CC BY
89
Р.П. Готтих1, Б.И. Писоцкий2
'ВНИИгеосистем, Москва 2Институт проблем нефти и газа РАН, Москва, pisotskiy@list.ru
К ВОПРОСУ О ФОРМИРОВАНИИ НЕФТЕМАТЕРИНСКИХ ТОЛЩ
На основе изучения содержания микроэлементов в породах и битумоидах, изотопного состава углерода карбонатов, соотношения между радиогенными изотопами (878г/868г и 143Ш/1444Ш), характере распределения урана в шлифах и анализа вариаций радиоактивности пород показано, что в формировании углеродисто- кремнисто-карбонатных доманиковых пород франского яруса верхнего девона Волго-Уральской нефтегазоносной провинции принимали участие глубинные газовые эманации, имевшие восстановленный характер, а источником их являлись области остывающих основных магм, выплавление которых в среднем девоне происходило из дебетированного мантийного резервуара.
В основании геологических разрезов многих нефтегазоносных бассейнов залегают толщи, характеризующиеся аномальными геохимическими характеристиками, выражающимися в повышенном содержании в них органического вещества (ОВ) и значительной метал-лоносности. На протяжении многих лет эти толщи являлись предметом детального изучения как «рудников», так и геологов-нефтяников. Первых - в связи с пространственной ассоциацией пород такого состава с месторождениями металлов, прежде всего РвБ, Аи, Ag (неметаморфизо-ванные аналоги черносланцевых формаций), вторых - с залежами нефти и газа, рассматривая их в качестве нефте-материнских, ответственных за генезис и формирование углеводородных (УВ) скоплений.
Из многочисленных работ, посвященных условиям образования металлоносных углеродсодержащих отложений, сошлемся на некоторые. Вероятными причинами периодичности накопления в геологических разрезах пород с аномальными геохимическими характеристиками, согласно (Добрецов, 1997; Грачев,1998) являются грандиозные проявления вулканизма в истории Земли. Базальтовый вулканизм сопровождался выбросом в атмосферу огромных количеств углерода (в виде СО2 и СН4) с одновременным поступлением в седиментационные бассейны Б, С1, Р, летучих элементов (Бе, А8, БЪ, а также и, Яе, Мо, Аи, Ag (Неручев, 1986). Совокупный эффект влияния этих факторов приводил сначала к бурному развитию органической жизни, а затем к массовой гибели морских организмов (Макмод, 2005).
Целью настоящего исследования явилось получение экспериментальных доказательств участия глубинных флюидов в процессах формирования углеродсодержащих толщ в геологических разрезах осадочных бассейнов Вол-го-Уральской провинции. Объектом изучения явились се-милукско-бурегские отложения франского яруса верхнего девона, вскрываемые скважинами в пределах ЮжноТатарского свода.
Доманиковые отложения представлены глинисто-кремнисто-карбонатными породами, в той или иной степени насыщенными органическим веществом. Мощность горизонта составляет 15 - 20 м. Карбонатный материал органогенных известняков сложен преимущественно разно-зернистым кальцитом (от 10 до 98 %) от афанитовой до крупнозернистой размерности. Кроме того, отмечаются
диагенетические образования сидерита (до 3 %) и доломита (от 0,1 до 10 - 80 %) в отдельных прослоях. Содержание органического вещества изменяется от 2 до 15 - 20 %. Представлено оно преимущественно сине-зелеными кок-коидными и нитчатыми бактериальными матами, образующими слои от долей миллиметра до 1 - 1,5 см, обусловливающими слоистую текстуру отложений. Литогенная часть первичных осадков представлена глинистыми минералами (смектит, гидрослюда), количество которых не превышает 7 %, кислыми полевыми шпатами (до 6 %) и аморфным кремнеземом. Кремнистый материал (преимущественно опал и халцедон), содержание которого в некоторых случаях достигает 70 - 80 %, развивается по напластованию пород, слагая слои мощностью от миллиметра до десяти, «съедая» при этом известковую матрицу, ассимилирует бесструктурное бактериальное вещество и образует углеродисто-кремнистые разности пород.
Изучаемые породы отличаются от ниже и вышележащих повышенной радиоактивностью, обусловленной накоплением в них урана при низких содержаниях тория и калия (Рис. 1). Из анализа диаграмм спектрометрического гамма-каротажа скважин следует, что изучаемые разрезы достаточно неоднородны. При общей высокой уранонос-ности наблюдаются колебания в содержании элемента от 2
6А1тр
<онцентрация капи* К%_
0.000
0000
1712
1802
X
Концентрация тори; _
4.0
Концентрация уран; Ц ррт
_
30.0
30.0
Рис. 1. Данные спектрометрического гамма-каротажа скважины для пород доманикового горизонта (выделено стрелкой).
научно-технический журнал
к I еоресурсы 4 (21) 2006
до 35 г/т, что значительно превышает кларк как для карбонатных, так и глинисто-карбонатных пород, формировавшихся в условиях нормального морского бассейна седиментации. Наряду с ураном, рассматриваемые отложения значительно обогащены по отношению к верхней земной коре V, N1, Со, Си, 2п, Л8, Бе, У, Мо, Ag, С4 Яе. В целом наблюдается общая тенденция увеличения концентрации микроэлементов в породах по мере накопления в них урана, что наиболее четко выражено в карбонатных разностях (Рис. 2) и позволяет в дальнейшем рассматривать в качестве показателя геохимической контрастности обстановок осад-конакопления данные по содержанию в породах урана.
Связь микроэлементов с минеральной и органической составляющими пород изучена с использованием метода ^радиографии. Исследования показали, что в плотных, массивных, разнозернистых, часто обломочных доломитизи-рованных известняках содержание урана близко к кларко-вым (1 - 1,5 г/т), в бактериально обогащенных участках увеличивается до 3,5 - 4 г/т, в совокупности составляя 2 - 3 г/т. Повышенные концентрации металла (3,5 - 4,5 г/т) приурочены к хемогенным, плитчатым, слоистым и слоисто-флю-идальным органогенным известнякам с характерной тонкозернистой структурой, что свидетельствует о совместном накоплении карбонатного материала и урана (Рис. 3а). В бактериальных матах таких пород содержание урана достигает 5,0 - 7,5 г/т (Рис. 3б). Диагенетическая и катагенети-ческая перекристаллизация карбонатов приводила к перераспределению вещества, отражающемуся как в укрупнении кальцитовых зерен и доломитизации субстрата, так и в сегрегации органического вещества с образованием отдельных слоев, ветвистых новообразований, огибающих средне-крупнозернистые фаунистические остатки, участки преобразованных известняков. Одновременно происходила и дифференциация урана с формированием высокоурано-носных органогенных прослоев (Рис. 3в). Количество подобных прослоев и уровень накопления металла в них и определяют современное содержание его в породах. Нельзя не отметить присутствие в последних секреторных смолистых выделений неясной природы, идиоморфных, округлых, концентрация урана в которых достигает долей процента и обусловлена процессом ассимиляции металла на стадии формирования осадка. Наличие корреляции между ураном и другими элементами позволяет считать рассмотренный процесс универсальным.
Привнос в бассейн седиментации МЭ, значительно отличающихся своими геохимическими характеристиками, мог осуществляться преимущественно в составе газовых эманаций. Об этом свидетельствуют материалы петрографических и литологических исследований, показавшие отсутствие в породах фундамента и низах осадочного чехла изучаемого региона значительной гидротермальной переработки субстрата, осуществляемой бинарными уг-лекислотно-водными системами. Кроме того, проникновение именно газовых систем в нелитифицированные осадки фиксируется по текстурным особенностям пород. В некоторых образцах керна из отложений доманика отмечаются вертикальные зоны, мощностью до 2 - 4 см, выполненные тонкозернистым карбонатным материалом без признаков перекристаллизации, в котором «плавают» комки аналогичного по составу афанитового материала и разноориентированные сгустки бактериальных матов. Это так называемые флюидизиты, выраженные также в виде
«вторжения» в карбонатный ил глинистого материала более глубоких осадков при локальных поступлениях газов. В осадочных породах эндогенный углерод в результате интенсивной биологической ассимиляции превращается в ОВ сапропелевого типа, которое обеспечивает извлечение «избыточных» МЭ и накопление их, главным образом, в результате сорбционных процессов.
Одним из аргументом в пользу внешнего источника металлов для рассматриваемых отложений может служить анализ хондритнормализованных спектров распределения лантанидов.
Несмотря на то, что содержание редкоземельных элементов в доманиковых породах остается ниже кларка для верхней коры, относительное накопление их и в карбонатном материале вытекает из величины отношения суммы лантанидов к торию, который может быть принят в качестве меры «терригенности» пород. В случае «чистых» известняков (Th < 1,0 г/т) это отношение составляет ~ 15. Такая же величина получена и для аргиллитов кыновского времени, подстилающих доманиковые отложения, где содержание REE составляет 122,6 г/т, а тория - 8,1 г/т. По мере накопления в породах ОВ это отношение увеличива-
Эл-т г/т В.Сулеевская скв. 30075 Миннибаевская скв.20355 Бухарская скв.750 Степноозерская скв. 1001
Ti 748.17 30,81 202,92 25,31 134,46 2,95 4366,92 60,83
V 576.47 226,55 1258,47 805,55 227,76 322,63 156,72 24,04
Cr 100.32 2,16 31,93 4,14 11,21 4,23 124,52 3,26
Mn 931.66 26,43 221,99 212,38 11,30 1,75 249,37 6,13
Со 4.07 0,83 2,06 0,85 0,92 0,17 21,22 2,01
Ni 465.20 115,63 241,89 412,20 75,64 380,95 61,40 268,36
Си 326.02 211,02 147,04 105,61 15,03 50,67 13,21 42,90
Zn 561.31 550,9 251,51 105,90 83,83 50,67 66,95 43,00
Ga 3.94 2,32 1,36 0,67 0,61 0,12 30,56 0,33
As 16.40 0,62 18,80 0,41 5,10 0,21 20,62 0,06
Se 11.80 8,32 12,90 10,81 5,10 1,62 0,80 0,82
Rb 22.66 10,46 6,49 0,17 3,16 0,08 140,95 0,99
Sr 97.28 21,57 549,41 1,91 14,41 1Д1 72,51 4,55
Y 37.44 1,53 27,95 0,96 11,18 0,10 14,66 0,23
Zr 40.03 3,48 29,68 1,30 9,34 3,48 218,89 3,02
Nb 2.15 0,071 1,43 0,045 0,30 0,007 15,10 0,11
Mo 48.31 45,49 40,99 17,96 7,91 1,01 2,06 0,25
Ru н/о 0,0036 н/о 0,0024 н/о 0,0012 н/о -
Pd н/о 0,023 н/о 0,016 н/о 0,008 н/о 0,0001
Afi 0,74 0,263 0,63 0,164 0,23 0,15 0,54 0,086
Cd 2,58 0,560 2,02 0,411 0,82 0,31 н/о 0,084
Sb 5,95 1,100 4,15 0,186 1,50 0,086 0,66 0,051
Cs 1,02 0,021 0,29 0,005 0,19 0,003 11,73 0,051
La 13,53 0,857 10,17 0,250 3,72 0,149 25,60 0,748
Ce 11,99 1,187 8,45 0,240 2,67 0,299 54,59 1,441
Pr 2,69 0,179 2,36 0,036 0,73 0,024 6,26 0,152
Nd 11,76 0,819 10,47 0,097 3,37 0,071 21,69 0,349
Sm 2,54 0,153 2,41 0,013 0,76 0,018 3,20 0,050
Eu 0,64 0.049 0,58 0,004 0,18 0.004 0,58 0,010
Gd 3,41 0,201 3,18 0,009 1,07 0,011 2,27 0,045
Tb 0,52 0,026 0,49 0,001 0,15 0,002 0,40 0,007
Dv 3,47 0,155 3,12 0,007 0,98 0,011 2,66 0,041
Ho 0,78 0,033 0,68 0,001 0,22 0,002 0,59 0,009
Er 2,30 0,084 1,96 0,004 0,58 0,006 1,62 0,024
Tm 0,34 0,011 0,29 0,0006 0,07 0,001 0,24 0,003
Yb 2,09 0,061 1,80 0,004 0,38 0,007 1.47 0,024
Lu 0,32 0,009 0,25 0,0006 0,07 0,001 0,22 0,004
Hf 0,95 0,048 0,77 0,025 0,23 0,005 6,11 0,075
Та 0,18 - 0,08 - 0,05 - 1,08 0,009
W 0,57 0,458 0,37 0,195 0,15 0,03 1,23 0,082
Re 0,15 2,50 0,05 0,192 0,02 0,07 0,01 0,009
Au 0,03 0,09 0,01 0,012 0,02 0,002 - 0,001
Hg 0,92 3,24 0,63 1,32 0,35 3,43 - 0,38
Tl 0,71 0,041 0,42 0,014 0,20 0,010 1,17 0,009
Pb 20,75 31,75 14,97 31,24 2,15 4,38 23,89 2,71
Bi 0,20 0,02 0,13 - 0,05 0,03 0,39 0,17
Th 1,99 0,063 0,80 0,030 0,39 0,005 8,10 0,090
U 14,28 0,661 12,96 0,290 3,23 0,109 2,29 0,076
Табл. 1. Сравнительная характеристика металлоносности пород и битумоидов. Породы: 1 - углерод-глинисто-кремнисто-карбонатная; 3 - углерод-кремнисто-карбонатная; 5 -карбонатная; 7 - аргиллит. Битумоид: 2, 4, 6, 8.
^научно-технический журнал
4 (21) 2006 I еоресурсы
ется и достигает ~ 50 в углеродисто-карбонатных породах с содержанием Сорг > 7 %, что указывает, с одной стороны, на повышенное содержание лантанидов в морской воде, а с другой, на контролирующую роль органического материала в их накоплении. Последнее вытекает и из распределения элементов по литотипам пород (Табл. 1) и из наличия корреляции их с ураном.
Если в терригенных породах редкоземельные элементы являются индикаторами состава областей сноса, то в карбонатных они характеризуют, главным образом, условия осадконакопления. Тренды распределения REE в различных карбонатных породах близки между собой и представлены пологонаклонными кривыми с небольшим обогащением LREE относительно HREE (Рис. 4). Если в качестве фонового взять тренд распределения, присущий аргиллитам кыновского горизонта (Ce/Yb)N= 9,6, то в карбонатных породах доманикового горизонта это отношение составляет 1,8, снижаясь в углеродисто-кремнисто-карбонатных разностях до 1,2. Обогащение рассматриваемых литотипов HREE достаточно выражено и в величинах SmN/YbN - 2,3 и 1,3, соответственно. Все это свидетельствует о том, что доля HREE в общем балансе REE в угле-родсодержащих карбонатах выше, чем в породах, где основную роль в их накоплении играл терригенный материал. Для окремненных известняков характерно наличие четких европиевых и цериевых минимумов, Eu/Eu* составляет ~ 0,6, Ce/Ce* - 0,4 (в аргиллитах - 1,0).
Площадь скважина Название и 8 С 8 С
породы ррт карбоната %о битумоида
Миннибаевская 20355 известняки 2,0 -4,7 -28,1
10,5 -10,4 -29,4
18,5 -13,2 -27,4
Новоапховская 8113 « 1,0 0,1 -27,9
6,2 -8,6 -25,3
Бухарская 750 « 5,9 -8,6 -29,2
13,3 -12,6
В.Лениногорская 28955 « 1,3 -5,5 -2,9,4
10,7 -12,2 -28,1
Новоепховская 20009, Кальцит -14,3
инт 3986 м прожилковыи
4153-4155 -13,9
4360-4363 -16,4
4827-4829 -16,9
Табл. 2. Ураноносностъ, изотопный состав углерода известняков, битумоидов из отложений доманика и прожилковыгх калъцитов из пород фундамента.
Тренд распределения нормализованных лантанидов в битумоидах несколько отличен от аналогичных кривых, присущих породам. В экстрактах из пород доманика снизились величины цериевого (до 0,55 - 0,65) и европиевого (до 0,9) минимумов, а в битумоиде из кыновских глин они остались на прежнем уровне. Эти данные позволяют говорить о наличии различных источников РЗЭ в терриген-ных и углеродсодержащих карбонатных породах верхнего девона франского яруса и формировании последних под влиянием глубинных флюидов - продуктов дегазации магм основного состава. В этом случае происходит частичное отделение европия от соседних лантанидов, а восстановительная среда осадконакопления препятствует переходу церия в четырехвалентное состояние. Об этом же свидетельствует характер и уровень накопления в восстановленной составляющей доманиковых пород, по сравнению с экстрактами из аргиллитов, таких микроэлеменов как V, Мп, Си, 2п, Л8, Бе, Мо, Ag, С^ БЬ, Яе, Аи, РЬ, являющихся типичными представителями продуктов дифференциации базитовых расплавов (Табл. 1).
Обогащенность экстрактов из пород доманика микроэлементами объясняется, надо полагать, тем, что большая их часть в карбонатных разностях находится или в виде металлоорганических соединений легко извлекаемыми растворителями, или образует их в процессе экстракции. Определяющая роль органического вещества в накоплении микроэлементов вытекает и из анализа самих бактериальных матов. Большинство элементов в нем превышает уровень содержания в породах в 3 - 5 раз, а Ag, С4 БЬ, и в 10 - 15 раз. Имеющиеся у нас данные нейтронно-акти-вационного и масс-спектрометрического анализов приведены к средним значениям и представлены на рис. 5.
Рассматривая геохимическую характеристику пород, следует остановиться еще на одной их особенности, а именно на присутствие в них повышенных содержаний кремнезема, независимо от того, представлены они глинисто-карбонатными или чисто карбонатными образованиями.
В настоящее время развиваются представления об определяющей роли глубинных флюидов в существенном окремнении углеродсодержащих пород. В работе (Летников, 2005) образование глинисто-кремнистых отложений Западной Сибири связывается с флюидизацией истощенной мантии сравнительно низкотемпературными восстановленными газовыми системами, недонасыщенными Б1, А1, К и №, но с характерными мантийными «метками» -присутствием в составе N1, Со, Сг, V, Р1, Р4 Ли. Фильтруясь через земную кору, флюиды переводят в свой состав Б1, А1, К и № за счет разложения кварца и алюмосиликатов кристаллического основания и приносят данные элементы в водную среду осадочных бассейнов, часть которых в силу низкой растворимости отлагается на их дне (Л1203, БЮ2), а часть остается в растворенном виде (№, К). Продолжая данную логику можно объяснить как высокую металлоносность, так и широкий спектр микроэлементов в рассматриваемых углеродсодержащих породах, большинство которых в дальнейшем извлекается из морской воды в осадок в результате разнообразных процессов: минералообразования, сорбции, восстановления, синтеза элементорганических соединений и т.д.
Определяющая роль урана в формировании естественной радиоактивности доманиковых пород позволила использовать для выделения возможных путей поступления глубинных систем площадные карты вариаций гамма-поля верхнедевонских отложений, как в региональном плане, так и в пределах локальных объектов (месторождений), по-
Вещество Содержание, ррт 87Rb/ 86Sr 87Sr/*6Sr (изм.) "Sr/^Sr (0,365) ETSr
Sr Rb
Известняк 385 1,59 0,012±1 0,70833±6 0,70827 115
Мергель 285 30,1 0,3050±12 0,71001±3 0,70842 115,8
Аргиллит 14,5 257 0,510±3 0,71130±5 0,70865 120,5
Битумоид 0,16 1,55 0,296±19 0,70973±10 0,70833 115,9
Битумоид 3,77 0,808 0,621±1 0,711593±14 0,70859 119,6
Битумоид 1,81 0,17 0,2692±18 0,70934±6 0,70794 110
битумоид 12 2,39 0,578±1 0,709764±13 0,70676 93,5
Табл. 3. Rb-Sr-изотопные данные пород и битумоидов.
Вещество Содержание, ррт 147Sm/144Nd 143Nd/144Nd Ь * 'Nd
Nd Sm
Окремненный известняк 4.41 0.966 0.132 0.512230±7 -7.96(-4.9)
Мергель 24.1 4.9 0.123 0.512210±10 -8.3(-4.9)
Известняк 4.16 0.852 0.124 0.51226Ш0 -7.4(-3.9)
Битумоид 0.471 0.086 0.1105 0.512212±10 -8.3(-4.3)
Битумоид 2.302 0.153 0.0402 0.51268Ш0 0.84(8.2)
Табл. 4. Sm-Nd- изотопные данные пород и битумоидов.
|— научно-технический журнал
L I еоресурсы 4 gp 2006
строенные с использованием диаграмм радиоактивного каротажа скважин.
Составление схем радиоактивности для ряда площадей ЮТС показало значительную дифференцированность наблюдаемого параметра, достигающую 20 - 25 у. Причем положение областей высоких значений не хаотично, имеет четко выраженную направленность и пространственную согласованность с кривизной рельефа поверхности кристаллического основания. Надо полагать, что разрывы, ограничивающие блоки фундамента, выражались в развитии устойчиво ориентированных зон трещиноватости. Приуроченность к ним повышенных значений радиоактивности пород свидетельствует о сопряженности во времени и пространстве седиментационных, геодинамических и миграционных процессов. Несмотря на широкий разнос материала, места инъекций выделяются максимальным накоплением урана, а присутствие во флюиде, наряду с и, широкой гаммы других элементов приводило к формированию нетипичной для осадочного чехла геохимической аномалии в углерод-кремнистых карбонатных породах. Широкое развитие доманиковых фаций в пределах Волго-Уральской провинции свидетельствует о масштабности данного процесса. Таким образом, кристаллический фундамент и осадочный чехол выступают как взаимосвязанные элементы, представляющие единую флюидодинамическую систему.
В качестве примера на рисунке 6 приведена карта распределения аномальных полей интегрированных значений естественной и нейтронной гамма-активности пород до-маниковых отложений Абдрахмановской площади, входящей в состав Ромашкинского нефтяного месторождения, в сопоставлении с рельефом кристаллического фундамента.
Вклад глубинных флюидов в формирование домани-ковых отложений вытекает и из анализа данных по изотопному составу углерода известняков, который значительно
юоо 100 2 ю
1
1000 1 100 -Й 10 1
0i1 0 5 10 15 20 1000 1
0 5 10 15 20
л 10 0,1
1000 1
. ■ . Я ю
5 10 15 20 0,1
0 5 10 15 20
100
0,1
100 1
10 15
20
100
£
0,1
fo* 15
20
10 -1 0,1 ®
ш 100
ш 10
20 U
1 о
10 15
20U
Рис. 2. Диаграммы1 соотношения микроэлементов в углерод-кремнисто-карбонатных породах доманика по мере накопления в них урана (данныге ИНАА, г/т).
Шлиф Детектор
Рис. 3. Характер распределения урана в породах доманика.
облегчен по сравнению с морскими карбонатами. Особенно ярко это облегчение выражено для тех образцов, в которых наблюдается повышенное содержание урана. В этих случаях 813С известняков снижается до - 13,2 %о, что свидетельствует как о поступлении в целом в седимента-ционный бассейн «легкого» углерода, что подтверждается и данными по прожилковым кальцитам из кристаллического фундамента, так и значительном участии его в процессах карбонатобразования в областях инъекций. Ассимиляция СО2 и СН4 микроорганизмами привела к дальнейшему облегчению углерода ОВ и битумоидов (Табл. 2).
Для определения источника металлов во флюидах были использованы данные по радиоизотопной характеристике пород и битумоидов с использованием ЯЬ-Бг и Бш-Ш систематик. Изотопный состав стронция морских вод палео-
а 1000 -|
j 100
1 9
ю -
зоя известен и определяется геодинамическим режимом развития регионов, то есть взаимодействием экзогенных и эндогенных факто-
La Се Рг Nd Pm Sm Eu Gd Tb Dy Ho Er Tm Yb Lu
Рис. 4. Распределение редкоземельные элементов в доманико-выгх породах (а) и битумоидах (б). Нормировано на CIпо (Evensen etal., 1978). Скважиныг (породыЫ): 1 -Восточно-Сулеевская (углеродистая глинисто-кремнисто-карбонатная); 2 - Минниба-евская (углеродистая кремнисто-карбонатная); 3 - Бухарская (карбонатная); 4 - Степноозерская (аргиллит).
а
б
в
б
^научно-технический журнал ^-1
4 (21) 2006 I еоресурсы Яш
Рис. 5. Содержание микроэлементов в бактериальных матах пород доманика по отношению к кларку верхней корыг. Нормировано по (Тэйлор, Мак-Леннан, 1988) (данныге inaa и icp ms).
ров. Был изучен состав стронция в чистом известняке, мергеле и аргиллите, а также в битумоидах из пород с различным содержанием урана. Как следует из табл. 3 и рис. 7, начальные значения 87Sr/86Sr в породах составляют 0,70827 - 0,70865, что соответствует значениям для вод верхнего девона (McArthur, Howarth, 2004). В эту область попадают и данные по двум битумоидам, что свидетельствует об относительном равновесии между минеральной составляющей осадка и органическим веществом. Вместе с тем, в двух пробах битумоидов отношение 87Sr/86Sr ниже морских и составляет, соответственно, 0,7079 и 0,7068. Столь низкие начальные отношения стронция в битумоидах из пород девонского возраста могут быть обусловлены лишь участием эндогенных эманаций в формировании отложений подобного типа.
В отличие от стронция поступление редкоземельных элементов в бассейны седиментации происходит с континентов главным образом в виде взвеси, отражая состав пород областей сноса при времени пребывания в океанах порядка 300 лет. Из табл. 4 следует, что мергель и окремненная глинисто-карбонатная порода, также как и битумоид из нее, близки между собой по изотопному составу неодима (значение параметра eTNd = - 4,8; - 4,9; - 4,3). Вместе с тем, тонкозернистый урансодержащий известняк имеет более
Шкала локальной составляющей рельефа фундамента 13 9 5 1 -1 -5 9 -13
11 : I :ГГП
Рис. 6. Схема развития полей интегрированным значений естественной и нейтронной гамма-активности пород и локалъной составляющей релъефа фундамента Абдрахмановской площади.
Рис. 7. Эволюция изо- 0712 топного состава о.711 стронция и параметр эпсилон неодима пород и битумоидов до-маника от момента формирования по настоящее время.
0.71
0.709
0.708 0.707
0.706
0.705
0.704
ENd= - 4.8(-5.2)
- Битумоид
- Порода
365
0
Млн.лет
высокие значения eTNd = - 3,9, а битумоид углеродсодер-жащей породы, отобранной на максимальном пике значений гамма-каротажа с концентрацией урана (35,8 г/т), а, следовательно, и с повышенным содержанием «гидрогенных» REE, характеризуется начальными значениями параметра эпсилон неодима, присущими деплетированным верхнемантийным источникам (eTNd = 8,2). Модельный возраст источника (TDM), определенный для данной пробы, составляет 411 млн. лет, что соответствует времени тектоно-магматической активизации в пределах Восточно-Европейской платформы (Мас-ляев, 2003; Грачев и др.,1994). Еще одним аргументом в пользу участия мантийных флюидов в формировании пород доманика является наличие в прослое бактериальных матов из известняков (скв. 750 Бухарская) элементов платиновой группы и практическая идентичность, нормализованных на хондрит, спектров их распределения по отношению к платиноносным рудам в ультрабазитах Канады, используемых в качестве Международного стандарта.
Рис. 8. Спектры распределения платиноидов в бактериальном мате (1) и сульфидной Cu-Ni
руде (2).
Полученные материалы позволяют сделать принципиальные выводы о том, что, во-первых, формирование до-маниковых пород происходило при участии зндогенной составляющей, во-вторых, глубинные газовые эманации, поступавшие в бассейн седиментации, имели частично восстановленный характер, а их источником являлись области (каналы) остывающих основных магм, выплавление которых в среднем девоне происходило из деплетирован-ного мантийного резервуара.
Литература
Грачев А.Ф. Мантийные плюмы и биологические катастрофы в истории Земли. Метийные плюмы и геодинамика. М. 1998. 70-76.
Грачев А.Ф., Николаев В.Г., Сеславинский К.Б. Материалы Межд. Совещ.:«Внутриплитная тектоника и геодинамика осадочных бассейнов», фонд «Наука России», Гео-инвекс. М. 1994. 5-42.
Добрецов Н.Л. Мантийные суперплюмы как причины главной геологической периодичности и глобальных перестроек. ДАН. № 6. 1997. 797-800.
Летников Ф.А. Флюидный механизм деструкции континентальной земной коры и формирование осадочных нефтегазоносных бассейнов. ДАН РФ. № 2. т. 401. 2005. 205-207.
Макмод М. Причины массового вымирания организмов, статистическая оценка многофакторных сценариев. Геология и геофизика. № 9. т. 46. 2005. 993-1001.
Масляев Г.А. Стадии пульсационной эндогенной активизации литосферы Русской платформы на плитном этапе ее эволюции. ДАН. № 3. т. 391. 2003. 357-360.
I-- |— научно-технический журнал
ШЬ Георесурсы 4 ст 2006
Д.В. Иванов
Марийский государственный технический университет, Йошкар-Ола,
dvi@marstu.mari.ru
ИССЛЕДОВАНИЕ ПЕРЕМЕЩАЮЩИХСЯ ИОНОСФЕРНЫХ ВОЗМУЩЕНИЙ НА ОСНОВЕ ЭФФЕКТА КОРРЕКЦИИ ЧАСТОТНОЙ ДИСПЕРСИИ
Представлены результаты обнаружения в эффектах дисперсионных искажений сложных декаметровых сигналов составляющих, связанных с перемещающимися ионосферными возмущениями (ПИВ). На основе анализа обнаруженных эффектов создан новый радиофизический метод определения их основных характеристик. Приведены данные о ПИВ, полученные этим методом и использованные для зондирования ионосферы сверхширокополосных сигналов (СШПС) с линейной частотной модуляцией (ЛЧМ).
Введение
Ионосфера Земли, являющаяся примером плазменного состояния вещества в ближнем космосе, оказывает существенное влияние на жизнедеятельность человека. Поэтому состояние ионосферы и протекающие в ней процессы вызывают постоянный интерес. Особое внимание в этой связи представляют акустико-гравитационные волны (Гершман, 1974), активно участвующие в переносе энергии в атмосфере Земли на большие расстояния и проявляющиеся в ионизированной компоненте атмосферного газа в виде ПИВ.
В последнее время возник интерес к вопросам распространения в ионосфере подверженных дисперсионным искажениям декаметровых сложных радиосигналов (Арманд, Иванов, 2005; Иванов и др., 2001; 2003). Это стимулировало разработку новых радиофизических методов измерения характеристик как самой ионосферной плазмы, так и протекающих в ней процессов (Иванов, Иванов, 2004).
Цель работы — создание методики определения характеристик ПИВ на основе экспериментальных данных о дисперсионных искажениях ЛЧМ сигналов и проведение исследований перемещающихся ионосферных возмущений.
1. Распространение в дисперсной ионосфере широкополосных ЛЧМ сигналов
ЛЧМ сигнал аТ (/) и его спектр Бт (У) можно представить в комплексной форме в виде (Кук, Бернфельд, 1971):
aT(t) = ехрг'(2я# + я/?2)?
л/7
/
(1)
где / - скорость изменения частоты.
На выходе из ионосферы сигнал имеет вид:
I» ¿Я0,(/р)-ехр[4/?2-ф)ир) + 2^-<рДр)\ (2)
У=1
где ЯоД/)ехр(-г'0>(/)) - частотная характеристика у-ого тракта распространения; t - время группового запаздывания сигнала; я - наклон ионограммы; т - число модов (трактов) распространения.
В приемнике принимаемый широкополосный сигнал а() умножается на сигнал гетеродина, сопряженный излучаемому сигналу аг*(0, выделяется узкополосный сигнал разностной частоты Л(() и для каждого последовательного элемента определяется модуль его спектра:
где
т 1 т
j=1 J j=\
fP+¥
h.
J X
пШ j
АДг) = Jtf0,(/)exp(- ^(/))exp(2 rnfr)df
(3)
(4)
- импульсная характеристика (ИХ) тракта с полосой пропускания А/ т = .г// - время группового запаздывания.
Для каналов с А/ << / функцию ф^(/ в интеграле (4) можно разложить в ряд Тейлора:
<РМ) = ч>Мо)+1л ■ *МР) •(/-/,)+*№„) ■ (/ -/Р)2 (5)
Нелинейное слагаемое в (5) описывает фазовую дисперсию, пренебрегая им, получим неискаженную дисперсией ИХ радиоканала:
Окончание статьи Р.П. Готтих, Б.И. Писоцкий «К вопросу...»
Неручев С.Г. Глобальные геохимические аномалии на рубежах активных изменений органического мира.
Геология и геофизика. № 6. 1986. 25-32.
Римма Павловна Готтих
Докторгеол.-мин. наук, главный научный сотрудник Всероссийского научно-исследовательского института геологических, геофизических и геохимических информационных систем (ВНИИГеосистем).
Тэйлор С.Р., Мак-Леннан С.М. Континентальная кора ее состав и эволюция. М. Мир. 1988.
Evensen N.H., Hamilion P.J., O'Nions R.K. Geochim. Cosmochim. Acta. v. 42. 1978. 1199-1212.
McArthur J.M., and Howarth R.J. Strontium isotope stratigraphy. (Eds. F. Gradstein, J. Ogg, A.G. Smith) A geologic time scale. Cambridge Univ. Press. 2004. 96-105.
Богдан Иванович Писоцкий
Доктор геол.-мин. наук, ведущий научный сотрудник Института проблем нефти и газа РАН (ИПНГ).
4 (21) 2006
^научно-техническим журнал
Георесурсы
