CC BY
22
УДК: 552.54:551.25:(543.429.22+548.75) DOI: 10.19110/2221-1381-2017-2-29-40
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЭЛЕКТРОННОГО ПАРАМАГНИТНОГО РЕЗОНАНСА ДЛЯ ВЫЯВЛЕНИЯ ПРИЗНАКОВ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПРЕОБРАЗОВАНИЙ В КАРБОНАТНЫХ ПОРОДАХ НАДВИГОВЫХ ЗОН (НА ПРИМЕРЕ СИЛУРИЙСКО-ОРДОВИКСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ СКВ. 1-АДАКСКАЯ, ЦЕНТРАЛЬНАЯ ЧАСТЬ ГРЯДЫ ЧЕРНЫШЕВА]
Т. В. Майдль1, В. П. Лютоев1, И. И. Даньщикова1, О. С. Головатая2
1Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар 2СГУ им. Питирима Сорокина, Сыктывкар [email protected], [email protected]
В статье представлены результаты литологических и спектроскопических исследований силурийско-ордовикских отложений центральной части гряды Чернышева. Изученные отложения наряду с условиями регионального прогрессивного литогенеза испытывали вторичные преобразования, связанные со стрессовым воздействием тектонических деформаций и активизацией эпигенетических-метасоматических процессов. Отмечается определенная корреляция между величиной отношения концентраций марганца (Mg/CaDlt) в Mg- и Ca-позициях доломита и преобладанием в породах необратимых деформаций: рекристаллизации, дилатансионного разуплотнения или хрупкого разрушения.
Ключевые слова: карбонатные тектониты, рекристаллизация, дилатансия, электронный парамагнитный резонанс, инфракрасная спектроскопия, спектроскопические маркеры.
APPLICATION OF THE ELECTRONIC PARAMAGNETIC RESONANCE FOR IDENTIFICATION OF SIGNS OF TECTONIC TRANSFORMATIONS IN CARBONATES OF OVERTHRUST BELTS (THE SILURIAN AND ORDOVICIAN OF THE WELL 1-ADAK, CENTRAL PART OF THE CHERNYSHEV RIDGE, AS EXAMPLE]
T. V. Maydl1, V. P. Lutoev1, I. I. Danshikova1, O. S. Golovataya2
institute of Geology of Komi SC UB RAS, Syktykvar 2Syktyvkar State University, Syktyvkar
The paper represents the results of lithologic and spectroscopic investigations of the Upper Lower-Ordovician- Devonian deposits of the central part of Chernyshev Ridge. The studied deposits, simultaneously with regional progressive lithogenesis, suffered the secondary transformations connected with tectonic stress and activation of the epigenetic and metasomatic processes. We showed a certain correlation between manganese concentration ratio (Mg/CaDlt) in Mg- and Ca-positions of dolomite and predominance of irreversible deformations: recrystallization, dilatancy decompression or brittle fracture.
Keywords: carbonate tectonites, recrystallization, dilatancy, electron paramagnetic resonance, infrared spectroscopy, spectroscopic markers.
Введение
В зависимости от геодинамических особенностей развития осадочно-породных бассейнов, то есть от характера тектонических деформаций, термального и флюидного режимов и вызванных ими постседиментационных преобразований, осадочные толщи демонстрируют сложное сочетание вторичных преобразований, связанных с проявлениями статических и динамических процессов. Преобразования пород, наблюдаемые в надвиговых зонах, помимо ката-генетических, вызванных прогрессивным погружением, обычно демонстрируют также изменения, относимые к наложенному катагенезу «катакластического типа» (в терминах О. В. Япаскурта [22]). Распознавание характера тектонического режима по литологическим признакам основано прежде всего на том, что зоны сжатия (реализуемые в виде надвигов и взбросов) и растяжения характеризуются различным набором вторичных преобразований пород [4—6].
В последние годы в связи с истощением фонда традиционных структур все больший интерес вызывают районы сложного геологического строения, в том числе склад-
чато-надвиговые. В Печорском нефтегазоносном бассейне одним из такого рода объектов является гряда Чернышева. Выявление связанных с процессами растяжения зон повышенной проницаемости на закрытых территориях является одним из важнейших вопросов при поисках и разведке месторождений углеводородов. Существенную помощь при его решении могут дать исследования, направленные на выявление диагностических признаков, позволяющих прогнозировать и оценивать характер и интенсивность тектонических процессов.
Литологические признаки тектонических преобразований, отмечаемые в толщах верхнего ордовика — нижнего девона центральной части гряды Чернышева, были рассмотрены нами ранее [6—8]. В данной статье обсуждаются возможности использования результатов электронного парамагнитного резонанса (ЭПР).
Геологическая характеристика
Гряда Чернышева находится на востоке Тимано-Пе-чорской плиты и разделяет Печорскую синеклизу и Пре-
дуральский краевой прогиб (рис. 1). Современные сейсмические данные позволяют рассматривать эту структуру как фронт крупной тектонической пластины, срыв в основании которой проходит по ордовикским соленосным отложениям. У поверхности этот срыв выражен дугообразными в плане Западно-Чернышевским взбросо-надви-гом и встречно падающим Восточно-Чернышевским рет-ронадвигом [21].
Согласно представлениям К. О. Соборнова и В. Н. Данилова [15], структура поднятия Чернышева представляет сочетание крупных тектонических пластин, сформи-рованых надвигами различной вергенции и левосторонними сдвигами. Фронтальные зоны пластин интенсивно дислоцированы и формируют многообразие чешуйчато-складчатых приповерхностных структур. Описание геологического строения района содержится в работах Н. И. Тимонина, В. В. Юдина, К. О. Соборнова, В. Н. Данилова и др. [3, 15,18, 21].
лее выражены в толщах переслаивания карбонатных, сульфатных и/или глинистых пород (будинаж, микроскладчатость, перекристаллизация, доломитизация, стилолиты, трещины скола, брекчирование, кластогенез, микститы) и менее проявлены в более однородном разрезе.
Стилолитизация характерна для всего разреза, но наиболее насыщены стилолитами и сутурами карбонатные породы седъельского горизонта нижнего силура. Стилолиты мелкозубчатые, ветвящиеся, расположение швов относительно напластования пород меняется от субвертикального до горизонтального (рис. 3, А). Наклонное положение стилолитовых поверхностей является прямым доказательством воздействия на породы бокового направленного давления и характеризуют «домены сжатия зон динамического влияния разрывов» [4, с. 57]. Широко распространены также «обломочно-ком-коватые» текстуры эмбрионального и блокового будина-жа (рис. 3, Б), которые преобладают в нижнесилурийс-
Рис. 1. Обзорная геологическая карта района исследований [по: Гос. геол. карта, 1999] Fig. 1. General map of the study area [according to Gos. geol. karta RF, 1999]
Литологическая характеристика
Изучение проявления тектонических признаков проводилось по керну скважины 1-Адакская, которая вскрыла в аллохтонной части Тальбейского блока нижнедевон-ско-верхнеордовикские карбонатные отложения и верхнеордовикские брекчированные карбонатно-сульфатно-галогенные толщи (малотавротинский горизонт) (рис. 2).
На основе макро- и микроскопических исследований керна ордовикско-нижнедевонских отложений выявлено, что интенсивность проявления дислокаций демонстрирует зависимость как от вещественного состава отложений, так и от тектонического строения разреза. Дислокации бо-
ких отложениях. Обломки неокатанные, угловатые, чаще удлиненно-вытянутые. Их размеры варьируют от 9 до 2 см (в среднем 2.5 см). Направленное давление способствует образованию и брекчий трения (тектонические брекчии), локализованных преимущественно в довольно жестких породах при малом количестве пластического материала либо его полном отсутствии. Они состоят из обломков пород обычно угловатой формы, сцементированных также обломками пород и минералов значительно меньшего размера. В зонах тектонических нарушений, образованных односторонним давлением, такие породы встречаются довольно часто. Брекчирование пород отме-
Рис. 2. Литологический разрез скв. 1-Адакская Fig. 2. Log of the borehole 1-Adakskaya
чается интервалами по всему разрезу (рис. 3, В), но наиболее типично для пограничных отложений карбонатного салюкинского горизонта и соленосной пачки сульфатно-карбонатного малотавротинского горизонта верхнего ордовика. Нередко в этом же интервале наблюдаются микроскладки волочения, обычные для некомпетентных пород вблизи субпослойных срывов; катаклазиты ими-лониты, также характерные для зон дробления, особенно для зон сместителей надвигов и взбросов. В породах нижнего силура (филиппъельский горизонт) и верхнего ордовика (салюкинская свита) часто отмечаются микровзбросы (рис. 3, Г). В зонах локального растяжения, компенсирующих домены сжатия в динамическом поле разрывов [4], трещины в породах обычно заполнены мине-
ральными новообразованиями. В зонах миграции флюидов может также активно развиваться выщелачивание, формирующее каверны и каналы. Процессы окремнения развиты в породах верхнего и нижнего силура. Эти процессы выражены в виде различных мелких линзовидных стяжений.
Наиболее распространенными процессами, затрагивающими минеральный состав пород, являются процессы доломитизации и рекристаллизация. Приведенные в табл. 1 результаты анализа химического и нормативно-минерального состава образцов керна также подтверждают это наблюдение. Содержание нормативного доломита в карбонатной части пород значительно, в особенности для нижней части разреза.
Рис 3. Проявление тектонических процессов в керне скв. 1-Адакская: А — расположение стилолитов в известковом доломите, гл. 1291.5 м, филиппъельский горизонт; Б — блоковый будинаж более карбонатных прослоев, гл. 1196.6 м, седъельский горизонт; В — прослой брекчирования в филиппъельском горизонте, гл. 1292.3 м; Г — осложненная микровзбросами доломитовая
порода, гл. 1295 м, филиппъельский горизонт
Fig. 3. Tectonic processes in core from borehole 1 -Adakskaya: A—arrangement of stylolites in limy dolomite, depth 1291.5 m, Filippjel Horizon; B — boudination in carbonate layers, depth 1196.6 m, Sedjel Horizon; B — breccias pro-layer in the Filippjel Horizon, depth 1292.3 m; r — complicated by compressional faulting dolomitic deposit, depth 1295 m, Filippjel Horizon
Методы исследований
Аналитические исследования проводились в ЦКП «Геонаука» Института геологии Коми НЦ УрО РАН. Изучение карбонатных пород проводилось в шлифах под поляризационным микроскопом Полам-213М. Вещественный состав изучался при помощи химического 8-компо-нентного и рентгенофлуоресцентного анализов. Фазовая диагностика минералов осуществлялась электронно-парамагнитным резонансным и ИК-спектроскопическим методами.
ИК-спектры были получены на фурье-спектрометре ИнфраЛюм ФТ-02 М. Ф. Самотолковой. В качестве препаратов использовались прессованные таблетки КВг с навеской образца 1.2 мг. Спектры регистрировались в пределах 400—4000 см—1, для диагностики исследовался характеристический диапазон спектра в интервале 400— 2000 см1 (рис. 4).
Спектры электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) образцов пород регистрировались радиоспектрометром 8Б/Х-2547 (ЯаёюРАМ) с порошковых препаратов навеской 200 мг при комнатной температуре. Для компьютерного моделирования порошковых спектров был использован пакет Базузрш для среды программирования МаШБаЪ [27]. Необходимые для моделирования параметры спин-гамильтониана ионов Мп2+ в карбонатах были взяты из работ [11, 24, 29]. Численные характеристики распределения ионов марганца в карбонате были получены при анализе высокополевого СТС-компонента с мак-
симальным разрешением линий парциальных спектров по модифицированной методике [23, 27]. Было принято, что относительная концентрация ионов марганца в различных структурных позициях кальцита и доломита пропорциональна интегральной интенсивности (АСа-Ш, АМё-Ш, АСа-С1с), определенной в виде произведения амплитуды (I) соответствующей аналитической линии в форме производной на квадрат ширины (ДВрр) по точкам экстремумов:
^а-Б^ ^в-Б!^ АСа-С1с = 1ДВрр2. Различие вкладов данных
величин в полную интегральную интенсивность парциальных порошковых спектров ЭПР учитывалось дополнительными весовыми коэффициентами. Ранее было установлено [23, 24], что отношение концентраций Мп2+в Мв- и Са- позициях может быть определено как Мв/Саш = = (15'АМв-Ш)/АМв-Ш. Относительная представительность величин А
^Ca-Clc И AMg-Dlt
в полный спектр ЭПР Мп2+ нами получена по серии расчетных спектров Мп2+Са-С1с и Мп2+Мё-Ш с различной шириной индивидуальных линий и составила 7/15. Общая концентрация (СМп2+) ионов Мп2+ в решетке карбонатов отнесена к полной навеске образца, пропорциональна сумме: $Мп2+ = 15'АМё-Ш +
+ АМв-Бк + 7'АСа-С1с'
Определение абсолютных значений концентрации электронно-дырочных центров производилось методом сопоставления значений двойного интегрирования их линий с аналогичным значением в эталоне концентрации спинов. В качестве последнего использовался стандартный образец ДФПГ Д479 с количеством спинов 2* 1018.
Таблица 1. Химический и фазовый состав пород по данным химического анализа и ИК-спектроскопии Table 1. Chemical and phase composition of the rocks according to chemical analysis and IR-spectroscopy
Интервал глубин, M
Образец, №
РФА, химический анализ, вес. % / ХРА, chemical analysis, weight Î
Depth range, m sample, JNo. Si02 Ti02 A1A Fe203 MnO MgO CaO Na20 K20 PA П.П.П co2 %Carb %Dlt %Carb %Dlt Др. фазы
Sjgj. Интенсивность дислокаций незначительна Disclocation intensity is low
901-907.5 1 H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. 43.98 96 63 -100 100 сл. Qtz
4-Si -«- -«- -«- —«— -«- —«— —«— —«— —«— —«— —«— -100 Н.об —«—
2 0.97 0.01 0.31 0.27 <0.01 8.9 44.86 <0.1 0.12 <0.01 44.56 44.45 99 35 -100 50 —«—
4 H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. 3100 0 -100 Н.об
945-950 5 10.33 0.07 2.7 0.85 <0.01 13.16 31.17 <0.1 1.02 0.03 40.67 39.77 84 62 80 75 Qtz, 111
6 18.16 0.14 5.2 1.26 <0.01 11.77 25.43 <0.1 1.81 0.03 36.21 34.76 71 66 70 86 —«—
1014.3-1019.5 Sjsd. Интенсивность тектонических дислокаций более выражена и возрастает к подошве толщи Dislocation intensity is more expressed and increasing toward the foot
7 7.14 0.06 1.71 0.67 <0.01 12.44 35.64 <0.1 0.64 0.02 41.67 40.92 90 54 90 72 Qtz, 111
8 2.93 0.03 0.68 0.65 <0.01 8.15 43.95 <0.1 0.26 <0.01 43.35 42.58 96 33 90 56 —«—
1085.9-1092 9 0.68 0.01 0.31 0.23 <0.01 17.22 35.8 <0.1 0.08 <0.01 45.67 45.26 100 67 95 79 —«—
1193-1199 10 H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. 45.79 96 96 -100 100 сл. Qtz
40-Si —«— —«— —«— —«— —«— -«- —«— —«— -«- —«— —«— H.o. 338 100 30 100 Qtz
Sfl. Интенсивность тектонических дислокаций хорошо выражена и возрастает к подошве толщи Dislocation intensity is more expressed and increasing toward the foot
1290-1295 11 3.56 0.01 1.03 0.28 <0.01 6.46 45.34 <0.1 0.59 <0.01 42.72 42.11 95 27 95 26 Qtz
12 0.28 0.01 0.22 0.16 <0.01 7.97 47.07 <0.1 0.06 <0.01 44.24 44.48 100 31 -100 40 сл. Qtz
13 1.9 0.02 0.59 0.4 <0.01 17.12 34.23 <0.1 0.19 0.02 45.53 44.97 97 69 -100 80 —«—
Sldz- Толща более «жестких», вторичных доломитов, кавернозностъ, нефтенасыщение Coarser secondary dolomites, cavernosity, oil saturation
1693-1699 214т H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. 3100 100 -100 100 Н.об.
14c <0.25 0.01 <0.25 0.12 <0.01 21.99 31.79 <0.1 0.01 0.02 46.06 46.24 100 84 -100 -95 —«—
OjsL Интенсивность тектонических дислокаций возрастает к подошве толщи, сдвиговые процессы Dislocation intensity is more expressed and increasing toward the foot, fault process
1894.8-1900.1 15 H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. H.o. 321 100 Н.об. 100 Anh
16 —«— —«— —«— —«— —«— —«— —«— -«- -«- —«— -«- 7.17 17 100 6 100 —«—
03mt. Интенсивно тектонически преобразованная пластичная толща Intensely altered tectonically plastic strata
2340 17 H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | H.o. | 314 \ 100 2 100 Anh
ИКС / 1RS
%Carb — суммарное весовое содержание в образцах кальцита и доломита по данным химических определений и ИКС; %Dlt — доля доломита в карбонатной части пород; 1 — образец окремненной карбонатной породы; 2 — темный и светлый участки пробы карбоната обр. 14; 3 — дополнено значением из уравнения регрессии с %Carb ИКС; Qtz — кварц, 111 — иллит, глинистые минералы, Anh — ангидрид. Н.об. — не обнаружено, Н.о. — не определялось.
%Carb — total weight content of calcite and dolomite according to chemical analysis and IRS; %Dlt — dolomite share in carbonate part of the rocks: 1 — sample of silicified carbonate rocks; 2 — dark and light areas of carbonate sample 14; 3 — complemented with value from regression equation with %Carb, IRS; Qtz — quartz, 111 — illite, clay minerals, Anh — anhydrite, Н.об. — not found,
Ы H.o — not determined. Ы
Рис. 4. Спектры ИК-поглощения некоторых образцов силурийских карбонатных (№ 1, 2, 6) и ордовикских сульфатно-карбонатных (№ 16) пород из разреза скважины 1-Адакская. В нижней части приведены эталонные ИК-спектры доломита (Dlt), кальцита (Clc), кварца (Qtz), иллита (1ll) и ангидрида (Anh). Выделены интенсивные полосы валентных колебаний карбонатной, силикатной и сульфатной группировок
Fig. 4. IR absorption spectra of some samples of Silurian carbonate (No. 1, 2, 6) and Ordovician sulfate carbonate (No. 16) rocks from borehole 1-Adakskaya. Reference dolomite (Dlt), calcite (Clc), quartz (Qtz), illite (Ill) and anhydrite (Anh) IR spectra are shown in the lower part. Intense bands of valence vibrations of carbonate, silicate and sulfate groups are emphasized
Результаты
Спектры ИК-поглощения образцов из карбонатных пород верхнего и нижнего силура содержат интенсивную широкую полосу поглощения с максимумом вблизи 1430 см-1, относящуюся к валентным колебаниям карбонатной группировки, и интенсивные узкие линии их деформационных колебаний в диапазонах 700—740 и 850— 900 см-1. По положению и форме последних производится диагностика карбонатной фазы. В исследуемых образцах карбонат представлен доломитом и кальцитом (табл. 1). В спектрах образцов № 5—9 присутствует также интенсивная широкая полоса в области 950—1200 см-1 и низкочастотные полосы 400—550 см-1, которые могут быть отнесены к валентным группам SiO4 и решеточным колебаниям глинистых минералов. В ИК-спектрах большей части образцов данной части разреза также зарегистрированы следы характерных полос поглощения кварца (696, 780, 799, 1090, 1168 см-1). ИК-спектры образцов пород верхнего ордовика состоят из полос поглощения ангидрита с небольшой примесью полос поглощения доломита.
Для количественной оценки содержания в пробах карбонатной части использована интегральная интенсивность полосы 1430 см-1 валентных колебаний карбонатной группировки в исследуемых образцах и в чистых эталонах кальцита и доломита. Для определения относительных вкладов кальцитовой и доломитовой компонент использована интегральная интенсивность низкочастотной линии деформационных колебаний С03- -групп. Для смесей данных карбонатных фаз соответствующие линии почти не перекрываются (кальцит — 713, доломит — 729 см-1 при полуширине около 9 см-1). Результаты определений представлены в табл. 1. Полученные ИК-методом содержания в пробах карбоната доли доломитового минала хорошо коррелируются с расчетным нормативно-минеральным составом проб по данным химического анализа (коэффициенты корреляции 0.99 и 0.95 при п = 13 и 11 соответственно). В области низких значений оцененные по ИК-спектрам содержания карбонатов (кальцита и доломита) дают несколько заниженные, а для доли доломита — завышенные величины по сравнению с расчетным нормативно-минеральным составом пород (табл. 1).
В спектрах ЭПР всех проб зарегистрирован интенсивный сигнал от ионов Мп2+ с характерной секстетной сверхтонкой структурой (СТС) (рис. 5). Спектры ЭПР пород преимущественно карбонатного состава (обр. 1— 14, силур) представляют собой суперпозицию парциальных спектров от ионов Мп2+, локализованных в структуре доломита и кальцита. При этом спектр Мп2+ в решетке кальцита происходит от ионов одного типа — изоморфно замещающих кальций, а в решетке доломита — от ионов марганца в позициях Мв (расщепленные линии СТС) и в позициях Са (узкие нерасщепленные компоненты СТС). В спектрах ЭПР пород верхнего ордовика (обр. 15—17), представленных, по данным ИК-спектрометрии, ангидритом с небольшой примесью доломита, были зарегистрированы чисто «доломитовые» спектры ионов Мп2+. Данная интерпретация подтверждена расчетными спектрами ЭПР Мп2+, также вынесенными на рис. 5.
Значения содержаний примесного марганца, по данным ЭПР, непосредственно в карбонатной части породы (СМп2+), полученные пересчетом на содержание карбоната (%СагЬ в табл. 1) — $Мп2+ • %СагЬ/100 — приведены в табл. 2. Суммарная концентрация Мп2+ в решетке карбонатов варьирует в пределах одного порядка от 1.4 до 14 у. е. При значительных вариациях суммарная концентрация марганца в карбонате постепенно снижается от максимального значения в породах гердъюского горизонта верхнего силура до минимальных значений в джагалском горизонте нижнего силура. Аналогичный спад зафиксирован также для карбонатов ордовикских горизонтов. От более молодых отложений к более древним в карбонатных породах повышается доля ионов марганца в решетке доломита, что соответствует повышению степени доломитизации пород, то есть доле этого минерала в карбонатной фазе породы. Наиболее высокие значения соотношения концентрации марганца в магниевых и кальциевых позициях доломита характерны для пород верхних горизонтов нижнего силура.
В центральной части полученных спектров ЭПР (рис. 5) присутствуют дополнительные линии, связанные со свободными радикалами или электронно-дырочными центрами в решетках различных минеральных фаз образцов пород. В спектрах ЭПР всех проб карбонатных пород
Рис. 5. Спектры ЭПР ионов Mn2+ в решетке карбонатов из образцов № 16, 13 и 11 с различной заселенностью Ca- и Mg-пози-ций доломита и Ca-позиций кальцита, а также соответствующие им расчетные спектры (Mn2+Ca-Dlt, Mn2+Mg-Dlt и Mn2+Ca-Clc). ACa-Dit, AMg-Dit и ACa-Clc — линии, использованные для определения относительных концентраций ионов. В центральной части спектров подсвечены линии электронно -дырочных центров (ЭДЦ). Слева даны значения коэффициентов усиления сигнала. Мощность СВЧ — 7 мВт, амплитуда ВЧ-модуляции — 0.05 мТ
Fig. 5. EPR spectra of Mn2+ ions in the carbonate lattice from samples No. 16, 13 and 11 with a different population of Ca and Mg-positions of dolomite and Ca-position of calcite, as well as their corresponding
calculated spectra ^^a-Dlr Mn2+Mg-Dl^ Mn2+Ca-Clc). ^a-Dl^
Ащ-тиА^^ — lines used to determine relative concentrations of ions. In the central part of spectra the lines of electron-hole centers (EHC) are emphasized. On the left the values of signal gain are given. Microwave power — 7 mW, amplitude of HF modulation 0.05 mT
Таблица 2. Концентрации парамагнитных центров в карбонатной части пород Table 2. Concentration of the paramagnetic centers in the carbonate rocks
Возраст Age Образец, № Sample, No. Mn2+ ЭДЦ, 1016 сп/г / EHS, 1016 sp/g
C, y.e. %MnDI[ Mg/CaDI[ so2- S03- p * Ст*
S2gj 1 14 98 79 4.6 0.4 2.5 4.1
1-Si 4.9 Н.об. — 1.4 1.8 Н.об. 4.0
2 8.4 75 73 1.4 0.5 0.7 3.4
4 5.6 Н.об. — 1.1 2.7 Н.об. 5.0
5 13 96 45 3.2 0.5 4.4 7.5
6 14 93 49 2.5 0.4 1.5 2.9
Slsd 7 7.8 74 57 1.0 0.4 1.0 3.8
8 4.8 61 51 0.3 0.1 0.8 2.5
9 5.7 95 175 0.4 0.5 3.7 4.2
10 5.2 99 70 1.2 0.1 2.5 6.6
10-Si 2.1 91 92 H.o. H.o. Н.об. 8.2
SUfl 11 4.6 41 80 0.4 6.5 -«- 3.1
12 4.7 51 136 0.5 3.4 -«- 1.6
13 13 100 66 2.9 0.9 1.0 4.1
Sldz 14т 1.4 100 85 1.5 1.5 0.7 3.7
14c 1.8 100 89 0.7 0.3 0.7 1.0
03sl 15 10 100 53 Н.об. Н.об. Н.об. 3.9
16 5.2 100 26 -«- -«- -«- 3.9
03mt 17 2 100 27 -«- -«- -«- 3.6
Концентрации ЭДЦ-центров в ангидрите, 1016 сп/г Concentration of EHS of the centers in anhydride, 1016 sp/g
С0* и Ст* — концентрация углеродных радикалов в исходной породе и после ее обжига при 600 °С в течение 30 м; С — концентрация Mn2+ в решетке карбонатов; %MnDlt — доля (%) Mn2+ в доломите; Mg/CaDlt — отношение концентраций ионов Mn2+ в Mg- и Ca-позициях решетки доломита, ЭДЦ — электронно-дырочные центры. Н.об. — не обнаружено.
С0* and Ст* — concentration of carbon radicals in basic rock and after her roasting at 600 °С during 30 m; С — concentration of Mn2+ in a lattice of carbonates; %MnDlt — a share (%) of Mn2+ in dolomite; Mg/CaDlt — the relation of concentration of ions of Mn2+ in Mg-and Ca-positions of a lattice of dolomite, EHS — the electron-hole centers. Н.о — not determined.
идентифицированы линии 302- и 303- ион-радикалов, локализованных в карбонате [25]. Ширина и форма линий существенно варьирует, как правило, уширенные линии этих центров отмечаются в доломитовой фазе (рис. 6). В карбонатах чисто доломитового состава также обнаружены углеродные радикалы С0* (в = 2.0031—2.0032, ДВгг = 0.6—0.8 мТ), относящиеся к углефицированному органическому веществу растительного происхождения [10]. Спектры ЭПР в области свободных радикалов проб пород верхнего ордовика (№ 15—17) представлены линиями электронно-дырочных центров 303-, 03- и 02- в решетке ангидрита, наведенных радиацией вмещающих пород [25]. Обжиг при 340 °С образцов на воздухе в течение 30 мин полностью или частично разрушает названные электронно-дырочные центры, а при дальнейшем повышении температуры обжига до 600 °С в спектрах ЭПР появляется новая симметричная синглетная линия Ст* ло-ренцевой формы с в = 2.0028—2.0029, ДВгг = 0.18—0.25 мТ. Этот сигнал относят к углефицированному органическому веществу исходного животного происхождения. Значения концентраций названных электронно-дырочных центров и углеродных радикалов в матрице их локализации даны в табл. 2.
Обсуждение
Зарегистрированные в спектрах ЭПР линии СТС Мп2+ имеют небольшую ширину, компоненты различных структурных позиций хорошо разрешены, что характерно для морских осадочных карбонатов, сформировавшихся в спокойной геодинамической обстановке. В сравнении с ними спектры ЭПР пресноводных карбонатов сильно уширены вследствие относительно высокой концентрации в структуре минерала изоморфных примесей как самого иона марганца, так других парамагнитных ионов, особенно Бе2+ [1]. Перекристаллизация карбонатов кальция и магния приводит к росту марганцовистости новообразованного кристаллического материала, находящегося в контакте с морскими водами, так как коэффициент распределения Мп2+ в карбонатах кальция и магния относительно морской воды значительно выше 1. Действительно, данные табл. 1 и 2 показывают, что в доломитизированных известняках концентрация ионов Мп2+ в новообразованном доломите в 2— 15 раз выше, чем в оставшемся кальците.
Известно, что отношение концентраций марганца (М§/Саш) в М§- и Са-позициях доломита очень чувствительно к режиму кристаллизации/перекристаллизации доломита [1, 11, 22]. Однако использование отношения для реконструкции условий минералообразования сложно и неоднозначно вследствие совокупного влияния на величину Мв/Саш кристаллохимических, термодинамических и кинетических факторов [31]. Особенно неоднозначно влияние термодинамических факторов. Например, в работах [23, 26] приводятся прямо противоположные зависимости величины отношения М§/Саш от температуры кристаллизации метаморфического доломита. При изучении доломита из осадочных пород установлено, что сравнительно низкие значения отношения М§/Саш характерны для нестехиометричного доломита (с избыточным содержанием СаСО3), который формируется с большими скоростями роста. Напротив, высокие значения М§/Саш маркируют стехиометричность доломита и/или пониженную степень кристаллического упорядочения его решетки. Формирование такого доломита происходит с малы-
Рис. 6. Линии электронно-дырочных центров в спектрах ЭПР образцов № 1 (кальцит), 10 (доломит) и 16 (ангидрид) и после 30 мин обжига при 600 °С. Мощность СВЧ — 0.2 мВт, амплитуда ВЧ модуляции 0.05 мТ
Fig. 6. Electron-hole centers lines in EPR spectra of samples No. 1 (calcite), 10 (dolomite) and 16 (anhydride) and after 30 minutes of annealing at 600 С. Microwave power — 0.2 mW, amplitude of HF modulation 0.05 m
ми скоростями в квазиравновесных термодинамических условиях [27, 28].
Как уже отмечалось выше, изучаемые нами отложения в равной мере были подвержены как региональным, так и локальным катагенетическим изменениям. Согласно данным [3], вскрытые скважиной толщи преобразованы до стадии МК2-3, что в платформенных условиях соответствует диапазону температур их прогрева от 80 до 150 °С и глубинам погружения от 2.5 до 5 км. Локальные преобразования пород изучаемого разреза связаны в основном с воздействием давления и с метасоматическими изменениями при развитии трещин в ослабленных зонах. Следует подчеркнуть, что катагенетические преобразования такого рода не сопровождаются дополнительным температурным воздействием на породы [13, 22]. Давление и вызванные им деформации проявляются в уплотнении/разуплотнении пород в результате перекристаллизации, стилоли-тизации и других физико-химических процессов. Кинетика этих процессов определяется не столько температурой, сколько физическими свойствами деформируемых пород и неоднородностью возникающих в них напряжений.
Попытаемся проинтерпретировать наблюдаемые нами изменения величины отношения Мп2+Мё/Мп2+Са в доломитах, исходя из изложенных предпосылок о роли кинетических факторов. В изученной серии проб отношение Мп2+Мё/Мп2+Са изменяется от 26 в доломите из обломков доломит-ангидритовых пород тектонических брекчий верхнего ордовика до 175 во вторичном доломите по илово-биоморфному известняку седъельского горизонта нижнего силура (табл. 2).
Считается, что кристаллизация доломита в доломит-ангидритовых породах происходит практически синхронно с седиментацией в обстановках себхи, с высокой скоростью в открытой системе [20]. Процессы брекчирова-ния — разрушения пород — не сопровождаются перекристаллизацией доломита, в отличие от сульфатных минералов, демонстрирующих увеличение размера зерен (рис. 7, А). Таким образом, можно отметить, что хрупкие деформации жестких «некомпетентных» пород в пластичной матрице, не сопровождающиеся перекристаллизацией зерен доломита в обломках, вероятно, сохраняли неизменной величину отношения Мё/Саш. Похожую тенденцию демонстрируют также образцы, представленные доломитами известковыми, подвергавшимися доломитизации № 5—8). Все они отличаются преобладанием признаков хрупких деформаций над пластическими (рис. 7, Б) и характеризуются относительно низкими значениями М^/Саш (45—60).
На этом фоне аномально высокими значениями данной величины характеризуются пробы № 9 и 12 (табл. 2). Они близки по концентрации Мп2+-центров в карбонатах, но существенно различаются по содержанию доломита. При микроскопическом исследовании было установлено, что породы обеих проб не имеют явных признаков хрупких тектонических деформаций, но демонстрируют
признаки перекресталлизации с образованием структур рекристаллизационного бластеза (рис. 7, Ж, 3). Отметим также, что перекристаллизация (зарождение новых минеральных зерен в твердой породе) является одним из трех известных механизмов пластических деформаций горных пород и формирования стресс-тектонитов [12]. Рекристаллизация — процесс образования и роста (или только роста) структурно более совершенных зёрен поликристалла за счёт менее совершенных зёрен той же фазы. Скорость процесса зависит от состава и концентрации дефектов в кристаллах, возникших при динамической нагрузке (упрочнении), и увеличивается с повышением температуры. Особенно интенсивно она протекает в пластически деформированных материалах. Рекристаллизация устраняет структурные дефекты и переводит породу в состояние с большей термодинамической устойчивостью [12].
У большинства проанализированных образцов (№ 1, 2, 10, 11, 13, 14) величина Mg/CaDlt лежит в диапазоне значений от 70 до 90. Наряду с проявлением микротрещино-ватости многие из них отличаются признаками межзерновых и внутризерновых деформаций, выраженными механическим двойникованием и разрушением карбонатных зерен (рис. 7, В—Е). Как известно, в зависимости от условий нагружения и свойств горной среды развитие деформаций может протекать в режимах дилатансии и уплотне-
200 мкм — 500 мкм
Рис. 7. Стрессовые микростуктуры в доломитах и доломитизи-рованных известняках: А — сульфатно-глинистая порода с текстурой микстита, содержит порфирокласты и листоватые слойки микрозернистого доломита. Фото шлифа с анализатором (обр. 18); Б — перекристаллизация и укрупнение доломитовых зерен в зоне развития трещин скола в микрозернистом известняке (обр. 8); В, Г—доломитовые зерна нескольких генераций, сопряженных с тектоническим брекчированием и стилолитизацией; Г—доломитовые зерна с линиями скольжения, образующими сетку — результат сдвиговых деформаций (обр. 11); Д—доломитовые зерна, демонстрируют двойникование по механизму межплоскостного скольжения (обр. 13); Е — зерна доломита, сформированные в результате разрушения и грануляции карбонатизирован-ных водорослевых талломов при пластических деформациях (обр. 14); Ж, 3 — перекристаллизация с образованием структур рекристаллизационного бластеза. Структуры возникают локально между зонами развития межзернового скольжения — кливажа и стилолитизации (Ж — обр.9; 3 — обр.12)
Fig.7. Stress microstructures in dolomites and dolomitic limestones: A — sulfate-argillaceous rocks with mixtite texture contain porphyroclasts and foliated layers of micrograined dolomite. Photo of thin section with analyzer (sample 18); Б — recrystallization and consolidation of dolomite grains in the cleavage zone in micrograined limestone (sample 8); В, Г — dolomite grains of several generations associated with tectonic brecciation and stylolization; Г — dolomite grains with glide lines forming a grid — result of shear deformations (sample 11); Д — dolomite grains show twinning according to interplane gliding mechanism (sample 13); E — dolomite grains formed due to destruction and granulation of carbonated algal thallomes during plastic deformations (sample 14); Ж, 3 — recrystallization with formation of recrystallization blastasy structures. The structures occur locally between the zones of intergranular gliding — cleavage and stylolization (Ж — sample 9; 3 — sample 12)
ния. В условиях сдвиговой деформации происходит не только упрочнение, но и дилатансия, рассеянное накопление микротрещин [9]. Лавинному развитию процесса предшествует накопление и укрупнение дефектов пластичных деформаций, а разрушение происходит в основном по межзерновым границам [9, 16]. Можно полагать, что скорость кристаллизации минералов в образованных трещинных полостях значительно превосходит скорость процесса рекристаллизации, так как свободная кристаллизация в водной или газовой фазе всегда происходит с большими скоростями, чем кристаллизация/перекристаллизация по интерстициям в твердой фазе [19]. Вероятно, усредненные значения отношения Мв/Саш данной группы отражают суммарный эффект различных преобразований, прежде всего связанных с уплотнением и разуплотнением.
Появление ион-радикалов 802- и 803- в решетке карбонатов связано с ионизацией под действием природной радиации захваченных минералом из раствора восстановленных форм сульфата, поэтому соотношение их концентраций фиксирует окислительно-восстановительные параметры кристаллизации/перекристаллизации карбонатов [10]. В изученном разрезе обращает на себя внимание неравномерное распределение сульфатных ион-радикалов в зависимости от состава карбоната. Пробы преимущественно кальцитового состава (№ 1-81, 4, 11, 12) отличаются преобладанием радикала 803- над радикалом 802-, в остальных преимущественно доломитовых пробах это соотношение обратно. Характерно также, что пробы с преобладанием радикала 802- отобраны из пород с существенным вкладом микробиального компонента и диагенети-ческой доломитизацией.
Заключение
Изученные отложения познеордовикского и силурийского возраста наряду с условиями регионального прогрессивного литогенеза испытывали вторичные преобразования, связанные со стрессовым воздействием тектонических деформаций и активизацией эпигенетических-метасоматических процессов. Следствием неоднородного распределения тектонических напряжений явилось неравномерное проявление стрессовых деформаций в толще породы, локально проявленное либо в их уплотнении и перекристаллизации/рекристаллизации, либо в разуплотнении (образование и подрастание микро- и макродефектов структуры за счет увеличения площадок скольжения и разрывов с ненулевым раскрытием), а также в разрушении пород (трещиноватость, брекчирование, ката-клаз, рассланцевание и пр.). Наиболее распространенными процессами, затрагивающими минеральный состав пород, являются процессы доломитизации и рекристаллизация. Суммарная концентрация Мп2+ в решетке карбонатов при значительных вариациях постепенно снижается от более молодых отложений к более древним. Одновременно в карбонатных породах повышается доля ионов марганца в решетке доломита, что соответствует повышению степени доломитизации пород. Наиболее высокие значения соотношения концентрации марганца в магниевых и кальциевых позициях доломита характерны для пород верхних горизонтов нижнего силура (занимающих центральную часть толщи, ограниченной поверхностями крупных тектонических срывов).
При анализе карбонатов чисто доломитового состава
методом ЭПР наличие углеродных радикалов C0* (g = 2.0031-2.0032, ABrr = 0.6-0.8 мТ), относящихся к уг-лефицированному органическому веществу (OB) растительного происхождения, и CT* g = 2.0028 — 2.0029, ABrr = 0.18—0.25 мТ, появившегося после отжига до 600 °C и относящегося к OB животного ряда (например, бактерии), свидетельствует о низкотемпературном преобразовании породы (не выше 300 °C).
Отмечается следующая взаимосвязь между величиной отношения концентраций марганца (Mg/CaDlt) в Mg- и Ca-позициях доломита и преобладанием того или иного вида необратимых деформаций рекристаллизации, разуплотнения или хрупкого разрушения:
— хрупкие деформации жестких пород в пластичной матрице не приводят к заметной перекристаллизации зерен доломита в обломках, которые демонстрируют минимальные величины отношения Mg/CaDlt (20—26). Породы с преобладанием признаков хрупких деформаций над пластическими также характеризуются относительно низкими значениями Mg/CaDlt (45—60);
— у большинства проанализированных образцов величина Mg/CaDlt лежит в диапазоне «средних» значений — от 70 до 90. Наряду с проявлением микротрещиновато-сти многие из них отличаются в разной степени проявленными признаками дилатансионного разуплотнения (концентрация межзерновых и внутризерновых деформаций, механическое двойникование, разрушение карбонатных зерен и пр.);
— наиболее высокие значения величины отношения Mg/CaDlt демонстрируют пробы со структурой рекристал-лизационного бластеза.
Таким образом, можно отметить, что зависимость величины отношения концентраций марганца (Mg/CaDlt) в Mg- и Ca-позициях доломита от скорости кристаллизации/перекристаллизации, установленная для осадочных пород [27, 28], справедлива также и для доломитов, образованных или преобразованных в обстановках динамического стресса надвиговых зон.
Работа выполнена при частичной поддержке программы фундаментальных исследований УрО РАН«Закономерности размещения и условия формирования скопления углеводорода в осадочных толщах Тимано-Печорской нефтегазоносной провинции» (проект № 15-18-5-21).
Литература
1. Вотяков С. Л., Масленников В. В., Борисов Р. Д., Краснобаев А. А. Марганец — индикатор условий образования карбонатов на колчеданных медно-цинковых месторождениях Южного Урала (Россия) // Геология рудных месторождений. 1996. Т. 38. № 6. C. 558—569.
2. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000. Уральская серия. Лист Q-40, 41 (Воркута). Карта донеогеновых образований / Ред. О. А. Кондиайн. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 1999.
3. Данилов В. Н, Иванов В. В., Гудельман А. А., Журавлев А. В., Вишератина Н. П., Огданец Л. В., Уткина О. Л. Перспективы нефтегазоносности центральной части поднятия Чернышева по результатам геолого-разведочных работ на Адакской площади // Нефтегазовая геология. Теория и практика. 2011. Т. 6. № 2. URL: http:// www.ngtp.ru/rub/4/21_2011.pdf
4. Игнатов П. А., Новиков К. В., Бушков К. Ю., Толстое А. В. Реконструкция кинематики разломов на закрытых
территориях по данным анализа микронарушений в керне // Известия вузов. Геология и разведка. 2011. № 3. C. 55—60.
5. Казанцева Т. Т. Эволюция природных деформационных структур: От будин к нанокристаллам // Геологический сборник ИГ УНЦ РАН. 2008. № 7. С. 44—53.
6. Майдль Т. В., Даньщикова И. И. Литологические признаки тектонических деформаций карбонатных пород Адакской площади (гряда Чернышева) // Осадочные бассейны, седиментационные и постседиментационные процессы в геологической истории: Материалы VII Всероссийского литологического совещания. Новосибирск: РИЦ НГУ, 2013. Т. II. С. 205—209.
7. Майдль Т. В., Данщикова И. И. Проявление тектонических деформаций в карбонатных породах Адакской площади (гряда Чернышева) // Вестник Института геологии Коми НЦ УрО РАН. 2013. № 2. С. 7—9.
8. Майдль Т. В., Даньщикова И. И. Роль тектогенеза в формировании коллекторов нижнепалеозойских карбонатных отложений в центральной части поднятия Чернышева // Вестник ИГ Коми НЦ УрО. 2015. № 10. С. 3—10.
9. Михалюк А. В. Дилатансия и ее влияние на свойства горных пород при допредельных динамических нагрузках. Киев: Випол, 2001. Вып. 5. 102 с. (Геотехнология).
10. Муравьев Ф. А., Винокуров В. М., Галеев А. А., Булка Г. Р., Низамутдинов Н. М., Хасанова Н. М. Парамагнетизм и природа рассеянного органического вещества в пермских отложениях Татарстана // Георесурсы. 2006. Вып. 2 (19). С. 40—45.
11. Низамутдинов Н. М., Булка Г. Р., Мухутдинова Н. Г., Винокуров В. М., Хасанова Н. М., Галеев А. А. Анализ карбонатной составляющей осадочных пород методом ЭПР // Спектроскопия, кристаллохимия и реальная структура минералов и их аналогов: Сб. статей. Казань: Изд-во КГУ, 1990. С. 68—77.
12. Полухин П. И., Горелик С. С., Воронцов В. К. Физические основы пластической деформации: Учеб. пособие для вузов. М.: Металургия, 1982. 584 с.
13. Сергеева Э. И. Эпигенез осадочных пород. СПб.: СПбГУ, 2004. 152 с.
14. Симанович И. М., Тучкова И. М. Постдиагенети-ческие преобразования терригенных комплексов в складчатых и платформенных областях: сравнительный анализ // Литосфера. 2010. № 4. С. 3—17.
15. Соборнов К. О., Данилов В. Н. Строение и перспективы нефтегазоносности гряды Чернышева (Тимано-Пе-чорский бассейн) // Геология нефти и газа. 2014. № 5. С. 11—18.
16. Стефанов Ю. П. Режимы дилатансии и уплотнения развития деформации в зонах локализованного сдвига // Физическая мезомеханика. 2010. Т. 13. Спецвыпуск. С. 44—52.
17. Тевелев А. В. Тектониты и меланжи: Лекции по структурной геологии. URL: http://wiki.web.ru/images/5/ 54/Structural_Geology_13.pdf.
18. Тимонин Н. И. Тектоника гряды Чернышева. Л.: Наука, 1975. 130 с.
19. Чернов А. А., Гиваргизов Е. И., Багдасаров Х. С., Де-мьянец Л. Н., Кузнецова В. А., Лобачов А. Н. Современная кристаллография: В 4 т. Т. 3. Образование кристаллов. М.: Наука, 1980. 408 с.
20. Шрейбер Б. Ш. Побережья аридных зон и эвапо-риты. Обстановки осадконакопления и фации / Под ред. X. Рединга. М.: Мир, Т. 2. 1990. С. 232—280.
21. Юдин В. В. Орогенез севера Урала и Пай-Хоя. Екатеринбург: УИФ Наука, 1994. 285 с.
22. Япаскурт О. В. Аспекты теории постседиментаци-онного литогенеза // Литосфера. 2005. № 3. С. 3—30.
23. Angus J. G., Beveridge D, Raynor J. B. Dolomite thermometry by electron spin resonance spectroscopy // Chemical Geology. 1984. V. 43. P. 331—346.
24. Bulka G. R, Nizamutdinov N. M, Mukhutdinova N. G., Khasanova N. M, Galeev A. A., Vinokurov V. M. EPR probes in sedimentary rocks: the features of Mn2+ and free radicals distribution in the Permian formation in Tatarstan // Appl. Magn. Reson. 1991. V. 2. P. 107—115.
25. Ikeya M. New applications of electron spin resonance: dating, dosimetry and microscopy / copy ed. by M. R. Zimmerman, N. Whitehead. Singapore; River Edge: World Scientific, 1993. 500 p.
26. Lloyd R. V., Lumsdem D. N. Relationship between paleotemperatures of metamorphic dolomites and ESD determined Mn(II) partitional rations // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1985. V. 49. P. 2565—2568.
27. Lumsdem D. N, Lloyd R. V. Mn(II) portioning between calcium and magnesium sites in studies of dolomite origin // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1984. V. 48. P. 1861—1865.
28. Lumsdem D. N, Shipe L. G, Lloyd R. V. Mineralogy and Mn geochemistry of laboratory-synthesized dolomite // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1989. V. 53. P. 2325—2329.
29. SchindlerP., Chose S. Electron Paramagnetic resonance of Mn2+ in dolomite and magnesite, and Mn2+ distribution in dolomites // The American Mineralogist. 1970. V. 55. P. 1889— 1896.
30. StollS, SchweigerA. EasySpin, a comprehensive software package for spectral simulation and analysis in EPR // J. Magn. Reson. 2006. V. 178(1). P. 42—55.
31. PrissokF, Lehman G. An EPR study od Mn2+ and Fe3+ in dolomites // Physics and Chemistry of Minerals. 1986. V. 13. P. 331—336.
References
1. Votyakov S. L., Maslennikov V. V., Borisov R. D., Krasnobaev A. A. Marganets — indicator uslovii obrasovaniya karbonatov na kolchedannyx medno-tsinkovyx mestorozhdenii Yuzhnogo Urala (Rossiya) (Manganese as an indicator of carbonate formation conditions at the massive sulfide Cu-Zn deposits in the Southern Urals (Russia)). Geologiya rudnyh mestorozhdenii. 1996, V. 38, No 6, pp. 558—569.
2. Gosudarstvennaya geologicheskaya karta Rossiiskoi Federatsii. Masshtab 1:1 000 000. Uralskaya seriya. List Q-40, 41 (Vorkuta). Karta doneogenovyx obrazovanii (State geological map of Russian Federation. Scale 1:1000000. Urals. Q-40, 41 (Vorkuta). Map ofpreneogenic structures) / Ed. О. А. Kondiain. St. Petersburg, VSEGEI, 1999.
3. Danilov V. N., Ivanov V. V., Gudelman A. A. et al. Perspektivy neftegazonosnosti tsentral'noi chasti podnyatiya Chernysheva po rezul'tatam geologorazvedochnyh rabot na Adakskoi ploschadi (Oil and Gas potential of the central part of the Chernyshev swell based on geological exploration data at the Adak area). Neftegazovaya geologiya. Teoriya i praktika. 2011, V. 6, No. 2.
4. Ignatov P. A., Novikov K. V., Bushkov K. Yu., Tolstov A. V. Rekonstruktsiya kinematiki razlomov na zakrutyx territoriyax po dannym analiza mikronarushenii v kerne (Reconstruction of fault kinematics on closed areas according to analysis of microfractures in core). Izvestiya vuzov. Geologiya i razvedka. 2011, No. 3, pp. 55—60.
5. Kazantseva T. T. Evolyutsiya prirodnyx deformatsionnyx struktur. Ot budin k nanokristallam (Evolution of natural deformational structures. From boudins to nanocrystals). Geologicheskiisbornik. Ufa, IG USC RAS, 2008, No 7, pp. 44-53.
6. Maidl T. V., Danshchikova I. I. Litologicheskie priznaki tektonicheskih deformatsii karbonatnyh porod Adakskoi ploschadi (gryada Chernysheva) (Lithological signs of tectonic deformation of carbonate rocks of Adakskaya area (Chernyshev Ridge)). Osadochnye basseiny, sedimentatsionnye i postsedimentatsionnye protsessy vgeologicheskoi istorii: conference materials. Novisibirsk, V. 2, 2013, pp. 205-209.
7. Maidl T. V., Danshchikova I. I. Proyavlenie tektonicheskix deformatsii v karbonatnyx porodax Adakskoi ploschadi (gryada Chernysheva) (Tectonic Deformations in Carbonate Rocks in Adakskaya Area (Chernyshev Ridge)). Vestnik of Institute of geology Komi SC UB RAS, 2013, No 2, pp. 7-9.
8. Maydl T. V., Danshikova I. I. Rol tektogeneza vformirovanii kollektorov nizhnepaleozoiskyekh karbonatnyekh otlozhenii v tsentral'noi chasti podnyatiya Chernysheva (Role of tectogenesis in formation or reservoirs of lower Paleozoic carbonate deposits in central part of Chernyshev ridge). Vestnik of Institute of geology Komi SC UB RAS, 2015, No. 10, pp. 3-10.
9. Mixaluyk A. V. Dilatansiya I ee vliyanie na svoistva gornyx porodpri dopredel'nyx dinamicheskix nagruzkax (Dilatancy and its influence on properties of rocks at the prelimited dynamic stresses). Geotexnologiya, Kiev, Vipol, 2001, 5, 102 pp.
10. Murav'ev F. A., Vinokurov V. M., Galeev A. A. et al. Paramagnetizm i priroda rasseyannogo organicheskogo veschestva v Permskix otlozheniyax Tatarstana. Georesursy (Paramagnetism and the nature of scattered organic substance in the Permian deposits of Tatarstan). 2006, No. 2 (19), pp. 40—45.
11. Nizamutdinov N. M., Bulka G. R., Muxutdinova N. G., Vinokurov V. M., Xasanova N. M., Galeev A. A. Analiz karbonatnoi sostalyayuschei osadochnyx porod metodom EPR (Analysis of a carbonate component of sedimentary rocks by EPR method). Spektroskopiya, kristalloximiya i real'naya struktura mineralov i ih analogov: collection of articles. Kazan, KGU, 1990, pp. 68-77.
12. Poluxin P. I., Gorelik S. S., Vorontsov V. K. Fizicheskie osnovy plasticheskoi deformatsii: Uchebnoe posobie dlya vuzov (Physical Principles of Plastic Deformation: A University Textbook). Moskow, Metallurgiya, 1982, 584 p.
13. Sergeeva E. I. Epigenez osadochnyx porod: uchebnoe posobie (Epigenesis of sedimentary rocks: A University Textbook). St. Petersburg, 2004, 152 p.
14. Simanovich I. M., Tuchkova I. M. Postdiageneticheskie preobrazovaniya terrigennyx kompleksov v skladchatyx i platformennyx oblastyax: sravnitel'nyi analiz (Postdiagenetic transformation of terrigenous complexes of folded and platform area: Comparative analysis). Litosfera, 2010, No. 4, pp. 3—17.
15. Sobornov K. O., Danilov V. N. Stroenie i perspektivy neftegazonosnosti gryady Chernysheva (Structure and prospects of oil and gas content of Chernyshev Ridge). Geologiya nefti i gaza. 2014, No. 5, pp. 12-18.
16. Stefanov Yu. P. Rezhimy dilatansii i uplotneniya razvitiya deformatsii v zonax lokalizovannogo sdviga (Modes
of dilatancy and seal deformation development in the areas of localized shear). Physical Mezomechanics. 2010, Vol. 13, Special Issue, pp. 44-52.
17. Tevelev A. V. Tektonity i melanzhi. Lektsii po strukturnoi geologii (Tectonites and melanges. Lectures on structural geology). Rezhim dostupa: http://wiki.web.ru/ images/5/54/Structural_Geology_13.pdf
18. Timonin N. I. Tektonika gryady Chernysheva (Tectonics of Chernyshev Ridge). Leningrad, Nauka, 1975, 130 p.
19. Chernov A. A., Givargizov E. I. Bagdasarov X. S. et al. Sovremennaya kristallografiya (v 4 tomax). Obrazovanie kristallov (Modern crystallography. Formation of crystals). M.: Nauka, V. 3, 1980. 408 p.
20. Shreiber B. Sh. Poberezh'ya aridnyx zon i evapority. Obstanovki osadkonakopleniya i fatsii (Coasts of arid zone and evaporites. Depositinal of environment and facies) / Pod. red. X. Redinga. Moskow: Mir, V. 2. 1990. pp. 232-280.
21. Yudin V. V. Orogenez severa Urala i Pai-Hoya (Orogenesis of Northern Urals and Pay-Khoy). Ekaterinburg, Nauka, 1994, 285 pp.
22. Yapaskurt O. V. Aspekty teorii postsedimentatsionnogo litogeneza (Aspects of the postsedimentary lithogenesis theory). Litosfera. 2005, No 3, pp. 3-30.
23. Angus J. G., Beveridge D., Raynor J. B. Dolomite thermometry by electron spin resonance spectroscopy // Chemical Geology. 1984. V. 43. pp. 331-346.
24. Bulka G. R., Nizamutdinov N. M., Mukhutdinova N. G., Khasanova N. M., Galeev A. A., Vinokurov V. M. EPR probes in sedimentary rocks: the features ofMn2+ and free radicals distribution in the Permian formation in Tatarstan // Appl. Magn. Reson. 1991. V. 2. pp. 107-115.
25. Ikeya M. New applications of electron spin resonance: dating, dosimetry and microscopy / copy ed. by M.R.Zimmerman, N.Whitehead. Singapore; River Edge: World Scientific, 1993. 500 p.
26. Lloyd R. V., Lumsdem D. N. Relationship between paleotemperatures of metamorphic dolomites andESD determined Mn(II) partitional rations // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1985. V. 49. pp. 2565-2568.
27. Lumsdem D. N., Lloyd R. V. Mn(II)portioning between calcium and magnesium sites in studies of dolomite origin // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1984. V. 48. pp. 1861-1865.
28. Lumsdem D. N., L. G. Shipe, Lloyd R. V. Mineralogy and Mn geochemistry of laboratory-synthesized dolomite // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1989. V. 53. pp. 23252329.
29. Schindler P., Chose S. Electron Paramagnetic resonance of Mn2+ in dolomite and magnesite, and Mn2+ distribution in dolomites // The American Mineralogist. 1970. V. 55. pp. 18891896.
30. Stoll S., Schweiger A. EasySpin, a comprehensive software package for spectral simulation and analysis in EPR // J. Magn. Reson. 2006. V. 178(1). pp. 42-55.
31. Prissok F., Lehman G. An EPR study od Mn2+ and Fe3+ in dolomites// Physics and Chemistry of Minerals. 1986. V. 13. pp. 331-336.
