Литология и полезные ископаемые, 2020, № 1, стр. 28-42

Изотопы углерода и кислорода и условия формирования верхнефаменских сланценосных отложений Припятского прогиба на юге Беларуси

А. А. Махнач a*, Б. Г. Покровский b**, О. В. Мурашко a, О. Л. Петров b

a Филиал “Институт геологии” Государственного предприятия “НПЦ по геологии”
22014 Минск, ул. акад. Купревича, 7, Беларусь

b Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., 7, Россия

* E-mail: amahnach1951@gmail.com
** E-mail: pokrov@ginras.ru

Поступила в редакцию 08.04.2019
После доработки 08.04.2019
Принята к публикации 22.07.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

Рассмотрено поведение стабильных изотопов карбонатных углерода и кислорода в ходе седиментации и диагенеза отложений в биопродуктивном позднефаменском Припятском бассейне на юге Беларуси. В известняках и глинистых известняках (Сорг 0.92 ± 0.11%) значения δ13C весьма низкие (–9.6 ± 0.3‰). Осадки, давшие начало этим породам, накапливались на мелководье во время эпизодов замедления прогибания морского дна. Их литификация протекала в окислительных условиях зоны диагенеза. Происходило энергичное окисление органического вещества (ОВ) свободным кислородом, а образующаяся в этом процессе углекислота с изотопно-легким органическим углеродом использовалась при кристаллизации диагенетических карбонатов, визуально не отличимых от седиментационных. В мергелях, глинистых мергелях и карбонатсодержащих глинах (Сорг 6.02 ± ± 0.80%) величина δ13C = –3.5 ± 0.6‰, в том числе в горючих сланцах (Сорг >10%) δ13C = –1.2 ± ± 0.6‰. Эти существенно глинистые породы – маркеры эпизодов осадконакопления в относительно глубоководных обстановках, возникавших при некомпенсированном прогибании дна бассейна. Подзона диагенеза, происходившего в присутствии свободного кислорода была сильно сокращена или вовсе отсутствовала. Основным (или единственным) окислителем ОВ здесь был кислород морских сульфатов (сульфат-редукция), который является значительно менее действенным агентом окисления по сравнению со свободным кислородом. Поэтому в существенно глинистых отложениях сохранилось и было фоссилизировано значительно больше ОВ, чем в карбонатных. Органического углерода, высвобождающегося в процессах сульфатредукции и затем мобилизованного при диагенетическом карбонатообразовании, было недостаточно для того, чтобы значения δ13C существенно снизились по сравнению с морским стандартом. Изотопный состав карбонатного кислорода в исследованных породах является неизменным и не зависит от содержания в них глинистого материала и ОВ. Значения δ18О в этих породах находятся на том же уровне (около –5‰), который показан для фаменского века на глобальной хемостратиграфической кривой. Это согласуется с предположением о том, что в низких широтах, где в позднедевонское время находилась территория Беларуси, изотопный состав кислорода метеорных осадков, влиявших через континентальный сток на процессы формирования отложений, был близок к таковому морской воды.

Ключевые слова: Беларусь, фамен, горючие сланцы, изотопы углерода и кислорода.

DOI: 10.31857/S0024497X20010048

Горючие сланцы (Сорг > 10%) в Беларуси были выявлены еще в начале 1960-х годов. Они залегают в пределах западной половины территории Припятского прогиба (рис. 1) и приурочены к сланценосной формации, возраст которой позднефаменско-турнейский. Суммарные прогнозные ресурсы горючих сланцев на разведанной территории (более 10 тыс. км2) составляют 8.8 млн т: выявлены Любанское (на севере прогиба) и Туровское (на юге) месторождения [Ажгиревич, 1982; Полезные ископаемые Беларуси, 2002]. В связи с невысокими качественными характеристиками горючих сланцев Припятского прогиба их изучение на долгое время было приостановлено. Впоследствии, отчасти в связи с перспективами использования сланцевого газа, вновь возник интерес к белорусским горючим сланцам. Был пробурен ряд скважин с хорошим отбором керна и получен новый каменный материал, тогда как старый к настоящему времени был в значительной мере утрачен. Появилась возможность проследить изотопные вариации углерода и кислорода карбонатов в горючих сланцах и ассоциирующих породах в разрезах с частым отбором образцов, поскольку ранее этому вопросу внимание практически не уделялось. В основном проводилось сопоставление изотопных составов углерода и кислорода карбонатов в породах отдельных интервалов разреза сланценосной формации с целью выяснения природы вторичной минерализации [Махнач и др., 1994]. Между тем, значение стабильных изотопов углерода и кислорода углеродистых отложений как маркеров палеогеографических, биотических, климатических событий разного ранга хорошо известно [Галимов, 1968; Холодов, 2006; Юдович, Кетрис, 2010, 2011; Saltzman, Thomas, 2012; Grossman, 2012; Becker et al., 2012 и др.].

Рис. 1.

Карта домезозойских отложений Припятского прогиба и прилегающих территорий Беларуси и его тектоническая позиция [Национальный атлас Беларуси (Нацыянальны атлас Беларусi), 2002]. 1 – пермь, 2 – карбон, 3 – верхний девон, фаменский ярус, 4 – верхний девон, франский ярус, 5 – нижний–средний девон, 6 – верхний венд, валдайская серия, 7 – нижний венд, волынская серия, 8 – нижний венд, вильчанская серия, 9 – средний–верхний рифей, 10 – архей–нижний рифей, 11 – разрывные нарушения, 12 – границы между геологическими образованиями разного возраста, 13 – восточная граница распространения верхнефаменских горючих сланцев, 14 – скважины и их номера, 15 – условные (неразломные) границы между тектоническими структурами, 16 – тектонические структуры (I и II – соответственно Припятский грабен и Северо-Припятское плечо, вместе составляющие Припятский прогиб, III – Украинский щит, IV – Микашевичско-Житковичский выступ, V – Полесская седловина, VI – Подлясско-Брестская впадина, VII – Луковско-Ратновский горст, VIII – Белорусская антеклиза, IX – Балтийская синеклиза, X – Латвийская седловина, XI – Оршанская впадина, XII – Жлобинская седловина, XIII – Воронежская антеклиза, XIV – Брагинско-Лоевская седловина, XV – Днепровско-Донецкий прогиб), 17 – Любанское месторождение горючих сланцев, 18 – Туровское месторождение горючих сланцев, 19 – государственная граница.

ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ И ЛИТОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СЛАНЦЕНОСНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ

Сланценосная формация венчает девонскую и начинает каменноугольную часть платформенного чехла Припятского прогиба [Ажгиревич, 1982, 1986; Геология Беларуси, 2001]. Сланценосность формации приходится, главным образом, на полесский надгоризонт верхнего фамена, который является частью надсолевого структурно-вещественного комплекса и был объектом наших исследований. Породы полесского надгоризонта весьма разнообразны по составу. К западной и центральной частям Припятского прогиба приурочены в основном глинисто-мергельные и карбонатные породы, к южной и юго-восточной – терригенные, к восточной – вулканогенно-осадочные. В депрессиях северной зоны нижняя часть надгоризонта сложена каменной солью с прослоями мергелей, известковистых и доломитовых глин, глинистых доломитов. Фаунистический комплекс в полесских отложениях представлен остатками остракод, фораминифер, пелеципод, филлопод, рыб, червей. Часто встречаются остатки водорослей и миоспоры. Мощность полесского надгоризонта изменяется от нескольких десятков метров до 300–450 м, в соленосных разрезах достигая 800 м; глубина залегания кровли – 50–600 м. Полесские отложения залегают на породах стрешинского горизонта, верхняя часть которого сложена продуктами подземного выщелачивания отложений верхней солевой формации, и перекрываются образованиями разного возраста – от каменноугольных до кайнозойских.

Полесский надгоризонт, по палеонтологическим данным, подразделяется снизу вверх на старобинский (мощность в бессолевых разрезах 50–300 м), ствижский (11–125 м) и боровской (3–80 м) горизонты [Стратиграфические схемы …, 2010].

Основная сланценосность связана со старобинскими отложениями, в которых установлено три сланцевых горизонта, объединяющих по 5–10 пластов пород, обогащенных керогеном (Сорг > 5%), в том числе горючих сланцев.

Ствижские отложения включают один сланцевый горизонт, который чаще всего представлен единственным пластом сланцев. В боровском горизонте маломощные прослои пород, обогащенных органическим углеродом, встречаются спорадически.

Мощность пластов горючих сланцев и пород с концентрациями Сорг 5–10% обычно 0.2–1.0 м, иногда – до 3–5 м. Контакт этих пластов с подстилающими породами чаще всего резкий, а с перекрывающими – постепенный, происходит через прослой пород с уменьшающимся содержанием органического вещества (ОВ).

Горючие сланцы и ассоциирующие с ними породы Припятского бассейна, в основном, представляют собой трехкомпонентные системы с переменным соотношением глинистого, карбонатного и органического компонентов.

Минеральное вещество в породах сланцевых горизонтов представлено глинистым и карбонатным компонентами, присутствующими в различных соотношениях. Широко распространены известковистые и доломитистые глины, глинистые мергели, мергели, в т.ч. с примесью доломита, реже встречаются глинистые доломитистые известняки. Характерно присутствие сильно преобразованного пеплового материала в породах в виде примеси, а иногда – обособляющегося в виде отдельных самостоятельных пластов (например, корреляционный туффит, разделяющий старобинский и ствижский горизонты в северо-западной части прогиба).

Набор глинистых минералов в горючих сланцах и в ассоциирующих с ними породах довольно однообразен. Доминируют гидрослюда политипа 1 Md и монтмориллонит, а в юго-западной части прогиба, кроме того, отмечается небольшая примесь каолинита. Встречаются прослои глинизированных туфогенных пород, в составе которых преобладает монтмориллонит. Эти породы в разрезах отдельных скважин содержат селадонит политипа 1 M.

Карбонатный материал обычно пелитоморфный или тонкокристаллический. Нередко встречаются водорослевые карбонатные образования, в том числе строматолитовые.

Иногда в обогащенных ОВ глинисто-карбонатных и карбонатно-глинистых породах присутствует песчаный и алевритовый материал, представленный слабоокатанными зернами кварца и полевых шпатов, которые распределены неравномерно. Роль обломочного материала наиболее значительна в составе пород юго-западной части бассейна.

Горючие сланцы и другие керогенсодержащие породы полесского надгоризонта образовались в результате жизнедеятельности фитопланктона, в том числе цианобактерий (сине-зеленых водорослей): в них доминирует сапропелевый материал – преимущественно коллоальгинит и сорбоколлоальгинит, желтого и коричневато-желтого цвета при наблюдении в петрографических шлифах. Под микроскопом видно, что в них также присутствуют единичные красно-коричневые включения компонентов группы витринита (обрывки бурых водорослей), а также фюзенизированные фрагменты наземной растительности, макро- и микроспоры.

Пласты горючих сланцев тонкослоистые, образованы чередованием слойков, относительно обогащенных и обедненных керогеном, варьирующих также и по соотношению в них глинистой и карбонатной составляющих. ОВ распределено неравномерно; в отдельных слойках его содержание достигает 20%. Породы, представленные в сланценосных разрезах, в соответствии с принятой номенклатурой [Шванов и др. 1998], относятся к субдоманикоидам (Сорг 0.1–0.5%), доманикоидам (0.5–5.0%) и доманикитам (5.0–25.0%).

По степени углефикации ОВ породы находятся на низкой длиннопламенной или переходной от буроугольной к длиннопламенной стадиях катагенеза [Ажгиревич, 1986].

В отложениях отмечаются вторичные изменения: главным образом, калцитообразование и сульфидная минерализация [Стрельцова, 1984; Махнач, 1989]. Среди сульфидных минералов наиболее широко распространены пирит, марказит и сфалерит. Для сульфидных минералов характерны конкреционные, мелковкрапленные, колломорфные, цементные, гнездово-вкрапленные и гнездово-прожилковые текстуры. Постдиагенетический кальцит заполняет трещины в мергелях и глинах, выполняет роль цемента в прослоях песчаников и в качестве продукта перекристаллизации присутствует в прослоях известняков.

Полагают [Ажгиревич, 1982, 1986], что сланценосные отложения полесского надгоризонта Припятского прогиба накапливались в мелководном морском бассейне с повышенной соленостью вод в старобинское время и с нормальной или пониженной соленостью – в ствижское и боровское. Изменения состава и мощности отложений, а также особенности распределения в них остатков наземной растительности показывают, что береговая линия располагалась вблизи внешнего контура области современного распространения сланценосных отложений. Областями сноса терригенного материала в полесское время были Белорусская и Воронежская антеклизы, Украинский щит, Микашевичско-Житковичский выступ, Брагинско-Лоевская седловина (см. рис. 1). Климат был аридным или семиаридным, о чем свидетельствует продолжающееся накопление каменной соли верхней солевой формации в некоторых участках прогиба в начале полесского времени, а также и то обстоятельство, что фрагменты высших растений в горючих сланцах представлены фюзенизированными компонентами.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ

Основной фактический материал получен по 50 образцам горючих сланцев и ассоциирующих с ними пород старобинского и ствижского горизонтов, отобранных из керна скв. 168, пробуренной в северо-западной части Припятского прогиба (Любанское месторождение горючих сланцев) (см. рис. 1, табл. 1). Мощность изученной части разреза около 100 м. Кроме того, были изучены 15 образцов горючих сланцев из керна ряда других скважин, пробуренных в западной половине территории прогиба (табл. 2, см. рис. 1).

Таблица 1.  

Изотопный состав углерода и кислорода карбонатного вещества керогенсодержащих и ассоциирующих пород полесского надгоризонта (верхний фамен) Припятского прогиба (Любанское месторождение горючих сланцев, скв. 168)

Глубина, м Название породы Общая карбонатность (числитель) и минеральный нерастворимый остаток (знаменатель), % Сорг, % δ13 C, ‰ (PDB) δ18O, ‰ (PDB)
Ствижский горизонт
269.8 Известняк глинистый доломитистый 82.8/15.8 1.38 –11.4 –5.7
276.9 Мергель глинистый 47.3/50.7 2.03 –8.8 –7.8
280.1 Мергель глинистый 35.7/58.2 6.14 –2.4 –4.6
280.7 Мергель глинистый 31.0/59.3 9.73 –3.3 –4.8
280.9 Мергель глинистый 46.8/51.1 2.10 –8.0 –6.5
285.0 Мергель (горючий сланец) 43.1/46.6 10.31 –2.4 –3.9
285.7 Мергель (горючий сланец) 43.6/42.4 14.01 –2.1 –3.9
289.4 Мергель глинистый с трещиной, заполненной крупнокристаллическим кальцитом 43.4/56.0 0.62 –8.0 –9.3
295.0 Известняк средне-крупнокристаллический 90.2/9.3 0.55 –10.9 –9.4
296.1 Мергель глинистый 42.5/56.2 1.32 –4.6 –4.9
298.3 Мергель глинистый 38.7/60.2 1.07 –5.5 –5.4
304.1 Мергель глинистый 42.2/56.1 1.74 –4.4 –5.1
311.5 Мергель с примесью доломита 70.8/26.4 2.77 –5.5 –0.6
312.0 Известняк доломитистый глинистый 89.3/9.2 1.50 –8.5 –4.9
314.7 Мергель 72.0/26.0 2.03 –2.2 –3.8
314.9 Известняк глинистый доломитистый 82.1/17.6 0.34 –8.4 –4.9
319.4 Песчаник со среднекристаллическим карбонатным цементом 44.6/54.5 0.92 –10.1 –11.2
Старобинский горизонт
320.9 Известняк доломитистый 91.8/7.5 0.73 –11.0 –3.6
325.0 Мергель глинистый 37.9/53.5 8.62 0.3 –4.1
325.5 Мергель 65.1/28.9 6.03 6.5 –1.8
325.8 Мергель глинистый 32.0/61.1 6.86 –0.2 –4.4
327.0 Мергель 46.6/45.3 8.08 0.5 –3.5
329.0 Мергель (горючий сланец) 38.7/50.2 11.08 0.1 –3.9
331.4 Мергель 60.6/38.8 0.61 –7.4 –4.3
332.5 Мергель глинистый 31.0/61.7 7.32 –0.3 –4.5
333.0 Мергель глинистый 19.8/72.7 7.46 –0.5 –5.8
334.6 Мергель глинистый 20.6/70.9 8.48 –1.6 –4.0
334.7 Мергель глинистый (горючий сланец) 15.6/72.2 12.21 –1.6 –4.9
334.8 Мергель с примесью доломита 68.2/29.6 2.18 –7.8 –4.4
339.0 Мергель глинистый 24.6/73.6 1.77 –6.6 –6.8
340.8 Мергель глинистый 19.7/74.2 6.15 –4.7 –6.4
341.0 Мергель глинистый 23.5/75.2 1.28 –4.3 –5.4
341.3 Известняк глинистый 88.1/11.4 0.48 –8.6 –4.6
341.6 Мергель 51.8/43.6 4.60 –3.7 –5.6
341.7 Мергель глинистый 36.4/57.2 6.45 –2.8 –6.1
Старобинский горизонт
346.9 Известняк доломитистый 91.5/7.6 0.88 –9.4 –4.0
347.8 Известняк глинистый 89.4/9.7 0.92 –9.6 –4.6
349.7 Мергель с примесью доломита 60.7/37.6 1.72 –6.5 –4.4
350.0 Глина известковисто-доломитистая 10.7/86.7 2.58 –7.9 –3.4
350.5 Мергель глинистый (горючий сланец) 18.7/65.0 16.27 –1.0 –5.9
351.2 Мергель глинистый (горючий сланец) 28.4/57.5 14.14 –0.7 –4.7
351.6 Мергель глинистый с примесью доломита (горючий сланец) 25.7/59.5 14.80 –1.0 –5.1
351.9 Глина доломитисто-известковистая 20.6/75.9 3.47 –3.1 –6.7
352.1 Глина доломитисто-известковистая 13.1/84.4 2.54 –5.1 –5.6
353.0 Мергель глинистый с примесью доломита 25.7/69.2 5.15 –6.6 –6.0
353.4 Известняк глинистый доломитистый 85.1/14.0 0.86 –9.1 –4.2
362.9 Известняк доломитистый глинистый 88.8/10.1 1.07 –9.3 –4.6
368.0 Известняк доломитистый глинистый 89.6/9.4 1.03 –10.3 –6.1
370.0 Мергель с примесью доломита 68.6/30.1 1.31 –8.4 –8.0
377.0 Мергель с примесью доломита 67.0/31.5 1.45 –8.9 –5.3
Таблица 2.  

Изотопный состав углерода и кислорода карбонатного вещества горючих сланцев полесского надгоризонта Припятского прогиба

Номер скважины Глубина, м Сорг, % δ13 C, ‰ (PDB) δ18O, ‰ (PDB)
154 308.7 14.15 –1.8 –4.5
335 684.8 15.53 2.9 –4.3
470 500.0 10.00 –10.5 –6.6
» 695.2 15.45 –11.8 –7.6
485 413.3 11.63 –2.7 –6.6
489 552.4 18.20 –2.0 –4.9
» 552.7 15.70 –2.3 –5.1
» 553.0 14.45 –2.2 –4.9
» 554.5 15.60 0.6 –3.9
» 555.0 10.45 –0.3 –4.8
» 555.2 12.97 1.5 –4.7
503 531.5 10.30 0.5 –5.9
» 531.8 15.31 0.2 –5.5
» 532.1 18.61 0.5 –4.8
» 532.4 15.61 –1.6 –6.3

Было проведено изучение петрографических шлифов, изготовленных из отобранных образцов, а также выполнены: анализ карбонатности по методу В.Н. Щербины [1958], определение Сорг оксидометрическим методом, изотопный анализ углерода и кислорода. Для изотопного анализа отбирались пробы керна массой до 1 г, которые предварительно ничем не обрабатывались. Определения проводились с помощью масс-спектрометра Delta V Advanced и установки Gas-Bench-II. Значения δ13C и δ18О приводятся относительно стандарта PDB. Точность (воспроизводимость) определений δ13C и δ18О находится в пределах ±0.2‰.

Изотопный анализ выполнен в лаборатории геохимии изотопов и геохронологии Геологического института РАН, определения карбонатности и Сорг – в Научно-производственном центре по геологии Минприроды Республики Беларусь (аналитики М.П. Оношко, В.П. Кольненков).

ГЕОХИМИЯ ИЗОТОПОВ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ОТЛОЖЕНИЙ

Вариации изотопного состава углерода и кислорода пород, представленных в разрезе полесского надгоризонта скв. 168, весьма существенны (табл. 3, рис. 2–5). Значения δ13C изменяются от –11.4 до 6.5‰, а δ18О – в пределах –11.2…–0.6‰. Это обстоятельство позволяет предполагать, что мы, вероятно, имеем дело как с седиментационно-диагенетическими, так с постдиагенетическими (инфильтрационно-катагенетическими) изотопными сигналами. В настоящей работе термин “диагенез” используется в соответствии с классическими представлениями, принятыми в русскоязычной (“советской”) геологической литературе [Страхов, 1960]. Согласно этим представлениям, основным содержанием диагенеза водных отложений является стремление к достижению геохимического равновесия между пластом осадка и наддонной водой седиментационного бассейна, которое устанавливается в результате диффузионных процессов встречной миграции химических элементов из осадка в бассейн и из бассейна в осадок через поверхность дна водоема. В таком понимании диагенеза максимальное значение нижнего рубежа диагенетической зоны обычно не превышает нескольких десятков метров.

Таблица 3.  

Статистические параметры распределения показателей вещественного состава пород и изотопного состава углерода и кислорода карбонатов в разрезе сланценосных отложений полесского надгоризонта Припятского прогиба (Любанское месторождение горючих сланцев, скв. 168)

Статистический параметр Карбонатность, % Сорг, % δ13 C, ‰ (PDB) δ18O, ‰ (PDB)
Известняки, глинистые известняки (n = 10)
$\bar {x}$ 87.9 0.92 –9.6 –4.7
S$\bar {x}$ 1.1 0.11 0.3 0.2
xmin 82.1 0.34 –11.4 –6.1
xmax 91.8 1.50 –8.4 –3.6
Мергели, глинистые мергели, карбонатсодержащие глины (n = 37)
$\bar {x}$ 40.8 6.02 –3.5 –4.8
S$\bar {x}$ 3.0 0.80 0.6 0.3
xmin 10.7 0.61 –8.9 –8.0
xmax 72.0 16.27 6.5 –0.6
Мергели, глинистые мергели с Сорг > 5% (n = 19)
$\bar {x}$ 32.4 9.44 –1.3 –4.6
S$\bar {x}$ 2.8 0.78 0.6 0.3
xmin 15.6 5.15 –6.6 –6.4
xmax 65.1 16.27 6.5 –1.9
Мергели, глинистые мергели с Сорг > 10% (горючие сланцы) (n = 7)
$\bar {x}$ 30.5 13.26 –1.2 –4.6
S$\bar {x}$ 4.3 0.81 0.3 0.3
xmin 15.6 10.31 –2.4 –5.9
xmax 43.6 16.27 0.1 –3.9
Породы с явными постдиагенетическими изменениями (n = 3)
$\bar {x}$ 59.4 0.70 –9.7 –10.0
S$\bar {x}$ 15.4 0.11 0.9 0.6
xmin 43.4 0.55 –10.9 –11.2
xmax 90.2 0.92 –8.0 –9.3

Примечание. $\bar {x}$ – среднее арифметическое, S$\bar {x}$ – ошибка определения среднего арифметического, xmin и xmax – минимальное и максимальное значения, n – число определений.

Рис. 2.

Вариации изотопного состава углерода и кислорода, содержания карбонатов и органического углерода в верхнефаменском сланценосном разрезе Припятского прогиба (Любанское месторождение горючих сланцев, скв. 168). 1 – глина карбонатсодержащая; 2 – глинистый мергель; 3 – мергель; 4 – глинистый мергель с Сорг = 5–10%; 5 – горючий сланец (Сорг > 10%); 6 – глинистый известняк; 7–9 – породы с явными постдиагенетическими изменениями (на диаграмме показаны крестами): 7 – средне-крупнокристаллический известняк, 8 – песчаник со среднекристаллическим карбонатным цементом, 9 – глинистый мергель с крупнокристаллическим кальцитом в трещине; темным тоном на графиках показаны интервалы залегания пород с Сорг > 5%).

Рис. 3.

Изотопная специализация разных типов пород в верхнефаменском сланценосном разрезе Припятского прогиба (Любанское месторождение горючих сланцев, скв. 168). 1 – породы с явными постдиагенетическими изменениями, 2 – известняки и глинистые известняки, 3 – мергели, глинистые мергели и карбонатсодержащие глины.

Рис. 4.

Корреляционные диаграммы δ13С–Сорг (а) и δ13С–карбонатность (б) для пород верхнефаменского сланценосного разреза Припятского прогиба (Любанское месторождение горючих сланцев, скв. 168). 1 – породы с явными постдиагенетическими изменениями, 2 – известняки и глинистые известняки, 3 – мергели, глинистые мергели и карбонатсодержащие глины; R2 – коэффициент регрессии.

Рис. 5.

Корреляционные диаграммы δ18О–Сорг (а) и δ18О–карбонатность (б) для пород верхнефаменского сланценосного разреза Припятского прогиба (Любанское месторождение горючих сланцев, скв. 168). 1 – породы с явными постдиагенетическими изменениями, 2 – известняки и глинистые известняки, 3 – мергели, глинистые мергели и карбонатсодержащие глины; R2 – коэффициент регрессии.

Отбраковка постдиагенетических (инфильтрационно-катагенетических) изотопных сигналов. Среди изученных пород разреза, вскрытого скв. 168, отчетливо выделяются три образца, которые характеризуется весьма низкими значениями как δ13C (–9.7‰ в среднем), так и δ18О (–10.0‰). На графиках динамики изменения изотопных показателей по разрезу скв. 168 эти породы характеризуются сильными синхронными отрицательными экскурсами значений δ13С и δ18O, которые проявляются в кровле старобинского и в средней части ствижского горизонтов (см. рис. 2). Эти породы, без сомнения, подверглись значительной постдиагенетической переработке и в настоящее время представлены: а) песчаником со среднекристаллическим карбонатным цементом, б) среднекрупнокристаллическим известняком и в) глинистым мергелем с крупнокристаллическим кальцитом в трещине. Представляется, что очень легкий изотопный состав карбонатных углерода и кислорода в указанных породах был обусловлен влиянием инфильтрационных метеогенных подземных вод, с участием которых происходили осаждение вторичного кальцита в порах песчаника и в трещинах мергеля, а также перекристаллизация известняка. Эти воды несли почвенную углекислоту с очень легким изотопным составом углерода. Изотопный состав кислорода в этих водах был также весьма легким, что следует объяснить. Известно, что на распределение изотопных характеристик метеорных осадков, которые служат основой инфильтрационных подземных вод, влияет широтный эффект: значения δ18О уменьшаются от экватора к полюсам [Rozanski et al., 1978]. И в приэкваториальных широтах, в которых в позднедевонское время находилась территория Беларуси [Жарков, 1978; Зоненшайн и др., 1990], изотопный состав кислорода метеорных осадков слабо отличается от такового современной морской воды. Но процесс инфильтрации метеорных вод, с которым мы связываем переработку верхнефаменских отложений в районе исследований (скв. 168), мог происходить в любой отрезок времени, охватывающего перерыв в седиментации, который наступил после их накопления и продолжался в карбоне, перми, триасе и ранней юре. В течение этого длительного геологического времени территория Беларуси постепенно удалялась от экватора [Зоненшайн и др., 1990], и, как следствие, изотопный состав кислорода метеорных осадков становился все более и более легким. Стоит заметить, что и в современном гидрогеологическом разрезе северо-западной части Припятского прогиба с полесскими отложениями связан водоносный комплекс, содержащий подземные воды с минерализацией 0.3–2.0 г/дм3 на глубине 300–400 м. Однако водообильность этого комплекса весьма низкая: удельные дебиты пробуренных здесь скважин не превышают 0.2 м3/час. Это обстоятельство дает основание предполагать, что постдиагенетические преобразования слабопроницаемых карбонатно-глинистых и глинисто-карбонатных пород были незначительными, что, в свою очередь, позволяет объяснять изменчивость изотопного состава карбонатного кислорода вариациями условий седиментации и диагенеза.

Седиментационно-диагенетические изотопные сигналы и модель формирования отложений. Обращает на себя внимание явная тенденция к утяжелению изотопного состава углерода в породах по мере снижения их карбонатности (увеличения глинистости) и параллельного роста концентрации ОВ. Это хорошо видно на корреляционных диаграммах (см. рис. 4) и в виде синхронных экскурсов на графике вариаций данных параметров по разрезу (см. рис. 2). В то же время, ничего подобного для изотопного состава кислорода не наблюдается: несмотря на имеющийся широкий диапазон флуктуаций, он ведет себя практически индифферентно по отношению к вариациям карбонатности и содержания Сорг (см. рис. 2, рис. 5).

Эти особенности распределения значений δ13С и δ18О отчетливо отражаются в изотопной специализации типов пород, чередующихся в разрезе (см. табл. 3).

Известняки и глинистые известняки, относящиеся по содержанию Сорг (0.34–1.50%) к доманикоидным и субдоманикоидным породам, характеризуются весьма легким изотопным составом углерода (δ13С = –9.6 ± 0.3‰). Среднее значение δ18О в них составляет 4.7 ± 0.2‰.

Мергели, глинистые мергели и карбонатсодержащие глины заметно богаче органическим веществом (Сорг 6.02 ± 0.80%) и относятся к доманикоидам и доманикитам. Изотопный состав углерода в них (δ13С = –3.5 ± 0.6‰) существенно тяжелее, чем в известняках и глинистых известняках, а кислорода – практически такой же (δ18О в среднем составляет –4.8 ± 0.3‰). При вычленении доманикитов (Сорг > 5%) из этой группы пород оказывается, что для них характерен наиболее тяжелый изотопный состав углерода (δ13С = = ‒1.3 ± 0.6‰), приближающийся к морскому стандарту, однако изотопный состав кислорода (δ18О = –4.6 ± 0.3‰) в них такой же, как в других исследованных литологических типах пород. Показательно, что значения δ13C и δ18О в горючих сланцах (Сорг > 10%) полесского надгоризонта, установленные в разрезах других скважин Припятского прогиба, в которых анализировались единичные образцы (см. табл. 2), за небольшим исключением, такие же, как в обогащенных керогеном породах (Сорг > 5%), вскрытых скважиной 168.

Анализ соотношения показателей вещественного состава и изотопных параметров сланценосных отложений изученного разреза позволил выявить следующие закономерности.

1. Чем ниже карбонатность (выше глинистость) отложений, тем больше в них ОВ. Белорусские исследователи [Ажгиревич, 1982 и др.] давно отмечали, что наиболее типичной минеральной основой горючих сланцев Припятского прогиба служат глинистые мергели и известковые глины, т.е. породы, относительно бедные карбонатами, а Ю.О. Гаврилов с соавторами [2008], изучавшие углеродистые отложения волжского яруса верхней юры в пределах северо-восточного замыкания Московской синеклизы (Костромская область), также отмечали в них обратную корреляцию между содержанием карбонатов и Сорг.

2. Изотопный состав углерода в сланценосных отложениях в основном легкий и утяжеляется одновременно с ростом концентрации ОВ и приближается к стандартным морским значениям в породах с Сорг > 5%.

3. Изотопный состав кислорода не зависит от содержания глинистого материала и ОВ в породах и остается в них практически неизменным.

Интерпретировать эти закономерности в контексте изменений условий седиментации и диагенеза можно следующим образом.

Биопродуктивность бассейна в полесское время была высокой из-за поступления с суши значительной массы нутриентов. На процессы седиментации в пределах участка бассейна, где расположена скв. 168, наибольшее влияние оказывала ближайшая суша, находившаяся к западу–северо-западу от берега (см. рис. 1). Территория области сноса была существенно пенепленизирована. С нее осуществлялась подача в морской бассейн глинистого материала и питательных веществ (микроэлементов), что способствовало жизнедеятельности планктона и эвтрофикации бассейна. Источником нутриентов могли быть не только почва, но и породы, разрушавшиеся на суше, примыкающей к бассейну. На ней были широко представлены туфы и туффиты волынской серии венда (ратайчицкая свита) (см. рис. 1). Обогащенность вулканогенного материала микроэлементами, способными спровоцировать эвтрофикацию седиментационного бассейна, хорошо известна. Однако следует указать на повышенные концентрации в этом материале такого важного элемента-эвтрофикатора, как фосфор. Среднее содержание P2O5 в ратайчицких туфах Беларуси составляет 0.42%, что заметно выше, чем, например, в нормально-осадочных глинах других подразделений венда (0.08–0.13%) [Махнач и др., 1976].

Припятский прогиб в полесское время переживал заключительную фазу позднедевонской рифтовой стадии [Геология Беларуси, 2001]. Скорость прогибания территории значительно снизилась, по сравнению с главной фазой рифтогенеза, но оставалась достаточно высокой. Прогибание носило пульсационный характер: то активизировалось, то замедлялось. В соответствии с этим в морском палеобассейне периодически менялась глубина, результатом чего стало чередование в разрезе пород с разной карбонатностью. Осадки, давшие начало известнякам и глинистым известнякам, среди которых встречаются строматолитовые, вероятно, накапливались во время эпизодов замедления прогибания на хорошо прогретых, освещенных и аэрируемых мелководных участках. Мергели, глинистые мергели и глины – маркеры эпизодов осадконакопления в относительно глубоководных обстановках, возникавших при некомпенсированном прогибании дна бассейна. Можно предполагать, что в те отрезки времени, когда прогибание территории интенсифицировалось, усиливалась подача глинистого материала и нутриентов с суши. Ярким примером распределения литофаций в зависимости от глубины палеобассейна служат нижнефаменские межсолевые отложения Припятского прогиба: на конседиментационных приразломных поднятиях залегают карбонатные, в том числе органогенные породы, а в приразломных депрессиях – карбонатно-глинистые, нередко битуминозные [Девонская …, 1981].

Литификация осадков полесского надгоризонта на мелководье протекала в окислительных условиях зоны диагенеза. Происходило быстрое удаление ОВ из осадка в результате его энергичного окисления свободным кислородом, а образующаяся в этом процессе углекислота с изотопно-легким органическим углеродом использовалась при кристаллизации диагенетических карбонатов, визуально не отличимых от седиментационных.

На более глубоких участках морского дна подзона диагенеза со свободным кислородом была, вероятно, сильно сокращена, а возможно, и вовсе не существовала. Процессы диагенеза происходили в восстановительных условиях. Основным (или единственным) окислителем ОВ здесь был кислород морских сульфатов (сульфат-редукция), который является значительно менее действенным агентом окисления, чем свободный кислород. Поэтому в существенно глинистых отложениях сохранилось и было фоссилизировано значительно больше ОВ, чем в карбонатных. В то же время, органического углерода, высвобождающегося в процессе сульфат-редукции и затем мобилизованного при диагенетическом карбонатообразовании, было недостаточно для того, чтобы значения δ13C существенно снизились по сравнению с морским стандартом. Лишь в двух из 34 исследованных нами проб горючих сланцев (Сорг > 5%) были зафиксированы очень низкие значения δ13С (–10.5 и –11.8‰), вероятно, связанные с диагенетическими сульфатредукционными процессами (см. табл. 2). Можно предположить, что в породах этих двух проб содержание седиментационного карбонатного материала очень низкое.

Континентальный сток, приносивший в бассейн седиментации глинистый материал и нутриенты, не оказывал “разбавляющего” воздействия на изотопный состав кислорода карбонатных компонентов сланценосных отложений. Значения δ18О в этих породах находятся на том же уровне (около –5‰), который показан для фаменского века на глобальной хемостратиграфической кривой [Grossman, 2012]. Это согласуется с тем, что в низких широтах, где в позднедевонское время находилась территория Беларуси, изотопный состав кислорода метеорных осадков был близок к таковому морской воды.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основные результаты изучения изотопного состава углерода и кислорода в карбонатном веществе сланценосных отложений полесского надгоризонта верхнего фамена в Припятском прогибе сводятся к следующему.

1. Изотопный состав углерода и кислорода карбонатного материала в детально изученном разрезе скв. 168 на Любанском месторождении горючих сланцев, в основном, несет информацию об условиях осадконакопления и диагенеза. Постдиагенетические изменения, связанные с инфильтрацией метеогенных вод, слабо затронули низкопроницаемые карбонатно-глинистые и глинисто-карбонатные породы. Эти преобразования, которые могли протекать во время перерыва в осадконакоплении между фаменом и средней юрой, установлены в единичных образцах, резко отличающихся от остальных пород очень низкими значениями и δ13С (–10.9…–8.0‰), и δ18О (–11.2… –9.3‰).

2. Средняя величина δ13C для всех образцов пород, не измененных процессами катагенеза, составляет –4.9±0.6‰. Значения δ13С возрастают по мере увеличения в породах содержания глинистого материала и ОВ.

3. В известняках и глинистых известняках (Сорг 0.92 ± 0.11%) значения δ13C очень низкие (–9.6 ± ± 0.3‰). Осадки, давшие начало этим породам, среди которых встречаются строматолитовые разности, накапливались на хорошо прогретых, освещенных и аэрируемых мелководных участках во время эпизодов замедления прогибания дна палеобассейна. Литификация осадков здесь протекала в окислительных условиях зоны диагенеза. Свободный кислород энергично окислял ОВ, исходное содержание которого в осадках было, очевидно, высоким на протяжении всего полесского времени. Образующаяся в этом процессе углекислота с изотопно-легким органическим углеродом затем использовалась при кристаллизации диагенетических карбонатов, визуально не отличимых от седиментационных.

4. В мергелях, глинистых мергелях и карбонатсодержащих глинах (Сорг 6.02 ± 0.80%) величина δ13C = –3.5 ± 0.6‰, в том числе в горючих сланцах (Сорг > 10%) – –1.2 ± 0.6‰. Эти существенно глинистые породы – маркеры эпизодов относительно глубоководной седиментации, в течение которых происходило некомпенсированное осадконакоплением прогибание морского дна. Подзона диагенеза со свободным кислородом была по мощности сильно сокращена или вовсе отсутствовала. Основным (или единственным) окислителем ОВ здесь был кислород морского сульфата (сульфат-редукция), который является значительно менее действенным агентом окисления по сравнению со свободным кислородом. В связи с этим в существенно глинистых отложениях сохранилось и было фоссилизировано значительно большее количество ОВ по сравнению с относительно более карбонатными. Органического углерода, высвобождающегося в процессах сульфат-редукции и затем мобилизованного при диагенетическом карбонатообразовании, было недостаточно для того, чтобы значения δ13C существенно снизились по сравнению с морским стандартом.

5. Изотопный состав карбонатного кислорода в породах, не преобразованных катагенезом, является неизменным и не зависит от содержания в них глины и ОВ. Значения δ18О в исследованных породах (около –5‰) близко соответствуют показанным для фаменского века на глобальной хемостратиграфической кривой. Это согласуется с тем, что в низких широтах, где в позднедевонское время находилась территория Беларуси, изотопный состав кислорода метеорных осадков, влиявших через континентальный сток на процессы формирования отложений, был близок к таковому морской воды.

Список литературы

  1. Ажгиревич Л.Ф. Закономерности размещения и образования горючих ископаемых. Минск: Наука и техника, 1986. 175 с.

  2. Ажгиревич Л.Ф. Сланценосная формация верхнего палеозоя Белоруссии. Минск: Наука и техника, 1982. 210 с.

  3. Гаврилов Ю.О., Щепетова Е.В., Рогов М.А., Щербинина Е.А. Седиментология, геохимия и биота волжских углеродистых отложений северной части Среднерусского моря (Костромская область) // Литология и полез. ископаемые. 2008. № 4. С. 396–424.

  4. Галимов Э.М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра, 1968. 226 с.

  5. Геология Беларуси / Ред. А.С. Махнач, Р.Г. Гарецкий, А.В. Матвеев и др. Минск: Институт геологических наук НАН Беларуси, 2001. 815 с.

  6. Девонская межсолевая толща Припятской впадины (региональные закономерности строения и состава) / Ред. А.С. Махнач, И.И. Урьев, С.А. Кручек и др. Минск: Наука и техника, 1981. 220 с.

  7. Жарков М.А. История палеозойского соленакопления. Новосибирск: Наука, 1978. 272 с.

  8. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Кн. 1. М.: Недра, 1990. 328 с.

  9. Махнач А.А. Катагенез и подземные воды. Минск: Наука и техника, 1989. 335 с.

  10. Махнач А.А., Михайлов Н.Д., Колосов И.Л., Шиманович В.М. Изотопы углерода и кислорода в девонских карбонатных образованиях Беларуси. Минск: Институт геологических наук АН Беларуси, 1994. 96 с.

  11. Махнач А.С., Веретенников Н.В., Шкуратов В.И., Бордон В.Е. Рифей и венд Белоруссии. Минск: Наука и техника, 1976. 360 с.

  12. Национальный атлас Беларуси. Минск: Белкартография, 2002. 292 с. (Нацыянальны атлас Беларусi. Мiнск: РУП “Белкартаграфiя”, 2002. 292 с.)

  13. Полезные ископаемые Беларуси / Ред. П.З. Хомич, С.П. Гудак, А.М. Синичка и др. Минск: Образование и воспитание (Адукацыя i выхаванне), 2002. 528 с.

  14. Cтратиграфические схемы докембрийских и фанерозойских отложений Беларуси: объяснительная записка / Ред. С.А. Кручек, А.В. Матвеев, Т.В. Якубовская и др. Минск: Изд-во ГП “БелНИГРИ”, 2010. 282 с.

  15. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. Т. 1. Типы литогенеза и их размещение на поверхности Земли. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 212 с.

  16. Стрельцова Г.Д. Состав и структурно-текстурные особенности сульфидной минерализации в сланценосных отложениях Припятского прогиба // Геология осадочного чехла Белоруссии / Ред. В.А. Кузнецов. Минск: Наука и техника, 1984. С. 5–13.

  17. Холодов В.Н. Геохимия осадочного процесса. М.: ГЕОС, 2006. 608 с.

  18. Шванов В.Н., Фролов В.Т., Сергеева Э.И. и др. Систематика и классификации осадочных пород и их аналогов. СПб.: Недра, 1998. 352 с.

  19. Щербина В.Н. О методике массового определения карбонатности осадочных пород // Труды Института геологических наук АН БССР. Вып. 1. Минск: Изд-во АН БССР, 1958. С. 131–144.

  20. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимические индикаторы литогенеза (литологическая геохимия). Сыктывкар: Геопринт, 2011. 742 с.

  21. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Соотношения изотопов углерода в стратисфере и биосфере: четыре сценария // Биосфера. 2010. Т. 2. № 2. С. 231–246.

  22. Becker R.T., Gradstein F.M., Hammer O. The Devonian Period // The Geologic Time Scale 2012. Amsterdam, Boston, Heidelberg, London, New York, Oxford, Paris, San Diego, San Franciso, Singapore, Sydney, Tokyo: Elsevier, 2012. P. 559–601.

  23. Grossman E.L. Oxygen Isotope Stratigraphy // The Geologic Time Scale 2012. Amsterdam, Boston, Heidelberg, London, New York, Oxford, Paris, San Diego, San Francisco, Singapore, Sydney, Tokyo: Elsevier, 2012. P. 181–206.

  24. Rozanski K., Araguas-Araguas L., Gonfiantini R. Isotopic patterns in modern global precipitation // Climate Change in Continental Isotopic Records (Geophysical Monograph 78) / Eds P.K. Swart, J. McKenzie, S. Savin. Washington, DC: American Geophysical Union, 1993. P. 1–36.

  25. Saltzman M.R., Thomas E. Carbon Isotope Stratigraphy // The Geologic Time Scale 2012. Amsterdam, Boston, Heidelberg, London, N.Y., Oxford, Paris, San Diego, San Francisco, Singapore, Sydney, Tokyo: Elsevier, 2012. P. 207–232.

Дополнительные материалы отсутствуют.