Содержание к диссертации
Введение
Глава I. Геологическое строение района
1 .Тектоника 7-13
2.Стратиграфия 14-27
Глава II. Методика исследований 28-35
Глава III. Классификация и петрографические типы рифейских карбонатных пород ЮТЗ 36-71
Глава IV. Цитологические комплексы и их пространственные взаимоотношения 72-112
Глава V. Обстановки седиментации и эволюция карбонатонакопления в рифейском бассейне ЮТЗ 113-137
Глава VI. Седиментационные и постседиментационные факторы формирования карбонатных коллекторов ЮТЗ
1. Влияние условий осадконакопления на формирование коллекторских свойств карбонатных пород 138-142
2. Постседиментационные преобразования карбонатных коллекторов 142-166
Заключение 167-168
Литература 169-182
- Классификация и петрографические типы рифейских карбонатных пород ЮТЗ
- Обстановки седиментации и эволюция карбонатонакопления в рифейском бассейне ЮТЗ
- Влияние условий осадконакопления на формирование коллекторских свойств карбонатных пород
- Постседиментационные преобразования карбонатных коллекторов
Классификация и петрографические типы рифейских карбонатных пород ЮТЗ
Полуокатанные и окатанные обломки представлены в основном кварцем. Около 15-30% составляют полевые шпаты, в основном ортоклаз и микроклин. На глубине 3005-3050 м песчаники интрудированы диабазами. Вскрытая мощность толщи - 260 м. Взаимоотношение толщи с подстилающими образованиями бурением здесь не установлено, однако из материалов сейсморазведки, выполненной разными методами (МОГТ, КМПВ) следует, что ее подошва (забой скв.Ю-30) располагается вблизи поверхности кристаллического фундамента. (Краевский, Мельников, 1998)
Отложения зелендуконской толщи, вероятно, вскрыты и на Куюмбинской площади в скв.К-204. Здесь в основании разреза (инт.2589-2599 м) наблюдается переслаивание (1-2 м) серых кварцевых песчаников и конгломератов. В последних обломки (от 1 до 7 см) кварцитовидных алевролитов находятся в песчаном матриксе.
Вэдрэшевская толща сложена пестроцветными (темно-серыми, темно-зелеными и буро-коричневыми) аргиллитами, часто в тонком переслаивании с алевролитами.
На Юрубчено-Вэдрэшевской площади (скв.Ю-30, Ю-69) в составе толщи встречаются единичные маломощные прослои глинистых доломитов. Кроме того в разрезе скв.Ю-30 выделяется пачка известняков из столбчатых строматолитов. Известняки имеют красновато-коричневую окраску. Породы насыщены беспорядочно ориентированными крупными (ширина от долей мм до 1 см) стилолитами, которые выполнены красно-коричневым железисто-глинистым материалом. Амплитуда швов от 1-2 до 5-7 см. Аргиллиты, прослоями прерывисто линзовидно-слоистые, средне-тонкоплитчатые до листоватых. Алевролиты сложены неокатанными и полуокатанными зернами кварца, кроме того отмечаются редкие обломки мусковита и биотита.
На Куюмбинской площади (скв.К-15, К-204) вэдрэшевская толща представлена однородными, иногда неясно тонкослоистыми аргиллитами с мелкими чешуйчатыми обломками черных углеродсодержащих глинистых пород. В аргиллитах присутствует алевритовая примесь кварца и чешуйки обломочного мусковита. В скв.К-204 отмечаются маломощные прослои алевролитов кварцевых и доломитово-кварцевых. Мощность толщи возрастает в северо-восточном направлении от 115 м (скв.Ю-30) до 320 м (скв.К-204).
Мадринская толща в опорном разрезе по скв.М-156 представлена темно-серыми, черными глинисто-углеродсодержащими доломитами с частыми прослоями аргиллитов и алевролитов. Доломиты тонко-мелкокристаллические, иногда неравномерно песчанистые и алевритистые, массивные, неясно слоистые. Терригенный материал (от 1 до 10%) представлен в основном кварцем. Алевролиты темно-серые до черных, неравномерно глинистые и доломитистые, тонко горизонтально- и волнисто-слоистые, слагают прослои мощностью 0,2-0,4 м. Аргиллиты темно-серые и черные, неравномерно доломитистые и алевритистые, горизонтально-тонкослоистые. Мощность прослоев аргиллитов по ГК 3-5 м.
Вероятно, что скв.К-5 Куюмбинского блока вскрывает верхнюю часть мадринской толщи, ниже которой фиксируются гранито-гнейсы, интрудированные диабазами. Разрез толщи керном не охарактеризован. По данным ГК (интервал 2462-2440 м) он может быть представлен переслаиванием песчано-алевритистых доломитов и аргиллитов.
Выпадение мадринской толщи из разреза в Юрубчено-Вэдрешевском блоке связано, вероятно, с предъюрубченским перерывом (Хабаров, 1998).
Юрубченская толща в разрезе скв.М-156 характеризуется преобладанием в ее составе светло окрашенных зернистых доломитов, практически лишенных песчано-алевритовой и глинистой примеси. Только в верхней половине толщи появляются редкие слойки светло-зеленых доломитов, обогащенных глинистым и песчанистым материалом. Зернистые карбонатные породы хорошо сортированы.
На Юрубчено-Вэдрэшевской площади наиболее полно толща представлена в разрезах скв.Ю-30 и Ю-69 и фрагментарно в остальных скважинах (см.рис.5). В нижней части разреза преобладают серые со слабым кремовым оттенком строматолитовые и зернистые доломиты, среди которых отмечаются песчанистые разновидности и песчаники с доломитовым цементом. В средней части в основном распространены темно окрашенные доломиты из пластовых строматолитов с контрастной текстурой ("рябчиковые"). Отмечаются прослои, до 10 см мощностью, кремней. Верхняя часть толщи сложена серыми и светло-серыми зернистыми и строматолитовыми доломитами. Зернистые породы образуют обособленные слои, а также переслаиваются с пластовостроматолитовыми доломитами. Среди них отмечаются комковато-интракластические, комковато-пизолитово-интракластические и интракластические типы. В незначительных количествах, редко достигающих 10%, в составе карбонатных пород в этой части юрубченской толщи содержится примесь калиевых полевых шпатов и кварца алевритовой и песчаной размерности. Здесь же отмечаются маломощные прослои аргиллитов, глинистых и песчано-глинистых доломитов. Для них характерна серо-зеленая окраска, а также неясно выраженная тонкая параллельная, линзовидная и градационная слоистость, обусловленная неравномерным распределением терригенного материала.
В пределах Куюмбинской площади (скв.К-5, К-6, К-14, К-9) юрубченская толща сложена серыми, светло-серыми зернистыми доломитами, иногда песчанистыми, с прослоями строматолитовьгх пород. В верхней части толщи (скв.К-9, К-14) отмечаются прослои глинистых доломитов и аргиллитов. Доломиты в различной степени окремнены. Мощность толщи изменяется от 430 м (скв.М-156) до 515 м (скв.Ю-30).
Долгоктинская толща выделяется в разрезе повышенными показаниями ГК (см.рис.5,6). В Мадринском блоке (скв.М-156) она представлена переслаиванием серых, зелено-серых, зеленых зернистых доломитов, глинистых доломитов и аргиллитов. В подчиненном количестве встречаются песчаники, песчанистые доломиты и алевролиты. Плохо отсортированный терригенный материал в доломитах присутствует почти повсеместно, достигая 20-30% от объема пород.
При прослеживании в центральную и восточную часть Юрубчено-Вэдрэшевского блока (скв.В-1, Ю-44, Ю-60, Ю-65, Ю-100 и др.) в долгоктинской толще несколько снижается глинистость. Среди чистых доломитов преобладают зернистые разновидности, но отмечаются и строматолитовые.
В пределах Куюмбинского блока (скв.К-9, К-14, К-6) толща сложена зеленовато-серыми микритовыми доломитами, часто глинистыми и песчанистыми, с прослоями песчаников, алевролитов и аргиллитов. Отмечаются прослои зернистых и строматолитовьгх доломитов.
Мощность толщи изменяется от 85 м (Юрубчено-Вэдрэшевский блок) до 200 м (Куюмбинский блок).
Куюмбинская толща на Мадринской площади вскрыта в полном объеме скв.М-156 и частично скв.Ю-110. В разрезе преобладают серые и темно-серые строматолитовые доломиты с четкой контрастной текстурой ("рябчиковые"), возникшей в результате пятнисто-прожилковой перекристаллизации битумсодержащих пород. Меньше распространены строматолитовые доломиты с пологой волнистой микрослоистостью с различной степенью пигментации слойков битумным веществом, а также интракластические доломиты, микритовые зерна в которых также насыщены пигментным битумом. В подчиненном количестве отмечаются глинистые и микритовые доломиты, прослои аргиллитов и окремненных доломитов.
Обстановки седиментации и эволюция карбонатонакопления в рифейском бассейне ЮТЗ
Образование строматолитовых текстур связывается с жизнедеятельностью сине-зеленых водорослей и бактерий. В западной литературе долгое время считалось, что водоросли в образовании строматолитов играют лишь пассивную роль, улавливая и закрепляя кластогенные и хемогенные частицы (Gebelein, 1969; Logan et al., 1974; Gebelein, Hofinan, 1973 и др.). Поэтому основные черты морфологии строматолитов связывались лишь с абиотическими факторами: скоростью и направлением движения воды, интенсивностью осадконакопления и прогибания, высотой прилива и т.д. Исходя из представлений о полной зависимости морфологии от абиотических факторов, отрицалось стратиграфическое значение строматолитов. В публикациях российских исследователей, напротив, акцент делался на биологические и биохимические факторы, при этом воздействие абиотических факторов на морфологию не рассматривалось или отрицалось (Королюк, 1963; Крылов, 1963, 1967; Семихатов и др., 1970 и др.). Позднее постепенно развивались идеи о том, что образование позднедокембрийских строматолитов проходило под влиянием и абиотических и биологических и биохимических процессов (Крылов, 1975; Lanier, 1988; Fairchild, 1991 и др.).
Исследования современных строматолитов показали, что микробиальные сообщества непосредственно участвуют в образовании строматолитовых построек. В окаменелых строматолитовых породах найдены многочисленные остатки нитчатых и одноклеточных водорослей. С.Л.Монти (Monty, 1967) в строматолитах супралиторальной зоны выявил наличие магниевого кальцита внутри пленок отдельных клеток и нитей, а также в наружной слизистой оболочке сине-зеленых водорослей. В настоящее время широко распространилось мнение, что кальцитизация происходила в период активной деятельности сообществ на поверхности и ниже поверхности мата за счет фотосинтеза и повышения рН среды и, возможно, при внутриклеточных реакциях в процессе разложения бикарбоната кальция. Минерализация возрастала после отмирания нижних частей мата за счет бактериальной декомпозиции первичного органического вещества (Fairchild, 1991; Chafetz, Buszynsky, 1992; Герасименко, Заварзин, 1993 и др.). В результате кальцитизации микробиальных сообществ могли формироваться изначально твердые, последовательно наслаивающиеся слои-корки, создававшие строматолитовые постройки, способные противостоять даже сильным течениям и штормам. Интенсивная деструкция строматолитовых построек давала большое количество интракластического материала разной размерности (Семихатов, Серебряков, 1983; Grotzinger, 1986; Хабаров, 1985, 1990 и др.). Эти выводы подтверждаются имеющимися данными по ЮТЗ, поскольку существенная часть интракластов в зернистых породах представляет собой фрагменты строматолитовых слойков.
Современные строматолиты предпочитают илистые равнины приливно-отливной зоны, наружный край супралиторальной зоны и мелководную часть сублиторальной зоны. Однако, установлено наличие строматолитовых образований на глубине от нескольких до 10 м и более (Monty, 1967; Gebelein, 1969 и др.). Вытеснение строматолитов в фанерозое в очень мелководные условия связывают с появлением организмов, поедавших водоросли и разрушавших их постройки (Garrett, 1970; Серебряков, 1975 и др.). Очевидно, что в докембрии строматолиты могли занимать более широкий спектр экологических ниш. Это подтверждается тем, что строматолиты рифея, в частности и ЮТЗ, ассоциируют с разнообразными типами пород.
Естественно, размещение строматолитов в бассейнах не было равномерным. На их морфологию оказывали влияние и экологические факторы (характеристика субстрата, количество поступающего детритового материала и т.д.) и биологические факторы (состав строматолитообразователей, способ их разложения и развития). В каждом конкретном случае условия роста строматолитов должны интерпретироваться, учитывая как можно больше данных (морфологию построек, микроструктуру, тип заполнителя межстолбикового пространства, морфологию столбиков и их превышение над окружающим осадком, степень эрозии строматолитовых ламин).
Строматолитовые породы встречаются практически во всех разрезах и представлены, главным образом, доломитами. Известняки отмечены лишь в вэдрэшевской толще в виде 30-метровой пачки. Доломиты окрашены в основном в серый, светло-серый, часто с зеленоватым или коричневатым оттенком, цвет и слагают как мелкие биогермы, так и довольно мощные биогермные комплексы (юрубченская, куюмбинская, юктенская толщи).
В составе строматолитов ЮТЗ выделяются несколько морфотипов, которые охватывают практически все многообразие докембрийских форм: столбчатые ветвящиеся, столбчатые неветвящиеся (конофитоидные), пластовые (водорослевые маты или ламиниты) и министроматолиты (Семихатов, 1962; Раабен, 1969; Крылов, 1963 и др.).
Характерным признаком (текстурным и структурным) строматолитов является закономерная микрослоистость, обусловленная чередованием микрослоев темного и светлого карбоната. Наиболее широко в пределах рассматриваемой территории распространены пластово-строматолитовые (ламинитовые) породы. Они составляют значительные части разрезов юрубченской, куюмбинской, и юктенской толщ. Отмечаются в составе долгоктинской, копчерской и ирэмэкэнской толщ. Это полого-волнистослоистые, прерывисто-тонкослоистые породы, в которых выделяются несколько разновидностей микроструктур: 1) Четкая горизонтальная или линзовидная слоистость, обусловленная переслаиванием темно-серых и светло-серых прослоев (рис.8). Темные микрослои (0,08-1 мм) сложены микрокристаллическим карбонатом, а светлые (0,05-0,5 мм) состоят из тонко-мелкокристаллического карбоната и образуют либо выдержанные горизонтальные или слабоволнистые слои, либо линзы и извилистые слои изменчивой толщины (рис.9). Форма кристаллов в микрослойках разнообразная: изометричная, ромбоэдрическая, более редко отмечаются вытянутые волокнистые индивиды, образующие фиброзную (микрошестоватую) структуру. 2) Строматолиты с нечетким волнисто-линзовидно-пятнистым строением, где темные микрослои образуют вытянутые по слоистости неправильные скопления и линзы (рис. 10). 3) Микроструктура слоисто-сгустковая. Темные микрослои могут быть в виде слойков и микролинз неясносгусткового строения или в виде четких слоев сгусткового и комковатого строения. Комки часто сконцентрированы в нижней части слоев. Светлые микрослои отмечаются в виде прерывистых лент переменной толщины (0,05-0,5 мм), сложенных тонкокристаллическим светлым доломитом, в котором отмечаются скопления темного микрокристаллического карбоната в виде линзочек и сгустков. В верхних частях микрослоев, как правило, сгустки отсутствуют. В темных микрослоях сгустки более крупные (0,02-0,1 мм), чем в светлых (0,01-0,02 мм) (рис.11).
В пластово-строматолитовых породах параллельно слоистости иногда наблюдаются уплощенные фенестры, длиной до 3 см и высотой до 0,5 см. Наиболее крупные из них выполнены по переферии друзовым доломитом, а в центральной части - яснокристаллическим доломитом или кварцем. Мелкие пустоты, как правило, полностью заполнены яснокристаллическим карбонатом (см. рис.11).
Влияние условий осадконакопления на формирование коллекторских свойств карбонатных пород
За счет интенсивной перекристаллизации различных типов карбонатных пород образовались яснокристаллические доломиты, в которых первичная структура в основном нераспознаваема. Это светлые плотные породы, которые часто макроскопически имеют "сахаровидный" (песчаниковидный) облик. Они образуют отдельные слои и пачки среди зернистых и строматолитовых доломитов.
Яснокристаллические доломиты в разной степени перекристаллизованы. Перекристаллизация часто неоднородная (пятнистая) и обусловлена концентрацией более крупных (0,15-0,3 мм) или более мелких (0,05-0,1 мм) кристаллов в неправильные пятна (рис.22). В некоторых разновидностях отмечаются микросгустки и небольшие выделения неяснокристаллического карбоната, которые либо остались в качестве реликтов от зернистой структуры, либо образовались в результате перекристаллизации микрита (рис.23).
Иногда яснокристаллические доломиты обнаруживают линзовидно-слоистое строение за счет чередования средне-мелкокристаллических (0,1-0,3 мм) и тонкокристаллических (0,03-0,05 мм) слойков, обусловленное, возможно, первоначальной строматолитовой слоистостью. Форма кристаллов доломита преимущественно ромбоэдрическая, изометричная. Реже отмечаются породы, в которых преобладают ксеноморфные лапчатые кристаллы, срастающиеся между собой по извилистым границам, образованные в результате перекристаллизации под воздействием давления. Межкристаллическое пространство между ромбоэдрическими кристаллами часто заполнено глинисто-углеродистым веществом, которое вытеснилось при перекристаллизации и "окаймляет" кристаллы. Этим же материалом выполнены и стилолиты. Породы часто разбиты прожилками (преимущественно субвертикальными) более позднего средне-крупнокристаллического доломита. Обычно это чистые разновидности, содержащие примесь терригенного материала (от первых процентов до 10%). В некоторых случаях скопления обломочных зерен приурочены к стилолитам.
Из приведенного описания рифейских карбонатных пород ЮТЗ видно, что они представлены в основном доломитами. В связи с этим необходимо отметить, что проблема доломитообразования до сих пор окончательно не решена. В современных карбонатных осадках имеются лишь единичные находки седиментационного доломита, и то в очень небольших объемах (Borch, Lock, 1979; Patterson, Kinsman, 1982; Патрунов, 1983 и др.). Попытки выделить доломит в экспериментальных условиях при температуре дневной поверхности приводят к образованию магнезиальных кальцитов, в решетке которых отсутствует упорядоченность, присущая решетке доломита. Однако, при более высоких температурах и концентрациях карбонатных ионов из исследуемой морской воды могут выделяться магнезиальный кальцит, протодоломит и доломит (Мандрикова и др., 1970; Казанский, Любушко, 1980; Нечипоренко, Бондаренко, 1988 и др.). По-видимому, первоначально происходило соосаждение известковых и магнезиальных соединений и лишь затем диагенетическое образование доломита как минерального индивида (Кузнецов, 2000).
Суммируя данные по структуре и генезису карбонатных пород изученных разрезов, надо подчеркнуть, что они образовались в основном при прямом или косвенном участии бентосных и планктонных микробиальньгх сообществ в мелководной морской среде. Разнообразие карбонатных осадков обусловлено различиями в физико-химических и гидродинамических условиях, контролирующих седиментацию на шельфе. Наиболее широко в рифейских отложениях ЮТЗ распространены строматолитовые (главным образом, ламинитовые) и зернистые (часто хорошо или средне сортированные) породы, характеризующиеся благоприятной первичной структурой пор, которая обеспечивает их потенциально высокие фильтрационные и емкостные свойства.
Приведенные выше материалы свидетельствуют о значительном разнообразии карбонатных пород, развитых в рифейских отложениях ЮТЗ. Все они участвуют в строении различных литологических комплексов. Под литологическим комплексом мы понимаем относительно крупное геологическое тело, которое характеризуется определенным составом (списком типов пород) и структурой и отличается по этим признакам от окружающих тел.
Ниже приводится характеристика осадочных комплексов, участвующих в строении каждой толщи. В составе рифейских образовании ЮТЗ выделяется 20 различных типов литологических комплексов (табл.4). Число тех или иных комплексов в структуре рифея изменчиво: некоторые встречаются 1-2 раза, другие многократно повторяются в разрезе. Мощность их меняется от 30-70 м до 430 м, но обычно составляет около 100-200 м.
В основании разреза рифея залегает терригенный комплекс №1, который соответствует по объему зелендуконской толще. Он вскрыт скв.Ю-30 Юрубчено-Вэдрэшевского блока в инт.2948-3208 м и сложен красно-бурыми, розовато-серыми и светло-серыми мелкозернистыми полевошпатово-кварцевыми песчаниками со средней и хорошей сортировкой обломочного материала. Текстура песчаников массивная, иногда отмечается неясно выраженная горизонтальная и пологая косая слоистость. Около 15-30% обломочной части составляют неизмененные и слабо измененные калиевые полевые шпаты, преимущественно микроклин, реже ортоклаз. Среди второстепенных компонентов встречаются полностью хлоритизированные обломки пород, силицитов и кварцевых алевролитов, а также глобули глауконита. Цемент пленочный глинистый. В породах верхней части комплекса широко развиты регенерационные каемки вокруг зерен кварца и калиевых полевых шпатов. Мощность комплекса достигает 260 м.
На северо-востоке ЮТЗ скважиной К-204 вскрыты верхние 10 метров рассматриваемого комплекса (инт.2589-2599 м). Здесь наблюдается переслаивание (мощностью 1-2 метра) серых кварцевых песчаников и конгломератов. Песчаники от мелко- до крупнозернистых, часто с примесью зерен гравийной размерности (до 5 мм). Обломки неокатанные и полуокатанные.
Постседиментационные преобразования карбонатных коллекторов
Пизолитовые зерна имеют неправильно-округлые формы и размеры от 0,7 до 2,5 мм. Концентрически-слоистые оболочки часто плохо выражены из-за перекристаллизации. Такие оболочки иногда наблюдаются вокруг крупных обломков строматолитовых ламин. Интракласты представлены удлиненными и сглаженно-округлыми обломками неяснокристаллических, строматолитовых, реже комковатых доломитов. Наряду с мелкими зернами очень часто встречаются крупные неокатанные удлиненные (от 1 до 7 см в длину) обломки строматолитовых доломитов. В свою очередь в строматолитовых прослоях нередко наблюдается седиментационное растрескивание ламин. В некоторых строматолитовых слойках сохранилась фиброзная структура и изредка отмечаются фенестры. Среди строматолитов присутствуют как пластовые, так и мелкостолбчатые формы. Поскольку все указанные скважины вскрывают отложения рассматриваемого комплекса фрагментарно, точно определить его мощность на данном участке Юрубчено-Вэдрэшевской площади невозможно. Почти полностью он представлен лишь в разрезе скв.Ю-69, где вскрытая мощность комплекса составляет 390 м.
В верхах юрубченской толщи (скв.Ю-30, инт.2285-2375 м; скв.Ю-35, инт.2420-2590 м; скв.Ю-37, инт.2370-2460 м; скв.Ю-61, инт.2320-2415 м; скв.Ю-48, инт.2433-2535 м) среди строматолитовых и зернистых карбонатных пород появляются микритово-зернистые, микритовые и глинистые разновидности, а также прослои аргиллитов. В разрезах перечисленных скважин на данном уровне наблюдается чередование пакетов метрового масштаба (0,5-1 м) с обмелением кверху, в которых преобладают серые и зелено-серые, иногда окремненные строматолитовые доломиты. Строматолиты в основном пластовые, лишь в отложениях скв.Ю-37 среди них встречаются мелкие купола (диаметром 7-8 см, высотой 4 см) столбчатых форм. В строматолитовых слойках нередко наблюдается седиментационное дробление ламин и их эрозия. В основании метровых последовательностей, слагающих рассматриваемый комплекс (№10), залегают микритовые, микритово-интракластические, комковато-мелкоинтракластические, глинистые доломиты и аргиллиты, но их количество и мощности в разрезах отдельных скважин различны (см.рис.27). В скв.Ю-30 наибольшим распространением пользуются прослои однородных микритовых и глинистых доломитов (0,1-0,5 м), а в нижней части комплекса, судя по ГК, еще и аргиллитов (до 0,2-0,4 м). Прослои интракластических пород наблюдаются реже и их мощность не превышает 0,1 м, причем преобладают крупноинтракластические разновидности, которые иногда содержат алевритовую примесь кварца и вместе с ламинитами формируют верхние части последовательностей метрового масштаба. В кровле пакетов обмеления в виде очень тонких слойков (в первые мм и см мощностью) на поверхностях наслоения ламинитов встречаются бурые и зеленые аргиллиты, в которых иногда отмечаются трещины усыхания. Аналогичное строение имеет комплекс в разрезах скв. Ю-48 и Ю-37. В скв. Ю-35 в составе комплекса, по-видимому, отсутствуют аргиллиты и меньше количество глинистой составляющей в доломитах. Здесь строматолитовые доломиты содержат прослои однородных микритовых и микритово-интракластических, а также интракластических доломитов (0,1-0,2 м мощностью). В скв. Ю-61 среди строматолитовых доломитов наиболее часто отмечаются прослои интракластических и комковато-интракластических пород (0,1-0,3 м мощностью), а глинистые доломиты и аргиллиты встречаются реже. Мощность рассмотренного комплекса 90-98 м.
В восточном направлении (скв.Ю-40, инт.2240-2360 м; скв.Вд-1, инт.2365-2500 м; скв.Ю-100, инт. 2350-2400 м) рассмотренные отложения замещаются, по-видимому, строматолитовыми и зернистыми доломитами 9 литологического комплекса (интервал в данных скважинах очень плохо охарактеризован керном).
В пределах Мадринского блока отложения юрубченской толщи вскрыты полностью скв.М-156 (инт.3730-3300 м). Разрез имеет однородное строение и сложен только зернистыми породами, характеризующими 11 литологический комплекс (рис.29,30). Это светло-серые, иногда с зеленоватым оттенком массивные оолитово-интракластические и комковато-оолитово-интракластические доломиты. Породы в основном хорошо сортированы. Размер оолитов 0,1-0,3 мм, редко до 0,5 мм. Довольно часто в них наблюдается хорошо выраженное концентрически-слоистое строение. Размер интракластов колеблется от 0,2 до 2 мм, но иногда отмечаются прослои с более крупными обломками (до 1-5 см в длину). Карбонатный ил, как правило, вымыт, и зерна сцементированы яснокристаллическим доломитом. Среди зернистых разновидностей встречаются слойки (мощностью в первые мм) со строматолитовой слоистостью, образованные тонкими водорослевыми пленками. В них часто отмечается растрескивание л амин на отдельные удлиненные интракласты. В верхней части разреза отмечаются линзочки (мощностью до 7 мм) кварцевых песчаников, а также небольшая примесь зерен кварца в доломитах. Как и в разрезах Юрубчено-Вэдрэшевского блока в скв.М-156 породы этого уровня окремнены.
В северном направлении строение юрубченской толщи становится более сложным (см.рис.29). Ее нижняя часть полностью вскрыта скв.К-5 (инт.223 0-2440 м) и частично скв.К-6 (инт.2780-2850 м). В основании разреза скв.К-5 (инт.2387-2440 м) преимущественное развитие получили зернистые породы, которые в отличие от отложений скв.М-156, содержат прослои строматолитовых доломитов, что позволяет их отнести к другому литологическому комплексу № 12. В последовательностях метрового масштаба, фиксирующих обмеление бассейна, преобладают зернистые разновидности (см.рис.ЗО), которые представлены пизолитово-оолитово-интракластическими и оолитово-пизолитовыми доломитами, обогащенными зернами кварца, редко полевых шпатов, алевритовой размерности. Примесь терригенного материала составляет 10-20%, а в некоторых прослоях, судя по каротажу, ее количество возрастает. Породы часто окремнены.
Вверх по разрезу отложения 12 комплекса сменяются строматолитовыми и зернистыми породами 9 комплекса, образующими последовательности метрового масштаба, аналогичные вышеописанным в отложениях такого же комплекса. Кроме того, фиксируется тонкое переслаивание (3-5 мм), обусловленное штормовыми волнениями (см.рис.ЗО). Зернистые доломиты представлены в основном пизолитово-оолитово-интракластическими и комковато-оолитово-интракластическими, реже комковато-интракластическими разновидностями, которые хорошо и средне сортированы. Размер зерен от 0,1 до 2 мм. В большинстве слойков они сцементированы яснокристаллическим доломитом, но отмечаются участки с сохранившимся микритовым матриксом. Строматолитовые слойки представляют собой остатки водорослевых матов. В них часто отмечается дробление ламин , в результате чего среди зернистых разновидностей появляются прослои с крупными удлиненными интракластами. В строматолитовых доломитах часто отмечаются фенестры. Вскрытая мощность комплекса 157 м.
В скв.К-6 нижние 70 метров разреза, соответствующие рассматриваемому уровню, керном практически не охарактеризованы. Учитывая данные ГК и небольшой выход керна, можно предположить, что здесь идет переслаивание интракластических и глинистых доломитов, а также возможны маломощные прослои ламинитов и аргиллитов. Эти отложения выделяются в литологический комплекс № 13 (см.рис.29-А).
