Закономерности аридного осадконакопления


с. 1
Бог не играет в кости. А. Эйнштейн
ЗАКОНОМЕРНОСТИ АРИДНОГО ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ

Общими диагностическими признаками эвапоритовых и нефтегазоносных отложений являются их циклическое накопление в субаквальной среде с анаэробной обстановкой на фоне относительно постоянного прогибания седиментационных бассейнов [Страхов, 1962; Бакиров, 1972]. Формирование анаэробных условий в водной толще определяется динамическими (гидрометеорологическими, гидрологическими факторами и осадконакоплением), квазистационарными (геоморфологическими) и стационарными (геологическими) процессами [Шапоренко, 2000]. Для большей части акватории Мирового океана характерен пелагический литогенез в окислительных условиях. Эпизодическое развитие анаэробных процессов фиксируется в ДО, обогащенных ОВ (Сорг. >0.5%) [Волков, 1984]. Квазистационарное развитие анаэробных условий от десятков до тысяч лет отмечено во впадине Кариако (Карибское море) и оз. Могильном (о. Кильдин) [Шапоренко, 2000]. Мелководные проливы, связывающие Черное и Балтийское моря с Мировым океаном, – один из признаков эпиконтинентальных эвапоритовых бассейнов [Фивег, 1983], но от последних они отличаются избыточным речным стоком, определяющим стратификацию вод и развитие анаэробных процессов под пикноклином. Средиземное море не отличается морфологическим обликом от солоноватоводного Черного моря, но речной сток ниже, чем испарение с его акватории. Это предопределяет осолонение средиземноморских вод (до 39%о), гомотермию и насыщение нижних слоев воды кислородом [Fisher et all., 1987].



Газовый режим. Насыщение воды кислородом падает при увеличении солености. Окислительно-восстановительный потенциал в воде рапных водоемов уменьшается при росте минерализации рапы (Eh +300…-224 mv), а поверхностному слою ДО обычно свойственны восстановительные условия [Страхов, 1962]. Продуцирование сероводорода происходит как за счет разложения ОВ с участием бактерий и грибов, так и восстановления сульфатов бактериями в ДО [Волков, 1984]. Т.о. придонные зоны эвапоритовых бассейнов из-за термогалинной стратификации вод «обречены» на существование в анаэробных условиях, что обеспечивает максимальную сохранность продуцируемых ОВ (табл. 7).

Стадии хемогенного осадконакопления. Общими закономерностями накопления галогенных отложений, отличающих их от осадков гумидных зон, является унаследованность пород и прогрессирующее ослабление темпов испарения по мере минерализации рапы, сопровождаемое резким увеличением скорости осадконакопления в годичном цикле. Первое показывает, что галиты не могут перекрывать ни морские осадки (рис. 17), ни тем более пресноводные (см., например, [Конюхов, 1985]). Второе объясняет отложение бедных органическим веществом соленосных толщ в водоемах с развитым биосом.

Таблица 7. Сравнительные характеристики условий седиментогенеза и раннего диагенеза (по [Страхов, 1962; Жижченко, 1977; Нефтегазо-генетические …, 1984; Hypersaline …, 1985; Сафьянов, 1987; Волков, 1984; Свальнов, 1991])

Показатель

Тип литогенеза

Пелагический

Окраинный

Эвапоритовый

Тип экосистемы

Олиготрофная

Эвтрофная

Гипертрофная

Доминирующая седиментация

Биогенная

Терригенная

Различная

Осадконакопление,

мм/1000 лет

<5

>10

>1.2x103 (пелоид)

Коэффициент

захоронения Cорг.,%

0.1-0.15

0.25-1.0

~30.0

Концентрация Cорг. % в ДО

0.1-0.3

0.5-1.0

1.5-45.0

Fe, %

5-7

3-4

0.001-4.39

Mn, %

0.2-1.0

<0.1

0.000-0.720

Тип раннего диагенеза

Окислительный | Восстановительный

Смена аэробного и

анаэробного диагенеза

В толще осадка

до 6 м

Обычно в толще осадка

На поверхности осадка

Расход C орг.,% в диагенезе

50-100/60

7.0-44.0/24.2

От 0.?

УВГ, % от C орг

nx10-5…10-2

nx10-5…10-2

?

УВ, % от C орг

nx10-5…10-3

nx10-3…10-2

~10.0

Битумоиды ХБ(А), % от C орг

nx10-7…10-5

nx10-3…10-2

?


Рис. 17. Сланцы верхне-девонской формации Catskill (центральная Пенсильвания) (по [Walker, Harms, 1975])
Следствием осолонения аридных водоемов является ярко выраженный стадийный характер галогенеза. Фракционированная кристаллизация солей имеет не только временную (рис. 18), но и пространственную закономерность (рис. 19). По окраинам эвапоритового бассейна, как и на начальных стадиях его существования, отлагаются труднорастворимые карбонаты кальция и магния. При малом поступлении терригенных материалов формируются известняки (CaCO3) и доломиты (CaCO3+MgCO3). Если к хемогенным осадкам присоединяются большие массы обломочного материала, образуются карбонатизированные пески. При преобладании биогенного осадконакопления – отложения, богатые ОВ, – пелоиды. В диагенезе и катагенезе осадков они преобразуются в глины, алевриты, алевролиты, аргиллиты.




Рис. 18. Стадии аридного осадконакопления при испарении океанической воды (по [Страхов, 1962])
Осадки карбонатной стадии располагаются по той же схеме, что и в гумидной зоне. Но скорости карбонатного аридного осадконакопления в десятки раз превосходят интенсивность его осаждения в Океане, а Сорг.>Fe (на подготовительной стадии). По сравнению с морскими илами глинистые осадки осолоняющихся водоемов содержат заметно меньше воды, отличаются высокой плотностью и низкой пористостью. Кроме этого, они могут опресняться за счет подземного стока, например, по захороненным палеоруслам, и при гидратации минералов (гипса (CaSO4x2H2O), мирабилита (Na2SO3x10H2O) и др.). Потоки опресненных вод формируют т.н. «продухи» в галогенных пластах [Страхов, 1962], которые могут стать путями вертикальной миграции УВ. С этим связаны низкая минерализация поровых вод в аргиллитах НГБ и ошибки в реконструкции «палеогалинности» (3-5 г/л) глин продуктивной толщи (ПТ) Балаханского бассейна и майкопского яруса (см. [Жижченко, 1959]). На формирование одной из классических нефтематеринских свит – майкопской – в условиях аридного климата [Страхов, 1962] и повышающейся солености указывают прослои доломитов, хлорит и магнезиальные минералы палыгорсит-сепиолитового типа [Даидбекова и др., 1974], а также исчезновение «малорослых» планктонных и донных фораминифер к верхам майкопа [Ворошилов и др., 1974].




Рис. 19. Размещение (А) и строение (Б) отложений Верхне-Казанского эвапоритового палеобассейна (Р2). А 1 – континентальные красноцветы; 2 – прибрежные песчано-глинистые отложения; 3 – доломиты, в т.ч. сульфатизированные; 4 – гипсы и ангидриты; 5 – галит; 6 – горные цепи: Б 1 – четвертичные отложения; 2-5 – отложения верхне-казанского подъяруса; 2 -- континентальные красноцветы; 3 – доломиты и доломитизированные осадки; 4 – ангидриты; 5 – галит; 6 – доломиты и доломитизированные осадки верхне-казанского подъяруса; 7 – пестроцветные терригенные породы уфимской свиты; 8 – ангидрито-доломитовый комплекс кунгурского подъяруса (по [Страхов, 1962])
При повышении солености выше 130 г/л начинается накопление гипса, тенардита, глауберита и др. Следующая стадия характеризуется садкой галита. Сильвиниты и карналлиты осаждаются на стадии «сухого» озера, масса воды в котором сопоставима с объемом солей. Описанный процесс происходит при испарении сульфатно-магниевых морских вод, метаморфизированных речными карбонатно-кальциевыми или глинами. При поступлении речных вод иного типа или в замкнутых бассейнах закономерности садки солей изменяются. Приток речных вод с терригенным материалом и низкими концентрациями Mg может привести к полному подавлению садки доломита и гипса [Страхов, 1962]. Это удлиняет время существования галофитной нефтеобразующей экосистемы, но при отсутствии садки галита делает прямое доказательство ее существования в палеобассейне крайне трудным, поскольку часть геологов-нефтяников допускает лишь диагенетическое образование доломитов. Н.М. Страхов [1962] указывал, что накопление алюмосиликатов и магнезиального кальцита свойственно аридному литогенезу, а образование доломитов может происходить в условиях высокой солености и рН, что было подтверждено в последующем [Справочник …, 1983]. Так, соотношение CaCO3 : Mg CO3 в сивашских илах при солености 100 г/л составляет 13:1, а к 130 г/л повышается до 6:1 [Стащук и др., 1964]. Кроме этого, была установлена возможность образования доломита в устьевых областях рек при нормальной морской солености [Справочник …, 1983], что еще раз подчеркивает известные геологические данные об интенсификации доломитообразования магнием континентального генезиса [Страхов, 1962]. Однако И.И. Волков [1984] описал аутигенное образование доломитов и магнезиального кальцита в прибрежных морских осадках. Единственным условием метаморфоза иловых вод указана сульфатредукция. Значения солености, химизм реакций, климатические характеристики или районы, в которых были получены такие результаты, не сообщаются.


Рис. 20. Относительная распространенность стабильных изотопов углерода и основные процессы их разделения (по [Галимов, 1972; Мюллер, Вингольц, 1972]): 1 – карбонаты; 2 – ОВ; 3 – нефть страсфурской формации (Z2)
Изотопия углерода и кислорода. Обычно [Справочник …, 1983] аридное осадконакопление связывается с обогащением карбонатных отложений тяжелыми изотопами кислорода и углерода. Действительно, современные осадки гипергалинных приморских озер на высших стадиях осолонения вмещают более «тяжелый» углерод (13С= –10+0.25 (оз. Gavish Sabkha) и 13С= –6.6+0.1%o PDB (оз. Solar Lake)), чем осадки Мирового океана 13С= –24+0.4%о [Hypersaline …, 1985: 393]. Интересно, что аналогичным образом соотносится изотопия «микробиального» метана в осадках Северного моря (13С –60…-80%о) и газ нефтяной залежи (13С –30..-50%о PDB) (см. [Иванов, 1999]). Тогда как наземные растения, торфяники и угли практически не отличаются по изотопии углерода, в битумах, нефти и особенно метане оказывается намного больше «легкого» углерода, чем в морском планктоне [Сильвермен, 1972; Галимов, 1972]. Обычно это объясняется процессами фракционирования (рис. 20А), однако, изотопия ОВ и нефти эвапоритовой страсфурской формации (Z2) не имеет значимых отличий (рис 20Б).


Рис. 21. Геохимические параметры переходного интервала между сеноманом (cm) и туроном (t) в разрезе Аксудере, Юго-Западный Крым (ресурсы Интернет): 1 – Ni; 2 – V; 3 – Cu; 4 -- пачка «черных прослоев» (слои 4-8); 5 – зона «парадоксального» накопления изотопов углерода
Известно, что океанический планктон существует в условиях дефицита питательных веществ, находящихся в биогенном круговороте [Эрхард, Сежен, 1984]. В результате этого средний радиоуглеродный «возраст» морских организмов (по С14) составляет около 430 лет. Водообмен в Сиваше и Кара-Богаз-Голе за счет испарения занимает 2-3 года, что должно находить отражение в изотопном составе ОВ.

Обращу внимание на соотношение изотопов в морских карбонатах – планктоне, атмосферной углекислоте и наземных растениях. В гипергалинных системах при преимущественно хемогенном осадконакоплении карбонатов, поступающих из океанического источника питания, планктонные галофиты могут использовать преимущественно атмосферный углерод. При этом накопление изотопов в планктогенном ОВ и минеральных карбонатах характеризуется противоположными тенденциями (рис. 20Б, 21). Аналогичная закономерность характерна и эвапоритовой формации Green River [Мюллер, Вингольц, 1972], а «парадоксальное» накопление изотопов, в сочетании с аномалией микроэлементов, может быть маркером начальных стадий аридного осадконакопления.



Накопление микроэлементов F, B, Br, Sr и др. морскими осадками отмечается в ходе осолонения, а наиболее ярким признаком начальных стадий осолонения является накопление U. В галогенных породах всегда присутствуют Fe, Mn, P, V, Cr, Ni, Co, Cu и другие микроэлементы. Однако высокие (2.85-4.39%) концентрации, например Fe, свойственны только «глинам», в доломитах и ангидритах его количество не превышает 0.88% [Страхов, 1962]. Формирование нефтепроизводящих отложений в эпиконтинентальных и шельфовых морях аридных областей позволяет объяснить синхронность накопления в них не только фосфатных, но и рудных месторождений (см. [Страхов, 1962; Справочник …, 1983; Hypersaline …, 1985]). Это не столько опровергает аргумент неорганической гипотезы [Бескровный, 1985; Севостьянов, 1999], сколько позволяет использовать при поиске месторождений УВ и сланцев данные рудной геологии и геохимические аномалии (см. рис. 21).

Биогенное осадконакопление. Участие галофитных организмов в формировании эвапоритовых осадков происходит даже на стадии «сухого» озера [Salinity …, 1966; Hypersaline …, 1985]. В Большом Соленом озере и Gavish Sabkha донные отложения представлены не только хемогенными карбонатными пластинами (0.1…1.5 мм) и терригенными материалами, но и биогенными илами, остатками бактериальных матов, хитина артемий и личиночных чехлов Ephydra. Формирование биогенных оолитов артемиями начинается еще в кишечнике и завершается в осадке. Деление фекалий мышечным действием кишки и разрушение длинных секций в водной среде и осадках предопределяют широкий диапазон длин (0.05…1.0 мм) при относительно постоянном диаметре (D ~0.1 мм). Биогенные оолиты содержат ~5.6% очень тонкого ила, ~84% CaCO3 и ~5.5% 2MgCO3+CaCO3. Оолиты D от 0.25 до 1 мм (рис. 22) обычно представляют кальцинированные коккоподобные клетки цианобактерий или хемоорганотрофов бактериальных матов [Hypersaline …, 1985].

Результатом жизнедеятельности цианобактериальных колониальных Coccochloris (Aphanothece) являются строматолиты 15-90 см в поперечнике, соединение которых приводит к появлению структур, разделенных клиновидными желобами, диаметром до 9 м. Размер гладких, пластинчатых известковых отложений табличной формы, сформированных Pleurocapsa, обычно не превышает 10-15 см. Узловатые корки, сформированные Aphanothece, на 77% состоят из карбонатов кальция и магния (11:1), 20% нерастворимых минеральных частиц, фекалий артемий и содержат 2% ОВ. В строматолитах Entophysalis доминируют карбонаты (93%) и глины (6.3%) [Salinity …, 1966]. Строматолиты и водорослевые маты отмечены на границе отложения галита, гипсов и доломитизированных осадков в четвертичных и современных отложениях аридных зон Тихого океана: эстуария Colorado River (Калифорния) [Thompson, 1975], Атлантики: Laguna Madre (Техас) [Miller, 1975]; Индийского – Shark Bay [Hagan, Logan, 1975]. В среднекаменноугольной формации Windsor (Канада) оолиты и строматолиты фиксируются при сокращении накопления скелетных форм (Brachiopoda, Echinodermata) [Shank, 1975]. Рифогенные постройки галофитных цианобактерий, например, в мелководной части межсолевой страссфуртской формации (Z2), являются прекрасными коллекторами для нефти (см. [Мюллер, Вингольц, 1972]).







Рис. 22. Оолиты эвапоритовой формации Windsor Group (слева, х13) ( по [Schenk, 1975]) и современного цианобактериального мата Gavish Sabkha (по [Hypersaline …, 1985])
Накопление органических веществ в современных донных отложениях зависит от процессов биопродуцирования и интенсивности хемогенного галогенеза. Если накопление пелоидов (=1.4 г/см3) в озерах и лагунах достигает 1.2-2(3.9) мм/год [Воронихин, 1953; Стащук и др., 1964; Сафьянов, 1987], что сравнимо с сезонной садкой доломитов и ангидритов (0.5-1 мм), то галит нарастает 5-10 см/сезон [Страхов, 1962].

Основным источником обогащения ОВ осадков «сухого» оз. Gavish Sabkha (S до 330 г/л) являются цианобактериальные маты: рецентные (Сорг.~5.67%) и захороненные (Сорг.~2.34%) [Hypersaline …, 1985]. Однако даже этого оказывается достаточно для накопления ОВ в количествах, сравнимых не только с остаточными ОВ в палеозойских (P1k ~262 Ma) эвапоритах, но и в современных океанических ДО (табл. 8). Промазки нефти в ишимбаевских ангидритах и битумы в галите купола Индер (северо-восточная часть Прикаспийской низменности), как и наличие водорослевых остатков в сульфатизированных доломитах [Страхов, 1962], дают основания считать их сингенетичными. Высокая газонасыщенность (CH4, H2S, N2, CO2, Ar и др.) свойственна также кунгурским (P1k) сильвинитам. Такой состав газов характерен не только эвапоритам и иловым водам рапных озер [Страхов, 1962], но и газовым залежам.


Таблица 8. Распределение органических веществ в донных отложениях различного генезиса (по [Страхов, 1962; Hypersaline …, 1985; Троцюк, 1986])

Эвапоритовый бассейн

n

Сорг., %

(QIV)

n

Сорг., %

(P1k)

n

Сорг.,%

Мировой океан

Мергели




--

4

0.915

542

0.740

Карбонатно-терригенные

Глины

5

1.31

4

0.425

34

0.567

Глина (QIV)

Кластические

ангидриты

2

0.54

2

0.395

29

0.365

Алеврит (QIV)

Доломиты

2

0.48

5

0.222

28

0.232

Песок (QIV)

Известняки




--

2

0.175

965

0.218

Карбонатные

Песчаники




--

5

0.144

34

0.126

Глина*(QIV)

Ангидриты

3

0.25

9

0.08

2007

0.073

Карбонатные*

Примечания: QIV – оз. Gavish Sabkha; P1k -- Кунгурский бассейн; * -- внутренняя часть Океана, остальное – окраинная
На стадии отложения гипсов и галита современные осадки оз. Карачи (Зап. Сибирь; S~270г/л; Сорг.~3.7%) [Селиванов, 1991], Мертвого моря (S~275-330 г/л; ОВ ~3%) и Большого Соляного озера (S~264 г/л; ОВ ~2-6%) [Salinity …, 1966] вполне сравнимы с обогащенными ОВ (Сорг ~2%) ДО окраинных зон Океана. Однако они закономерно содержат на порядок меньше ОВ по сравнению с пелоидом карбонатной стадии осадконакопления оз. Тамбукан (Сев. Кавказ; S до 100 г/л; Сорг ~45.8%). Тамбуканский пелоид, кроме 16.15% пигментов, содержат 69.9% липоидов (33.0 свободных карбоновых кислот; 18.1 фосфолипидов (кефалины – 11.3 и лецитины – 6.8); 12.2 глицеридов, 3.48 стеринов и 3.14% эфиров стеринов) и только 5.54% серосодержащих веществ.

В солоноватоводных джеметинских (QIVdj) и пресноводных новоэвксинских (QIVnv) осадках Черного моря Сорг меньше 3%, тогда как в каламитско-витязевских (QIVkl-vt) илах – до 20% Сорг [Волков, 1984; Нефтегазо-генетические, 1984]. Они сформировались ~7 тыс. лет назад в результате лавинной седиментации отмиравшего пресноводного и морского планктона при прорыве морских вод в Новоэвксинское озеро, что может быть актуалистическим примером захоронения аллохтонных ОВ в зонах смешения вод эвапоритовых бассейнов.


Рис. 23. Строение отложений оз. Саки. Стадия I (1 – галит; 2 – галит загрязненный, 3 – глины); стадия II (4 – пелоиды (глины); 5 – рапа) (по [Страхов, 1962])
Ритмичность осадконакопления специфический и обязательный признак аридной седиментации. Смена садки солей в периоды аридизации климата биогенным осадконакоплением пелоидов при увлажнении зависит от размеров водоемов. Небольшие озера Казахстана и Зап. Сибири оказываются чувствительными к «внутривековым» (19-21…45-47 лет) циклам [Страхов, 1962], а в оз. Саки (Крым) 3-х метровый слой пелоида непрерывно откладывался на протяжении 2400 лет [Воронихин, 1953]. Стадийность накопления осадков, богатых ОВ, ниже и выше соленосной толщи (рис. 23) объясняет существование не только Трансильванского НГБ, где газ сконцентрирован в надсолевой толще (см. [Высоцкий, Кучерук, 1973]), но и приуроченность нефтегазовых скоплений к регрессивным циклам и начальным стадиям трансгрессий (см. [Успенская, 1972; Баженова, 1985]). Связь нефтегазоносности свит (P1-N2) с лагунными условиями и накоплением карбонатов на Скифско-Туранской, Западноевропейской, Русской и Северо-Американской платформах [Успенская, 1972] является одним из многочисленных подтверждений защищаемой гипотезы, поскольку морским карбонатным осадкам свойственны мизерные значения ОВ (см. табл. 8). Указанным критериям полностью отвечают, по меньшей мере, Задонско-Елецкий (межсолевой) нефтеносный горизонт Припятского прогиба (девон) и вертикальная приуроченность нефти и газа на структуре Кортемагиоре, сформировавшейся в конце тортона – верхнем миоцене [Лонг и др., 1972], т.е. на предэвапоритовой стадии мессина [Чумаков, 2000]. Поскольку эти случаи можно попытаться объяснить миграцией УВ и УВГ, рассмотрим генезис сланцев, в сингенетичности которых трудно усомниться.




с. 1

скачать файл