Содержание к диссертации
Введение
1. Общие сведения о геологическом строении района исследования 8
1.1. Фундамент 9
1.2. Стратиграфия отложений рифея и венда Байкитской антеклизы 14
1.3. Интрузивные образования 22
1.4. Тектоника 23
1.5. Палеогеография и обстановки осадконакопления на юго-западе Сибирской платформы в позднем протерозое 26
2. Материалы и методы исследования 29
2.1. Материалы исследования 29
2.2. Методы исследования
2.2.1. Петрографические и катодолюминесцентные исследования 30
2.2.2. Геохимические и изотопные исследования 32
2.2.3. Микротермометрические и криометрические исследования 34
2.2.4. Исследование пиролиза органического вещества методом Rock-Eval 34
3. Результаты исследований 36
3.1. Петрографические и катодолюминесцентные исследования 36
3.1.1. Классификации, используемые при описании карбонатных пород рифея – венда 36
3.1.2. Литотипы карбонатных пород рифея и венда Байкитской антеклизы 38
3.1.3. Постседиментационные изменения исследуемых карбонатов 48
Доломитизация известняков и цементация доломитом 48
Перекристаллизация 53
Окремнение 59
Образование стилолитовых швов 62
Образование трещин и заполнение их доломитом и кальцитом 66
Выщелачивание и карстообразование 72
Сульфатизация 76
3.2. Геохимические и изотопные исследования карбонатов 78
3.2.1. Главные и рассеянные элементы 78
3.2.2. Редкоземельные элементы 82
3.2.3. Стабильные изотопы кислорода и углерода 86
3.2.4. Изотопы стронция
3.3. Термобарометрические и криометрические исследования 92
3.4. Исследование пиролиза органического вещества методом Rock-Eval 97
4. Обсуждение результатов исследования 99
4.1. Термальная история Куюмбинского участка бассейна Байкитской антеклизы по данным зрелости органического вещества и температурам гомогенизации газово-жидких включений 99
4.2. Зональность постседиментационных преобразований карбонатных пород Куюмбинского месторождения 105
4.3. Стадиальный анализ 109
4.4. Постседиментационные преобразования пород рифея и венда Куюмбинского месторождения и их связь с геологической историей Байкитской антеклизы 116
Выводы 123
Список литературы
- Интрузивные образования
- Геохимические и изотопные исследования
- Литотипы карбонатных пород рифея и венда Байкитской антеклизы
- Зональность постседиментационных преобразований карбонатных пород Куюмбинского месторождения
Введение к работе
Актуальность работы. Общим вопросам геологического строения, стратиграфии, нефтегазо-носности карбонатных отложений рифейского возраста Байкитской антеклизы (юго-западная окраина Сибирской платформы) посвящено значительное количество отечественных и зарубежных публикаций (например, Краевский и др., 1991; Хабаров и др., 2002, Коробов, Коробова, 2008; Лукин и др., 2009; Фролов и др., 2013, Frolov et al., 2011, Frolov et al., 2015 и другие). Однако в большинстве работ приведены довольно общие сведения о постседиментационных преобразованиях пород. В некоторых публикациях приводятся подробные данные об отдельных аспектах вторичных изменений пород, например, об окремнении (Пустыльников, Вакуленко, 1997; Вараксина, 2006) или карстообразовании (Постникова и др., 2001). Относительно других постседиментацион-ных изменений карбонатных толщ Куюмбинского месторождения имеются разнородные данные. Например, Лукин и др. (2009) указывают, что рифейские карбонатные породы являются «метасо-матическими доломитами», и основную роль при их образовании играли высокотемпературные доломитизирующие растворы, хотя данные выводы почти не подтверждены аналитическим исследованиями. С другой стороны, при обилии изотопно-геохимических анализов в работе Виноградова и др. (1998) не приводятся причины, определившие смещенние изотопных характеристик пород.
Анализ опубликованной литературы по карбонатным коллекторам Байкитской антеклизы показывает, что решающую роль при формировании пород-коллекторов в пределах Куюмбинского месторождения играли именно постседиментационные процессы, в то время как первичные пористость и проницаемость не имели существенного значения (Макаров и др., 1998; Постникова и др., 2001; Багринцева и др., 2015). В связи с этим выявление общих закономерностей и последовательности формирования постседиментационных изменений, их распространение в пределах отдельных стратиграфических уровней, увязка с историей тектонического развития региона посредством различных общегеологических и аналитических методов представляется задачей актуальной и важной для построения полной и достоверной модели строения месторождения.
Цель работы и задачи работы. Целью настоящей работы является установление условий постседиментационных преобразований рифей-вендских карбонатов Куюмбинского месторождения, закономерностей их распределения и определение их связи с геологической эволюцией Бай-китской антеклизы.
Для достижения данной цели были поставлены следующие задачи:
-
Собрать и проанализировать опубликованную литературу по геологическому строению, тектонической эволюции и нефтегазоносности исследуемого региона.
-
Определить возраст фундамента Сибирской платформы в пределах изучаемой территории по данным U-Pb датирования цирконов.
3. Провести петрографические и катодолюминесцентные исследования шлифов, выявить ос
новные постседиментационные изменения карбонатных пород Куюмбинского месторождения.
-
Определить последовательность постседиментационных изменений в исследуемых породах и их приуроченность к конкретным стратиграфическим уровням или литотипам в карбонатах ри-фея и венда.
-
Определить условия формирования жильных карбонатных минералов посредством изотопно-геохимических и микротермометрических исследований.
-
Оценить амплитуду вертикальных перемещений рифейских пород Куюмбинского участка по результатам исследований методами Rock-Eval и микротермометрии флюидных включений.
-
Построить модель термической эволюции исследуемого региона и провести корреляцию термических и тектонических событий.
-
Обобщить полученные данные и построить модель постседиментационных преобразований пород Куюмбинского месторождения в связи с геологическим развитием региона.
Научная новизна. На основе комплексных петрографических, катодолюминесцентных, изотопно-геохимических и микротермометрических данных предложена модель стадийности постсе-диментационных изменений карбонатных комплексов рифея – венда Байкитской антеклизы и показана ее связь с различными этапами геологического развития региона. Для участка Байкитской
антеклизы проведена численная оценка погружения бассейна (по степени катагенеза органического вещества и температурам гомогенизации флюидных включений).
Теоретическое и практическое значение. Карбонатные породы рифейского возраста в пределах Куюмбинского месторождения являются коллекторами углеводородов, и новые данные по постседиментационным изменениям могут учитываться при поисках и разведке месторождения. Примененный комплексный подход к изучению диа- и катагенетических преобразований карбонатных пород может быть использован для аналогичных исследований в близких по строению и истории развития регионах.
Основные защищаемые положения:
-
Мадринская толща (нижний рифей) в рифее была погружена на глубину до 7 км и достигла предельной степени катагенеза. Заполнение секущих рифейский разрез трещин доломитом происходило на глубинах 2–4 км. При последующем (до венда?) складкообразовании и воздымании значительная часть рифейского разреза Байкитской антеклизы (для исследованных скважин – 5,3–7 км) была эродирована.
-
Установленная стадийность постседиментационных изменений рифей-вендских отложений находится в связи с этапами тектонического развития Байкитской антеклизы. Постседиментаци-онные изменения карбонатов рифея прошли на четырех этапах: осадконакопления и погружения (ранний – средний (поздний?) рифей), складкообразования и воздымания, стабилизации и пенеп-ленизации (поздний рифей) и повторного погружения (венд). Постседиментационные изменения вендских карбонатов протекали на этапе осадконакопления и погружения бассейна.
-
Карбонатные породы рифея Куюмбинского месторождения претерпели значительные диа-и катагенетические преобразования, приведшие к изменению исходных 87Sr/86Sr значений характерных для морской воды рифейского бассейна. Изотопно-геохимические характеристики (18О, 13С, 87Sr/86Sr, рассеянные и редкоземельные элементы) в породах матрикса и заполнения трещин указывают на локальный источник трещинных генераций карбонатов.
Фактический материал и личный вклад. В основу работы был положен материал, предоставленный ООО «Газпромнефть-НТЦ» и сотрудниками Кафедры геологии и геохимии горючих ископаемых Геологического факультета МГУ. Лично автором были проведено петрографическое описание шлифов, катодолюминесцентные исследования, пробоподготовка материала для изотопно-геохимических и микротермометрических исследований и интерпретация результатов исследований.
Публикации и апробация работы. По теме диссертации было опубликовано 4 работы, из них 2 в журналах, включенных в перечень научных изданий ВАК.
Структура и объем работы. Диссертационная работа содержит 137 страниц печатного текста, состоит из введения, 4 глав, заключения, списка литературы и 4 приложений. В работе содержится 11 внутритекстовых таблиц, 75 рисунков. Список литературы включает 146 названий (из них 63 на русском, 83 – на английском языке).
Интрузивные образования
Наиболее древние породы, залегающие на фундаменте с угловым несогласием – розоватые мелкозернистые кварцевые и полевошпат-кварцевые песчаники зелендуконской (делингдэкэнской) толщи, в которых отмечаются прослои темно-серых аргиллитов, реже в толще встречаются гравелиты, конгломераты и алевролиты (Хабаров, Вараксина, 2011). Мощность толщи более 200 м. Ar-Ar датировки синседиментационных долеритов, интрудированных в породы зелендуконской толщи, показали, что внедрение происходило не позднее 1500 млн лет назад (Хабаров и др., 2002).
Зелендуконская толща перекрывается существенно глинистой вэдрэшевской толщей с подчиненными прослоями карбонатных пород (известняков и доломитов), мощность толщи от 115 (Мельников и др., 2005) до 300 м (Хабаров, Вараксина, 2011).
Мадринская толща сложена темно-серыми глинисто-доломитовыми породами с частыми прослоями аргиллитов и сравнительно чистых доломитов, с единичными прослоями кремней и линзами пирита. Мощность толщи около 300 м. Соотношение вэдрэшев-ской и мадринской толщ остаётся дискуссионным. Некоторые исследователи (Краев-ский и др., 1997; Мельников и др., 2005) не выделяют вэдрэшевскую толщу отдельно или указывают эти две толщи как одновозрастные подразделения, аргументируя свое мнение отсутствием единого разреза, где представлены обе толщи, и делая заключение, что они представляют собой близкие глинисто-карбонатные литокомплексы, интерпретируемые как одновозрастные и фациально друг друга замещающие. Вышележащая юрубченская толща отличается от вэдрэшевской и мадринской существенно более карбонатным разрезом. Другие исследователи (Гутина, Прицан, 2003; Хабаров, Вараксина, 2011) выделяют эти толщи в качестве самостоятельных единиц, помещая вэдрэшевскую под мадринской в стратиграфической колонке.
Мадринскую толщу перекрывает существенно карбонатная юрубченская толща, которая сложена преимущественно фитогенными доломитами. Микрофитолитовые доломиты переслаиваются со строматолитовыми и интракластическими, в том числе с доломитовыми брекчиями и плоскогалечными конгломератами, сложенными уплощенными и удлиненными обломками доломитов. Переслаивание имеет ритмичный характер; часто в разрезе на разных уровнях отмечаются пласты иловых доломитов (долмикри-тов), горизонтально- и линзовидно-, иногда неяснослоистых пород. Доломиты песчаные или с прослоями песчаников, в качестве прослоев также присутствуют мергели и глинистые доломиты. Фациальным одновозрастным аналогом юрубченской толщи в работе Краевского и др. (1997) названа шиктинская толща, сложенная интракластовыми доломитами, в более поздних работах шиктинская толща является синонимом юрубченской (Краевский, Мельников, 1998; Краевский, Шишкин, 2000). Мощность юрубченской толщи составляет 330–640 м.
Долгоктинская толща перекрывает юрубченскую толщу, сложена толща илистыми и глинистыми доломитами с частыми прослоями аргиллитов, со слойками кварц-содержащих, местами глауконит-содержащих песчаников, с редкими пластами доломитовых брекчий взламывания. Мощность толщи 60–240 м (Хабаров, Вараксина, 2011).
Выше залегает куюмбинская толща, в составе которой преобладают темно-серые и серые пластово-строматолитовые доломиты, иловые, глинистые, обломочные со слоями доломитовых брекчий, доломитовые мергели, пропластки аргиллитов и прослои кремней (Мельников и др., 2005). По сравнению с юрубченской для куюмбинской толщи характерно бльшее количество обломочных разностей доломитов (Краевский и др., 1997). Мощность куюмбинской толщи составляет 480–540 м.
Копчерская толща четко обособляется по каротажным кривым от подстилающей и перекрывающей существенно карбонатных толщ; она сложена иловыми и глинистыми, иногда фитогенными доломитами с частыми прослоями аргиллитов и глинисто-карбонатных пород. В верхней части толщи залегают мелко- и крупнообломочные брекчии с обломками доломитов и углисто-глинистых пород. Мощность копчерской толщи варьирует от 90–100 м (Мельников и др., 2005) до 130 м (Харахинов, Шленкин, 2011).
Копчерскую толщу согласно (через переходную пачку) перекрывает юктенская толща, которая представляет собой комплекс разнообразных фитогенных доломитов (строматолитовых и онколитовых), обломочных пород (песчано-гравийной размерности), а также брекчий с обломками строматолитовых пород; в подчиненном количестве в толще присутствуют массивные доломиты. Мощность юктенской толщи составляет 500 м.
Рассолкинская толща представляет собой глинисто-доломитовое тело, но в отличие от долгоктинской и копчерской толщ рассолкинская толща менее глинистая и содержит крупные интервалы (20–50 м) сравнительно чистых доломитов, среди которых есть пласты строматолитовых построек. Мощность рассолкинской толщи 190–230 м.
Вингольдинская толща сложена преимущественно строматолитовыми доломитами, причем нижняя часть представлена в основном пластово-строматолитовыми постройка 20 ми и обломочными доломитами, а верхняя – постройками столбчатых доломитов, в верхах породы песчанистые и песчаные, с частыми прослоями аргиллитов. Максимальная мощность вингольдинской толщи составляет 690 м.
Токурская толща сложена преимущественно зелеными аргиллитами с редкими красноцветными прослоями и частыми горизонтами зелено-серых и зеленых доломитов. Мощность токурской толщи –110-130 м.
Завершает разрез пород рифея Байкитской антеклизы ирэмэкэнская толща, сложенная кремовыми доломитами со столбчатыми строматолитовыми постройками, помимо которых встречаются фитогенно-обломочные доломиты и доломитовые брекчии; в толще присутствуют частые глинистые прослои. Неполная мощность ирэмэкэнской толщи составляет 220 м.
Взаимоотношения толщ рифейского разреза остаются неясными. Так, Н.В. Мельников и др. (2005) указывают, что большинство толщ имеют согласные границы, и размывы есть только в нижней части зелендуконской толщи и перед юрубченской толщей. В работе (Харахинов, Шленкин, 2011) указаны многочисленные перерывы в осадконакоп-лении между рифейскими толщами: перед вэдрэшевской, мадринской, внутри мадрин-ской, перед юрубченской, долгоктинской, куюмбинской, копчерской, рассолкинской, вингольдинской и токурской толщами. Связаны эти перерывы с тектоническими событиями (грабенообразование, формирование рифтогенных впадин, смена рифтового режима на режим пассивной окраины). Венд Отложения венда с угловым несогласием перекрывают отложения рифея и иногда – фундамент Сибирской платформы. В целом стратиграфия вендских отложений разработана значительно детальнее, чем рифейских: в разбуренных районах корреляция разрезов доведена до уровней слоев, в плохо изученных бурением – до уровня пачек (Мельников и др., 2005).
В отложениях венда Сибирской платформы выделено три горизонта, отражающих крупные этапы седиментации – непский, тирский и даниловский, последний разделен на нижний, средний и верхний подгоризонты (Шенфиль, 1991). Горизонты выделены по седиментационным признакам – выдержанности литологического состава, наличию региональных перерывов и циклическому строению вендских отложений (Мельников и др., 2005). В структурно-фациальном плане отложения венда Байкитской антеклизы располагаются в двух районах: большая часть изучаемой территории попадает в Бахтинский район Турухано-Сюгджерского региона, а небольшая южная часть относится к Катанг-скому району Катангско-Ботуобинского региона. Отложения венда Байкитской антекли-зы разделены на 5 свит (таблица 1.3), ванаварская и оскобинская свиты появляется только в южных районах Байкитской антеклизы в депрессионных формах предвендского рельефа, а катангская, собинская и тэтэрская развиты повсеместно.
Геохимические и изотопные исследования
Карбонатные породы рифея и венда Байкитской антеклизы представлены либо доломитами (в подавляющем большинстве случаев), либо доломитизированными известняками. Для описания структуры исследованных пород была использована классификация, описывающая как чистые доломиты, так и частично замещенные породы. Эта классификация была предложена Г.М. Фридманом в 1965 году и дополнена Д.М. Греггом и Д.Ф. Сибли (Gregg, Sibley, 1984). Авторами введено два основных типа границ кристаллов – планарные (прямые, кристаллы с планарными гранями называются идиоморфными) и непланарные (непрямые, неровные, кристаллы с непрямыми гранями и ундулирующим погасанием называются ксеноморфными). В соответствии с этим делением выделяют семь типов структур, образуемых доломитом (рисунок 3.1):
Идиоморфный – Э, эвгедральный: яснокристаллический ромбоэдрический доломит. Межкристаллическое пространство может быть заполнено другим минералом, таким как кальцит, или может быть пористым, как в случае «сахаровидного» доломита.
Идиоморфный – С, субгедральный. Слабопористые породы, границы между зернами прямые, порода характеризуется большим количеством реликтовых границ зерен.
Идиоморфным – Ц, цементный. Цементный доломит заполняет поры или трещины. Такой доломит может продуцироваться ростом доломитового цемента или постепенным замещением границ кальцитовый аллохем (компоненты карбонатных пород химического или биохимического происхождения, образовавшиеся внутри бассейна и претерпевшие перенос), после растворения сердцевин незамещенных аллохем. Рис. 3.1. Структурная классификация типов доломитов Д.М. Грегга и Д.Ф. Сибли (Gregg, Si-bley, 1984).
Идиоморфный – П, порфироморфный. Свободно находящиеся ромбоэдры доломита в известковом цементе.
Ксеноморфный – А, ангедральный. Доломиты с низкой пористостью, ангедральными зернами, по большей части с кривыми, полукруглыми, зубчатыми гранями или неотчетливыми краями. Такой доломит часто имеет большое количество включений, из-за которых появляется «грязная» тонкая каемка по краям кристаллов. Эти доломиты обычно показывают волнистое погасание в скрещенных николях.
Ксеноморфный – Ц, цементный. Неправильные кристаллы заполняют пустоты породы. На схеме, представленной в работе (Gregg, Sibley, 1984), этот тип представляет «седловидный доломит» (saddle dolomite). Седловидный доломит характеризуется кривыми поверхностями кристаллов и волнистым погасанием, что отражает искривленную кристаллическую решетку. Он является частым продуктом поздних стадий диагенеза и гидротермальных процессов, заполняя поры или пустоты. Рост кристаллов седловидного доломита происходит довольно быстро (Searl, 1989), из-за чего и образуются изогнутые края. Температура образования седловидного доломита оценивается в 80–235оС, но обычно составляет 100–180оС (Davies, Smith, 2006). Ксеноморфный – П, порфироморфный. Отдельные ксеноморфные зерна, находящиеся в матриксе породы.
При описании размерности зерен мы опирались на классификацию, предложенную Р.Л. Фолком в 1962 году (Folk, 1962) в которой выделяются следующие типы структур: Название структуры Размер кристаллов доломита, мм Афанитовая (скрытокристаллическая) до 0,004 Тонкокристаллическая 0,004–0,016 Яснокристаллическая 0,016–0,25 Крупнокристаллическая 0,25–1 Очень крупнокристаллическая 1–4 Гигантокристаллическая более 4 1. Литотипы рифейского комплекса 1) Кристаллические доломиты развиты наиболее широко в изученных шлифах (рисунок 3.2). Они описаны из пород юрубченской, долгоктинской, куюмбинской, копчер-ской и вигольдинской толщ. Структура пород тонко-крупнокристаллическая, неравно-мернокристаллическая. Текстура пород массивная, иногда горизонтально слоистая. Размер кристаллов 20–250 мкм, чаще – 70–100 мкм; кристаллы идиоморфные субгедраль-ные, образуют плотную мозаичную непористую структуру. Кристаллы доломита часто перекристаллизованы, они характеризуются незональным слабо неоднородным катодо-люминесцентным свечением от темно-красного до темно-бордового цвета. В качестве примеси в таких породах может присутствовать до 5 % кварцевых зерен алевритовой размерности (катодолюминесцентное свечение голубое или отсутствует). Рис. 3.2. Фотографии кристаллического массивного доломита (шлиф ТК-506-16) в проходящем свете (слева) и при катодолюминесцентном свечении (справа). 2) Строматолитовые доломиты (описаны из образцов из куюмбинской, копчерской и вингольдинской толщ). Структура пород от афанитовой до яснокристаллической, текстура – горизонтально и волнистослоистая. Слойки строматолитовых построек в разрезе могут чередоваться со слойками пелоидных доломитов.
Строматолитовые доломиты представлены двумя типами. Строматолиты первого типа (обр. N2-17, N8-12, К-221-1, К-221-2, ТК-507-5) сложены микритовым или микроспа-ритовым доломитом, переслаивающимся со слойками, сложенными халцедоном (рисунок 3.3); доломит характеризуется однородной красной катодолюминесценцией, у халцедона катодолюминесценция либо тусклого коричневого цвета, либо отсутствует. В окремненных доломитах по сравнению с неокремненными текстура и структура строма-толитовых построек сохраняется значительно лучше, и связано это, по-видимому, с тем, что перекристаллизации и возможному замещению препятствовало раннее окремнение осадка (Hofman, Jackson, 1987).
Литотипы карбонатных пород рифея и венда Байкитской антеклизы
Условия образования доломита в приповерхностных условиях, как отмечалось выше, являются значительной проблемой для геологов. В современных осадках доломиты встречаются редко - лишь в эфемерных озерах и надприливных обстановках, хотя морская вода пересыщена по отношению к доломиту (Tucker, 1982). Исследования условий формирования доломита продолжаются, и к настоящему моменты выделяются несколько генетических типов доломита:
1. Первичный или синседиментационный доломит (раннедиагенетический) осаждается напрямую из морской воды в бассейне осадконакопления. Из-за отсутствия прямых доказательств того, что доломит может осаждаться в приповерхностных условиях, некоторые исследователи (Кузнецов, 2007) полагают, что первичный доломит исходно отлагается как высокомагнезиальный кальцит, и затем в бассейне осадконакопления в раннем диагенезе происходит быстрая (синседиментационная) доломитизация такого осадка.
2. Вторичный массивный доломит (катагенетический) образуется в результате замещения исходного карбонатного осадка после его литификации при прохождении через толщу магнезиальных растворов. Для интерпретации условий образования катагенети-ческого доломита существует ряд моделей, включающих доломитизацию морскими водами, гиперсолеными водами в обстановке себкхи или рефлюкса (просачивание вниз в подстилающие породы соленых лагунных вод), в зонах смешения морских и пресных вод (Flugel, 2010).
3. Доломит, образующийся при цементации исходных осадков, развит в зернистых карбонатных и терригенных породах. Решающими факторами при образовании доломита в цементе является состав и размер частиц, слагающих исходную породу. Так, широко описаны явления замещения и цементации вторичным доломитом карбонатных пород, при этом единично – появление вторичных доломитов в обломочных породах (подобные процессы описаны, например, в работах Taylor, Gawthorpe, 2003; Zamanzadeh et al., 2009; Hendry et al., 2000); доломитовый цемент описывают в морских песках чаще, нежели в конгломератах.
4. Высокотемпературный доломит. Условия для образования доломита создаются в широких спектрах глубин, где есть активные разломы, по которым (сверху или снизу) проникают растворы, разогретые или разогревающиеся под действием температурного градиента (Machel, 2004). Более подробно этот тип доломита описан в разделе «Образование трещин и заполнение их вторичными карбонатными минералами».
Доломитизация известняков и цементация песчаных пород и пелоидных доломитов по результатам петрографических и катодолюминесцентных исследований пород Куюмбинского месторождения
Доломитизированные известняки были описаны в отложениях юрубченской толщи в скважинах N2, N1, ТК-502; в скважине N10 в образцах песчаников (N10-22, N10-23) был доломитизирован матрикс, сложенный известняком. Мелкие (до 50 мкм) кристаллы вторичного доломита в известняке и в известняковом матриксе песчаников распределены неравномерно, поодиночке или в срастаниях, в проходящем свете кристаллы доломита бесцветные незональные, при катодолюминесцентном свечении – зональные (2–6 зон, зоны широкие от бордового до желтовато-оранжевого цвета) (рисунок 3.13). Доломити-зированные известняки содержат до 15–20 % органического вещества в межкристаллических пустотах; образование пустот связано, скорее всего, с доломитизацией уже ли 50 тифицированной породы в катагенезе, при которой первичный объем пласта сохраняется, а за счет разницы размеров ячеек кристаллических решеток кальцита и доломита объем минеральной части уменьшается (Кузнецов, 2007).
Фотография шлифа N1-17 в проходящем свете (справа) и при катодолюминесцент-ном свечении (слева). На фотографиях белыми стрелками показаны зональные кристаллы вторичного доломита, белыми контурами обведены пустоты с органическим веществом.
Цементация песчаников и пелоидных известняков была описана в образцах из зелен-дуконской, юрубченской, вингольдинской, копчерской и юктенской толщ. Доломит, цементирующий пространство между зернами, обладает прозрачными незональными в проходящем свете кристаллами идиоморфного субгедрального типа размером до 100 мкм. При катодолюминесцентном свечении кристаллы доломита зональные, количество зон небольшое – 3–7, свечение довольно темное от красного до темно-бордового цвета (рисунок 3.14).
Фотографии шлифа N10-38 в проходящем свете (слева) и при катодолюминесцент-ном свечении (справа). На фотографиях показаны: Pel – пелоиды, Cem – доломитовый цемент, белыми стрелками на фотографии справа показаны примеры кристаллов с зональным свечени ем. Если цементация затрагивает пелоидные доломиты, то все пустотное пространство оказывается заполненным доломитом; в песчаниках пустотное пространство может быть не полностью заполнено доломитом (рисунок 3.15). Петрографические и катодолюми-несцентные характеристики цементного доломита из пелоидных доломитов и песчаников показывают значительное сходство: кристаллы прозрачные, в проходящем свете незональные, при катодолюминесцентном свечении у них небольшое количество зон от оранжевого до бордового цвета. Фотографии шлифа N10-22 в проходящем свете (слева) и при катодолюминесцент-ном свечении (справа). На фотографиях показаны: Qu – песчаные зерна обломочного кварца, Cem – доломитовый цемент.
В породах вендского комплекса цементация доломитом отмечена в единичных образцах. Цементный доломит полностью заполняет небольшие пустоты размером в 100–200 мкм, доломит прозрачный, бесцветный в проходящем свете, при катодолюминесценции видны зональные кристаллы от оранжево-желтого до бордового цветов (рисунок 3.16). Цвета свечения цементного доломита близки к цветам свечения матрикса породы, что, скорее всего, говорит об образовании данного доломита вскоре после седиментации. Рис. 3.16. Фотографии шлифа N2-2 в проходящем свете (слева) и при катодолюминесцентном свечении (справа).
Условия образования вторичного и цементного доломита Интерпретация условий образования вторичного доломита возможна, исходя из като-долюминесцентных характеристик минералов. Так, яркое свечение определяется присутствием иона Mn2+, а темное свечение – наличием иона Fe2+. Отсутствие катодолюми-несценции карбонатных минералов говорит об образовании их в окислительной обстановке, которая препятствует накоплению марганца и железа. Яркие цвета люминесценции говорят о восстановительных условиях, в которых происходит накопление в карбонатном минерале ионов Mn2+, в то время как ион Fe2+ находится в комплексах с органическим веществом или в сульфатах. В восстановительной обстановке глубокого погружения (граница катагенеза – метагенеза) с повышенными концентрациями ионов Fe2+ образуются карбонатные минералы с темной катодолюминесценцией (Krinsley et al, 1998). Кристаллы доломита с яркой катодолюминесценцией, описанные из доломитизи-рованных известняков и песчаников, были сформированы в восстановительной обстановке на этапе умеренного погружения (shallow burial), примерно до глубин 2000– 3000 м. В данной обстановке уже нет доступа метеорным водам, несущим значительное количество кислорода, но еще нет обстановок глубокого погружения (deep burial), в которых образуется седловидный и ангедральный доломит вместо идиоморфного (Cho-quette, Pray, 1987). Определить конкретную модель доломитизации и источник доломи-тизирующих растворов не представляется возможным, так как скважинный материал не дает возможности оценить геологическую форму тела, образованного доломитом.
Зональность постседиментационных преобразований карбонатных пород Куюмбинского месторождения
Главными элементами, определяющими химический состав доломита, являются Ca и Mg, по их концентрациям делаются выводы относительно упорядоченности структуры доломита (для перекристаллизованных разностей) и для неперекристаллизованных доломитов – об обстановке, в которой они образовались. Идеальный упорядоченный, доломит имеет формулу CaMg(CO3)2 и состоит из слоев Ca2+-CO32--Mg2+-CO32--Ca2+, которые располагаются перпендикулярно кристаллографической оси c. Соотношение ионов Ca2+ и Mg2+ в полностью упорядоченном (по химическому составу соответствующем формуле CaMg(CO3)2) доломите равно 1, однако в природных условиях такой доломит встречается редко; как правило, в структуре природных доломитов немного преобладают ионы кальция (Machel, 2004). Как уже отмечалось в главе 3.1.3, древние доломиты по сравнению с более молодыми являются упорядоченными вследствие того, что они были подвержены перекристаллизации в большей степени, нежели молодые доломиты.
Данные по концентрациям рассеянных элементов (их концентрации – 10–1000 ppm (Swart, 2015)) дают информацию о природе флюидов, влияющих на преобразования карбонатных пород. К рассеянным элементам в карбонатных породах обычно относят Sr, Na, Fe и Mn. Элементы с ионными радиусами меньше, чем у Ca (Fe, Mn, Zn и др.) накапливаются во время диагенетических событий (Swart, 2015), поэтому повышение их концентраций является индикатором постседиментационных преобразований породы. Ионный радиус Sr, близкий к ионному радиусу Са, позволяет Sr входить в структуру кальцита и доломита еще на стадии седиментации (концентрации в кальците до 7000 ppm (Banner, 1995), в доломите – до 500–800 ppm (Land, 1980)). Увеличение концентрации Mn и уменьшение концентрации Sr во время постседиментационных преобразований позволяют использовать отношение Mn/Sr как индикатор этих преобразований (Brand, Veizer, 1980; Banner, Hanson, 1990; Barnaby, Read, 1992). В качестве граничных параметров этого показателя принимают: для доломитов Mn/Sr=2, для известняков Mn/Sr=0,2, выше этих значений порода считается преобразованной, ниже – не измененной (Kuznetzov et al, 2010; Xunyun et al, 2012). Для оценки различия между изотопно-геохимическими характеристиками нами были отдельно проанализированы пробы из вмещающей породы и трещинного карбоната. Для проб из вмещающей породы номер пробы соответствует номеру образца, для проб из трещин добавляется индекс «с» (cement). Данные по концентрациям главных и рассе янных элементов в изученных образцах карбонатов из матрикса и трещин представлены в таблице 3.1. Почти все имеют молярные отношения Ca/Mg 1,0–1,1 (Ca0,52-0,5Mg0,48-0,5CO3), что соответствует составу стехиометричного упорядоченного доломита. Образцы N1-18 и N1-18с представляют собой соответственно доломитизиро-ванный известняк и кальцит.
Содержание нерастворимого остатка в пробах матрикса колеблется от 0,9 до 10,8 %, но в двух пробах матрикса оно повышено и составляет 46,1 и 62,3 %, что связано со значительной долей обломочного кварца в породе. Содержание нерастворимого остатка в пробах трещинных карбонатов ниже, нежели в пробах из матрикса и доходит до 12,7 %, чаще не поднимаясь выше 2,4 %. проба из матрикса обозначается без индекса «с», проба из трещины – с индексом «с»; индексами обозначены толщи: kmb – куюмбинская, jur – юрубченская, vng – вин-гольдинская, kp – копчерская. Проанализированные пробы характеризуются низкими концентрациями стронция (11–45 ppm), в трех пробах (N9а-12, N1-18, N1-18С) его концентрация доходит до 435 ppm. Низкие концентрации стронция связаны, по-видимому, со значительной перекристаллизацией пород (Coniglio, 2003). Отмечается обратная зависимость концентрации стронция от магния и прямая – от кальция (рисунок 3.34), что объясняется тем, что практически весь стронций входит в позицию кальция (Swart, 2015).
Концентрации Mn и Fe немного повышены в трещинных карбонатах по сравнению с пробами из матрикса; концентрации железа и марганца в пробах из матрикса коррели-руются, что является характерной чертой перекристаллизованных карбонатных пород (Veizer, 1983) (рисунок 3.35). Источником железа и марганца могут быть поровые флюиды, терригенная примесь, диагенетические минералы (например, глауконит), оксиды и гидроксиды железа и марганца, пирит и глинистые минералы (Veizer, 1983). Концентрации Mn и Fe в изученных пробах матрикса имеют прямую корреляцию с содержанием нерастворимого остатка (рисунок 3.36), а также показатель Mn/Sr коррелируется с содержанием нерастворимого остатка (рисунок 3.37), поэтому мы предполагаем, что именно нерастворимый остаток был источником Fe и Mn в доломитах.
Анализ концентраций и соотношений элементов редкоземельной группы (РЗЭ) применяется исследователями карбонатных пород для определения источника флюида, из которого образовался карбонатный минерал. Группа РЗЭ состоит из 15 лантаноидов, которые традиционно подразделяются на легкие РЗЭ (ЛРЗЭ – от La до Nd), средние РЗЭ (СРЗЭ – от Sm до Dy) и тяжелые РЗЭ (ТРЗЭ, от Ho до Lu) (Azomani et al, 2013). РЗЭ являются литофильными; почти все элементы трехвалентны, исключение составляют Ce4+ и Eu2+, степень окисления которых контролируется окислительно-восстановительными условиями среды.
Концентрации РЗЭ в породах нормируют на стандартные образцы – хондритовый метеорит или сланец. При работе с анализами карбонатных пород Байкитской антеклизы мы использовали резервуар PAAS (Post-Archean Australian Shale) согласно данным, приведенным в работе (Taylor, McLennan, 1985). Результаты химических анализов приведены в таблице 3.2.
Рис. 3.38. Диаграмма зависимости концентрации РЗЭ от нерастворимого остатка.
Спектры распределения нормализованных на PAAS концентраций РЗЭ приведены на рисунке 3.38. Абсолютные концентрации суммы РЗЭ находятся в пределах 4–350 ppm для доломитов матрикса и 13–120 ppm для доломитов из трещин; для доломитов из мат-рикса отмечается связь концентрации суммы РЗЭ и нерастворимого остатка (рисунок 3.37). Распределение нормализованных концентраций РЗЭ (рисунок 3.39) показывает, что в пробах карбонатов нормализованные концентрации ЛРЗЭ повышены по отношению к ТРЗЭ, что связано с кристаллографическими особенностями карбонатных минералов: ионный радиус Са и ЛРЗЭ крупнее, чем у ТРЗЭ, поэтому ТРЗЭ труднее входить в решетку карбонатных минералов (Kuera et al, 2009).