Литология и полезные ископаемые, 2021, № 2, стр. 144-183

Вулканические туфы и туффиты в пограничных отложениях юры и мела (волжский–рязанский ярусы) Западной Сибири

И. В. Панченко a*, И. Д. Соболев b, М. А. Рогов c, А. В. Латышев de

a ЗАО “МиМГО”
111123 Москва, шоссе Энтузиастов, 21, стр. 1, Россия

b Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН
119017 Москва, Старомонетный пер., 35, Россия

c Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1, Россия

d МГУ им. М.В. Ломоносова
119234 Москва, Ленинские Горы, 1, Россия

e Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
123242 Москва, ул. Большая Грузинская, 10, стр. 1, Россия

* E-mail: ivpanchenko89@gmail.com

Поступила в редакцию 26.06.2020
После доработки 08.08.2020
Принята к публикации 15.10.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

Детально изучены прослои измененных пепловых туфов и туффитов в пограничных отложениях юры и мела (баженовский горизонт) Западной Сибири. Эти прослои, приуроченные к интервалу от верхней части средневолжского подъяруса до верхов рязанского яруса, прослеживаются на огромной территории (более 400 тыс. км2). Несмотря на малую мощность (от первых миллиметров до первых сантиметров), они отчетливо выделяются в керне скважин, хорошо сопоставляются в межскважинном пространстве и могут быть использованы как маркирующие горизонты и изохронные уровни в разрезе баженовских отложений. Состав измененных пепловых прослоев довольно выдержанный, прослеживается его площадная зональность, предположительно обусловленная фракционированием первоначальной пирокластики в процессах ветрового и гидродинамического разноса и осаждения. На основании петрографических¸ минералогических и геохимических данных сделан вывод о том, что пеплы имели андезибазальтовый состав, а их формирование было связано с надсубдукционным вулканизмом за пределами Западно-Сибирской плиты. Предполагается, что источник пеплового материала находился к юго-западу от исследованной территории, скорее всего в Закавказье. Описанные в работе туфовые прослои имеют важное значение для стратиграфии и межрегиональной корреляции, поскольку потенциально они могут быть прослежены как в бореальных, так и в тетических разрезах, а встреченные в туфах цирконы использованы для определения U‒Pb возраста.

Ключевые слова: Западная Сибирь, баженовская свита, туфы, маркирующий горизонт, граница юры и мела, надсубдукционный вулканизм.

Широкое распространение пирокластического материала в пределах пограничного интервала юры и мела Западной Сибири было установлено в 1960-е годы [Саркисян, Процветалова, 1964, 1968; Процветалова, Лагутенкова, 1968]. Вскоре было выявлено присутствие не только рассеянного пеплового материала, но также прослоев туфов и туффитов, и было показано, что подобные прослои приурочены главным образом к юго-западным районам Западной Сибири и в меньшей степени развиты восточнее, в Приенисейской части [Ван, 1973, 1974; Ван и др., 2011]. Однако до самого последнего времени эти прослои не являлись объектами детального изучения. Не было опубликовано подробной информации о минеральном и геохимическом составах, строении, возрасте и особенностях географического распространения отдельных туфовых прослоев.

В настоящее время наблюдается заметный рост интереса к обогащенным вулканическим веществом прослоям в баженовской черносланцевой формации Западной Сибири (баженовский горизонт, верхняя юра–нижний мел). Связывается это со стремительно растущим вниманием к нефтеносности баженовских отложений, причины и контролирующие факторы которой до сих пор не вполне выяснены. Авторами [Панченко и др., 2015б] были кратко описаны регионально прослеживающиеся тонкие прослои туфов и туффитов, позднее подобные прослои были изучены нашими коллегами [Булатов и др., 2017; Бумагина и др., 2018; Шалдыбин и др., 2018; Afonin et al., 2019; Shaldybin et al., 2019; Shaldybin, Kondrashova, 2019]. Однако детальное исследование состава, особенностей вертикального и латерального распространения туфогенных прослоев в баженовском горизонте и определение их возраста до сих пор не проводились. Это связано, в первую очередь, с их крайне малой мощностью (от первых миллиметров до 1 см) и сложностью выделения чистого материала, не загрязненного веществом вмещающих пород. Кроме того, сказываются ограничения возможностей проведения систематических наблюдений на площади распространения туфогенных прослоев, так как баженовские отложения доступны для изучения только в керне скважин. Исключительно важна точная привязка прослоев к литологическим пачкам и биостратиграфическим подразделениям. Это дает возможность выявлять конкретные прослои в разных скважинах, коррелировать и прослеживать их на широкой площади. В сочетании с другими стратиграфическими признаками туфовые прослои могут рассматриваться как возможные изохронные маркирующие горизонты [Фролов, 1993].

Важной проблемой является определение источника, поставлявшего вулканогенный материал в баженовский палеобассейн. И хотя уже в самых первых публикациях, посвященных изучению вулканогенных образований в пограничных отложениях юры и мела Западной Сибири, делались попытки оценить его источники [Процветалова, Лагутенкова, 1968; Ван, 1974], до сих пор детально этот вопрос не рассматривался. Присутствие обособленных прослоев пирокластического материала позволяет уточнить условия формирования баженовских отложений и предложить новый инструмент для поиска баженовских нефтеносных коллекторов.

В течение нескольких последних лет нами проводилось систематическое литологическое и палеонтологическое изучение баженовского горизонта в разных районах его распространения. Это позволило собрать значительный по объему и представительности материал, позволяющий комплексно охарактеризовать туфогенные прослои. Изучен вещественный состав этих прослоев, проанализировано их стратиграфическое распространение, проведена их классификация, выявлена площадная зональность изменений состава прослоев и высказаны предположения о возможном источнике пеплового материала. Полученные результаты обсуждаются в настоящей статье.

МАТЕРИАЛЫ

Прослои предположительно пирокластического происхождения обнаружены на огромной площади в центральной части Западной Сибири, преимущественно в пределах Ханты-Мансийского автономного округа, севера Тюменской области и северо-запада Томской области (рис. 1). Они были выделены при изучении керна более 200 скважин (см. рис. 1), некоторые туфогенные прослои были диагностированы по фотографиям керна, снятым при дневном и ультрафиолетовом (УФ) освещении (рис. 2).

Рис. 1.

Территория Западной Сибири и расположение скважин, вскрывающих баженовский горизонт, в керне которых установлены прослои пепловых туфов и туффитов. 1 границы Западно-Сибирской плиты; 2 расположение скважин, в керне которых присутствуют туфы; 3 расположение скважин, в керне которых присутствуют туфы и туффиты; 4 крупные города; 5 – обозначения административных единиц (1 – ХМАО, 2 – ЯНАО, 3 – Тюменская область, 4 – Томская область); 6 номера образцов, проанализированных для определения химического состава (согласно табл. 2, 3).

Рис. 2.

Фотографии туфогенных прослоев в керне баженовских отложений при дневном и УФ освещении. а, б – первый (самый нижний) прослой туфа в однородных силицитах глинистых высокоуглеродистых (пачка 4а); в – второй снизу прослой туфа в силицитах глинистых высокоуглеродистых, с иноцерамами (пачка 4b); г – прослои туфов 3 и 4 в силицитах глинисто-известковистых (кокколитофоридовых) высокоуглеродистых; д – серии туффитовых прослоев в однородных силицитах глинистых высокоуглеродистых (пачка 4а). UV – фотографии, выполненные при УФ свете.

При проведении исследований были детально описаны туфогенные прослои, представленные в керне 82 скважин (в т.ч. скв. 311 Восточно-Ольховская; 223 Июльская; 38, 2006 Галяновские; 10 Западно-Ташинская; 2159, 2838 Салымские; 4004, 5217, 5209 Правдинские; 20 Демьянская; 322 Дружная; 193 Северо-Ватьеганская; 4, 33 Кумские; 91 Горстовая и др.). Территория работ, охарактеризованная скважинами, керн которых нами был изучен, охватывает площадь более 400 000 км2. Расстояние между крайними скважинами, в которых обнаружены пирокластические прослои, составляет 700 км (см. рис. 1).

Из 49 скважин, пробуренных в разных районах распространения баженовского горизонта, отобраны и детально изучены 74 образца туфогенных пород. Для сравнения вещества, слагающего эти породы, с веществом вмещающих пород использовалась представительная выборка из 180 образцов биогенных силицитов баженовской свиты, отобранных из 13 скважин и изученных ранее, включая петрографическое описание шлифов, результаты рентгенодифрактометрического и рентгенофлуоресцентного анализов [Немова и др., 2014, 2017; Немова, Панченко, 2014, 2017; Ким и др., 2015].

Обнаруженные в керне скважин туфогенные прослои маломощные – от первых мм до 1 см. Иногда они сгруппированы в градационные серии с постепенным уменьшением или увеличением снизу вверх мощности пирокластических слойков, чередующихся с вмещающими породами. Мощность таких серий может достигать первых десятков сантиметров. При этом диагностика в керне даже самых тонких прослоев не вызывает затруднений благодаря заметно более светлой окраске и рыхлой текстуре этих пород, а также их яркой желтой или оранжевой люминесценции в УФ свете. На фоне вмещающих отложений туфогенные прослои отчетливо выделяются по специфическим вторичным изменениям и присутствию минеральных ассоциаций, резко отличных от установленных в минеральном веществе баженовских пород.

В непосредственной близости от туфов и туффитов были найдены многочисленные аммониты и другие остатки макрофауны (раковины двустворок, преимущественно относящихся к родам Buchia и Inoceramus, ихтиодетрит, крючья теутид). Кроме того, баженовские породы насыщены остатками радиолярий. Сохранность руководящих форм ископаемой фауны, как правило, удовлетворительная. По отдельным хорошо сохранившимся экземплярам, а также по совокупности всех находок возрастной диапазон туфогенных прослоев вполне надежно определяется.

МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Туфы и туффиты изучались в течение нескольких последних лет в ходе комплексных тематических работ, включавших детальное описание керна баженовской и тутлеймской свит (более 200 скважин), анализ данных геофизического каротажа скважин (более 5000 скважин), палеонтологическое изучение и биостратиграфическое расчленение разрезов по различным группам ископаемой фауны, петрографические исследования пород в шлифах (более 2000 обр.), комплекс лабораторных исследований (более 1000 обр.). По результатам этих работ выполнена региональная корреляция разрезов, построены геологические профили и карты распределения литофаций, минеральных компонентов, петрофизических параметров, показателей зрелости органического вещества и диагенетической преобразованности пород и пр. [Немова и др., 2014; Немова, Панченко, 2014, 2017; Ким и др., 2015; Панченко и др., 2015а, 2016].

При исследовании туфогенных пород были выполнены детальные описания шлифов (35 шт.) в поляризационном микроскопе ZEISS Axio Lab.A1 (И.Д. Соболевым, И.В. Панченко). Петрографические шлифы размером 2 × 2 см были изготовлены из туфогенных пород с учетом ориентации верха и низа образца. Минеральный состав уточнен по 8 наиболее представительным образцам на растровом электронном микроскопе (РЭМ) JEOL 6610 LV с системой энергодисперсионного рентген-спектрометрического анализа Oxford Instrumenrs INCAXact в Институте географии РАН (г. Москва, оператор А.Г. Калмыков). Для подготовки образцов перед микроскопированием применялась система холодно-плазменной металлизации JEOL JFC1600, с напылением платиной. Обработка результатов проводилась при помощи программного обеспечения “SEM Control User Interface”, версия 7.11 (Jeol Technics LTD). Всего были проанализированы 84 аналитические точки с определением элементного состава в зернах и в основной массе породы. Проведены рентгенодифракционные исследования 20 наиболее представительных образцов туфов, туффитов и вмещающих пород в ГИН РАН (г. Москва, оператор Е.В. Покровская) на дифрактометре D8 Bruker (λ(Cu Кα1) = 1.541 А, λ(Cu Кα2) = 1.544 А; I = = 40 мА, U = 40 кВ, регистрация в точках с шагом 0.05° 2θ и экспозицией 2 с).

Содержание петрогенных оксидов, редких и рассеянных элементов определено для 49 образцов туфогенных пород и 180 образцов вмещающих баженовских силицитов в ЦКП “ИГЕМ-аналитика” ИГЕМ РАН (г. Москва, оператор А.И. Якушев) на рентгенофлуоресцентном спектрометре PW 2400 (Philips Analytical 1997 г.). Для сопоставления туфогенных пород с баженовскими силицитами и уточнения пирокластической природы первых использовались все полученные результаты, значения которых отображены на графиках. Ввиду большого объема полученных данных, в статье приводятся составы только 6 наиболее представительных образцов баженовских силицитов, вмещающих туфы и туффиты.

Содержание элементов-примесей определено в 23 образцах туфов, 10 образцах туффитов и 6 образцах силицитов методом масс-спектрометрии с индуктивно-связанной плазмой (ICP-MS) в ИПТМ РАН (г. Черноголовка, оператор В.К. Карандашев) на квадрупольном масс-спектрометре Х-7 (Thermo Scientific, США), с разложением образцов в герметично закрытых автоклавах. Контроль за полнотой вскрытия пробы при ее химическом разложении осуществляли добавлением трассеров 146Nd, 161Dy, 174Yb. Для контроля результатов использовались стандартные образцы базальтов (BHVO‑2), по гранодиоритов (GSP-2) и щелочных агапаитовых гранитов (СГ-3 (ГСО3333-85)).

Биостратиграфический возраст туфогенных прослоев был определен по аммонитам (М.А. Роговым, в некоторых скважинах – Е.Ю. Барабошкиным) и радиоляриям (В.С. Вишневской).

Поскольку в настоящей работе рассматриваются туфы и туффиты, испытавшие диа- и катагенетические преобразования, необходимо обсудить используемую в работе терминологию. В соответствии с Петрографическим кодексом и генетической классификацией горных пород, содержащих вулканогенный материал [Петрографический …, 2008], мы различаем породы, сформировавшиеся при осаждении пепловых облаков без примеси синхронного осадочного материала – туфы, и таким же образом сформировавшиеся породы, но с примесью осадочного материала – туффиты, и считаем, что последующие минеральные преобразования не изменяют данную классификацию. Поэтому в настоящей работе мы использовали следующие термины и понятия.

Преобразованными пепловыми туфами названы породы, сложенные относительно однородным, как правило бурым глинистым веществом, с переменным содержанием угловатых обломков и аутигенных зерен алевритово-песчаной размерности. Основная часть первичных пирокластических компонентов сильно изменена и преобразована преимущественно в агрегаты вторичных глинистых минералов. Реже наблюдается вторичное окварцевание. Контрастирующие вещественный состав и текстура, а также резкие границы прослоев с вмещающими высокоуглеродистыми биогенными силицитами позволяют выделить такие породы в самостоятельный тип, отличный по генезису от фоновых осадочных пород баженовской свиты. Минералогические и геохимические особенности, текстура и структура (в частности, резко угловатая, остроугольная форма обломков), а также стратиграфическая выдержанность прослоев этих пород позволяют предполагать их пирокластическое происхождение.

Преобразованными пепловыми туффитами названы серии (мощностью от 5‒20 до 3‒20 см) чередующихся тонких (до 1‒2 мм) туфогенных и осадочных слойков. Слойки первого типа сложены тем же материалом, что и преобразованные пепловые туфы, но с переменным количеством (от первых процентов до 20%) примеси осадочных частиц и биокластов кремневого и карбонатного состава. Слойки второго типа представлены типичными баженовскими осадочными породами, распространенными в разрезе выше и ниже туффитовых серий. Границы слойков разного состава преимущественно постепенные, реже отчетливые. Подобное тонкое переслаивание объясняется непрерывным накоплением фонового биогенного и терригенного материала, с импульсами осаждения пепловых частиц. Это привело к смешанному осадочно-вулканогенному составу прослоев, в которых пирокластические и осадочные компоненты трудноотделимы. Строение туффитовых прослоев различное. Чаще всего мощность отдельных слойков, обогащенных туфовым материалом, градационно уменьшается снизу вверх и/или сверху вниз в пределах конкретной серии.

В работе нами применен термин свободного пользования туффоиды – “… породы с заметной примесью пирогенного материала”, согласно Я.Э. Юдовичу и М.П. Кетрис [2000], – для обобщения всех пирокластических прослоев, принимаемых во внимание в данной работе.

Отдельно были проанализированы туфы из стратиграфически разных прослоев и туффиты. Детально изучен минеральный и химический состав туфов из трех нижних прослоев, туффитов – из разных прослоев (см. рис. 2).

Изученные разрезы с прослоями вулканогенного материала подразделены на два типа. В разрезах первого типа пирокластические разности представлены 3‒4 тонкими обособленными прослоями измененных туфов, такие разрезы тяготеют к центральной и северо-западной частям изученной территории (см. рис. 1). В разрезах второго типа туфы ассоциируют с туффитами, или все встреченные пирокластические разности представлены туффитами. Общее число туфовых, туффитовых слойков и их серий в таких разрезах возрастает до 7‒8. Второй тип разреза развит на юге, востоке и юго-востоке территории (см. рис. 1). Эти типы отражают особенности осаждения пирокластики в разных частях баженовского моря и позволяют оконтурить достаточно хорошо обособленные области, в которых предполагаются различия режимов и темпов седиментации.

По стратиграфическому положению, мощности и строению туфогенные прослои были подразделены на следующие категории (группы): Т1 – туфы первого (самого нижнего), наиболее мощного (до 1 см) и выдержанного прослоя; Т2 – туфы второго снизу, тонкого (до 2 мм) прослоя; Т3 – туфы третьего снизу, очень тонкого (около 1 мм) прослоя; Т4 – туфы четвертого, очень тонкого (менее 1 мм) прослоя; ТТ1–ТТ4 – туффиты; Т1 + tt – туфы, аналогичные по мощности и стратиграфии с Т1, но встреченные в разрезах в ассоциации с туффитами.

Прослои T3 и T4 в разрезах всех изученных скважин располагаются на расстоянии не более 1 м друг от друга по вертикали (см. рис. 2), поэтому интервал их развития может рассматриваться как единый маркирующий уровень. В керне скважин описанные туфовые прослои Т1–Т4 выглядят единообразно, но наиболее ярко проявлен первый (самый нижний и мощный из встреченных) туфовый прослой Т1 (Т1 + tt); своеобразно проявлены серии туффитов ТТ1–ТТ4 (см. рис. 2).

РЕЗУЛЬТАТЫ

Строение и стратиграфическое положение туфовых прослоев в разрезе баженовского горизонта

Несмотря на крайне малую мощность (первые миллиметры–первые сантиметры), прослои туфов и туффитов легко диагностируются в керне за счет контрастно иной их окраски, состава и часто присутствующей люминесценции в УФ свете. Это позволяет использовать их для сопоставления разрезов.

В настоящей работе используется стратиграфическое расчленение баженовского горизонта на толщи и пачки, предложенное авторами ранее [Панченко и др., 2016]. Согласно нашим представлениям, баженовский горизонт в изученных скважинах расчленяется на две толщи – нижнюю и верхнюю, каждая из которых, в свою очередь, состоит из 3 пачек (рис. 3).

Рис. 3.

Сводная литологическая колонка баженовского горизонта и положение пирокластических прослоев. 1‒10 литология: 1 глины аргиллитоподобные; 2 известняки; 3 глины аргиллитоподобные кремневые малоуглеродистые; 4 силициты слабоглинистые глинисто-карбонатные и карбонатно-глинистые высокоуглеродистые, с бухиями; 5 – силициты малоглинистые и радиоляриты карбонатизированные; 6, 7 – силициты глинистые высокоуглеродистые однородные (6), с многочисленными иноцерамами (7); 8 – силициты глинисто-карбонатные и карбонатно-глинистые высокоуглеродистые с бухиями; 9 силициты глинистые и известковистые (кокколитофоридовые) высокоуглеродистые, с нодулями известняков; 10 – силициты и известняки кокколитофоридовые, глинистые, высокоуглеродистые послойно пиритизированные; 11, 12 уровни с прослоями туфов (11) и туффитов (12); 13‒16 – данные геофизического каротажа: 13 – индукционного, 14 – бокового, 15 – гамма-метода, 16 – нейтронного.

Все обнаруженные туфогенные прослои тяготеют к верхней толще баженовского горизонта, располагаясь в интервале от самых верхов пачки 3 до верхней части пачки 5а (см. рис. 3, 4). Наибольшее количество прослоев тяготеет к пачкам 4 и 5, при формировании которых создавались благоприятные условия для осаждения пирокластических частиц и сохранения их скоплений, без разбавления осадками фоновой и биогенной седиментации. Эти условия мы связываем с крайне низкой скоростью осадконакопления (по сопоставлению данных биостратиграфии с мощностями пород ее можно оценить в пределах 1‒1.5 мм/тыс. лет) и отсутствием активной гидродинамики, о чем свидетельствует преобладание тонкой горизонтальной слоистости, наблюдающейся в керне и в петрографических шлифах. Таким образом, присутствие прослоев, сложенных чистым пирокластическим материалом не является показателем высокой интенсивности вулканизма, а объясняется специфическим седиментационным режимом на фоне тракта высокого стояния уровня моря, которому соответствуют пачки 4 и 5 верхней толщи баженовского горизонта [Панченко и др., 2016]. Установлено, что по латерали некоторые прослои туфов переходят в туффиты, что обусловлено вариациями седиментационного режима в разных частях баженовского моря.

Рис. 4.

Корреляция разрезов баженовского горизонта, вскрытых скважинами, и положение прослоев туфов и туффитов относительно уровней с находками аммонитов. Gamma – кривая каротажного гамма-метода (зеленая кривая); Core – интервалы присутствия керна в скважинах (серая заливка); Т1–Т4 – прослои туфов; ТТ1‒ТТ4 – прослои туффитов; Кимерид. – кимериджский, В-волжск – верхневолжский.

В результате литостратиграфического сопоставления около 200 разрезов баженовского горизонта удалось выделить и проследить на значительной площади следующую последовательность прослоев туфов и туффитов (см. рис. 4, 5).

Рис. 5.

Стратиграфическая схема баженовского горизонта, положение и биостратиграфический возраст прослоев туфов и туффитов. Т1–Т4 – прослои туфов; ТТ1‒ТТ4 – прослои туффитов; Кимерид. – кимериджский, В-волжск – верхневолжский.

Вблизи границы пачек 3 и 4 (и в подошвенной части пачки 4а) выделены 4 серии прослоев туффитов (снизу вверх) – туффиты 1–4 соответственно.

Выше них, внутри пачки 4а, залегает первый прослой собственно туфа – “туф 1” (Т1 категория). В редких случаях по латерали он переходит в туффит, что было отмечено в 4 скважинах в юго-западной части изученной территории (см. рис. 1).

В пачке 4b выделен тонкий (1.5‒2 мм) прослой туфа – “туф 2” (Т2 категория).

В верхах пачки 5а выделены два тонких (около 1 мм), близко расположенных прослоя туфов, – “туф 3” (Т3 категория) и “туф 4” (Т4 категория). Выделение этих двух прослоев возможно только в случае их люминесценции в УФ (см. рис. 2) или при очень детальном изучении керна.

На большей части изученной территории наиболее уверенно прослеживается прослой “туф 1” (Т1 и T1 + tt категории прослоев). Прослои “туфов 2–4” (T2, T3 и T4 категории, соответственно) диагностируются хуже и чаще пропускаются при работе с керном из-за малой их мощности, но эти прослои также важны для осуществления стратиграфической корреляции.

Прослои туффитов (ТТ категория) развиты более локально, а их стратиграфическое положение не всегда определяется вполне однозначно вследствие невыдержанного строения прослоев и серий и более разнообразных текстурных особенностей в сравнении с туфами (см. рис. 2). Прослои туффитов, в отличие от туфов, прослеживаются на относительно короткие расстояния (десятки километров) и могут использоваться только для местной корреляции разрезов скважин, на локальных участках; региональная корреляция по ним невозможна.

Возраст прослоев туфов и туффитов был определен, главным образом, по находкам аммонитов (см. рис. 4, 6, 7), с учетом данных по радиоляриям (см. рис. 5).

Рис. 6.

Средне-верхневолжские аммониты баженовской свиты. а, к ‒ Praechetaites tenuicostatus (Schulgina), средневолжский подъярус, зона Exoticus (?): а – скв. Северо-Ватьеганская 193, гл. 2864.1 м (по ГИС 2861.7 м), пачка 4а, найден ниже туфового прослоя Т1, но выше прослоев с туффитами (в 0.8 м ниже обр. 25, в 1.35 м выше обр. 51), к – скв. Лемпинская (Салымская) 2838, гл. 2824.8 м (по ГИС 2826.2 м), пачка 4а, найден ниже туфового прослоя Т1 (в 0.5 м ниже обр. 16); б, з ‒ Laugeites cf. groenlandicus (Spath), средневолжский подъярус, зона Groenlandicus: б – скв. Северо-Ватьеганская 193, гл. 2865.15 м (по ГИС 2862.75 м), пачка 4а, найден в подошве пачки, найден между сериями туффитов ТТ1 и ТТ2 (в 1.85 м ниже обр. 25, в 0.3 м выше обр. 51), з – скв. Лемпинская (Салымская) 2838, гл. 2826.27 м (по ГИС 2828.9 м), пачка 3, найден в кровле пачки, ниже туфового прослоя Т1 (в 1.4 м ниже обр. 16); в ‒ Craspedites (Taimyroceras) cf. taimyrensis (Bodyl.), верхневолжский подъярус, зона Taimyrensis, скв. Марталлеровская 42, гл. 2735.18 м (по ГИС 2734.68 м), пачка 4а, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2; г ‒ Craspedites (Taimyroceras) laevigatus (Bodyl.), верхневолжский подъярус, зона Taimyrensis, скв. Марталлеровская 42, гл. 2734.82 м (по ГИС 2734.32 м), пачка 4а, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2; д, ж ‒ Strajevskya cf. hoffmani (Ilov.), средневолжский подъярус, зона Strajevskyi, скв. Лемпинская (Салымская) 2838: д – гл. 2835.15 м (по ГИС 2837.3 м), пачка 2а, ж – гл. 2834.14 м (по увязке с каротажом 2836.3 м), пачка 2а; е ‒ Dorsoplanites (?) sp., средневолжский подъярус, скв. Лемпинская (Салымская) 2838, гл. 2834.26 м (по ГИС 2836.45 м), пачка 2а; и ‒ Laugeites sp. juv., средневолжский подъярус, скв. Лемпинская (Салымская) 2838, гл. 2826.08 м (по ГИС 2828.7 м), пачка 4а, найден вблизи подошвы пачки, ниже туфового прослоя Т1 (в 0.6 м ниже обр. 16); л, н ‒ Craspedites (C.) cf. okensis (d’Orb.), верхневолжский подъярус, зона Okensis, скв. Поточная 2832: л – гл. 2727 м (по ГИС 2729.1 м), пачка 4а, найден выше туфового прослоя Т1, н – гл. 2727.1 м (по ГИС 2729.2 м), пачка 4а, найден выше туфового прослоя Т1; м ‒ Dorsoplanites sp. juv., средневолжский подъярус, скв. Поточная 2832, гл. 2731.16 м (по ГИС 2733.26 м), пачка 4а, найден между прослоями туффитов ТТ3 и ТТ4. *Примечание. ГИС – уточненная глубина по увязке с геофизическим каротажем.

Рис. 7.

Рязанские и нижневаланжинские аммониты баженовской свиты. а ‒ Сhetaites sibiricus Schulgina, рязанский ярус, зона Maynci (Sibiricus), скв. Северо-Ватьеганская 193, гл. 2862.7 м (по ГИС 2860.3 м), пачка 4а, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2 (в 0.6 м выше обр. 25); б ‒ Tollia sp. ind., пограничный интервал рязанского и валанжинского ярусов, скв. Марталлеровская 42, гл. 2725.11 м (по ГИС 2724.61 м), пачка 6, найден вблизи ее подошвы; в ‒ Surites sp., рязанский ярус, скв. Верхнесалымская 2316, гл. 3263.2 м (по ГИС 3263.4 м), пачка 4b, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2; г ‒ Hectoroceras cf. kochi Spath., рязанский ярус, зона Kochi, скв. Верхнесалымская 45, гл. 2966.16 м, пачка 4b; д ‒ Surites sp., рязанский ярус, зона Kochi, скв. Верхнесалымская 45, гл. 2966.16 м, пачка 4b; е ‒ Surites sp. indet., рязанский ярус, скв. Верхнесалымская 2316, гл. 3263.14 м (по ГИС 3263.34 м), пачка 4b, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2; ж ‒ Praetollia sp., рязанский ярус, скв. Лемпинская (Салымская) 2838, гл. 2823.54 м (по ГИС 2824.54 м), пачка 4b, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2 (в 0.35 м выше обр. 16); з ‒ Praetollia sp. (?), рязанский ярус, скв. Лемпинская (Салымская) 2838, гл. 2823.49 м (по ГИС 2824.49 м), пачка 4b, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2 (в 0.4 м выше обр. 16); и ‒ Praetollia sp. (sp. nov.?), рязанский ярус, скв. Лемпинская (Салымская) 2838, гл. 2823.24 м (по ГИС 2824.24 м), пачка 4b, найден между туфовыми прослоями Т1 и Т2 (в 1.4 м выше обр. 16); к ‒ Surites sp. indet., рязанский ярус, скв. Новонялинская 30 (×2), гл. 2757.5 м (по ГИС 2756.25 м), пачка 5а, найден ниже туфового прослоя Т3 или Т4 (?) (в 7 м ниже обр. 39); л, м ‒ Neotollia klimovskiensis (Krimholz), нижний мел, валанжин, зона Neotollia klimovskiensis: л – скв. Поточная 2832, гл. 2691.44 м, пачка 6, м – скв. Новонялинская 30, гл. 2750.55 м (по ГИС 2749.15 м), пачка 5b, найден выше туфового прослоя Т3 или Т4 (?) (в 9 м выше обр. 39). *Примечание. ГИС – уточненная глубина по увязке с геофизическим каротажем.

В наиболее полной сводной стратиграфической последовательности, составленной по данным изученных разрезов, самые нижние туфогенные прослои представлены туффитами. В интервале развития туффитов встречаются многочисленные представители рода аммонитов Laugeites (Laugeites biplicatus). В самых верхних сериях этих туффитов встречены Praechetaites cf. exoticus и Praechetaites tenuicostatus (см. рис. 6). Согласно этим данным, туффитовая последовательность, состоящая из 4 серий туффитовых слойков (туффиты 1–4, см. рис. 3–5), относится к средневолжскому подъярусу, аммонитовым зонам Laugeites groenlandicus–Epilaugeites vogulicus–Praechetaites exoticus.

Прослой туфа 1 приурочен к интервалу аммонитовых зон Praechetaites exoticus–Chetaites chetae, который включает терминальную часть средневолжского подъяруса и весь верхневолжский подъярус. Но по комплексному сопоставлению находок аммонитов из разных скважин можно предполагать, что этот прослой располагается вблизи границы среднего и верхнего волжского подъярусов или в самых низах верхневолжского подъяруса. Ниже туфа 1 в отложениях присутствуют аммониты родов Praechetaites и Laugeites, выше – Craspedites spp., включая C. (C.) cf. okensis (d’Orb.) и C. (Taimyroceras) spp., а также Chetaites cf. сhetae Schulg.

Прослой туфа 2, по-видимому, находится в пределах аммонитовой зоны Chetaites sibiricus рязанского яруса (по находкам Praetollia maynci Spath, Ronkinites cf. rossicus (Schulgina), Borealites (?) sp., Surites sp. непосредственно под прослоем).

По данным анализа радиолярий в пределах первых двух туфовых прослоев отмечается ассоциация Parvicingula blomei, P. rotunda, Praeparvicingula aff. sencilla, Praeparvicingula holdsworthi, которые могут указывать на широкий стратиграфический интервал: от средне-верхневолжских подъярусов до рязанского яруса [Вишневская и др., 2020].

Под прослоем туфа 3 (ниже в 0.2–3 м) встречены аммониты Praetollia sp., Borealites sp., Surites sp., Caseyceras indet., Surites cf. furcatus зоны Hectoroceras kochi рязанского яруса; над этим прослоем аммониты не встречены.

Выше прослоя туфа 4 (в 0.5–5 м) определены Praetollia sp., Surites cf. analogus, соответствующие аммонитовой зоне Surites analogus. В вышележащей пачке 5b присутствуют Tollia cf. tolli и Neotollia klimovskensis, Neotollia cf. sibirica, Neotollia sp., характеризующие пограничный интервал рязанского и валанжинского ярусов.

Породы, вмещающие прослои туфа 3 и туфа 4, соответствуют интервалу развития ассоциации радиолярий Parvicingula khabakovi, Williridellum salymicum salymicum, Zhamoidellum boehmi, Zhamoidellum sp., которая соответствует большей части рязанского яруса [Вишневская и др., 2020].

Таким образом, прослои туффитов и туфа 1 приурочены к границе среднего и верхнего подъярусов волжского яруса верхней юры и находятся вблизи дискуссионной (в планетарном масштабе) границы юры и мела. Прослой туфа 2 маркирует рязанский региоярус и относится уже к меловому интервалу разреза (здесь и далее используется датировки по [Bralower et al., 1990; Lena et al., 2019]). Формирование прослоев туфа 3 и туфа 4 происходило в позднерязанское время.

Непостоянное количество туфогенных прослоев от разреза к разрезу, вероятно, объясняется присутствием перерывов на интервале пачек 3–5 баженовского горизонта (см. рис. 4), связанных с ненакоплением осадков или их размывом. Отсутствие прослоев туффитов на северо-западе изученной территории ассоциируется с резкими литологическими контактами и эрозионными границами, свидетельствующими о сокращении объема отложений вблизи границы пачек 3 и 4. На юго-востоке и востоке территории развиты стратиграфически более полные разрезы, в них наблюдается постепенный переход от радиоляритов пачки 3 к глинистым силицитам пачки 4. Таким образом, по присутствию туфов и туффитов можно судить о стратиграфической полноте конкретного разреза.

Четкое стратиграфическое положение туфогенных прослоев и их приуроченность к относительно монотонным и слабоизменчивым баженовским пачкам позволяет установить диахронность границ последних (см. рис. 4). Выделенные в баженовском горизонте 6 пачек устойчиво прослеживаются в центральной области его развития, на площади более 1 млн км2, а их границы соответствуют субрегиональным перестройкам режима седиментации [Панченко и др., 2016]. Диахронность границ пачек можно оценивать относительно расположения туфогенных прослоев. На рис. 4 показано “скольжение” литостратиграфических границ относительно туфовых прослоев. Следовательно, появляется возможность проведения хроностратиграфической корреляции отдельных уровней баженовского горизонта.

Состав туфогенных прослоев

Структурно-текстурные и минералого-петрографические особенности туффоидов

В петрографических шлифах наблюдается выраженная контрастность состава туфогенных прослоев по отношению к вмещающей породе. Прослои обособлены четкими границами, часто имеют нормальную градационную сортировку исходного пирокластического материала; обломки угловатые, неориентированные, без признаков водной транспортировки. Вулканогенный материал сильно изменен: чаще всего подвержен глинизации, реже – окремнению. При этом окремнение привело практически к полной неузнаваемости пирокластических компонентов. Поэтому при изучении структурно-текстурных и минералогических особенностей наибольшее внимание было уделено глинизированным прослоям туфов и туффитов (рис. 8–10).

Рис. 8.

Микрофотографии прослоя пеплового туфа 1 (Т1 и Т1 + tt) в петрографических шлифах. а, б – полный срез прослоя, с ожелезненной подошвой, центральная часть территории исследований, обр. 16; в, г – типичный вид образцов прослоев из западных частей территории: видно множество зерен, интенсивные ожелезнение и доломитизация по границам туфа, обр. 4; д, е – характерный вид первого туфового прослоя из восточной области территории: преимущественно однородная глинистая масса с редкими зернами, тяготеющими к подошвенной части прослоя, обр. 25. Фотографии а, в, д – без анализатора; б, г, е – с анализатором. Pl – кристаллокласты плагиоклаза, Kln – зерна каолинита и галлуазита, Py – зона пиритизации и сульфидного ожелезнения, Dol – зона доломитизации. Белой стрелкой показана ориентировка слоев, с указанием верха.

Рис. 9.

Характер обломков и вмещающей массы в глинизированных туфах (петрографические шлифы). а‒г – участок из кровельной части первого туфового прослоя (а, б – обр. 16; в, г – обр. 25); д‒з – участок подошвенной части первого туфового прослоя (д, е – обр. 4; ж, з – обр. 25). Фотографии а, в, д, ж – без анализатора, б, г, е, з – с анализатором. Pl – кристаллокласты плагиоклаза, Kln – зерна каолинита и галлуазита, Fe – тонкая примесь рудных минералов. Все фотографии ориентированы по залеганию прослоев (снизу вверх).

Рис. 10.

Типичная дифрактограмма порошкового препарата измененного (глинизированного) пеплового туфа (обр. 13).

Значительная степень вторичных изменений затрудняет реконструкцию исходного пирокластического материала баженовских туфов и туффитов, а также определение его характеристик. Однако подобные преобразования типичны для ископаемого ювенильного вулканогенного вещества [Ван, Казанский, 1985; Юдович, Кетрис, 1988, 2000, 2010, 2011; Ван и др., 2011 и др.] Поэтому здесь уместно применить аналогии с результатами изучения вторично измененных туффоидов [Ван, Казанский, 1985; Маслов и др., 2006; Юдович, Кетрис, 2011 и др.]. Известно, что вулканическое стекло наиболее подвержено изменениям и перекристаллизации. В морских условиях по нему формируется целый ряд минералов: цеолиты, смектиты, хлориты, а также галлуазит, каолинит и прочие [Ван, Казанский, 1985]. Чем ниже кремнекислотность исходного стекла, тем выше степень его неустойчивости. Это же правило действует и для кристаллокластов и литокластов: мафические (с наименьшим содержанием SiO2) будут подвержены изменениям в первую очередь, согласно порядку кристаллизации магматических минералов (от оливина, пироксенов и основных плагиоклазов – к кислым плагиоклазам и кварцу) [Ван, Казанский, 1985]. При изучении туффоидов эти особенности были приняты во внимание при интерпретации их состава и заключениях о типе исходного вещества.

Границы туффоидов с вмещающими отложениями согласные, подошвы слойков часто отчетливые и резкие, иногда неровные за счет вдавливания отдельных зерен в подстилающие отложения (см. рис. 8а, б). Во вмещающих породах вдоль границ с туффоидами часто прослеживаются сульфидное ожелезнение (пиритизация) и доломитизация (см. рис. 8).

Все изученные глинизированные туффоиды отличаются сходными структурными характеристиками и относительно постоянным минеральным составом. Основная глинистая масса имеет однообразный вид во всех образцах (см. рис. 8–10), в поляризованном свете характеризуется однородным погасанием (погасание монокристалла). Изменения проявляются, в основном, в вариациях присущего ей зеленовато-бурого оттенка (от насыщенного зелено-бурого до светлого коричневато-серого) и в содержании тонкой рудной “пыли” (5‒10%). В строении основной массы туффоидов повсеместно отмечается неправильная, “рваная” горизонтальная линзовидность, обусловленная разной степенью сцементированности и насыщенности пигментирующим веществом (см. рис. 8в‒е). Наиболее однородные интервалы развития глинистой массы тяготеют к верхним, прикровельным частям туфовых слойков, подчеркивая текстуру нормальной градационной сортировки первичных компонентов.

Результаты электронной микроскопии также указывают на однотипный элементный состав основной глинистой массы (рис. 11, табл. 1). Однообразие наблюдается и на рентгеновских дифрактограммах образцов глинизированных туфов (см. рис. 10), демонстрирующих преимущественно один и тот же набор минеральных фаз, среди которых заметно преобладают смешаннослойные слюда-смектиты.

Рис. 11.

Микрофотографии измененных пепловых туфов (РЭМ), с номерами точек определения элементного состава (см. табл. 1). а – распределение в различной степени сохранившихся кристаллокластов в глинизированной основной массе; б – игольчатые и остроугольные кристаллокласты плагиоклаза; в – относительно свежие кристаллокласты калиевого полевого шпата; г – существенно преобразованный кристаллокласт полевого шпата; д, е – зерна каолинита (замещение химически неустойчивых кристаллокластов); ж – зерна барита в глинизированной основной массе. Красными точками обозначены области определения зондового элементного состава, красными цифрами указана нумерация точек анализа (согласно табл. 1). Pl – кристаллокласты плагиоклаза, Kln – зерна каолинита и галлуазита, Kfs – калиевый полевой шпат, Fsp – сильно измененный полевой шпат, Brt – барит.

Таблица 1.

Результаты определения элементного состава минеральных фаз, слагающих измененные пепловые туфы (прослой “туф 1”)

№ точки Минералы Элемент, мас. %
O Na Mg Al Si K S Fe Ba
1 Смешаннослойный слюда-смектит (основная масса) 44.44     21.14 31.0 3.42      
4 Смешаннослойный слюда-смектит (основная масса) 53.92 1.52   16.66 25.2 2.73      
6 Смешаннослойный слюда-смектит (основная масса) 49.02     18.77 29.2 2.98      
7 Смешаннослойный слюда-смектит (основная масса) 56.41     19.48 24.1        
10 Смешаннослойный слюда-смектит (основная масса) 56.29     16.48 25.2 2.02      
13 Смешаннослойный слюда-смектит (основная масса) 51.94     20.1 26.0 1.96      
2 Плагиоклаз (кристаллокласт) 49.85 8.49   10.52 31.1        
3 Калиевый полевой шпат (кристаллокласт) 45.05 1.17   19.51 31.2 3.09      
5 Полевой шпат измененный (кристаллокласт) 35.83 3.94 0.71 17.19 39.9 2.44      
8 Каолинит (замещение кристаллокластов) 53.94     17.73 26.1 2.26      
9 Каолинит (замещение кристаллокластов) 60.19     18.68 21.1        
11 Пирит (аутигенный, в приконтактовой зоне)             61.51 38.49  
12 Барит (аутигенный, в матриксе) 13.47             8.03   78.5

Нами предполагается, что основная глинистая масса – это наиболее измененный продукт в туффоидах, поэтому, вероятнее всего, она развивалась по самому неустойчивому веществу – тонким обломкам вулканического стекла. Последние, в таком случае, должны были заметно преобладать в осаждающихся пепловых тучах.

В петрографических шлифах на фоне глинистой массы различимы отдельные, хаотично ориентированные зерна, распределение которых практически всегда имеет признаки градационной сортировки (см. рис. 8). В пределах одного того же туфового прослоя, вскрывающегося в разрезах разных скважин, количество зерен непостоянно и изменяется по площади (см. рис. 8, 9). При этом во всех туфовых прослоях наиболее высокая концентрация зерен наблюдается в подошвенной части, тогда как по направлению к кровле их размерность и количество уменьшаются. Для туффитов это правило не всегда выдерживается. По данным электронной микроскопии и рентгеновской дифрактометрии, зерна представлены агрегатами каолинита и полевыми шпатами, в меньше степени – кварцем, пиритом, доломитом и родохрозитом (см. рис. 10, 11, табл. 1).

Среди зерен отмечаются два преобладающих морфологических типа. Первый тип зерен обнаружен во всех образцах. Представлен угловатыми (неокатанными), часто игольчатыми обломками полевых шпатов (диагностируются, в основном, плагиоклазы) и изредка – кварца (см. рис. 8–11, табл. 1). Этот материал не подвергался заметной механической обработке в водной среде. Морфология, сортировка и ориентировка зерен позволяют отнести их к кристаллокластам пепловой природы.

Второй тип зерен – овально-округлые, сравнительно более крупные, вероятно аутигенные, образования слоистого и слоисто-волокнистого строения, представленные минералами группы каолинита. Волокнистое погасание зерен в скрещенных николях обнаруживает структуру, свойственную галлуазиту – многоводной модификации каолинита. По данным электронной микроскопии минералы с каолинитовым составом в действительности отвечают двум разным структурным формам (см. рис. 11д, е, табл. 1).

На изученной территории каолинитовые зерна в туффоидах встречаются не повсеместно, а в локальных областях распространения измененных пирокластических прослоев, в наиболее значительных количествах они присутствуют в западных районах. В ряде случаев наблюдается обрастание каолинитом наиболее измененных зерен полевых шпатов. Обособленность аутигенных зерен, их оформленные четкие контуры, генетическое родство с полевыми шпатами позволяют предполагать, что минералы группы каолинита развиваются по кристаллокластам, наследуя текстуру градационной их сортировки в осадке. Учитывая различную сохранность полевых шпатов, варьирующую от “чистых”, практически неизмененных зерен до сильно преобразованных, можно предположить, что аутигенные зерна замещают обломки наименее устойчивых форм плагиоклазов (с наиболее основным составом). Необходимые условия для роста каолинита достигались в условиях кислой среды, созданной избытком реакционноспособного ОВ; возможно, формирование каолинита происходило через другие промежуточные минеральные формы.

Таким образом, основная глинистая масса в исследованных породах интерпретируется как продукт девитрификации вулканического стекла. Слабоизмененные зерна плагиоклаза и кварца – это наиболее кислые по химизму разности минералов из всей совокупности осаждавшихся кристаллокластов. Зерна каолинита, напротив, маркируют самые основные по составу компоненты исходной тефры – вероятнее всего, кристаллокласты основного плагиоклаза. В пользу этого свидетельствует высокая насыщенность алюминием основных плагиоклазов по сравнению с кислыми (содержание Al2O3 в анортите 36.7% против 19.35% в альбите), который необходим для роста каолинитовых минералов.

Ниже приводится описание трех различных по петрографическим признакам типов туффоидов.

1. Глинизированные вулканические туфы по исходной структуре определяются как кристалловитрокластические средне-мелко-обломочные, со слоистой горизонтальной нормальной градационной текстурой, образованной в результате уменьшения размерности зерен (кристаллокластов) и их концентрации снизу вверх по разрезу слоя (см. рис. 8, 9).

Прослои измененных туфов в основном сложены однородной глинистой массой (от 50 до 70% объема породы), в которой может присутствовать примесь тонкообломочного материала, линзочки и глобули измененного вулканического стекла (?), зерна каолинита алевритово-мелкопесчаной размерности, редкие кристаллокласты плагиоклаза и единичные ‒ кварца. Основная масса туфов, состоявшая в основном из тонких обломков вулканического стекла, была интенсивно глинизирована с образованием смешанослойных глинистых минералов, каолинита и волокнистого галлуазита. Иногда на фоне однородной вмещающей массы наблюдаются мелкие (до 0.01 мм) кристаллокласты и микролиты плагиоклаза; встречаются редкие идиоморфные бипирамидально-призматические кристаллы циркона, аутигенные пирит, доломит, кальцит, зоны окремнения (до 15% объема породы). Интенсивные вторичные изменения развиваются вдоль контактов с вмещающей породой (см. рис. 8). Самые тонкие прослои туфов (менее 2 мм) испытали наиболее сильную пиритизацию и доломитизацию, в них приконтактовые (подошвенные и кровельные) зоны изменения по мощности сопоставимы с мощностями туфогенных слойков.

Кристаллокласты плагиоклаза и зерна каолинита в наиболее заметном количестве (до 25 об. %) присутствуют в нижних частях туфовых прослоев и часто образуют скопления вблизи подошвы, за счет которых нижняя граница резкая и отчетливая. Кровля туфовых прослойков отчетливо не выражена, наблюдается постепенный переход к перекрывающим баженовским отложениям (см. рис. 8). Кристаллокласты, как правило, не ориентированы вдоль слоистости. Характерны угловатая, копьевидная и оскольчатая формы зерен. Размерность кристаллокластов и их концентрация непостоянны и варьируют в туфах, вскрытых разными скважинами.

Обломки плагиоклазов имеют размеры 0.01–0.8 мм, преобладающая размерность 0.05‒0.1 мм. Состав плагиоклазов, определенный по углам погасания полисинтетических двойников в некоторых неизмененных кристаллокластах, в основном соответствует андезину, реже – олигоклазу, в единичных случаях диагностируется лабрадор.

Изменения состава и структурно-текстурных особенностей туфов связаны с вариациями в них количества зерен аутигенных минералов и плагиоклазов. Так, при движении с запада на восток их содержание в глинистой массе заметно уменьшается (см. рис. 8в‒е). При этом основная масса становится однородной, менее интенсивно окрашенной, а вторичные изменения плагиоклазов – слабо проявленными. Предполагается, что на востоке территории в туфах преобладали более кислые разности плагиоклаза. Совокупность таких наблюдений позволяет предполагать дифференциацию исходных пеплов по составу в направлении с запада на восток.

2. Глинизированные туффиты в шлифах выглядят как частое (доли мм–первые мм) неравномерное или ритмичное чередование слойков измененной туфогенной глинистой массы с сопоставимыми по мощности слойками баженовских углеродистых силицитов (рис. 12). Последние представлены теми же породами, которые залегают выше и ниже прослоев с пирокластикой. В туффитах различаются обособленные тонкие прослойки измененного пирокластического материала, которые сложены тем же веществом, что и глинизированные туфы, но отличаются присутствием (от первых процентов до 20%) осадочных и биогенных компонентов кремневого, карбонатного и углеродистого составов. Для туффитов характерны угловатые и таблитчатые кристаллокласты плагиоклазов. Наблюдаются такие же взаимоотношения тонких туфогенных слойков с вмещающими породами, как и у глинизированных туфов: подошва, как правило, отчетливо выраженная и постепенный, “растянутый” переход к вышележащим баженовским силицитам (см. рис. 12).

Рис. 12.

Микрофотографии туффитов (петрографический шлиф): а, б – глинизированных, в, г – окремнелых. а – ритмичное строение измененного глинизированного туффита: однородное вещество рыже-бурого цвета – прослойки девитрифицированной пирокластики, отдельные белые зерна – таблички плагиоклазов, хаотично расположенные в слойке. Точечным пунктиром показана подошва туфогенных слойков (относительно отчетливые границы), обычным пунктиром – кровля (постепенные переходы); б – тонкая кристалловитрокластическая структура в туффите с табличками плагиоклазов; в – тонкий слоек окремнелой пирокластики, залегающей в подошве прослоя туффитов. Пунктиром показана нижняя граница слойка (выдержанная, ровная); г – глобулярная структура окремнелых пирокластических компонентов. Точечным пунктиром оконтурены отдельные глобули. Tuff – туфогенная порода, Mtx – вмещающие баженовские силициты, Otz – кремневые глобули. Белой стрелкой показана ориентировка слоев, с указанием верха.

3. Некоторые из прослоев, при макроскопических наблюдениях отнесенные к туфам или туффитам (по аналогии с ранее изученными в шлифах), отличаются повышенной твердостью и крепостью из-за вторичного окремнения или окварцевания. В петрографических шлифах видно, что они сложены округлыми кремневыми глобулями мелко-среднепесчаной размерности, между которыми располагаются тонкие линзочки или примазки бурой глины, часто с органическим веществом (см. рис. 12в, г). Эти прослои относятся к наиболее интенсивно измененными туфам и туффитам. Окремнение в них могло быть связано с гидрослюдизацией ранее образованного монтмориллонита и высвобождением свободного кремнезема. Окремнение обычно наблюдается в туффоидах, которые залегают в баженовских породах с повышенной кремнистостью, в частности вблизи прослойков окремненных радиоляритов. Вероятно, окремнение туффоидов было связано со специфическими диа- и катагенетическими процессами, протекающими в выше- и нижележащих баженовских силицитах, обогащенных остатками радиолярий.

Результаты наших исследований, а также анализ опубликованных материалов по баженовским туффоидам [Булатов и др., 2017; Шалдыбин и др., 2018] показывают однотипность и выдержанность минерального состава туфогенных прослоев как по площади распространения, так и в прослоях разного возраста. Выделенные в работе М.В. Шалдыбина с соавторами [2018] два типа минеральных ассоциаций в составе исследованных ими образцов мы связываем с присутствием каолинитовых зерен и вариациями их содержания, поскольку их распространение в туффоидах непостоянно и меняется по площади. На дифрактограммах вторично окремненных туффоидов представлен преимущественно кварц, по минеральному составу подобные туффоиды практически не изменяются.

Выводы по минеральному составу основываются на детальном комплексном анализе наиболее мощных прослоев туфов (первого и второго), концентрирующих наибольшее количество пирокластического материала и в меньшей степени зависящих от вторичных изменений. Исходя из однотипности петрографических характеристик всех категорий прослоев, выводы, полученные с помощью рентгенофазового анализа и электронной микроскопии по первым двум прослоям туфов, аппроксимированы на прослои туфов 3 и 4, а также прослои туффитов. Последние три группы туффоидов характеризуются крайне малой мощностью и сильнее подвержены вторичным изменениям.

Можно заключить, что вулканогенный материал, накопившийся в виде прослоев на дне баженовского моря, исходно был относительно выдержан по первичному составу, с небольшими вариациями соотношения компонентов по площади в результате ветровой и гидродинамической транспортировки. Впоследствии, после осаждения, пирокластический материал испытал преобразования минерального состава. В нормально морских условиях по пирокластическим компонентам развивался монтмориллонит, в дальнейшем перешедший в смешаннослойные слюда- смектиты. В условиях избытка ОВ в подстилающих баженовских илах создавалась кислая среда, благодаря которой формировались минералы группы каолинита. Большинство мафических минералов претерпели интенсивное выщелачивание.

В результате вторичных изменений в туфогенных прослоях образовались пирит (до 5‒15%) и доломит (до 5‒10%, редко до 20%); развивалось окремнение. Последний процесс происходил, вероятно, аллохимически, с привносом кремнезема, ОВ и выносом выщелоченных неустойчивых компонентов, что существенно видоизменяло текстуру и структуру пирокластических пород. Наиболее интенсивные вторичные изменения характерны для приконтактовых зон туфов и туффитов с баженовскими отложениями. Здесь наблюдаются зоны ожелезнения и доломитизации, маркирующие вынос железа, магния и кальция из туффоидов во вмещающие породы.

Присутствие новообразованных зерен барита (см. рис. 11ж, табл. 1) в туффоидах обеспечивает интенсивное желтое и оранжевое свечение в УФ. Подобные цвета люминесценции чаще всего объясняются примесью элемента-люминогена Mn2+ [Горобец, Рогожин, 2002], изоморфно входящего в кристаллическую структуру барита. Предположение о присутствии цеолитов в туфовых прослоях для объяснения люминесценции [Панченко и др., 2015б] в результате детальных минералогических исследований не подтвердилось.

Особенности химического состава туфов и туффитов

Общей особенностью исследованных туффогенных пород является высокая потеря вещества при прокаливании (ППП – 11‒44 мас. %), что связано с присутствием в них каолинита, а также ОВ, вероятно привнесенного из высокоуглеродистых пород баженовской свиты. Присутствие каолинита, кроме того, обуславливает повышенные концентрации Al2O3 в туффоидах. По данным [Немова, Панченко, 2017], в глинистых углеродистых силицитах, слагающих основной объем баженовской свиты, содержание Сорг достигает 30 мас. %, в среднем ‒ 5‒15%, а в туфовых прослоях из этих пород – до 1.3% [Булатов и др., 2017; Шалдыбин и др., 2018].

При рассмотрении химического состава изучаемых пород мы использовали результаты рентгенофлуоресцентного анализа с вычетом потерь при прокаливании, пересчитанные на 100%. ППП искажали содержания породообразующих неорганических оксидов, поэтому не использовались при построении диаграмм. Содержания железа и серы приводятся в безоксидной форме, поскольку оба эти элемента в исследуемых породах связаны преимущественно в сульфидах (пирите).

Результаты анализов, полученные рентгенофлуоресцентным анализом и ICP-MS для всех групп туфогенных пород, показывают их принципиальное сходство. Вариации химического состава внутри каждой из категорий прослоев не превышают общих для всех туффоидов (табл. 2, 3). Для прослоев туфов 1–3 на всей изученной площади характерны вариации содержания следующих компонентов (мас. %): SiO2 (44.4–60.7), TiO2 (0.2–0.5), Al2O3 (23.7–40.3), MgO (0.7–2.9), CaO (0.1–4.1), Na2O (0.2–1.9), K2O (1.6–5.5). Колебания химического состава вторично окварцованных туффитов более значительные (мас. %): SiO2 (53.6–93.0), TiO2 (0.1–0.3), Al2O3 (1.7–34.4), MgO (0.3–3.6), CaO (0.2–7.2), Na2O (0.2–1.9), K2O (0.3–5.5) (см. табл. 2).

Таблица 2.  

Содержание породообразующих оксидов и элементов (мас. %) и некоторых редких и радиоактивных (г/т) элементов в измененных пепловых туфах, туффитах и баженовских силицитах (рентгено-флуоресцентный анализ)

№ обр. Категория прослоев ППП
мас. %
Na2O
мас. %
MgO
мас. %
Al2O3
мас. %
SiO2
мас. %
K2O
мас. %
CaO
мас. %
TiO2
мас. %
MnO
мас. %
Feобщ*
мас. %
P2O5
мас. %
Sобщ*
мас. %
Zr,
г/т
Ba,
г/т
U,
г/т
Th,
г/т
1 T1 17.87 0.88 0.97 28.00 44.27 2.21 0.14 0.19 <0.005 1.54 0.05 1.10 54 13 480 107 39
2 T1 17.42 1.40 1.98 19.48 48.98 1.59 1.26 0.36 0.01 3.39 0.09 2.52 84 6898 35 51
3 T1 15.01 1.43 2.07 30.26 42.02 2.13 3.50 0.25 0.02 0.90 0.07 0.79 32 7981 24 42
4 T1 13.81 1.62 1.34 32.21 43.13 1.90 1.54 0.26 0.01 1.61 0.09 1.00 59 7752 41 59
5 T1 12.97 1.52 1.13 31.56 43.88 2.65 0.31 0.28 0.02 2.32 0.10 1.59 92 8626 45 45
6 T1 12.28 0.98 1.06 26.19 49.32 2.38 0.44 0.38 0.02 3.03 0.11 2.45 116 6553 <10 25
7 T1 12.67 0.79 0.67 30.13 49.22 1.87 0.26 0.40 <0.005 1.11 0.09 1.26 72 7492 <5 22
8 T1 13.16 0.91 0.78 34.75 43.53 1.84 0.23 0.32 <0.005 1.60 0.10 1.06 62 8881 13 37
9 T1 13.00 0.62 0.59 32.05 48.13 1.34 0.21 0.42 0.007 0.70 0.07 0.83 58 4100 32 46
10 T1 12.08 0.74 1.00 26.47 49.92 2.52 0.29 0.42 <0.005 1.06 0.10 1.63 55 22 183 15 48
11 T1 11.91 1.07 1.35 33.13 46.37 2.17 0.32 0.37 <0.005 0.70 0.13 0.79 97 6807 44 69
12 T1 12.09 1.15 1.07 31.14 45.67 2.27 0.28 0.36 <0.005 1.51 0.14 1.51 70 11 955 54 55
13 T1 13.07 1.03 0.98 33.19 44.68 2.12 0.32 0.31 <0.005 0.92 0.13 0.81 92 13 975 59 66
14 T1 11.49 1.20 1.26 26.59 51.60 2.90 0.44 0.42 0.00 1.23 0.12 0.62 92 11 928 73 62
15 T1 13.07 0.38 0.77 29.62 50.42 1.83 0.39 0.45 0.01 0.82 0.06 0.84 104 628 62 105
16 T1 13.18 1.32 1.05 27.17 46.45 2.77 0.33 0.37 0.01 2.43 0.18 1.43 111 12 739 80 73
17 T1 13.33 1.18 0.81 33.71 43.45 2.22 0.34 0.32 0.01 1.38 0.13 1.10 67 9630 <10 31
18 T1 13.41 1.18 0.95 31.34 44.74 2.52 0.28 0.35 0.01 1.35 0.11 1.21 62 13 577 <10 47
20 T1 12.50 1.56 1.13 30.71 46.08 2.56 0.69 0.32 0.01 1.58 0.13 1.01 89 7816 48 65
21 T1 12.83 1.01 1.19 26.31 52.39 2.12 0.29 0.47 0.01 1.06 0.07 0.82 53 6573 23 79
22 T1 14.18 1.00 0.96 25.87 49.26 2.03 0.24 0.38 <0.005 2.32 0.11 1.60 90 10 931 52 77
23 T1 13.67 1.50 1.70 23.47 51.98 1.56 0.77 0.36 0.01 1.46 0.11 1.77 117 7997 48 51
24 T1 + tt 11.62 1.10 1.33 29.11 47.92 3.33 0.95 0.41 0.02 1.40 0.14 0.88 133 5353 39 72
25 T1 + tt 11.67 0.93 2.11 30.24 46.20 4.78 0.36 0.25 <0.005 1.00 0.08 0.79 78 8176 40 69
26 T1 + tt 11.63 1.05 1.49 27.78 48.45 3.99 0.59 0.37 0.01 1.63 0.11 0.96 105 6206 74 74
27 T1 + tt 12.99 0.54 0.60 29.44 49.87 2.09 0.24 0.52 0.01 1.06 0.08 0.85 93 1421 40 84
28 T1 + tt 10.24 0.67 2.55 23.06 54.30 5.01 0.55 0.35 0.01 1.43 0.07 0.96 116 2906 66 71
29 T2 12.66 0.70 1.36 24.01 49.30 3.47 0.13 0.28 0.01 3.06 0.02 2.46 56 9396 13 <10
30 T2 10.96 0.86 1.22 26.58 51.34 3.91 0.17 0.30 <0.005 0.30 0.03 0.35 51 10 375 <10 <10
32 T2   1.49 1.06 38.90 50.52 2.82 0.22 0.23 0.01 2.05 0.11 0.32 100 14 200    
33 T2 11.23 0.82 1.12 26.40 51.29 2.00 0.27 0.29 <0.005 1.54 0.04 1.69 62 11 772 69 39
34 T2   0.98 1.28 32.86 49.99 2.82 0.26 0.21 <0.005 6.09 0.04 3.24 53 7753 39 16
35 T2   1.28 0.97 39.85 50.10 2.58 0.41 0.23 0.01 2.92 0.13 0.13 100 8500    
36 T2 12.64 0.76 1.27 23.56 45.94 2.39 0.16 0.27 0.031 4.91 0.03 4.73 63 8738 23 <10
37 T2 19.47 0.81 0.77 19.09 35.03 1.76 0.09 0.32 <0.005 10.47 0.03 9.18 51 6121 34 17
38 T3   1.68 1.11 39.40 48.59 2.68 3.38 0.35 0.01 1.10 0.55 0.19 200 5600    
39 T3 14.09 0.94 1.15 23.57 47.00 2.37 0.44 0.27 0.01 4.51 0.12 2.78 65 6435 10 <10
40 T3 14.99 0.92 0.93 25.21 44.93 1.78 0.67 0.34 0.009 3.42 0.17 3.36 66 9069 <10 <10
41 ТТ 11.28 0.98 1.87 30.34 48.00 4.84 0.17 0.19 <0.005 0.43 0.01 0.39 62 4120 <10 27
42 ТТ   1.90 1.55 33.21 53.16 4.28 1.27 0.32 0.03 1.25 0.25 1.33 172 3159 22 44
43 ТТ   0.45 0.35 4.34 88.43 0.57 0.39 0.13 0.01 2.20 0.08 1.77 48 1056 24 <10
44 ТТ 28.22 0.28 0.18 2.60 64.47 0.35 0.11 0.10 0.02 1.81 0.02 1.64 31 730 16 <10
45 ТТ 17.22 0.28 0.19 2.74 73.59 0.33 0.20 0.14 <0.005 1.88 0.11 2.61 46 1174 37 <10
46 ТТ 27.09 0.36 2.61 2.17 56.91 0.23 5.22 0.09 0.02 1.45 0.05 3.48 120 965 35 <5
47 ТТ 13.86 0.55 0.83 9.59 53.05 2.20 0.26 0.65 0.02 9.16 0.04 8.11 115 1126 19 <10
48 ТТ 12.82 0.21 0.22 1.50 80.10 0.25 0.22 0.07 <0.005 1.75 <0.01 1.84        
49 ТТ 43.98 0.36 0.58 5.81 37.90 1.04 0.57 0.17 0.01 4.13 0.04 4.96 57 966 41 <5
50 ТТ 18.80 0.55 0.64 5.53 66.37 0.82 0.47 0.20 0.01 3.08 0.06 3.04 116 1026 33 <5
53 ТТ 12.16 0.15 0.18 0.57 84.34 0.06 0.31 0.02 <0.005 0.36 <0.01 0.84        
54 Mtx 21.59 0.72 0.63 7.43 48.67 1.21 5.26 0.31 0.01 5.94 0.19 7.27 109 1593 32 8
55 Mtx 19.48 0.52 4.65 4.52 46.85 0.66 12.49 0.18 0.07 4.21 0.49 5.28 56 1351 25 8
56 Mtx 18.36 1.21 0.87 12.22 58.06 2.26 1.84 0.47 0.01 1.81 0.41 1.43 170 2944 29 10
57 Mtx 18.16 0.44 0.81 4.75 50.75 0.71 14.42 0.21 0.01 3.78 0.17 5.09 61 1689 36 8
58 Mtx 23.37 1.14 0.88 10.65 48.93 1.65 2.30 0.43 0.01 3.64 0.63 4.61 152 3084 88 8
59 Mtx 20.30 0.65 0.65 7.62 58.60 1.29 0.46 0.32 0.01 4.26 0.06 4.71 122 2446 66 8

Примечание. * ‒ дано в безоксидной форме; Т1 ‒ туфы первого (самого нижнего), наиболее мощного прослоя (1 см); Т1 + tt ‒ первого (самого нижнего), наиболее мощного прослоя (1 см), залегающего над прослоями туффитов; Т2 ‒ туфы второго снизу тонкого (около 2 мм) прослоя; Т3 ‒ туфы третьего снизу очень тонкого (около 1 мм) прослоя; ТТ – туффиты; Mtx ‒ вмещающие баженовские силициты.

Таблица 3.  

Микроэлементный состав измененных пепловых туфов, туффитов и вмещающих пород баженовской свиты по результатам анализа ICP-MS

Номер образца 4 5 6 7 10 14 15 18 19 21 22
категория прослоев T1 T1 T1 T1 T1 T1 T1 T1 T1 T1 T1
элементы погрешность определения, мкг/г концентрация, мкг/г
Li 0.03 27.3 20.6 61.8 105.8 40.5 38.1 51.4 32.2 28.8 29.3 134.9
Be 0.07 1.2 1.7 2.5 2.1 1.9 2.3 2.2 2.5 2.3 1.5 0.64
Sc 0.1 9.2 12.1 8.1 9.6 8.9 10.8 11.2 10.3 13.9 7.1 7.9
V 0.8 589 933 990 1521 1858 1028 870 2034 1842 1892 488
Cr 0.9 17.3 20.5 33.6 42.8 46.2 17.5 25.4 37.0 106.3 36.2 8.8
Co 0.3 14.8 30.0 16.9 5.7 5.4 6.9 5.6 8.2 28.3 4.5 4.8
Ni 0.9 18.1 21.9 62.8 38.8 46.6 16.1 32.4 91.3 411 26.2 30.7
Cu 0.7 45.2 49.5 53.2 52.3 83.8 50.7 104 40.6 71.8 57.0 33.4
Ga 0.04 13.5 15.1 10.7 10.2 16.0 20.4 22.2 17.0 14.8 17.0 60.6
Zn 0.9 73.1 93.2 199 211 69.4 206 330 62.1 200 17.4 9.1
As 0.1 12.8 20.9 48.2 27.2 11.3 7.0 20.0 33.9 44.0 9.3 11.0
Se 1 12.2 26.2 230 84.2 22.1 13.2 27.4 64.3 41.1 4.5 <ПО
Rb 0.1 27.9 37.7 40.5 30.3 44.7 47.0 39.8 36.9 33.2 41.3 37.9
Sr 0.1 540 298 222 182 247 371 503 259 355 154 222
Y 0.1 10.8 8.3 4.5 3.3 3.1 9.6 11.6 2.7 5.5 3.9 18.2
Zr 0.1 57.9 91.7 123 74.1 63.0 77.4 111 68.0 142 67.9 132
Nb 0.05 1.5 1.4 1.8 1.6 1.6 1.7 2.1 1.6 2.4 2.1 3.9
Mo 0.08 10.4 41.8 57.4 25.8 23.7 19.2 21.9 41.6 56.1 24.0 16.7
Ag 0.05 0.4 0.6 0.9 0.6 4.9 0.6 0.92 0.7 1.0 1.8 0.17
Cd 0.08 1.8 2.4 4.7 4.8 2.1 5.6 7.2 2.2 4.6 0.6 1.0
Sb 0.1 3.6 12.6 18.6 4.2 8.1 5.4 7.8 6.7 12.2 4.4 2.2
Cs 0.01 2.4 2.8 4.3 2.6 4.0 4.3 3.4 2.5 2.1 3.3 4.2
Ba 0.08 6368 7216 5887 6493 23 207 10 867 10 295 15 406 5571 5952 575
La 0.02 20.7 18.0 10.1 8.6 30.7 42.5 58.2 25.4 24.3 25.6 21.5
Ce 0.03 49.3 46.8 22.6 20.6 63.4 98.1 116 57.7 56.2 47.4 44.7
Pr 0.01 5.7 5.0 2.4 2.1 5.8 10.9 12.5 5.4 5.8 4.1 4.7
Nd 0.01 21.2 19.8 9.2 8.2 18.0 41.2 45.3 18.0 20.5 12.5 16.6
Sm 0.01 4.0 3.1 1.4 1.2 2.0 5.7 7.9 1.8 2.9 1.6 2.6
Eu 0.01 1.1 0.69 0.23 0.23 0.30 1.2 1.2 0.28 0.56 0.21 0.56
Gd 0.01 3.3 2.0 1.0 0.77 0.88 3.2 4.2 0.84 1.7 1.1 2.4
Tb 0.007 0.40 0.30 0.13 0.10 0.10 0.36 0.46 0.10 0.20 0.15 0.39
Dy 0.01 2.5 1.7 0.94 0.72 0.71 2.3 2.6 0.71 1.2 0.84 3.1
Ho 0.005 0.44 0.34 0.15 0.11 0.13 0.45 0.48 0.11 0.20 0.16 0.61
Er 0.008 1.1 1.0 0.46 0.35 0.41 1.3 1.5 0.31 0.59 0.47 2.4
Tm 0.008 0.15 0.14 0.067 0.053 0.066 0.19 0.21 0.050 0.084 0.071 0.34
Yb 0.01 0.99 1.06 0.52 0.43 0.63 1.47 1.47 0.43 0.65 0.64 2.60
Lu 0.008 0.15 0.15 0.085 0.067 0.13 0.21 0.23 0.087 0.097 0.10 0.35
Hf 0.04 3.1 5.3 6.8 5.9 4.4 5.1 5.4 4.3 5.1 4.3 7.2
Ta 0.03 1.1 1.3 1.5 1.8 2.1 2.4 2.1 1.8 1.0 2.3 3.0
W 0.03 24.1 79.4 140 0.80 1.0 21.3 1.3 0.86 1.1 0.42 2.0
Pb 0.1 42.5 98.8 98.4 38.2 34.9 31.1 65.5 57.1 64.2 22.1 19.3
Bi 0.01 1.5 1.9 1.9 2.0 1.8 1.8 1.7 2.0 1.6 2.0 2.2
Th 0.01 46.8 35.6 21.8 27.2 50.6 60.3 68.7 44.8 41.9 72.4 80.1
U 0.01 38.7 43.4 3.5 5.0 17.6 70.2 51.6 12.2 27.1 22.2 61.5
№ обр. 23 24 25 26 27 28 29 31 37 39 40 41
категория T1 T1 + tt T1 + tt T1 + tt T1 + tt T1 + tt T2 T2 T2 T3 T3 ТТ
Li 9.5 42.7 15.7 26.0 148 36.9 20.0 14.4 9.2 42.7 23.4 21.8
Be 1.4 1.7 1.5 1.4 1.1 2.0 3.4 2.9 1.9 2.2 1.8 2.0
Sc 12.6 7.4 10.6 10.5 11.9 12.5 26.9 21.8 22.7 13.4 4.3 17.1
V 1043 1000 871 851 1896 583 6321 3231 1209 8738 3019 2819
Cr 17.9 25.8 16.5 10.4 13.5 10.7 103.0 61.4 81.6 123 65.7 27.8
Co 17.9 5.1 14.1 3.9 4.6 4.3 3.4 1.3 3.0 3.4 4.8 1.3
Ni 188.2 19.8 18.4 15.0 49.0 21.2 102 32.2 88.5 40.8 35.9 20.9
Cu 77.9 51.8 41.9 47.0 45.2 41.9 46.8 32.4 450 948 209 26.8
Zn 276 96.4 101 116 77.8 56.9 25.6 352 3776 568 399 76.0
Ga 19.8 17.7 17.9 20.6 6.9 19.7 11.3 17.2 28.2 15.5 21.9 13.7
As 14.2 26.2 18.8 21.5 18.3 28.7 17.1 68.3 13.8 103 20.0 10.0
Se 5.9 38.8 10.7 8.0 6.7 12.0 66.5 109 15.0 73.9 9.0 10.5
Rb 32.5 64.4 104 80.6 46.0 166 58.8 50.9 54.5 57.5 38.5 95.4
Sr 519 514 547 432 231 684 261 268 367 178 183 427
Y 12.8 6.9 20.4 21.2 7.0 33.2 5.5 5.1 9.2 10.8 11.8 3.1
Zr 107 108 112 107 125 157 62.9 59.6 78.9 63.9 61.5 67.4
Nb 1.8 2.7 2.6 3.6 6.3 5.1 2.1 1.4 4.8 2.5 2.8 2.0
Mo 18.8 30.4 21.6 16.9 24.1 18.6 38.2 53.1 37.9 125 66.0 23.4
Ag 0.41 0.69 0.58 0.41 0.74 0.52 2.6 1.8 1.9 7.9 2.7 0.81
Cd 8.1 2.4 2.4 2.8 1.6 1.3 0.72 11.1 99.0 14.6 9.9 2.3
Sb 4.8 9.6 5.4 4.4 4.4 4.6 10.4 24.0 36.7 96.0 30.1 6.6
Cs 3.7 8.0 11.6 8.5 5.1 45.5 7.3 4.2 4.8 3.8 3.6 14.7
Ba 7722 4442 12 276 4204 1268 3312 8999 9095 7658 6301 8353 3866
La 34.8 19.2 71.8 51.8 13.2 71.6 19.4 12.7 42.5 13.9 13.9 3.6
Ce 66.1 37.5 156 103 26.7 145 36.9 29.6 84.6 30.3 29.7 6.9
Pr 6.8 3.8 16.1 10.5 2.7 15.3 3.2 3.4 10.5 4.0 4.3 0.78
Nd 25.9 13.4 58.2 38.8 10.0 50.1 8.8 12.9 41.1 17.4 18.0 3.0
Sm 4.2 2.0 10.4 7.5 1.6 8.9 1.1 1.8 7.9 3.6 4.2 0.61
Eu 0.76 0.32 1.8 1.5 0.24 1.7 <0.05 0.21 1.0 0.67 0.43 0.037
Gd 3.0 1.6 7.4 6.3 1.4 7.6 0.9 1.0 3.6 3.4 4.2 0.51
Tb 0.42 0.22 1.0 0.83 0.19 1.0 0.12 0.14 0.33 0.42 0.49 0.076
Dy 2.5 1.4 5.0 4.4 1.3 6.3 1.0 1.0 2.0 2.5 2.6 0.66
Ho 0.47 0.27 0.85 0.80 0.25 1.1 0.19 0.19 0.38 0.43 0.42 0.12
Er 1.5 0.85 2.2 2.4 0.89 3.4 0.68 0.70 1.3 1.2 1.2 0.42
Tm 0.18 0.12 0.29 0.35 0.14 0.5 0.11 0.11 0.17 0.15 0.15 0.069
Yb 1.38 0.85 1.90 2.16 1.2 3.38 0.97 0.88 1.31 0.89 1.01 0.61
Lu 0.18 0.14 0.28 0.35 0.16 0.43 0.17 0.13 0.18 0.13 0.14 0.085
Hf 4.8 5.6 5.9 6.5 7.0 6.6 4.8 3.4 4.8 3.7 4.0 6.0
Ta 2.0 2.2 2.3 2.5 3.2 2.4 0.70 0.43 1.7 0.29 0.76 2.1
W 0.51 1.7 23.6 1.8 2.8 1.6 0.32 0.52 0.76 0.62 0.56 0.4
Pb 55.8 81.1 46.1 28.5 19.9 46.2 68.2 66.3 40.3 78.3 45.4 25.6
Bi 1.7 1.8 1.7 2.0 2.5 1.7 1.4 1.4 0.38 1.8 2.0 1.0
Th 68.1 61.9 68.4 75.4 78.2 70.2 1.2 1.3 38.5 2.9 13.4 22.4
U 60.9 33.4 50.8 68.8 41.1 73.6 14.5 28.2 48.2 10.8 9.3 5.2
№ обр. 44 45 46 48 49 50 51 52 53 54 55 56
категория ТТ ТТ ТТ ТТ ТТ ТТ ТТ ТТ ТТ Mtx Mtx Mtx
Li 19.3 20.7 11.2 20.7 12.0 24.0 6.3 20.0 16.0 23.9 18.4 11.2
Be 0.30 0.39 0.26 0.18 0.55 0.91 0.61 0.43 <ПО 1.6 1.2 0.74
Sc 2.6 2.8 3.4 1.5 5.2 7.3 4.2 3.6 0.38 14.2 10.5 6.9
V 123 114 80.6 71.8 260 381 256 160 10.5 1194 542 373
Cr 19.9 23.3 21.1 9.0 26.7 36.0 20.1 111 5.2 77.1 70.8 185
Co 78.2 5.3 5.1 3.4 11.1 14.3 10.8 6.0 1.4 46.2 32.3 9.9
Ni 64.1 53.8 53.3 37.9 118 166 174.4 54.6 14.3 396 260 121
Cu 27.5 27.8 23.2 16.2 51.1 74.2 50.2 33.3 6.4 198 106 60.7
Zn 75.6 58.2 49.3 70.9 211 374 87.8 103 6.6 649 492 146
Ga 1.9 1.9 1.8 1.2 3.6 5.5 3.1 2.4 0.29 10.5 6.0 2.9
As 9.4 8.1 4.4 4.7 10.9 20.5 50.9 3.8 0.61 64.0 38.6 28.6
Se 2.2 2.6 <ПО <ПО 6.9 9.7 13.8 <ПО <ПО 28.3 16.1 17.4
Rb 9.8 11.5 10.1 7.0 26.3 33.1 15.8 20.3 1.8 53.4 23.3 11.5
Sr 24.0 61.3 451 40.3 62.4 160 196 399 41.8 203 540 891
Y 4.8 11.1 10.2 3.6 15.9 18.3 36.5 6.5 1.0 27.8 28.0 14.7
Zr 15.9 23.2 19.7 14.3 35.6 54.7 29.8 24.8 10.0 107 66.2 34.2
Nb 1.2 1.7 1.3 1.0 2.1 3.7 1.9 2.0 0.29 6.0 2.9 1.3
Mo 55.1 62.2 49.3 28.8 98.1 155 503 61.7 16.2 349 193 156
Ag 0.14 0.12 0.16 0.12 0.33 0.44 0.39 0.14 <ПО 1.0 0.62 0.81
Cd 1.9 1.6 1.6 1.3 4.4 8.9 2.8 1.7 <ПО 17.4 11.5 4.8
Sb 3.0 1.7 1.1 2.0 5.4 7.4 13.3 1.7 0.6 14.8 9.6 16.0
Cs 0.86 0.89 0.92 0.73 3.0 2.8 1.1 1.6 0.16 4.1 1.8 0.81
Ba 483 800 760 437 526 887 510 629 423 1626 1309 1148
La 5.0 4.3 6.9 3.0 12.4 11.4 15.9 6.6 0.75 16.8 14.8 10.8
Ce 7.6 7.3 11.4 5.1 19.1 24.1 27.3 12.4 1.2 34.5 29.3 22.2
Pr 1.0 0.93 1.4 0.72 2.8 2.9 3.9 1.6 0.17 4.4 3.5 2.9
Nd 4.4 4.1 6.0 3.0 10.9 13.8 18.0 6.3 0.85 19.6 15.7 11.3
Sm 0.80 0.94 1.3 0.64 2.4 3.2 4.6 1.3 0.12 4.5 3.5 2.4
Eu 0.20 0.27 0.33 0.15 0.58 0.78 1.2 0.32 0.029 1.1 0.86 0.60
Gd 0.79 1.3 1.7 0.60 2.7 3.5 5.6 1.1 0.13 5.0 3.8 2.8
Tb 0.12 0.19 0.24 0.093 0.38 0.50 0.87 0.18 0.020 0.72 0.60 0.40
Dy 0.85 1.4 1.7 0.71 2.5 3.1 5.8 1.1 0.28 4.5 3.9 2.5
Ho 0.15 0.30 0.33 0.13 0.49 0.62 1.2 0.22 0.027 0.95 0.84 0.49
Er 0.47 1.0 1.1 0.38 1.6 2.0 3.7 0.65 0.10 2.8 2.6 1.5
Tm 0.061 0.15 0.15 0.047 0.21 0.26 0.49 0.082 0.013 0.43 0.42 0.20
Yb 0.46 1.17 1.07 0.36 1.56 1.86 3.31 0.60 0.13 3.15 3.15 1.49
Lu 0.075 0.17 0.15 0.052 0.24 0.28 0.51 0.081 0.022 0.52 0.48 0.22
Hf 0.93 0.47 0.38 0.35 0.70 1.0 0.67 0.57 0.12 2.2 1.3 0.6
Ta 0.31 0.083 0.063 0.049 0.13 0.21 0.13 0.11 <ПО 66.8 36.1 2.3
W 406 17.0 3.4 1.0 1.3 1.3 2.2 2.2 2.0 9.5 5.3 1.7
Pb 3.9 4.7 3.7 2.5 6.7 8.9 7.4 4.3 13.6 23.9 13.6 7.8
Bi 0.038 0.032 0.028 0.021 0.057 0.09 0.046 0.039 <ПО 0.21 0.12 0.071
Th 0.88 0.91 0.75 0.62 2.0 3.3 2.2 1.7 0.17 4.7 2.5 1.4
U 14.3 13.6 25.1 5.3 25.0 32.7 72.6 10.2 1.8 40.0 38.0 24.6
№ обр. 57 58 59 Стандарт 1 (Granodiorite, Silver Plume, Colorado, GSP-2) Стандарт 2 (Щелочной агпаитовый гранит СГ-3 (ГСО3333-85))
категория Mtx Mtx Mtx результат аттест. знач результат аттест. знач.
Li 23.9 39.4 28.4 35.8 36.4 36 ± 1 55.5 52 ± 4
Be 0.94 1.8 1.5 1.5 1.5 1.5 ± 0.2 4.3 5 ± 1
Sc 10.7 19.6 14.8 5.9 7.3 6.3 ± 0.7 3.7 4.6 ± 0.8
V 804 1807 879 53.4 54.3 52 ± 4 8.2 6 ± 1
Cr 68.1 197 128 16.0 16.7 20 ± 6 23.8 31 ± 3
Co 31.3 26.6 25.7 6.7 7.4 7.3 ± 0.8 0.52 1.3 ± 0.3
Ni 260 337 356 14.9 15.8 17 ± 2 3.6 6 ± 1
Cu 127 388 165 40.6 43.8 43 ± 4 10.0 12 ± 1
Zn 642 3745 1627 108 105 120 ± 10 149 140 ± 20
Ga 5.8 16.0 9.2 20.7 23.8 22 ± 2.0 26.8 27 ± 4
As 29.3 41.2 32.1 <ПО 0.81   3.1 4*
Se 29.6 37.7 36.8 <ПО <ПО   <ПО  
Rb 28.6 71.3 52.7 264 242 245 ± 7 134 140 ± 10
Sr 284 227 97 240 245 240 ± 10 7.9 8 ± 2
Y 19.0 77.1 23.8 25.4 25.0 28 ± 2 53.1 60 ± 12
Zr 61.5 135 90.9 486 488 550 ± 30 519 470 ± 50
Nb 2.9 7.4 4.8 26.8 29.4 27 ± 2 18.2 17 ± 2
Mo 188 283 281 3.0 3.2 2.1 ± 0.6 2.6 1.7 ± 0.4
Ag 1.6 4.5 1.3 0.12 0.11   0.10 0.06*
Cd 19.4 126 37.9 0.13 <ПО   <ПО  
Sb 10.3 37.2 9.5 0.71 0.62   0.93 0.5*
Cs 2.3 5.7 3.9 1.2 1.3 1.2 ± 0.1 4.1 4.5 ± 0.5
Ba 1677 2817 2065 1286 1373 1340 ± 44 61.4 90 ± 20
La 10.7 36.9 14.0 176 198 180 ± 12 40.9 45 ± 5
Ce 24.3 73.5 28.8 424 423 410 ± 30 87.4 90 ± 10
Pr 3.1 11.0 3.9 56.2 53.0 51 ± 5 12.3  
Nd 13.6 45.5 16.8 215 214 200 ± 12 49.8 50 ± 10
Sm 3.0 10.2 3.5 26.6 25.4 27.0 ± 1.0 10.3 10 ± 1
Eu 0.72 2.6 0.87 2.4 2.2 2.3 ± 0.1 0.34 0.40 ± 0.1
Gd 3.2 12.4 4.0 12.8 12.1 12.0 ± 2.0 9.1  
Tb 0.50 1.9 0.65 1.3 1.4   1.4 1.7 ± 0.3
Dy 3.2 12.8 4.1 6.4 6.3 6.1* 9.8 10*
Ho 0.66 2.5 0.83 1.02 0.92 1.0 ± 0.1 1.9  
Er 2.0 8.0 2.5 2.3 2.3 2.2* 6.1 6*
Tm 0.29 1.1 0.37 0.29 0.29 0.29 ± 0.02 1.0  
Yb 2.16 7.88 2.79 1.7 1.7 1.6 ± 0.2 7.0 7 ± 1
Lu 0.36 1.1 0.40 0.23 0.24 0.23 ± 0.02 1.2  
Hf 1.3 2.9 1.7 13.3 10.9 14.0 ± 1.0 11.7 12.0 ± 2.0
W 108 66.8 3.4 0.61 0.75   1.2 1.1*
Tl 3.4 13.5 3.8 1.4 1.5 1.1* 0.47  
Pb 14.2 36.3 19.2 39.0 39.6 42 ± 3 9.3 10 ± 2
Bi 0.13 0.27 0.19 0.040 0.035   0.16  
Th 2.8 6.9 3.6 108 115 105.0 ± 8.0 7.5 8 ± 1
U 55.5 93.3 60.9 2.5 2.5 2.4 ± 0.2 2.0 1.8 ± 0.3

Примечание. См. табл. 2.

Высокая степень преобразованности исходного пирокластического вещества вплоть до неузнаваемости основной массы, изменение значительного количества кристаллокластов, обеднение состава целой группой элементов (Mg, Ca, Fe) и избыток ППП и алюминия могут вызвать сомнения в корректности отнесения изученных прослоев к туфам. Для подтверждения их возможной пирокластической природы проведен сравнительный литохимический анализ вещества этих прослоев и вмещающих пород баженовской свиты.

Так как предполагаемые пирокластические прослои были встречены в пачках 4 и 5 (реже – в пачке 3) верхней части баженовского горизонта (см. рис. 3), была подготовлена представительная выборка литотипов баженовских отложений, слагающих эти пачки, которая состояла из 180 образцов керна 13 различных скважин.

Породы, вмещающие туфогенные прослои, представлены следующими литотипами: силицитами глинистыми (10‒40%) высокоуглеродистыми (2‒30%); силицитами высокоуглеродистыми глинисто-карбонатными и карбонатно-глинистыми кокколитофоридовыми; в меньшей степени – радиоляритами; в подчиненном количестве – известняками кокколитофоридовыми. Широкие вариации минерального и компонентного составов обуславливают большое количество литотипов в пределах макроскопически однородной черносланцевой толщи, в целом в ней выделяется до 15 литологических групп [Немова, Панченко, 2017].

Баженовские породы характеризуются существенным преобладанием биогенных компонентов: кремнезема радиолярий (SiO2 – до 90 мас. %); кальцита моллюсков и кокколитофорид (CaO – до 90 мас. %); костного фосфора (остатки позвоночных, P2O5 – до 36 мас. %). Отложения имеют преимущественно биогенное происхождение, в подчиненном количестве присутствует терригенный материал. Химический состав пород характеризуется следующими вариациями (мас. %): SiO2 (3–88, среднее 60, медианное 66), TiO2 (0.03–0.7, среднее 0.4, медианное 0.4), Al2O3 (0.4–22.7, среднее 8.2, медианное 8), MgO (0.3–27.8, среднее 1.88, медианное 0.9), CaO (0.2–87.2, среднее 14.2, медианное 4.0), Na2O (0.1–1.78, среднее 0.85, медианное 0.84), K2O (0.08–3.34, среднее 1.32, медианное 1.28), P2O5 (0.04–36.2, среднее 0,46, медианное 0.18), Fe (0.33–17.24, среднее 5.5, медианное 5.1), S (0.68–18.76, среднее 6.0, медианное 5.81) (см. табл. 2). Обращают на себя внимание повышенные для эпиконтинентальных пелагитов концентрации Fe, MgO, S и P2O5 [Юдович, Кетрис, 1988]. Кроме того, конденсированное осадконакопление со значительным участием биоты привело к высоким концентрациям биофильных элементов и ОВ, что сказывается в повышенном содержании элементов: С, Сu, Mn, Zn, V, Ni, Mo, Sr, Se и др. Органическое вещество концентрирует большое количество U, что выражается в высоком радиационном фоне отдельных литотипов.

Туфовые прослои контрастно выделяются по составу среди вмещающих силицитов существенно пониженным содержанием SiO2 (в среднем на 20‒30%) и повышенной глиноземистостью (в среднем на 25‒35%). В туфах заметно более высокое содержание K, Sr, Ba, Th, Pb; несколько повышены концентрации Na, Mg, Cr, V, Rb. Во вмещающих углеродистых силицитах отмечаются более высокие, по сравнению с туфами, величины содержания Ca, Fe, P, S, Zr, Cu, Zn, Ni и Mo.

Несмотря на значительное разнообразие литотипов вмещающих пород (в нашем случае – 15), все они на диаграммах химического состава выглядят единообразно, а соответствующие точки сгруппированы в единые области (рис. 13, 14). Туффоиды на этих же диаграммах показывают обособленные кластеры, что указывает на иной их генезис, отличный от пород вмещающей баженовской толщи.

Рис. 13.

Диаграммы для ряда индикаторных элементов и литохимических модулей в туффоидах и вмещающих породах. 1 – вмещающие силициты; 2 – туфы; 3 – туффиты; R2 – коэффициент детерминации.

Рис. 14.

Модульные литохимические диаграммы для туффоидов и вмещающих пород. 1 – вмещающие силициты; 2 – туф 1 (Т1 + Т1 + tt); 3 – туфы 2 и 3 (Т2 + Т3); 4 – туффиты.

В высокоуглеродистых баженовских силицитах наблюдается урановый тип радиоактивности, содержание тория невелико. В радиоактивность туфов вносят сопоставимый вклад и уран, и торий (см. рис. 13з), что указывает на дополнительный источник последнего.

Для составов туфов и туффитов характерна слабая положительная корреляция титанистости TiO2/Al2O3 (титановый модуль, ТМ), железистости (Fe + MnO)/TiO2 (Модуль Страхова, ЖМТ) и (Fe + MnO)/(TiO2 + Al2O3) (железный модуль, ЖМ) [Страхов, 1976; Юдович, Кетрис, 2000, 2011], а также негативная связь нормированной щелочности (K2O + Na2O)/Al2O3 (НКМ) с гидролизатным модулем (TiO2 + Al2O3 + Fe + MnO)/ (SiO2) (ГМ) (см. рис. 13а‒г), что указывает на вероятное присутствие вулканогенного материала в обсуждаемых прослоях [Маслов, 2005; Юдович, Кетрис, 2011].

Для баженовских пород, вмещающих туффоиды, характерна сильная положительная корреляция титана и циркония с алюминием, калием, рубидием, торием, что указывает на их общий источник – привнесенное терригенное вещество [Маслов, 2005; Юдович, Кетрис, 2011]. Для туфов на графиках TiO2‒Al2O3 и TiO2‒Zr (см. рис. 13д‒ж) таких корреляций нет, наблюдается единое облако точек за счет постоянства этих соотношений, что является характерным для магматических пород. В туффитах за счет примеси осадочных пород на этих же графиках наблюдается промежуточный результат между пирокластическим и осадочным веществом. При этом отмечаются сходные величины содержания TiO2 и Zr во всех туффоидах и во вмещающих породах.

Необходимо обратить внимание на отмеченную Я.Э. Юдовичем и М.П. Кетрис генетическую приуроченность черных сланцев к вулканическим процессам [Юдович, Кетрис, 1988, 2000, 2011]. На некоторых построенных нами графиках поля точек с составами туфов и углеродистых силицитов соприкасаются (см. рис. 14г‒е), возможно, это связано с тем, что баженовские литотипы также содержат примесь вулканогенного материала [Ван, 1974, 1975; Ермолова, 2003; Ван и др., 2011; Предтеченская, Малюшко, 2016]. Особенно близки в туфах и силицитах показатели железис-тости (см. рис. 14г, е), щелочности (см. рис. 14в‒е) и гидролизатности (см. рис. 14д), согласно расчетам литохимических модулей по [Юдович, Кетрис, 2000]. Это обстоятельство уменьшает литохимическую контрастность туфов и туффитов по отношению к баженовским силицитам.

Кроме того, на формирование баженовских пород значительное влияние оказали вторичные процессы: карбонатизация, окремнение, пиритизация, каолинизация и пр. Эти же процессы воздействовали и на прослои туффоидов, искажая их исходный геохимический облик. Наиболее интенсивно проявленные процессы окремнения привели к практически полному изменению минерального и химического состава туффоидов, от которых в этом случае сохраняются только морфология прослоев и некоторые структурно-текстурные характеристики. Расположение фигуративных точек с составами окремнелых туффоидов на графиках показывает, что интенсивные вторичные преобразования туфов могут приводить к полной неузнаваемости пирокластических образований на фоне вмещающих пород (см. рис. 14б‒г).

Тем не менее пирокластическое происхождение относительно слабо измененных прослоев туффоидов подтверждается резко отличными параметрами Ti/Al, Fe/Al, (Fe + MnO)/(TiO2 + + Al2O3), (Fe + MnO + MgO)/(TiO2 + Al2O3), Al2O3/SiO2, (K2О + Na2O)/Al2O3 (см. рис. 14) и соотношений других элементов по сравнению с вмещающими баженовскими силицитами. В пользу пирокластической природы изученных прослоев также свидетельствуют контрастно пониженная титанистость (ТМ) и повышенная щелочность (K2О + Na2O) (см. рис. 14а–в, д), а высокое содержание бария в этих прослоях, согласно [Юдович, Кетрис, 2000], дает наиболее яркое их отличие.

Классификация туффоидов и их геодинамическая интерпретация. Заручившись геохимическим подтверждением вулканогенной природы исследуемых прослоев, мы переходим к вопросу классификации баженовских туффоидов.

На диаграмме SiO2‒(K2О + Na2O) (рис. 15а) классификации вулканических пород (TAS-диаграмма [LeBas et al., 1986]) фигуративные точки составов туфов и туффитов попадают преимущественно в поля нормальнощелочных пород базальтового, андезибазальтового и андезитового составов. Однако, с учетом значительных вторичных преобразований туффоидов, эти составы не могут быть интерпретированы как исходные.

Рис. 15.

Классификационные диаграммы и положение составов туфов и туффитов: а – (Na2O + K2O)–SiO2 [LeBas et al., 1986]; б – Zr/Ti–Nb/Y; в, г – диаграммы для определения геодинамической обстановки формирования базальтоидов (в – Th–Hf/3–Ta [Wood, 1980], г – La/10–Y/15–Nb/8 [Cabanis, Lecolle, 1989]). 1 – составы туфа 1 (T1); 2 – составы туфа 1, но встреченного выше туффитов (T1 + tt); 3 – составы туфа 2 (Т2); 4 – составы туфа 3 (Т3); 5 – туффиты; N-MORB – базальты срединно-океанических хребтов нормального типа; E-MORB – базальты срединно-океанических хребтов обогащенного типа; ТОД – островодужные толеиты; ИЩ – известково-щелочные базальты.

Менее подвижной при вторичных преобразованиях считается группа редкоземельных (РЗЭ) и высокозарядных элементов (Zr, Hf и Y, Ta, Nb, Ti) [Скляров и др., 2001]. Соотношения этих элементов в туффоидах должны примерно соответствовать таковым в исходных (не преобразованных) породах. Нами использована дополнительная классификационная диаграмма – Zr/Ti–Nb/Y [Pearce, 1996] (см. рис. 15б), на которой видно, что точки составов туффоидов, так же как и на TAS-диаграмме, соответствуют в основном андезибазальтам и андезитам и в меньшей степени – базальтам.

В туфах, туффитах и вмещающих баженовских силицитах вариации суммарного содержания редкоземельных (РЗЭ) элементов различаются: 44–333, 4–92 и 60–228 г/т соответственно. Хондрит-нормированные спектры распределения РЗЭ [Скляров и др., 2001], построенные для туффоидов и силицитов, демонстрируют некоторое обогащение легкими РЗЭ относительно тяжелых редкоземельных элементов (рис. 16а, в). В туфах это обогащение достигает максимальных значений (LaN/YbN – 5.9–42.8), которые являются аномальными для основных и средних вулканитов известково-щелочной серии. Это можно объяснить влиянием ряда факторов: плавлением обогащенной несовместимыми элементами мантии и/или коровой контаминацией, процессами кристаллизационной дифференциации в промежуточных магматических очагах, фракционированием пирокластического материала в процессе транспортировки по воздуху, а также процессами вторичного преобразования пород.

Рис. 16.

Спектры распределения редкоземельных элементов (а, б), нормированных на хондрит, и редких элементов (в, г), нормированных на состав примитивной мантии [Sun, McDonough, 1989] в туфах, туффитах и во вмещающих биогенных силицитах. 1 – составы туфа 1 (T1); 2 – составы туфа 1, но встреченного выше туффитов (T1 + tt); 3 – составы туфа 2 (Т2); 4 – составы туфа 3 (Т3); 5 – составы туффитов; 6 – поле составов вмещающих силицитов; 7 – поле составов туфа 1; 8 поле составов базальтов и андезибазальтов Закавказья, по [Mederer et al., 2013].

Для туффитов и вмещающих силицитов характерны минимальные значения LaN/YbN (2.6–8.0 и 3.4–5.2 соответственно). На мультиэлементной диаграмме (см. рис. 16б, г), демонстрирующей распределение элементов-примесей относительно состава примитивной мантии, видно, что для всех исследованных пород (туффоидов и силицитов) характерно некоторое обогащение крупноионными литофильными элементами (Cs, Rb, Ba, Pb, Sr) относительно высокозарядных. В них отчетливо проявлены U- и Pb-максимумы, а также Nb- или Ta‒Nb-минимумы, что характерно для пород, образовавшихся в надсубдукционной геодинамической обстановке.

Для туфов (см. рис. 16б, г) характерно наиболее высокое обогащение крупноионными литофильными элементами (Cs, Rb, Ba, Pb), а также выраженные Nb-минимум и Hf-максимум, тогда как для туффитов и силицитов – относительно более низкое содержание крупноионных и высокозарядных (Nb, Ta, Zr, Hf) элементов, с отчетливым Ta‒Nb- и менее отчетливым Zr‒Hf-минимумами.

На диаграммах La/10–Y/15–Nb/8 [Cabanis, Lecolle, 1989] и Th‒Hf/3‒Ta [Wood, 1980] (см. рис. 15в, г), использующихся для определения геодинамических обстановок базальтоидов, локализация точек составов туффоидов происходит в поле надсубдукционных пород известково-щелочной серии. Низкое содержание TiO2 (0.2‒0.5 мас. %); обогащение крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных элементов; Ta‒Nb-минимум и Pb-максимум свидетельствуют о надсубдукционном геотектоническом режиме предполагаемого источника вулканизма. На основании сходного распределения элементов-примесей в стратиграфически различных туффоидах можно предположить, что источник пирокластического материала был один и тот же. С этим выводом согласуются петрографические данные и результаты определения минерального состава, за исключением того, что они указывают на несколько более кислые (до андезитов) составы, что можно объяснить дифференциацией исходного вещества в результате ветрового и гидродинамического разносов, а также вторичными изменениями.

Сильная измененность вулканических стекол (глинизированная либо окремнелая основная масса в туффоидах) также свидетельствует о неустойчивости исходного вулканического стекла, что характерно для основных и средних вулканитов [Ван, Казанский, 1985].

Площадная зональность изменений состава туфов

Детальный анализ вариаций состава “туфа 1” и “туфа 2” на исследованной площади позволил выявить некоторые закономерности изменения величин содержания в них ряда элементов: Si, Al, K, Zr, Rb, Mg, Ni, Cr, Nb, Th, Na и др. По площади изменяется также соотношение в туфах легких и тяжелых РЗЭ. Наиболее заметно в них возрастают концентрации K2O, SiO2, и Rb при движении в восточном направлении, а концентрации Zr и Yb – в юго-восточном направлении (иттербий, по-видимому, концентрируется в цирконе). С запада на восток прослеживается тренд уменьшения в туфах концентраций Al2O3, Cr, Ni, Pb, W и Nb.

Подобная направленная площадная изменчивость выявилась при картировании концентраций отдельных элементов (рис. 17) и была подтверждена в результате анализа зависимости изменений химического состава от расположения скважин (в географических координатах).

Рис. 17.

Площадная изменчивость туфа 1 по составу: а ‒ распределение содержания K2O, б ‒ K2O + SiO2 (сумма значений, нормированных в долях от 1 до 10), в ‒ Al2O3, г – Yb. R 2 – коэффициент детерминации.

Площадная неоднородность состава пирокластического материала, проявляющаяся в повышении кремнекислотности и калиевой щелочности в направлении удаления от источника вулканизма, хорошо известна [Юдович, Кетрис, 2011]. При транспортировке тефры в воздушной и водной средах первыми осаждаются наиболее тяжелые и мафические компоненты. Дальнейшее фракционирование вещества приводит к концентрированию K2O и SiO2, что и наблюдается на построенных нами схемах площадной изменчивости химического состава туфов (см. рис. 17а, б).

Кроме того, геохимическая зональность должна быть связана с изменением преобладающей размерности минералов, концентрирующих те или иные элементы. Увеличение с СЗ на ЮВ содержания Zr и некоторых редкоземельных элементов в туфах объясняется их связью с цирконом, который присутствует в самой тонкой фракции зерен. Несмотря на довольно высокую плотность циркона (3.9‒4.7 г/см3), его зерна за счет малого размера могли переноситься на более значительное расстояние и концентрироваться на значительном удалении от вулканического аппарата.

Таким образом, общий тренд фракционирования пирокластического материала прослеживается в восточном направлении.

В западных областях исследованной территории в туфах присутствует значительное количество кристаллокластов и вторично развитых по ним минералов группы каолинита. Для туфов здесь характерны андезибазальтовые и базальтовые, кроме того, относительно менее щелочные исходные составы; для них свойственны высокие концентрации тяжелых элементов (Cr, Ni, Pb, W и Nb).

Таким образом, по нашему мнению, источник вулканизма должен был располагаться так, чтобы ветровой и гидродинамический перенос обеспечивал транспортировку тефры преимущественно с запада на восток.

Полученные нами схемы зональности химического состава туфов и графики зависимости концентраций элементов от координат разрезов тем не менее не показывают строгой линейной площадной изменчивости в этом направлении. Учитывая огромную площадь пеплового разноса (предположительно, многие тысячи км2), изученная нами территория в Западной Сибири хотя и достигает внушительных размеров (примерно 650 × × 550 км), но, возможно, является недостаточной для надежного распознавания направления транспортировки от вулканического источника. Кроме того, невозможно учесть отклонения от преобладающего направления пеплового разноса, обусловленные розой ветров, морскими течениями, различными глубинами моря и временем осаждения пепловых частиц.

Наблюдаемая нами площадная изменчивость химического состава туфов, по нашему мнению, могла быть вызвана тремя главными факторами: ветровым разносом вулканических пеплов (силой ветра и его преобладающим направлением); морскими течениями (интенсивностью проявления и преобладающим направлением); глубиной морского бассейна. Последний фактор в наибольшей мере определял скорости осаждения в водной толще пепловых частиц различной плотности и геометрии. Длительность пребывания пирокластических частиц в морской воде способствует ее агрессивному воздействию на неустойчивые мафические минералы и на основные вулканические стекла, приводя к выщелачиванию многих компонентов [Ван, Казанский, 1985; Юдович, Кетрис, 1988]. Учитывая преимущественно тонкую размерность пирокластики, время ее полного осаждения в морской толще высотой 100–200 м могло достигать 1 мес. и более [Рухин, 1956; Лидер, 1968; Carey, 1997]. Таким образом, состав исходного пирокластического материала туфов претерпевал существенное искажение соотношения элементов еще на стадии транспортировки.

При анализе площадной изменчивости химического состава туфов, помимо генерального регионального тренда, направленного к востоку, на некоторых участках исследованной территории наблюдаются его локальные нарушения. Подобные нарушения характерны для мелководных областей (некоторые разрезы Красноленинского и Нижневартовского сводов, Салымского мегавала [Тектоническая …, 1998]) или, напротив, для наиболее глубоководных зон баженовского моря (например, разрезы Тундринской и Вынглорской глубоких котловин Фроловской мегавпадины). Например, невысокие концентрации кремнезема и циркония были нами установлены в туфах наиболее мелководных разрезов, а повышенное содержание этих компонентов – в образцах из некоторых разрезов глубоководных впадин. Такое распределение могло быть обусловлено выщелачиванием мафических компонентов морскими водами в процессе длительного осаждения пепловых частиц мелкой (алевропелитовой) размерности сквозь толщу воды. В результате в отложившейся на дне пепловой массе существенно возросла доля химически устойчивых компонентов, в состав которых входят кремнезем и цирконий. Это предположение подтверждается отчетливо выраженной связью концентраций отдельных элементов со структурным планом изученной территории (рис. 18).

Рис. 18.

Диаграммы зависимостей содержания химически устойчивых компонентов (а ‒ SiO2, б ‒ Zr) от структурного положения туфа 1. R 2 – коэффициент детерминации.

Таким образом, площадную зональность изменений в структуре и химическом составе туфов мы связываем с неодинаковым удалением от центра вулканических извержений. Источник пирокластики следует искать к западу от исследованной территории. Осложняющие общий региональный тренд локальные нарушения зональности обусловлены различными глубинами моря, на которых происходило осаждение тонкой пирокластики и, возможно, влиянием течений. При реконструкции исходного состава измененной пирокластики следует учитывать влияние выщелачивания ряда элементов морскими водами во время прохождения столь тонких частиц сквозь водную толщу и их длительного экспонирования на поверхности морского дна (при замедленной скорости седиментации).

Вероятные источники пеплов

В качестве поставщиков пирокластического материала в первую очередь могут быть рассмотрены ближайшие к Западной Сибири крупные области магматизма. Учитывая, что к середине мезозоя основная структура лавразийской части Пангеи, в центральной части которой расположена Западно-Сибирская плита, была уже сформирована в виде единого жесткого блока [Метелкин и др., 2012], удаленность вулканических аппаратов, располагавшихся на периферии этой единой структуры, можно определить по современным расстояниям.

Учитывая временнóй диапазон накопления баженовских туффоидов, определенный методами биостратиграфии (конец средневолжского–конец рязанского времени, примерно 145–135 млн лет), источником вулканокластического материала мог быть целый ряд активных в это время магматических провинций.

Верхояно-Чукотская складчатая область–Южно-Анюйская зона, или раннемеловой Южноанюйско-Святоносский вулканический пояс, расположенный в 3500‒4000 км (здесь и далее – в современных координатах от центра изученной территории) к северо-востоку от территории исследований.

Вдоль южной границы Южно-Анюйского океанического бассейна располагалась островодужная система, в пределах которой в поздней юре–начале мела формировались вулканиты основного, среднего и кислого составов; характерна известково-щелочная серия вулканитов [Полянин, 2009], что не противоречит составу баженовских туффоидов. Однако в Хатангской впадине, расположенной между этой зоной вулканизма и Западной Сибирью, широко распространены одновозрастные с изученным интервалом букатыйская, паксинская и гольчихинская свиты, в которых туфовые прослои или примесь вулканогенного материала до настоящего времени не были обнаружены (отчасти это может быть связано с более значительной мощностью соответствующего стратиграфического интервала и высокими скоростями осадконакопления). Предположение о Верхояно-Чукотской складчатой области как о возможном источнике пирокластического материала для баженовского горизонта плохо согласуется также с обсуждавшимися выше особенностями площадного распространения туфовых прослоев.

Забайкалье (2500‒3000 км юго-восточнее территории исследований). Один из этапов мезозойского вулканизма в этом регионе приходится на позднюю юру–ранний мел [Воронцов и др., 2016; Ярмолюк и др., 2019], однако здесь он был связан с рифтогенными обстановками и характеризовался значительной долей щелочного магматизма, что не соответствует составу баженовских туфов и его геодинамической интерпретации. Кроме того, восточное положение вулканического источника плохо согласуется с особенностями площадной зональности химического состава туфов.

Закавказье (2500‒2700 км к юго-западу). В поздней юре–начале мела в Закавказье продолжались проявления надсубдукционного андезитового и андезибазальтового вулканизма [Юра Кавказа, 1992], активная фаза которого пришлась на байос– бат. Состав вулканитов и геодинамическая обстановка их формирования вполне соответствуют баженовским туффоидам. В работе [Касумзаде и др., 2002] приводятся данные определения возраста вулканических пород среднего и основного состава, который укладывается во временнóй диапазон накопления баженовских туфов. Таким образом, позднеюрские–раннемеловые вулканические аппараты Закавказья вполне могли быть источниками пирокластики для баженовского моря. Это предположение хорошо согласуется с особенностями географического распространения туфов в Западной Сибири.

Земля Франца-Иосифа (2000‒2500 км к северу). В работах Н.М. Столбова [2007], Ю.В. Карякина c соавторами [Карякин, Шипилов, 2008; Карякин и др., 2009] приводятся позднеюрские–раннемеловые датировки базальтового вулканизма. В пределах архипелага распространены плюмовые континентальные толеитовые базальты [Карякин и др., 2009], отмечены эксплозивные породы [Столбов, 2007]. Именно Земля Франца-Иосифа рассматривалась как возможный источник в наиболее ранних работах, посвященных пирокластическому материалу в отложениях юры и мела Западной Сибири [Процветалова, Лагутенкова, 1968].

Северо-западное направление привноса тефры согласуется с площадной зональностью состава баженовских туффоидов, выявленной по увеличению содержания в них кремнекислоты и калиевой щелочности при движении с запада на восток. Кроме того, присутствие высокоглиноземистых базальтов (с Al2O3 около 15%) в магматических породах архипелага [Федоров и др., 2005] частично могло бы объяснить высокие концентрации алюминия в баженовских туффоидах. Значительное содержание кремнекислоты и калия, а также повышенную глиноземистость можно объяснить дифференциацией химических компонентов пирокластики в воздушной и более агрессивной водной среде.

Вместе с тем, внутриплитная геодинамическая обстановка формирования толеитов Земли Франца-Иосифа плохо сочетается с надсубдукционными вулканитами известково-щелочной серии, к которым относятся баженовские туффоиды. Кроме того, позднеюрский возраст вулканизма на Земле Франца-Иосифа оспаривается многими специалистами, которые приводят доводы в пользу баррем-аптского возраста проявившегося здесь траппового магматизма [Федоров и др., 2005; Абашев и др., 2018]. В пограничных отложениях юры и мела этого региона отсутствуют следы вулканической активности.

Зауралье. В работах А.В. Вана, Е.А. Предтеченской и их соавторов [Ван, 1973, 1974; Ван и др., 2011; Предтеченская, Малюшко, 2016] указано, что в верхнеюрских–нижнемеловых отложениях Западной Сибири примесь вулканогенного материала присутствует практически повсеместно. Особенно заметное ее количество устанавливается в западных районах Западно-Сибирской плиты, о чем упоминают и другие исследователи [Ермолова, 2003]. При этом авторами рассматривается локальный эндогенный источник вулканогенных продуктов, существовавший в пределах Зауралья [Ван и др., 2011]. В Шаимском и Красноленинском районах в разрезах средней–верхней юры выявлены прослои псефитовых и псаммитовых туфов и туффитов, а также прослои литокластических туфов с обломками базальтов. Отмечается, что вулканическое стекло превратилось в сплошную глинистую массу с реликтами пепловой структуры [Ван, 1974; Предтеченская, Малюшко, 2016], что очень похоже на структуру и состав баженовских туффоидов. В работе [Ермолова, 2003] описан пирокластический материал в юрско-нижнемеловых отложениях Западной Сибири, в том числе упоминаются туфопесчаники в баженовской свите, с “копьевидыми, оскольчатыми и идиоморфными зернами полевых шпатов и кварца, без следов окатанности”.

В работе [Ван и др., 2011] предполагается подводная эксгалятивная деятельность при формировании собственно баженовских фаций. Данная теория неприменима для объяснения образования изученных нами прослоев туффоидов, учитывая постоянство их мощностей на огромной территории и проявление текстур градационной сортировки пепловых частиц в результате постепенного осаждения из пеплового облака. Однако весьма вероятно, что источник вулканогенного материала в юрских и меловых отложениях Шаимско-Красноленинской области был тот же, что и у изученных нами баженовских туфов и туффитов.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ И ИХ ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ

Несмотря на нередкие находки прослоев туфов в черных сланцах [Юдович, Кетрис, 1988, 2011], непосредственно в баженовских отложениях тонкие прослои собственно туфов и туффитов до публикации коллектива авторов [Панченко и др., 2015] не описывались. При этом именно в черносланцевых формациях контрастность цвета и состава таких “чужеродных” прослоев весьма выражена, что дает высокую вероятность их обнаружения даже при небольшой мощности туфов [Юдович, Кетрис, 2011].

В работах предшественников [Ван, 1973, 1974; Дорофеева и др., 1983; Ермолова, 2003; Ван и др., 2011; Предтеченская, Малюшко, 2016] неоднократно упоминаются следы и признаки вулканогенных частиц в баженовских отложениях и в их одновозрастных аналогах и описываются прослои, обогащенные, вероятно, туфовым веществом. Можно предположить, что в процессе формирования баженовских отложений вулканогенный материал, по-видимому, поставлялся в бассейн осадконакопления регулярно. Однако только в условиях резко выраженного конденсированного осадконакопления появились условия формирования собственно пирокластических прослоев.

Стратиграфическая выдержанность изученных тонких туфогенных прослоев на огромной площади, резкие границы, геохимическая и минералогическая контрастность состава по отношению к вмещающим породам, градационная слоистая текстура и морфологические особенности зерен, специфическая литохимическая характеристика подтверждают предположение об их пирокластическом происхождении. Дополнительными доказательствами могут служить латеральная зональность химического состава; изменения количества, размерности, морфологии вулканокластических зерен; вариации окраски основной глинистой массы. Анализ строения и состава измененных туфовых прослоев на исследованной площади свидетельствует о проявлениях наземных извержений с выбросами пепловых облаков, состоящих из частиц преимущественно пелитовой и, в меньшем количестве, алевритовой размерности. Обширная площадь пеплового разноса во время извержений подтверждается выдержанностью туфовых прослоев с сохранением их мощности на расстояниях во многие сотни километров.

Учитывая способность ветров перемещать тонкие пепловые частицы на многие тысячи километров [Ван, Казанский, 1985], любой из активных позднеюрско-раннемеловых вулканов мог поставлять пирокластический материал в баженовское море. Однако отчетливо обособленные тонкие прослои пирокластики (туфы и туффиты) могли сформироваться и сохраниться в разрезе баженовской свиты только при благоприятных условиях: при максимально высоком стоянии уровня моря, пологом рельефе дна, замедленной скорости седиментации, отсутствии придонных течений.

Различия в строении пирокластических прослоев, залегающих в виде концентрированных скоплений тефры (туфы) или маломощных серий ритмичного чередования тончайших слойков пирокластического материала с фоновыми углеродистыми силицитами (туффиты), связаны с вариациями условий седиментации. Присутствие туффитов маркирует области осадконакопления в баженовском море с относительно повышенной гидродинамической активностью. Фигуративные точки составов туффитов на классификационных геохимических и литохимических диаграммах (см. рис. 13, 14) занимают промежуточное положение между областями туфов и вмещающих баженовских силицитов, отражая примерно равную степень участия пирокластических и осадочных компонентов.

Все изученные туфогенные прослои имеют сходный минеральный и химический состав, близкий к андезибазальтовому, что, вероятно, указывает на единый источник вулканогенного материала и на схожую геодинамическую обстановку действующих вулканических аппаратов. Низкие содержания TiO2 (менее 0.2–0.6 мас. %), отчетливо проявленные минимумы Ta и Nb максимумы Pb и U (см. рис. 16) являются типичными признаками надсубдукционного магматизма. Для туфов характерно существенное обогащение легкими РЗЭ относительно тяжелых (см. рис. 16а, в), что может быть объяснено как мощной континентальной корой в основании вулканической дуги, так и процессами дифференциации вещества при воздушной транспортировке пеплов. Кроме того, нельзя исключать и роль постседиментационного преобразования пород.

На основании полученных данных, в качестве источника пеплового материала могут рассматриваться провинции с андезибазальтовым надсубдукционным вулканизмом, действовавшим на рубеже поздней юры и раннего мела (в интервале 145–135 млн лет). Наиболее близко таким провинциям соответствуют Закавказье и Южно-Анюйская зона. Учитывая площадные изменения в содержании кремния, калия и величины отношения тяжелых и легких РЗЭ, выбор в пользу Закавказья, расположенного к юго-западу от Западно-Сибирского бассейна, представляется более обоснованным. Вместе с тем, принимая неоднозначность оценки силы ветра и преобладающего направления ветрового разноса, нельзя исключить влияние Южно-Анюйской зоны островодужного вулканизма, хотя это и представляется менее вероятным. Для получения более достоверных выводов об источнике пирокластического материала необходимо провести детальный сравнительный геохимический и изотопный анализ баженовских туфов и закавказских верхнеюрско-нижнемеловых андезибазальтов.

Прослои туфов и отчасти туффитов могут использоваться как изохронные и маркирующие уровни при детальном расчленении разрезов баженовского горизонта и их региональной корреляции, а также при межрегиональном сопоставлении разрезов верхнеюрско-нижнемелового стратиграфического интервала. Выявленная диахронность границ баженовских пачек по отношению к туфовым прослоям позволяет проводить хроностратиграфическое сопоставление с более высоким разрешением. Полученные результаты могут служить новым инструментом для палеогеографических реконструкций: выявления источников вещества, оценки преобладающего направления ветров, характеристики гидрологических особенностей в разных частях баженовского моря (относительных глубин; действия течений и изменений их направления и скорости).

Обнаруженные в туфах многочисленные идиоморфные бипирамидально-призматические кристаллы циркона могут использоваться для определения возраста прослоев U‒Pb методами. С применением современных высокоточных методов ID-TIMS появляется возможность получить результат датирования точнее биостратиграфического [Ронкин, 2010]. Это поможет поиску вулканических аппаратов, поставлявших вулканогенный материал в баженовский палеобассейн.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На огромной площади распространения баженовского горизонта Западной Сибири установлены маркирующие горизонты пепловых кристалловитрокластических туфов, сменяющихся в отдельных областях туффитами. Пирокластический материал в значительной мере преобразован, но его комплексное изучение позволяет вполне надежно диагностировать исходный состав и выявить его площадную изменчивость, оценить основное направление разноса пеплов и положение предполагаемого источника. В качестве источника пирокластического материала предполагается надсубдукционный вулканический пояс, действовавший юго-западнее территории исследований. Тонкий пепловый материал перемещался в виде пепловых облаков к востоку, на расстояние в первые тысячи километров от источника, и осаждался, в том числе, в баженовском морском бассейне.

Значение исследований баженовских туффоидов, распространенных в столь перспективном нефтеносном объекте Западной Сибири, трудно переоценить. Контрастные по отношению к вмещающим баженовским породам туфовые прослои выделяются в керне и могут служить надежными изохронными маркирующими уровнями в пределах пограничного юрско-мелового стратиграфического интервала, а соотношение в разрезе туфовых и туффитовых прослоев позволяет уточнить особенности режима седиментации в это время. Выдержанность туфовых прослоев и возможность их прослеживания на значительные расстояния позволяет использовать их для детальной стратиграфической, в том числе межпровинциальной, корреляции, поскольку потенциально они могут быть прослежены как в бореальных, так и в тетических разрезах. Изохронность этих прослоев-реперов позволяет проводить хроностратиграфические, палеогеографические и историко-геологические реконструкции. Встреченные в туфах цирконы могут быть использованы для независимой (от биостратиграфических методов) датировки отложений вблизи границы юры и мела.

Список литературы

  1. Абашев В.В., Метелкин Д.В., Михальцов Н.Э. и др. Палеомагнетизм траппов архипелага Земля Франца-Иосифа // Геология и геофизика. 2018. Т. 59. С. 1445‒ 1468.

  2. Булатов Т.Д., Оксенойд Е.Е., Семечкова Л.В. и др. Туфогенные прослои в отложениях баженовской свиты в центральной части Западной Сибири // XXI научно-практическая конференция “Пути реализации нефтегазового потенциала ХМАО – Югры”. Ханты-Мансийск: ИздатНаукаСервис, 2017. С. 189‒198.

  3. Бумагина В.А., Потапова А.С., Кудаманов А.И. и др. Строение и условия формирования бажен-абалакского комплекса в пределах Красноленинского свода // Нефтяная провинция. 2018. № 4. С. 86‒108. https://doi.org/10.25689/NP.2018.4.86-108

  4. Ван А.В. Мезозойско-палеогеновый вулканизм на территории Западно-Сибирской низменности // Докл. АН СССР. 1973. Т. 210. № 5. С. 156‒159.

  5. Ван А.В. Роль вулканизма в образовании мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Западно-Сибирской плиты // Магматизм, литология и вопросы рудоносности Сибири / Ред. В.Г. Корель // Труды Всесоюз. минералог. общества Западно-Сибирского отд. Новосибирск: Западно-Сибирское книжное изд-во, 1974. Вып. 1. С. 52‒61.

  6. Ван А.В., Казанский Ю.П. Вулканокластический материал в осадках и осадочных породах. Новосибирск: Наука, 1985. 127 с.

  7. Ван А.В., Предтеченская Е.А., Злобина О.Н. Продукты вулканизма в юрских отложениях приуральской части Западно-Сибирской плиты // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовых месторождений. 2011. № 4. С. 15‒22.

  8. Вишневская В.С., Амон Э.О., Гатовский Ю.А. Радиоляриевая биостратиграфия баженовского горизонта (верхняя юра–нижний мел) Западной Сибири // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2020. Т. 28. № 6. С. 105‒124.

  9. Воронцов А.А., Ярмолюк В.В., Комарицына Т.Ю. Позднемезозойский–раннекайнозойский рифтогенный магматизм Удинского сектора (Западное Забайкалье) // Геология и геофизика. 2016. Т. 57. № 5. С. 920‒946.

  10. Горобец Б.С., Рогожин А.А. Спектры люминесценции минералов: Справочник. М.: ВИМС, 2001. 312 с.

  11. Дорофеева Т.В., Краснов С.Т., Лебедев A.A. Коллекторы нефти баженовской свиты Западной Сибири. Л.: Недра, 1983. 131 с.

  12. Ермолова Т.Е. Литологические признаки дизъюнктивных дислокаций (латеральных флюидоупоров) в юрских и нижнемеловых отложениях Западной Сибири // Геология нефти и газа. 2003. № 4. С. 14‒20.

  13. Карякин Ю.В., Шипилов Э.В. Геохимическая характеристика и 40Ar/39Ar возраст магматических пород архипелага Земля Франца-Иосифа // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики // Материалы XLI Тектонического совещания. Т. 1. М.: ГЕОС, 2008. С. 389‒393.

  14. Карякин Ю.В., Ляпунов С.М., Симонов В.А. и др. Мезозойские магматические комплексы архипелага Земля Франца-Иосифа // Геология полярных областей Земли: материалы XLII Тектонического совещания / Отв. ред. Ю.В. Карякин. М.: ГЕОС, 2009. Т. 1. С. 257‒263.

  15. Касумзаде А.А., Багирбекова О.Д., Мурадова З.А. Стратификация мезозойского комплекса Среднекуринской впадины и Вандамской зоны Большого Кавказа (Азербайджан). Баку: El-Alliance, 2002. 60 с.

  16. Ким О.О., Немова В.Д., Панченко И.В. Особенности создания 3D геологической модели отложений баженовской свиты на примере Средне-Назымского месторождения // Материалы научно-практического семинара EAGE/SPE “Проблемы освоения ресурсов и запасов сланцевой нефти”. 2015. https://doi.org/10.3997/2214-4609.201412181.

  17. Лидер М.Р. Седиментология: Процессы и продукты. М.: Мир, 1986. 439 с.

  18. Маслов А.В. Осадочные породы: методы изучения и интерпретации полученных данных / Учебное пособие. Екатеринбург: Изд-во УГГУ, 2005. 289 с.

  19. Маслов А.В., Гражданкин Д.В., Ронкин Ю.Л. и др. Пепловые туфы в отложениях сылвицкой серии верхнего венда (Кваркушско-Каменногорский мегантиклинорий, Средний Урал) // Литосфера. 2006. № 3. С. 45‒70.

  20. Метелкин Д.В., Верниковский В.А., Казанский А.Ю. Тектоническая эволюция Сибирского палеоконтинента от неопротерозоя до позднего мезозоя: палеомагнитная запись и реконструкции // Геология и геофизика. 2012. Т. 53. № 7. С. 883‒899.

  21. Немова В.Д., Атяшева Е.П., Панченко И.В. и др. Эффективные подходы к изучению и прогнозу нефтеносности отложений баженовской свиты // Геология нефти и газа. 2014. № 6. С. 36‒48.

  22. Немова В.Д., Панченко И.В. Создание качественных геологических моделей строения баженовской свиты на основе изучения керна с привлечением данных сейсморазведки // 6-я Международная геолого-геофизическая конференция и выставка EAGE “Санкт-Петербург 2014. Геонауки ‒ инвестиции в будущее”, 7‒ 10 апреля 2014 г., Санкт-Петербург. https://doi.org/10.3997/2214-4609.20140227.

  23. Немова В.Д., Панченко И.В. Локализация приточных интервалов баженовской свиты и их емкостное пространство на Средне-Назымском месторождении // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2017. Т. 12. № 1. С. 1‒24.

  24. Немова В.Д., Панченко И.В., Ильин В.С. и др. Обзор результатов разработки баженовской свиты в связи с ее геологическим строением и пластовыми условиями (на примере Средне-Назымского и Салымского месторождений) // Геология, геофизика и разработка нефтяных и газовый месторождений. 2017. № 1. С. 38‒44.

  25. Панченко И.В., Балушкина Н.С., Барабошкин Е.Ю. и др. Комплексы палеобиоты в абалакско-баженовских отложениях центральной части Западной Сибири // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2015а. Т. 10. № 2. С. 1‒29.

  26. Панченко И.В., Камзолкин В.А., Латышев А.В. и др. Туфы и туффиты в баженовском горизонте (Западная Сибирь) // Эволюция осадочных процессов в истории Земли // Материалы 8-го Всероссийского литологического совещания (Москва, 27‒30 октября 2015 г). Т. II. М.: РГУ нефти и газа им. И.М. Губкина, 2015б. С. 258‒261.

  27. Панченко И.В., Немова В.Д., Смирнова М.Е. и др. Стратификация и детальная корреляция баженовского горизонта в центральной части Западной Сибири по данным литолого-палеонтологического изучения керна и ГИС // Геология нефти и газа. 2016. № 6. С. 22‒34.

  28. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования / Под ред. О.А. Богатикова, О.В. Петрова, А.Ф. Морозова СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2009. 200 с.

  29. Полянин B.C. Региональная геология / Учебное пособие. Часть 2. Подвижные пояса неогея. Казань: Казанский государственный университет, 2009. 142 с.

  30. Предтеченская Е.А., Малюшко Л.Д. Геохимические особенности и факторные модели баженовской свиты в центральных и юго-восточных районах Западно-Сибирской плиты // Изв. вузов. Геология и разведка. 2016. № 4. С. 23‒36.

  31. Процветaлова Т.Н., Лагутенкова Н.С. О следах вулканической деятельности в отложениях неокома Западно-Сибирской низменности // Изв. вузов. Геология и разведка. 1968. № 10. С. 135‒136.

  32. Ронкин Ю.Л. U‒Pb SIMS и ID-TIMS методы датирования цирконов: возможности и ограничения // Геология и полезные ископаемые Западного Урала. 2010. № 10. С. 6‒9.

  33. Рухин Л.Б. Гранулометрический анализ рыхлых и слабосцементированных осадочных пород // Методы изучения осадочных пород. М.: Госгеолтехиздат, 1957. Т. I. С. 314‒343.

  34. Саркисян С.Г., Процветaлова Т.Н. Некоторые петрографические особенности битуминозных аргиллитов марьяновской свиты (Западно-Сибирская низменность) // Изв. вузов. Геология и разведка. 1964. № 2. С. 56‒61.

  35. Саркисян С.Г., Процветалова Т.Н. Палеогеография Западно-Сибирской низменности в раннемеловую эпоху. М.: Наука, 1968. 80 с.

  36. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Донская Т.В. и др. Интерпретация геохимических данных / Учебное пособие / Под ред. Б.В. Склярова. М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 288 с.

  37. Столбов Н.М. Магматизм архипелага Земля Франца-Иосифа // Геодинамика, магматизм, седиментогенез и минерагения северо-запада России // Материалы Всероссийской конференции (Петрозаводск, 12–15 ноября 2007 г.). Петрозаводск: Институт геологии КарНЦ РАН, 2007. С. 383–387.

  38. Страхов Н.М. Проблемы геохимии современного океанского литогенеза. М.: Наука, 1976. 299 с.

  39. Тектоническая карта центральной части Западно-Сибирской плиты. Масштаб 1 : 1 000 000 / Под ред. В.И. Шпильмана, Н.И. Змановского, Л.Л. Подсосовой. Тюмень, 1998.

  40. Федоров П.И., Флеров Г.Б., Головин Д.И. Новые данные о возрасте и составе вулканических пород острова Беннетта (Восточная Арктика) // Докл. РАН. 2005. Т. 400. № 5. С. 666‒670.

  41. Фролов В.Т. Литология. Кн. 2 / Учебное пособие. М.: Изд-во МГУ, 1993. 432 с.

  42. Шалдыбин М.В., Крупская В.В., Глотов А.В. и др. Петрография и минералогия глин аномально люминесцирующих прослоев баженовской свиты Западно-Сибирского осадочного бассейна // Нефтяное хозяйство. 2018. № 2. С. 36‒40.

  43. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимия черных сланцев. Л.: Наука, 1988. 272 с.

  44. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Основы литохимии. СПб.: Наука, 2000. 479 с.

  45. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Геохимические и минералогические индикаторы вулканических продуктов в осадочных толщах. Екатеринбург: УрО РАН, 2010. 412 с.

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

  47. Ярмолюк В.В., Никифоров А.В., Козловский А.М., Кудряшова Е.А. Позднемезозойская магматическая провинция востока Азии: строение, магматизм и условия формирования // Геотектоника. 2019. № 4. С. 60‒77.

  48. Afonin I.V., Tishin P.A., Hitarova A.V. et al. Preliminary data on the connection of the CA. 150 MA lips with the Bazhenov formation (Western Siberia). Large Igneous Provinces through earth history: mantle plumes, supercontinents, climate change, metallogeny and oil-gas, planetary analogues // Abstract volume of the 7 International Conference. Tomsk: CSTI Publishing house, 2019. P. 6–7.

  49. Bralower T.J., Ludwig K.R., Obradovich J.D. Berriasian (Early Cretaceous) radiometric ages from the Grindstone Creek Section, Sacramento Valley, California // Earth Planet. Sci. Lett. 1990. V. 98. P. 62–73.

  50. Cabanis B., Lecolle M. Le diagramme La/10‒Y/15‒Nb/8: Un outil pour la discrimination des series volcaniques et lamise en evidence des processus demelange et/ou de contamination crustale // Compte Rendus de I’Académie des Sciences. Series II. 1989.V. 309(20). P. 2023–2029.

  51. Carey S. Influence of convective sedimentation on the formation of widespread tephra fall layers in the deep sea // Geology. 1997. V. 25(9). P. 839–842.

  52. Mederer J., Moritz R., Ulianov A., Chiaradia M. Middle Jurassic to Cenozoic evolution of arc magmatism during Neotethys subduction and arc-continent collision in the Kapan Zone, southern Armenia // Lithos. 2013. V. 177. P. 61–78.

  53. Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B.A. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali-silica diagram // J. Petrol. 1986. V. 27. P. 745–750.

  54. Lena L., López-Martínez R., Lescano M. et al. High-precision U–Pb ages in the early Tithonian to early Berriasian and implications for the numerical age of the Jurassic–Cretaceous boundary // Solid Earth. 2019. V. 10. P. 1–14.

  55. Pearce J.A. A User’s guide to basalt discrimination diagrams // Trace element geochemistry of volcanic rocks: applications for massive sulphide exploration / Ed. D.A. Wyman // Geological Association of Canada, Short Course Notes. 1996. V. 12. P. 79–113.

  56. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and processes // Magmatism in the ocean basins / Eds A.D. Saunders, M.J. Norry // Geol. Soc. Spec. Pub. 1989. V. 42. P. 313–345.

  57. Shaldybin M.V., Wilson M.J., Wilson L. et al. The nature, ori-gin and significance of luminescent layers in the Bazhenov Shale Formation of West Siberia, Russia // Mar. Petr. Geol. 2019. V. 100. P. 358–375.

  58. Shaldybin M.V., Kondrashova E.S. The Jurassic global volcanic events recorded in sedimentary black shale deposits (Bazhenov formation, West Siberia). Large Igneous Provinces through earth history: mantle plumes, supercontinents, climate change, metallogeny and oil-gas, planetary analogues // Abstract volume of the 7th International Conference. Tomsk: CSTI Publishing house, 2019. P. 122‒124.

  59. Wood D.A. The Application of a Th‒Hf‒Ta diagram to problems of tectonomagmatic classification and to establishing the nature of crustal contamination of basaltic lavas of the British Tertiary Volcanic Province // Earth Planet. Sci. Lett. 1980. V. 50(1). P. 11–30.

Дополнительные материалы отсутствуют.