Юго-Восточного районов встречаются разрезы, где эта пачка частично (Повховская, Горстовая, Арчинская пл.) или полностью (Южно-Ягунская пл.) карбонатизирована. Для пачки 1 характерны пониженные значения ГК по сравнению с остальной частью разреза баженовской свиты, что, наряду с низкими значениями БК и постепенно или резко уменьшающимися показателями ИК, является основным критерием ее прослеживания по площади. Общее содержание ОВ < 10%³³.

Пачка 2 в Центральном районе состоит из силицитов, силицитов-радиоляритов, силицитов керогеновых (мощность 3–16 м). В северной части Юго-Восточного района эта пачка представлена тем же набором пород (мощностью 1–6 м), за исключением разрезов баженовской свиты Усть-Тымской мегавпадины и Обь-Васюганской гряды, которые сложены более глинистыми породами – микститами кероген-глинисто-кремнистыми и глинисто-кремнистыми (мощностью 6–7 м). В южной части Юго-Восточного района пачка 2 сложена микститами кероген-глинисто-кремнистыми, кремнисто-глинистыми и кероген-кремнисто-глинистыми (7–15 м). Только в Нюрольской мегавпадине на Западно-Квензерской пл. выявлены микститы кероген-глинисто-кремнистые (близкие к силицитам), переслаивающиеся здесь с силицитами керогеновыми (8 м). В Северном районе в составе пачки могут присутствовать аргиллиты. Для пачки 2 увеличение содержания ОВ (>10%) характерно преимущественно в разрезах профилей 2–4. При переходе от пачки 1 к пачке 2 несколько увеличивается содержание ОВ, что имеет отражение в росте значений ГК. В большинстве случаев в кровле рассматриваемой пачки наблюдается слой силицита-радиолярита с относительно повышенными значениями НКТ и пониженными ГК, который отделяет ее от вышезалегающей пачки 3.

Пачка 3 в Центральном районе состоит из силицитов керогеновых и силицитов-радиоляритов, в некоторых случаях карбонатизированных (мощность 2–6 м). В Юго-Восточном районе она нередко представлена переслаиванием силицитов керогеновых с микститами кероген-глинисто-кремнистыми, близкими к силицитам, либо однородной толщей микститов кероген-глинисто-кремнистых (мощность 1–8 м). Общее содержание ОВ в пачке на исследуемой территории, за исключением Северного района, составляет >10%. Пачка 3 является переходной по всем изученным данным ГИС между пачками 2 и 4.

Как правило, на границе пачек 3 и 4 происходит уменьшение содержания в породах кремнезема, увеличение содержания ОВ и глинистого материала. Иными словами, эта граница проходит между более кремнистой и менее углеродистой нижней частью баженовской свиты и менее кремнистой, более углеродистой и несколько более глинистой верхней ее частью, что согласуется с описанием И.В. Панченко с соавторами (2016). Этот тренд наиболее выражен в Центральном районе и в существенной мере сохраняется в Юго-Восточном районе. Только в Северном районе доля глинистого материала несколько снижается в верхней части баженовской свиты по сравнению с нижней ее частью. Содержание ОВ нарастает и в этом районе, однако по-прежнему не превышает 10%, а если и превышает, то лишь на отдельных уровнях.

Пачка 4 представлена в Центральном районе преимущественно микститами кероген-глинисто-кремнистыми и силицитами керогеновыми (мощность 2–7 м). В Юго-Восточном районе преобладают микститы кероген-кремнисто-глинистые и кремнисто-глинистые (мощность 6–10 м). Для обоих районов характерно наличие многочисленных прослоев двустворок. В Северном районе, судя по небольшому количеству доступного для анализа кернового материала, пачка 4 сложена теми же породами, что и в Юго-Восточном районе. Повышенное содержание ОВ в пачке 4 имеет отражение в увеличении значений ГК.

Пачка 5, распознаваемая в Центральном и отчасти Северном районах, представлена преимущественно тонким переслаиванием микститов кероген-глинисто-кремнистых и кероген-карбонатно-кремнистых (мощность 4–9 м). Характерным признаком пачки является наличие кокколитофорид, с чем связана повышенная карбонатность пород. В пачке 5 отмечается повышенное содержание ОВ, часто возрастают значения ГК и БК.

Пачка 6 представлена в Центральном районе преимущественно микститами кремнисто-глинистыми (близкими к аргиллитам) и глинистыми (мощность 1–7 м), в Северном районе – микститами кероген-кремнисто-глинистыми (мощность 2.5–6 м). В пачке 6 заметно снижается содержание карбонатного материала (с 7–50 до 2–3%) и ОВ (с 15–25 до 5–7%), увеличивается содержание глинистого материала (с 20–25 до 35–40%). Для нее характерно постепенное увеличение ИК и резкое снижение значений ГК и БК.

В целом характерные особенности пачек баженовской свиты в Центральном районе, выделенных нами и описанных в статье И.В. Панченко с соавторами (2016), являются близкими. В Юго-Восточном и Северном районах наблюдается заметное увеличение глинистости пород, что, собственно, и должно быть, учитывая большую близость этих районов к береговой линии.

Отдельного внимания заслуживает обсуждение имеющихся палеонтологических определений, позволяющих в меру охарактеризованности разрезов находками фоссилий сравнить стратиграфический диапазон одноименных пачек в разных районах и тем самым ответить на вопрос – имеется ли и насколько выражено возрастное скольжение их границ?

Возрастные диапазоны пачек 1–6, рассмотренные в методическом разделе настоящей работы, установлены И.В. Панченко с соавторами (2016, 2021) на основании палеонтологических находок в керне скважин, пробуренных близ изученных нами скважин профиля 1 Центрального района, т.е. на территории Мансийской синеклизы и ее окрестностей. Существующие определения аммонитов, характеризующие верхи пачки 2, пачку 3 и нижнюю часть пачки 4 в разрезах баженовской свиты в скв. 1017 Горшковской пл. и скв. 1183 Северо-Салымской пл. профиля 1 (ДМ_1 и рис. 3), не противоречат сделанным этими авторами выводам. Обращают на себя внимание самые верхние находки макрофауны – средневолжского аммонита Epilaugeites cf. vogulicus (Алифиров, 2010) в верхах пачки 4 в скв. 1017 Горшковской пл. (обр. 1 на рис. 3) и двустворок Buchia fischeriana в средней части пачки 5 в скв. 1183 Северо-Салымской пл. (обр. 4 на рис. 3). Представители B. fischeriana могут встречаться в интервале от верхней части средневолжского подъяруса до нижней части рязанского яруса, однако наиболее характерны для верхневолжского подъяруса (Захаров, 1981). По последним данным (Панченко и др., 2021), пачка 4 в типовой местности отвечает преимущественно верхневолжскому подъярусу–низам рязанского яруса, тогда как пачка 5 охватывает большую часть рязанского яруса–низы валанжина (зона Hectoroceras kochi–низы зоны Neotollia klimovskensis). Выше отмеченные находки указывают на поздневолжское время как на более вероятное время начала образования пачки 5 в пределах Мансийской синеклизы, по крайней мере на отдельных ее площадях. Палеонтологические данные по скважинам профиля 2 Центрального района (скв. 187 Новоортъягунской пл., скв. 2368 Северо-Покачевской пл.), а именно находки двустворок Buchia unschensis (характерны для переходного волжско-рязанского интервала) в пачках 5 и 6 (обр. 1, 2, 4 на рис. 4), а также раннерязанского аммонита Praetollia sp. в нижней части пачки 6 (обр. 3 на рис. 4), свидетельствуют о более древнем возрасте двух верхних пачек, нежели переходный рязанско-валанжинский интервал (Панченко и др., 2016, 2021). Определенно образование пачки 5 происходило не с самого начала поздневолжского времени, поскольку B. unschensis обнаружен также в верхах пачки 4 в скв. 2368 Северо-Покачевской пл. (обр. 5 на рис. 4), а в осадочных толщах этот вид появляется выше основания верхневолжского подъяруса (Захаров, 1981). Находки аммонита и двустворок ограничивают время образования пачки 6 на территории профиля 2 первой половиной рязанского века.

Несмотря на сравнительно частую встречаемость макрофоссилий в керне скважин профиля 3 Юго-Восточного района, точное положение их находок в разрезах баженовской свиты известно только для скв. 1 Полонской пл. и скв. 2287 Первомайской пл., где они датируют отдельные интервалы пачек 2 и 4 (ДМ_1 и рис. 5). При этом находка аммонита Strajevskya sp. ind. (? cf. hypophantiformis) в керне скв. 1 Полонской пл. (Брадучан и др., 1984) свидетельствует о соответствии средней части пачки 2 нижней части средневолжского подъяруса в пределах зон Pavlovia iatriensis–Dorsoplanites ilovaiskii, что не согласуется с датировкой по Центральному району (Панченко и др., 2016, 2021). Однако данный аммонит (обр. 5 на рис. 5) не был изображен, что исключает возможность проверки точности определения. В дополнение к приведенной на рис. 5 и ДМ_1 информации следует отметить, что в скв. 2 Полонской пл. в пределах инт. 2491.8–2493.5 м куломзинской свиты были найдены двустворки Buchia volgensis (Брадучан и др., 1986, табл. 39 , фиг. 10 ; Вячкилева и др., 1990, табл. 28 , фиг. 3), B. cf. volgensis (Вячкилева и др., 1990, табл. 28 , фиг. 8) и B. cf. okensis (Брадучан и др., 1986), совместно встречающиеся в зоне Hectoroceras kochi и низах вышележащей зоны Surites analogus. Из данного интервала в нашем распоряжении, к сожалению, керна не было. Находки рязанского вида B. volgensis имеются и в нижней части мегионской свиты в скв. 2287 Первомайской пл. (обр. 7 на рис. 5), перекрывающей здесь пачку 4. Последняя в своей средней части содержит остатки (обр. 8 на рис. 5) поздневолжских аммонитов ?Craspedites ex gr. taimyrensis (Алифиров, 2010). В разрезах профиля 4 Юго-Восточного района макрофоссилии найдены в пачках 1–3 баженовской свиты (ДМ_1 и рис. 6). На Арчинской пл. в нижней части куломзинской свиты обнаружен аммонит H. cf. kochi (обр. 1 на рис. 6), а в 2 метрах ниже – ?Praetollia (обр. 2 на рис. 6). Таким образом, судя по палеонтологическим данным, в Юго-Восточном районе седиментация баженовской свиты прекратилась до или в фазу H. kochi рязанского века, т.е. раньше, чем в приобской части Центрального района, где образование обогащенных ОВ осадков (>5%) фиксируется вплоть до начала раннего валанжина (Панченко и др., 2015, 2016). Данное заключение подтверждается публикациями предыдущих исследователей о скользящем характере верхней границы баженовской свиты (Гольберт и др., 1971; Брадучан и др., 1986; Решения…, 1991; Региональные…, 2005 и др.).

Рис. 8.

Модели осадконакопления баженовской свиты на территории исследования. (а) – Центральный район (профиль 1 Мансийский), (б) – Центральный район (профиль 2 Хантейско-Южно-Надымский), (в) – Юго-Восточный район (профиль 3 Колтогорско-Усть-Тымский), (г) – Юго-Восточный район (профиль 4 Нюрольско-Межовский), (д) – Северный район (профиль 5 Большехетско-Южно-Надымский). Условные обозначения: 1 – разрезы скважин на профиле; 2 – граница между нижней и верхней толщами баженовской свиты; 3 – толща воды; 4 – окислительно-восстановительный режим придонных вод и верхней части осадка (окисл. – окислительный, восстан. – восстановительный, субокисл. – субокислительный); 5 – двустворчатые моллюски; 6 – радиолярии; 7 – ростры белемнитов; 8 – кокколитофориды; 9 – ходы инфауны; 10 – фосфатные конкреции; 11 – карбонатные онколиты с родохрозитом; 12 – карбонатные конкреции; 13 – алевритовый материал; 14 – глинистый материал; 15 – терригенные осадки васюганского и довасюганского времени; 16 – терригенные и терригенно-карбонатные осадки с глауконитом георгиевского времени; 17–22 – биогенные и терригенные осадки баженовского и куломзинского времени: 17–20 – преимущественно биогенные: 17 – глинисто-кремниевые, ОВ >10%; 18 – кремниевые, в различной степени обогащенные ОВ; 19 – карбонатно-кремнистые, ОВ >10%; 20 – глинисто-кремнистые, с близким соотношением глинистого материала и кремнезема, ОВ >10%; 21–22 – преимущественно терригенные: 21 – кремнисто-глинистые, ОВ <10%; 22 – преимущественно глинистые, ОВ <10%.

Рис. 8.

Продолжение

Рис. 8.

Окончание

Обратим внимание, что по возрасту нижней части пачки 5 в разрезах профиля 1 (в пределах баженовского горизонта) соответствует последовательность пачек 5–6 в разрезах профиля 2 Центрального района, а в разрезах профилей 3 и 4 Юго-Восточного района эти отложения фациально замещаются верхней частью пачки 4 (рис. 2). Верхняя часть пачки 5 и пачка 6 (в пределах куломзинского горизонта), позднерязанско-ранневаланжинский возраст которых нами для профиля 1 принимается по данным (Панченко и др., 2021), в разрезах профилей 2–4 замещаются нижними слоями мегионской или куломзинской свит.

В Северном районе находки аммонитов в скв. Западно-Пурпейская 710, определенные как Praetollia sp. ind. и ?Hectoroceras cf. kochi (Бейзель и др., 2002), приходятся на пачку 5 (ДМ_1 и рис. 7). Вероятно, в Северном районе образование “кокколитофоридовой” пачки 5 баженовской свиты началось как минимум с начала рязанского века. К верхам пачки 4 в скв. Западно-Пурпейская 710 приурочены находки двустворок Buchia fischeriana и В. cf. russiensis (гл. 2938.1 м), совместно встречающихся в верхней части средневолжского подъяруса. Впрочем, определение последнего таксона в открытой номенклатуре не исключает и более позднего возраста вмещающих отложений, и прежде всего верхневолжский подъярус, в пределах которого вид B. fischeriana наиболее многочислен (Захаров, 1981). Судя по палеонтологическим данным из верхней части баженовской свиты в скв. 423 Сугмутской пл. (Шурыгин и др., 2000) и скв. 15 Ортъягунской пл. (Захаров и др., 1999; Маринов и др., 2009), наиболее вероятно, что седиментация баженовской свиты в пределах северо-восточной части Южно-Надымской мегамоноклизы, как и на большей части территории ее распространения, завершилась в первую половину рязанского века.

ОБСТАНОВКИ СЕДИМЕНТАЦИИ

ВЫВОДЫ

Одним из основных результатов представленной работы являются пять корреляционных профилей разрезов баженовской свиты, охватывающих 38 площадей глубокого бурения и построенных с использованием единой классификационной схемы пород и единых принципов выделения пачек в составе свиты. Данные профили отражают строение баженовской свиты и ее литостратиграфическое подразделение в Центральном, Юго-Восточном и Северном районах Западно-Сибирского бассейна. Имеющиеся к настоящему времени определения макрофоссилий позволили в ряде разрезов скважин датировать выделенные пачки и с разной степенью условности провести корреляцию наиболее крупных геологических событий разной природы. Палеонтологические данные свидетельствуют в пользу того, что на большей части территории исследований кровля баженовской свиты вне зависимости от количества выделяемых в ее составе пачек устанавливается в пределах средней части рязанского яруса. Вместе с тем в западной зоне Широтного Приобья, в частности в районе Мансийской синеклизы, кровля баженовской свиты поднимается до низов валанжина.

В Центральном и отчасти Северном районах (при хорошей охарактеризованности керном) снизу вверх по разрезу баженовской свиты распознаются шесть пачек: пачка 1, сложенная силицитами и радиоляритами; пачка 2, представленная преимущественно силицитами; пачка 3 “радиоляритовая”; пачка 4 “высокоуглеродистая”; пачка 5 “кокколитофоридовая”; пачка 6 “пиритовая”. Установлено, что стратиграфическое положение подошвы пачки 5 меняется по латерали от верхов верхневолжского подъяруса до основания зоны Hectoroceras kochi рязанского яруса, а положение подошвы пачки 6 – от средней части рязанского яруса до низов валанжина. В Юго-Восточном районе прослеживаются только нижние пачки 1–4, которые выполняют весь объем развитой здесь баженовской свиты. Отсутствие пачек 5 и 6 в составе баженовской свиты этого района интерпретируется нами как результат фациального замещения, а распознавание этих пачек в ряде разрезов Северного района требует дополнительных литолого-геохимических и биостратиграфических исследований. Границы территории распространения нетипичных по широте возрастного диапазона разрезов баженовской свиты (от волжского яруса до основания валанжинского яруса) еще нуждаются в уточнении.

Впервые разработаны седиментационные модели баженовской свиты, отражающие закономерности осадконакопления этой черносланцевой толщи на разных территориях и этапах седиментации в зависимости от особенностей палеорельефа, близости к источникам сноса, глобального изменения уровня моря, климатических флуктуаций.

Установлено, что на территории Мансийской синеклизы, северной части Хантейской гемиантеклизы и юго-восточной части Южно-Надымской мегамоноклизы (Центральный район) на протяжении большей части волжского века (и локально до начала рязанского) преобладала биогенная кремниевая седиментация (радиоляриевые или близкие к ним по составу осадки). Это происходило на фоне относительно высокого стояния уровня моря и теплого климата. В переходное волжско-рязанское время преимущественное развитие здесь получила карбонатно-кремнистая седиментация (обогащенные кокколитами осадки), что пришлось на финальную стадию потепления и предполагаемое понижение уровня моря. С начала фазы Hectoroceras kochi рязанского века до начала раннего валанжина на фоне постепенного эвстатического снижения уровня моря, вступления Западно-Сибирского бассейна в регрессивную стадию развития и некоторого похолодания в арктических и субарктических районах накопление карбонатно-кремнистых осадков продолжилось только в районе Мансийской синеклизы Центрального района. Преимущественно биогенная седиментация в существенной мере сказалась на образовании обогащенных ОВ пород.

В районе Колтогорско-Нюрольского желоба и примыкающих к нему положительных структур (Юго-Восточный район) на начальном этапе также происходило накопление преимущественно биогенных кремниевых осадков. В конце средневолжского времени несколько увеличился привнос глинистого материала, что связывается с относительной близостью этого района к источникам сноса и согласуется с некоторым снижением уровня Мирового океана и особенностями расселения бентоса в Западно-Сибирском бассейне.

Район северо-восточной части Южно-Надымской мегамоноклизы и Большехетской синеклизы (Северный район) во время седиментации баженовской свиты был наиболее приближен к источникам сноса. Здесь происходило главным образом накопление относительно слабо обогащенных ОВ кремнисто-глинистых осадков с преобладанием терригенной компоненты над биогенной.

Условия в Центральном и Юго-Восточном районах на начальном этапе образования баженовской свиты были субокислительными, далее вплоть до первой половины рязанского века в придонных водах преобладали высоковосстановительные условия, способствовавшие хорошему сохранению ОВ в осадках. Во второй половине рязанского века и начале валанжинского в Центральном районе (Мансийская синеклиза) эти условия сохранялись, а в Юго-Восточном районе сменялись на субокислительные, и накопление баженовских отложений в этом районе прекратилось. В Северном районе условия седиментации баженовской свиты были преимущественно субокислительными/окислительными, за исключением современной территории Присклоновой и Западно-Пурпейской пл., где были распространены условия, близкие к восстановительным, временами – субокислительные.

Массовое распространение известкового наннопланктона в Центральном районе в конце волжского века, которое в наиболее глубоководных зонах сохранилось вплоть до начала валанжина, нами связывается с изменением палеогеографических и климатических условий на более благоприятные для его развития, а именно с уменьшением глубин в Западно-Сибирском бассейне, пертурбациями атмосферного CO₂ и климата. Это, в свою очередь, могло привести к изменениям динамики потоков СО₂ в системе океан–атмосфера и насыщению поверхностных вод карбонатом кальция в центральной части Западно-Сибирского бассейна. В других частях Западно-Сибирского бассейна воздействие этих факторов нивелировалось более интенсивным привносом терригенного материала, тогда как в центральной части в силу отсутствия разбавления карбонатной взвеси терригенной их воздействие на биоту проявилось более отчетливо. Вопрос изменения седиментации с кремниевой на карбонатно-кремнистую требует привлечения дополнительных данных и более подробного анализа. Авторы статьи приглашают заинтересованных коллег объединить усилия в его решении.

Благодарности. Авторы признательны И.В. Панченко за плодотворное сотрудничество при обсуждении критериев выделения пачек, А.Л. Бейзелю и С.В. Мелединой за оказанную помощь в поиске информации по определениям макрофоссилий, А.С. Алифирову, В.А. Захарову, А.Е. Игольникову и Б.Н. Шурыгину за предоставление палеонтологических заключений по ряду скважин. Отдельная благодарность Б.Н. Шурыгину за советы и замечания при обсуждении статьи. Авторы благодарны рецензентам В.С. Вишневской, М.А. Рогову и Е.В. Щепетовой за ценные замечания, способствовавшие улучшению рукописи.

Источники финансирования. Работа выполнена при финансовой поддержке проектов Минобрнауки России (госзадание) FWZZ-2022-0007 и FWZZ-2022-0004, а также является вкладом в проект UNESCO/IUGS/IGCP 679.