CC BY
1
УДК 552.52:551.72(571.51) Научная статья
ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ГЛИНИСТЫХ МИНЕРАЛОВ В ДОКЕМБРИЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЯХ КУЮМБА-ВАНАВАРСКОГО РАЙОНА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ
Н.А. Солодкова1, Д.Д. Котельников 2, А.П. Жухлистов
Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, Ленинские горы 1, Москва, 119991, Россия 2Западно-Якутский научный центр АН Республики Саха (Якутия), Мирный, 678170, Россия 3Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН, Старомонетный 35, Москва, 119017, Россия
Аннотация. Докембрийские отложения изученного района в течение геологической истории претерпели значительное (более 5000 м) погружение, испытав при этом высокое геостатическое давление и повышенную температуру, обусловливающие интенсивные постседиментационные преобразования отложений. Для выяснения процессов образования аутигенных глинистых минералов, а также для характеристики коллекторских свойств пород мы провели изучение глинистых минералов в песчано-алевритовых породах (во фракции мельче 0,001 мм) в разрезах 16 скважин методом электронографии и рентгеновской дифрактометрии. Данные электронографии сведены в единую таблицу, рентгеноструктурные результаты изображены на дифрактоме-трических кривых. Рифейские породы во всех разрезах скважин содержат гидрослюду политипной модификации 1М, с примесью гидрослюды 2МЬ обе разновидности имеют в основном низкую степень совершенства структуры. В вендских отложениях значительно увеличивается содержание гидрослюды 2М^ а степень совершенства структуры заметно повышается до хорошей в обеих разновидностях. Таким образом, распределение глинистых минералов в докембрийских отложениях снизу вверх по разрезам скважин: 1М ^ 1М + 2М( свидетельствует, что изученные породы не претерпели глубоких эпигенетических преобразований (Коссовская, Дриц [Коззоузкауа, Бг^], 1971), приводящих к ухудшению коллекторских свойств, поскольку в силь-нометаморфизованных породах вертикальное распределение глинистых минералов, по данным многочисленных исследователей, имеет следующую последовательность (снизу): 2М( ^ 1М ^ 1Мё
Ключевые слова: Сибирская платформа, докембрий, коллекторские свойства пород, электронография, рентгенография, гидрослюды
Original article
REGULARITIES OF DISTRIBUTION OF CLAY MINERALS IN PRECAMBRIAN SEDIMENTS OF THE KUYUMBA-VANAVARA REGION OF SIBERIAN PLATFORM
Nila A. Solodkova1, Dmitry D. Kotelnikov 2, Anatoly P. Zhukhlistov
'Lomonosov Moscow State University, Leninskie Gory 1, Moscow, 119991, Russia 2Western Yakut Scientific Center of the Academy of Sciences of the Republic of Sakha (Yakutia),
Mirny, 678170, Russia
3Institute of Geology of Ore Deposits, Petrography, Mineralogy and Geochemistry, Russian Academy of Sciences,
Staromonetny 35, Moscow, 119017, Russia
3
© Коллектив авторов, 2023. Ответственный за переписку автор: Солодкова Нила Алексеевна, e-mail: [email protected]
Abstract. Precambrian sediments of the studied area during geological history have undergone significant (more than 5000 m) subsidence, experiencing high geostatic pressure and elevated temperature, causing intense post-sedimentary transformations of sediments. To elucidate the processes of formation of authigenic clay minerals, as well as to characterize the reservoir properties of rocks, we studied clay minerals in sandy-silty rocks (in the fraction finer than 0.001 mm) in sections of 16 wells using electron diffraction and x-ray diffractometry. The electron diffraction data are summarized in a single table, and the X-ray structural results are depicted on diffractometric curves. Riphean rocks in all well sections contain hydromica of the 1M polytype modification, with an admixture of 2Mj hydromica; both varieties have a generally low degree of structural perfection. In Vendian deposits, the content of hydromica 2Mj increases significantly, and the degree of structural perfection noticeably increases to good in both varieties. Thus, the distribution of clay minerals in Precambrian sediments from bottom to top along well sections: 1M ^ 1M + 2Mj indicates that the studied rocks did not undergo deep epigenetic transformations (Kossovskaya, Drits, 1971), leading to a deterioration in reservoir properties, since in highly metamorphosed rocks the vertical distribution of clay minerals according to numerous researchers has the following sequence: 2Mj ^ 1M ^ 1Md.
Key words: Siberian Platform, Precambrian, reservoir properties of rocks, electron diffraction, radiography, hydromicas
Литолого-стратиграфическая характеристика докембрийских отложений
Докембрийские отложения Сибирской платформы залегают на выветрелой и частично размытой поверхности фундамента, сложенного одним из древнейших комплексов кристаллических и метаморфических пород (Гришин ^пбЫп], 1977; Хаин [КИат], 1979). Особенностью указанных отложений является их непосредственная связь с материалом первичных источников сноса, представленных элювием кислых и основных пород. Накапливающийся материал испытал в этом случае, в отличие от более молодых палео- и особенно мезозойско-кайнозойских отложений, в основном лишь однократное переотложение. Это позволяет, в частности, более четко оценивать преемственность ассоциаций аллотигенных глинистых минералов в докембрийских отложениях в той или иной степени первичных, гипергенно измененных пород в областях их размыва.
С другой стороны, в процессе геологической истории докембрийские отложения претерпели значительные (более 5000 м) погружения. Связанные с ними высокое геостатическое давление и особенно повышенная температура обусловили интенсивное постседиментационное преобразование рассматриваемых отложений, вплоть до стадии позднего катагенеза (Мазор и др. [Магог й а1.], 1980; Мельников [Ме1шкоу], 1982). Благодаря этому в рассматриваемых отложениях, в зависимости от гидрогеохимических условий осадконакопления и степени их сохранения или изменения на последующих стадиях существования, аллотигенные глинистые минералы во всех
литологических типах отложений, в соответствии с термобарическими параметрами среды, подвергались последовательной аградации, а в песчано-алевритовых и трещинных разностях отложений возникали, кроме того, различные аутигенные минералы (Саркисян, Котельников [ВагЫзуап, Ко1еБшкоу], 1971, 1980; Котельников, Конюхов [Ко1е1шкоу, КопуикИоу], 1986; Котельников, Зин-чук [Ко1е1шкоу, 7тсИик], 2008).
Наличие аллотигенных глинистых минералов в породах, вскрытых скважинами, не достигшими фундамента, имеет большое значение для петрохи-мической характеристики близлежащих источников сноса и дает возможность проводить их корреляцию, а также для характеристики экранирующих и коллекторских свойств пород в связи с битумо-образованием.
Рифейско-вендские образования в пределах изученной территории, включающей Куюмбинскую (К), Енгидинскую (Енг), Юрубченскую (Юр), Вэ-дрэшевскую (Вдр), Мадринскую (Мдр) и Терскую (Трс) поисковые площади Байкитской антеклизы и Ванаварскую (Вн), Собинскую (Сб) и Верхнедже-линдуконскую (Вдж) поисковые площади Катанг-ской седловины, вскрыты скважинами глубокого (до 2500—4000 м) бурения. При этом некоторые из них, где мощность рифейских отложений невелика (скв. К-5, Юр-6, 9) или они вообще отсутствуют (скв. К-4, Енг-1, Юр-1), скважины достигли пород кристаллического фундамента, представленных пятнистыми серовато-розовыми гранито-гнейсами и мигматитами.
Гранито-гнейсы, вскрытые Байкитской и Енги-динской скважинами, исследователи сопоставляют с олекминским комплексом Алданского щита,
а гнейсо-граниты Куюмбинской и Юрубченской поисковых площадей имеют более молодой возраст. Породы фундамента вскрыты на глубину около 50 м.
Граница между рифейскими и вендскими отложениями проводится по геофизическим данным и результатам термолюминесцентного анализа (Со-лодкова [8о1оёкоуа], 1983) на глубинах 2150-2340 м (Байкитская антеклиза) и 2620-3230 м (Катангская седловина).
Единой стратиграфической схемы для рифей-ских отложений в районе работ нет. Исследователи пользуются местными толщами (Кочнев и др. [КоеИпеу й а1.], 2007; Краевский [КгаеуБку], 2007; Хераскова и др. [КИегекоуа е! а1.], 2009; Хабаров, Вараксина [КИаЬагоу, УагаЫпа], 2011 и др.).
Рифейские отложения представлены доломитами, аргиллитами, алевролитами, реже известняками и мергелями, иногда часто между собой переслаивающимися, с редкими прослоями песчаников. Доломиты в разрезах, как правило, преобладают.
Доломиты преимущественно серых тонов - от светло- до темно- и коричневато-серых, реже зеленые, мелко-, тонкокристаллические до средне-кристаллических, плотные, трещиноватые, иногда с примесью терригенного материала, со стилоли-товыми швами, неяснослоистые, участками тонкоплитчатые с тончайшими пропластками серых и серовато-зеленых аргиллитов и зеленых алевролитов. В некоторых разрезах (скв. К-1, 2, 9) доломиты своеобразно перекристаллизованы. В них отмечаются многочисленные прожилки, линзы и гнезда, выполненные доломитом и ангидритом, иногда халцедоном. Участками (скв. К-5, Вн-1) доломиты слабо мраморизованы и окварцованы.
Аргиллиты темно-серые, темно-зеленые, реже темно-красные, плотные, тонкоплитчатые. Иногда они карбонатизированы и с большим количеством мелких кристаллов пирита, с редкими прослоями зеленовато-еерых доломитов.
Алевролиты от светло- до темно-еерых, красновато-коричневые, светло- и темно-зеленые, массивные, реже плитчатые и неясноплитчатые, кварцево-полевошпатовые, полимиктовые, часто глинистые до сильно глинистых, карбонатные.
Мощность вскрытых скважинами рифей-ских отложений колеблется в широких пределах: от 45-60 до 550-630 и более (1060-1780) метров.
Вендские отложения почти на всей рассматриваемой территории залегают с размывом на вы-ветрелых породах рифея, а в западной части Бай-китской антеклизы (скв. К-4, Енг-1, Юр-1) — на породах фундамента. В некоторых разрезах, где рифейские и вендские отложения представлены доломитами, явного несогласия (или размыва) между ними не наблюдается.
Разрез венда подразделяется (Воробьев и др. [Vorobiev et al.], 1982; Мельников [Melnikov], 1982; Жуковин и др. [Zhukovin et al.], 1983; Краевский и др. [Kraevsky et al.], 1996; Гутина и др. [Gutina et al.], 2001 и др.) снизу вверх на ванаварскую (Vvn), оско-бинскую (Vos), катангскую (Vktg), собинскую (Vsb) и тэтэрскую (Vttr) свиты.
Стратиграфическое положение тэтэрской свиты определилось не сразу. Она была выделена В.Н. Воробьевым и др. [Vorobiev et al.] (1982) в верхней части разреза венда в районе Чадобецкого поднятия. В последующие годы, после получения дополнительных данных (Решения Всесоюзного [Krasnov et al.]..., 1983; Решения четвертого [Melnikov et al.]..., 1989), многие исследователи стали выделять (в разных объемах) в верхней части венда тэтэрскую свиту на всей территории Сибирской платформы.
Ванаварская свита (наиболее полный ее разрез вскрыт скв. Вн-1) в нижней части сложена красноц-ветными мелко-, среднезернистыми часто кварцевыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами, в основании с прослоем гравелита, содержащего обломки рифейских и метаморфических пород. К этой части разреза приурочены прослои пестро-окрашенных тонкоплитчатых доломитов с примазками ярко-зеленого аргиллита и гнездами розового ангидрита. Выше залегают крупнозернистые песчаники ^a^oro цвета с дресвой и щебенкой доломитов из нижележащих слоев и линзовидными прослоями зеленых аргиллитов. Завершается разрез свиты переслаивающимися пестроцветными алевролитами, аргиллитами и кварцевыми слабо сцементированными песчаниками, которые преобладают в верхней части разреза.
Мощность ванаварской свиты в центральной части Катангской седловины составляет 112 м. В других разрезах (у восточного края седловины и в пределах Байкитской антеклизы) ее мощность очень изменчива: от 20—50 до 80—100 м. Однако литологические особенности сохраняются и дают основания сопоставлять отдельные разрезы.
Оскобинская, катангская и собинская свиты (суммарная мощность около 350 м) очень близки и представлены в основном тонкокристаллическими сероцветными глинистыми доломитами с коричневатым оттенком, с прослоями и линзами розовых ангидритодоломитов, иногда переходящих в чистые ангидриты. Ангидритодоломиты часто брекчированы, что очень характерно для оскобин-ской свиты. В нижней части разреза отмечаются прослои сероцветных кварцевых и полимиктовых песчаников, которые кверху сменяются аргиллитами и мергелями.
Тэтэрская свита (мощность 40—70 м) является переходной от собинской к усольской свите нижнего кембрия и сложена доломитами и ангидри-
тистыми доломитами. Здесь появляются прослои каменной соли, по которым проводится подошва усольской свиты на глубинах от 1920 до 2760 м.
Глинистые минералы
Основываясь на ранее разработанной нами схеме накопления аллотигенных и образования аутигенных глинистых минералов, а также их изменения по мере погружения содержащих их отложений в стратисферу, мы изучили глинистые минералы в рифейско-вендской толще в зависимости от структурно-тектонических условий залегания ее на юге Сибирской платформы.
Исследование глинистых минералов терриген-ных пород проводилось методами электронографии в лаборатории Б.Б. Звягина (ИГЕМ РАН), г. Москва, и рентгеновской дифрактометрии в лаборатории минералогических исследований ПНИИИС, г. Ставрополь.
Проанализированы алевро-глинистые породы (во фракции мельче 0,001 мм) из разрезов 16 скважин, расположенных в пределах изученного района (рис. 1). Данные электронографии сведены в единую таблицу, рентгеноструктурные результаты изображены на дифрактометрических кривых (взят наиболее полный разрез Ванаварской скв. 1) и использованы при характеристике условий накопления и постседиментационного преобразования глинистых минералов.
По данным электронографии (таблица), рифей-ские породы во всех разрезах скважин содержат гидрослюду мусковитового типа, которая характеризуется политипной модификацией 1М, со степенью совершенства структуры от средней и низкой, чередующимися между собой, с преобладанием низкой, иногда очень низкой (скв. К-12), до пло-хоупорядоченной (скв. Вдр-1) и очень разупорядо-ченной (скв. Мдр-156).
В некоторых разрезах (таблица), в значительно меньшем количестве (в виде примеси), с гидрослюдой 1М ассоциирует гидрослюда также муско-витового типа политипной модификации 2М1, с такой же низкой степенью совершенства структуры. Эпизодически (скв. Юр-17, Вдр-1) встречается ассоциация гидрослюды с хлоритом (1М >> хл >> 2МЬ 1М + хл).
В качестве минералов-примесей присутствуют гематит, кварц, кальцит, реже — хлорит.
Вендские отложения, начиная с ванаварской свиты и вверх по разрезу до собинской (тэтэрская свита не охарактеризована образцами), имеют иной минеральный состав (таблица), чем подстилающие их рифейские породы. В них, наряду с постоянным присутствием гидрослюды 1М, значительно увеличивается до равного или даже до преобладающего количества содержание политипа
2М1, при этом заметно повышается степень совершенства структуры обеих разновидностей слюд в основном до хорошей и средней. Однако в скважинах 104 Юрубченской и 156 Мадринской площадей гидрослюды 1М и 2М1, как и в рифейских породах, плохо упорядочены или очень разупорядочены.
В составе вендских пород в значительном количестве присутствует хлорит, как в примеси, так и в ассоциации с гидрослюдой 2М1, и имеет здесь различную природу: железисто-магнезиальный хлорит, хлорит из пакетов о и алюминий-хлорит.
Железисто-магнезиальный хлорит (хл) типа: Fe-, ^е-М£)-, М£ (Котельников, Конюхов
[Ко1е1шкоу, КопуикИоу], 1986) обнаружен в основном в примеси, реже в ассоциации с гидрослюдой 2М: (скв. К-15, Юр-104), и имеет значения величин параметра Ь 9,20—9,25 А.
Хлорит из пакетов о (хл-о), обедненный Fe2+ (Звягин, Мищенко [2ууа§т, М18ИсИепко], 1965), и алюминий-хлорит (А1-хл), обедненный М£ и обогащенный А1 (Котельников, Конюхов [Ко1е1шкоу, КопуикИоу], 1986), имеют более низкие, чем у Fe-М£-хлорита, значения параметра Ь (9,17—9,19 А), присутствуют в скважинах К-12, Юр-6, Мдр-156 в ассоциации с гидрослюдой 2М1.
Кроме хлорита в примеси присутствуют гематит, кальцит, реже кварц.
По данным рентгеновской дифрактометрии, в темно-зеленых аргиллитах рифея (рис. 2, скв. Вн-1, обр. 911 а—в) преобладает гидрослюда (рефлексы, кратные 10 А), которая, согласно эл ектронографиче-ским исследованиям, характеризуется политипной модификацией 1М в основном со средней и низкой степенью совершенства структуры (обр. 911—909). Гидрослюда ассоциирует с монтмориллонит-гидрослюдистой смешанослойной фазой, содержащей в отдельных кристаллах от 30 до 35% разбухающих пакетов. В виде незначительной примеси в породах этой толщи присутствуют следы хлорита (рефлекс ё 002 со значением 7,09 А).
Вышележащие темно-серые алевритовые аргиллиты из низов ванаварской свиты венда, переходящие выше в темно- и ярко-зеленые однородные разности, представлены (рис. 3, обр. 906 а—в) гидрослюдой, аналогичной в самых низах по полити-пии той, которая присутствует в рифейских отложениях, а выше содержит, кроме того, небольшую примесь разновидности 2М: (скв. Вн-1, обр. 907 и 906). При этом, в отличие от нижележащих отложений, политип 1М характеризуется в этом случае резким увеличением степени совершенства структуры. С гидрослюдой ассоциирует также близкая по количественному соотношению указанных выше пакетов смешанослойная фаза. В то же время, судя по значительному сжатию кристаллической решетки гидрослюд этой части разреза, после прокаливания образцов при 600° С (рис. 3, обр. 906 в)
Рис. 1. Схема расположения скважин в изученном районе. Поисковые площади: К — Куюмбинская, Енг — Енгидинская, Юр - Юрубченская, Вдр - Вэдрэшевская, Мдр - Мадринская, Трс - Терская, Вн - Ванаварская, Сб - Собинская, Вдж - Верх-
неджелиндуконская Fig. 1. Distribution of wells in the studied area Fields: K - Kuyumbinskaya, Eng - Engidinskaya, Yur - Yurubchenskaya, Vdr - Vedreshevskaya, Mdr - Madrinskaya, Trs - Terskaya, Vn - Vanavarskaya, Sb - Sobinskaya, Vdzh - Vеrkhnedzhelindukonskaya; 1, 6, 131 - bore-hole numbers
в межслоевых промежутках структуры минерала, наряду с К, находится также №. Это связано с повышенным содержанием в породах рассматриваемой толщи КаС1, вплоть до присутствия в ней отдельных прослоев соли. В аргиллитах рассматриваемой части разреза, в отличие от рифея, присутствует существенное количество хлорита. Кроме того, четко наблюдающаяся на дифрактометриче-ских кривых асимметрия рефлекса с максимумом 3,53—3,54 А, возникающая со стороны меньших углов 0 и соответствующая значению 3,56—3,57 А (рис. 3, обр. 906 а, а^, указывает, что в зеленых аргиллитах содержится примесь каолинита. В свою очередь, начиная от глубины 3147—3149 м вверх по разрезу ванаварской и оскобинской свит в развитых здесь вначале зеленых, зеленовато-красных, темно-красных, а затем преимущественно серых аргиллитах наблюдается значительное уменьшение на дифрактограммах (рис. 3, скв. Вн-1, обр. 906 а, б) полной ширины на половине высоты (ПШПВ) 10 А рефлекса и снижение количества разбухающих пакетов в структуре, ассоциирующейся с гидрослюдой смешанослойной фазы до 25—30%. При этом, по данным электронографии, в породах, наряду с постоянным присутствием гидрос-
люды 1М, значительно увеличивается содержание разновидности 2М1 и ассоциация слюдоподобных минералов характеризуется быстрым повышением степени совершенства их структуры (скв. Вн-1, обр. 905—901), что так же, как и вышеуказанные особенности, обусловливает уменьшение ПШПВ (Омельяненко и др., 1982).
В рассматриваемой части разреза присутствует также хлорит, но в меньшем количестве, чем в подстилающих отложениях (рис. 4, скв. Вн-1, обр. 904 а, б). Породы этой части разреза в соответствии с их окраской характеризуются наличием в них (рис. 4, скв. Вн-1, обр. 904 а, б) гематита (рефлекс 2,70—2,71 А).
Условия накопления и постседиментационное преобразование глинистых минералов в докембрийских отложениях
В соответствии с литолого-фациальными условиями осадконакопления, в докембрийских отложениях выделяется ряд специфических ассоциаций глинистых минералов. Главнейшей из них, повсеместно присутствующей практически во всех разностях пород является гидрослюда с подчинен-
Результаты электронографического исследования глинистых минералов во фракции мельче 0,001 мм отложений докембрийского возраста Куюмба-Ванаварского района Results of electron diffraction study of clay minerals in the fraction finer than 0,001 mm of Precambrian sediments of the Kuyumba-Vanavara area
№ образцов Возраст пород Интервалы глубин,м .Цитологический тип породы Параметры элементарной ячейки а, Ь, с (вА)и|5(в Политипные модификации и их соотношение Степень совершенства структуры Минералы-примеси
а Ъ с Р
Куюмбинская площадь
Скважина K-l
251 Рифей, R 2388-2392 Аргиллит серовато-зеленый 9,01 Q>> 2Mj
250а Тоже 2513-2516 Аргиллит черный 9,00 1М Несовершенная
Скважина К-9
290 Рифей, R 2475-2477,6 Аргиллит зеленый 5,17 8,97 10,21 101,30 1М Плохая—средняя
288 Тоже 2641,5-2642 Аргиллит темно-зеленый 1M Несовершенная
287 Тоже 2674,8-2677 Алевролит темно-зеленый глинистый 1M Тоже
286 Тоже 2769,7-2774,7 Аргиллит темно-серый 1M Тоже
Скважина К-12
284 Собинская свита, Vsb 2068-2077 Алевролит серый карбонатный 8,99 Плохая картина с 2M1+II эллипс элекгронограммы похож на А1-хл
281 Катангская свита, Vktg Алевролит темно-красный карбонатный 5,16 8,95 20,13 95,75 2М; Средняя-хорошая Гематит, хлорит с b 9,16
278 Рифей, R Алевролит серый глинистый карбонатный 8,99 1М Очень низкая Кварц (много)
275 Тоже 2293,8-2298,8 Аргиллит буровато-красный карбонатный 5,16 8,94 20,20 95,60 2М;>> 1М Средняя низкая Гематит
273 Тоже 2322,5-2326,5 Аргиллит темно-серый карбонатный 8,98 1М» 2М[ Очень низкая
271 Тоже 2376-2379 Аргиллит серовато-зеленый карбонатный 8,98 1М Очень низкая
I §
R
£
I
й
a
tsjt
I
о
^
§
ISO g
Oo fc
№ образцов Возраст пород Интервалы глубин,м .Цитологический тип породы Параметры элементарной ячейки а, Ь, с (вА)и|5(в') Политипные модификации и их соотношение Степень совершенства структуры Минералы-примеси
а Ъ с Р
269 Тоже 2630,85-2635,85 Алевролит темно-серый карбонатный 9,17 Слабо выраженная триоктаэдрическая фаза, возможно, это биотит Кальцит
Скважина К-15
266 Катангская свита, V*«? 2168,1-2172,1 Аргиллит буровато-красный 8,97 9,19 В равных долях: плохо окристаллизованный 2М!+хл Гематит
263 Рифей, К 2199-2203,5 Аргиллит темно-красный 1М Несовершенная Гематит
261 Тоже 2203,5-2210,9 Аргиллит темно-серый 1М Несовершенная
Енгвдинская площадь
Скважина Енг-154
884 Собинская свита, 17$Ь 2214-2222 Аргиллит черный карбонатный 9,12 8,97 Сильно разупорядоченная смесь: биотит > 2М1
883 Катангская свита, V*«? 2316-2325 Аргиллит темно-красный слабопесчанистый 8,99 1М+2М1 (очень плохой) Хлорит с Ь 9,19; гематит (мало)
881 Тоже 2333-2341 Аргиллит темно-красный, слабопесчанистый 5,19 5,19 8,99 8,99 19,95 10,28 95,80 101,68 2М1 + 1М Средняя
880 Оскобинская свита, Уоэк 2333-2341 Алевролит темно-зеленый глинистый 5,20 9,01 20,19 95,49 2М;>> 1М Средняя Хлорит с Ь 9,20
878 Тоже 2357-2366 Алевролит темно-зеленый глинистый 5,19 8,99 10,25 101,70 1М > 2М1 Хорошая—средняя Гематит, хлорит с Ь 9,22
875 Тоже 2398-2406 Аргиллит темно- красный с ярко-зелеными пятнами 5,18 8,98 10,26 101,68 1М > 2М1 Хорошая Гематит, хлорит с Ь 9,20 (мало)
873 Тоже 2447-2455 Аргиллит темно-красный 5,18 8,98 10,25 101,70 1М» 2М1 Хорошая Хлорит с Ь 9,20; гематит
868 Контакт венда с кристаллическим фундаментом 2447-2455 Алевролит темно-зеленый с темно-красными пятнами 5,19 5,19 8,99 8,99 19,95 10,21 95,80 101,65 2М1 + 1М Средняя Хлорит с Ь 9,21 (мало)
§2 I
ЁЗ й
к
I £
0 §
Ко
1
н &
й
№ образцов Возраст пород Интервалы глубин,м .Цитологический тип породы Параметры элементарной ячейки а, Ь, с (вА)и|5(в') Политипные модификации и их соотношение Степень совершенства структуры Минералы-примеси
а Ъ с Р
Юрубченская площадь
Скважина Юр-6
382 Оскобинская свита, Гоэк 2179,7-2181,9 Алевролит серый глинистый 5,19 9,00 9,18 19,98 95,35 2М;+хл Средняя Кварц, гематит
380 Рифей, К 2234-2242 Аргиллит серый глинистый карбонатный 5,18 5,18 8,98 8,98 20,12 10,20 95,80 101,30 2М; + 1М Хорошая—средняя Хлорит с ¿9,20
374 Тоже 2285-2290 Аргиллит темно-красный 9,02 1Мс1 (очень плохой) Низкая Кварц (много)
371 Тоже 2290-2297 Аргиллит серовато-зеленый 5,19 9,00 10,08 101,30 1М Средняя
368 Тоже 2290-2297 Алевролит сильноглинистый 5,19 8,99 10,12 101,70 1М»2М! Хорошая Кварц
365 Контакт рифея с кристаллическим фундаментом 2290-2297 Глинисто-алевритовая грязно-зеленая масса с контакта рифея и кристаллического фундамента 5,19 9,00 10,18 101,48 1М Хорошая—средняя Кварц
Скважина Юр-17
826 Катангская свита, V*«? 2262-2268 Аргиллит темно-красный 5,20 9,01 20,10 95,80 2Mj»lM Хорошая Гематит, хлорит с й 9,21
825 Оскобинская свита, Уоэк 2275-2283 Алевролит темно-серый глинистый 5,19 9,00 20,09 95,60 2М; Низкая Хлорит с ¿9,20
822 Тоже 2316-2324 Алевролит темно-зеленый 5,19 8,99 10,25 101,70 1М Средняя Гематит, хлорит с Ь 9,25
821 Тоже 2324-2331 Алевролит темно-красный 5,18 8,97 10,31 101,90 1М Средняя Гематит
820 Рифей, К 2332-2340 Алевролит темно-коричневый 5,18 8,97 10,30 101,60 1М>> биотит Средняя Гематит
819 Тоже 2340-2346 Аргиллит темно-красный 5,19 9,00 10,27 101,90 Тройная смесь: 1М>хл>>2М! Средняя-хорошая Гематит
Скважина Юр-68
841 Оскобинская свита, Vosk 2300-2309,25 Алевролит темно-зеленовато-серый глинистый 5,19 9,00 20,09 95,60 2М; Низкая Хлорит с b 9,20 (много)
I
s
й
£
I
й
a
tsjt
I
о
^
§
bo g
H
Oo fc
№ образцов Возраст пород Интервалы глубин,м .Цитологический тип породы Параметры элементарной ячейки а, Ь, с (вА)иР(в°) Политипные модификации и их соотношение Степень совершенства структуры Минералы-примеси
а Ъ с Р
840 Тоже 2309,25-2317,1 Алевролит темно-красный песчанистый 5,19 9,00 20,03 95,70 2М;>> 1М Очень высокая Гематит, хлорит с Ь 9,21
838 Рифей, К 2324,1-2331,2 Алевролит темно-серовато-зеленый карбонатный 5,19 5,19 9,00 9,00 10,20 20,10 101,30 96,00 1М+2М! Средняя
835 Тоже 2337,7-2344,4 Аргиллит темно-красный с зелеными пятнами 5,19 8,99 10,27 101,50 1М Средняя-хорошая Кварц, гематит
834 Тоже 2337,7-2344,4 Рыхлая темно-красная глинистая масса с обломками темно-серого аргиллита 5,18 8,98 10,30 101,60 1М Средняя—низкая Гематит
Скважина Юр-100
849 Катангская свита, Укц 2165-2174 Алевролит темно-зеленый с красными пятнами, с ангидритом 5,19 5,19 8,99 8,99 10,25 20,00 101,70 95,80 1М+2М! Средняя-хорошая Гематит
847 Оскобинская свита, Уоэк 2174-2182 Алевролит серовато-зеленый карбонатный 5,19 8,99 10,30 101,60 1М Средняя
846 Рифей, К 2268-2275 Аргиллит пестрый с ангидритом 5,19 9,00 10,30 101,50 1М Низкая Кварц
842 Тоже 2293-2300 Аргиллит темно-зеленый карбонатный 5,19 9,00 10,27 101,60 1М Низкая Кварц (много)
Скважина Юр-104
858 Оскобинская свита, Уозк 2170,2-2181,2 Аргиллит темно-зеленовато-серый песчанистый 5,18 9,19 8,99 20,05 95,60 хл>2М! (2М! сильно разупорядочен)
856 Тоже 2181,2-2193,2 Аргиллит черный (пачкает руки) 8,99 Совсем разупорядоченная гидрослюда 2М!
854 Рифей, К 2193,2-2208,6 Аргиллит ярко-зеленый 5,19 9,00 10,30 101,58 1М Низкая
852 Тоже 2193,2-2208,6 Алевролит темно- красный песчанистый 5,18 8,97 10,25 101,60 1М Средняя Гематит (много)
850 Тоже 2277-2282,1 Аргиллит темно-зеленый плотный 5,19 8,99 10,30 101,50 1М Средняя—низкая
§2 I
ЁЗ й
к
I £
0 §
Ко
1
н &
Й
№ образцов Возраст пород Интервалы глубин,м .Цитологический тип породы Параметры элементарной ячейки а, Ь, с (вА)и|5(в') Политипные модификации и их соотношение Степень совершенства структуры Минералы-примеси
а Ъ с Р
Вэдрэшевская площадь
Скважина Вдр-1
782 Оскобинская свита, Уоэк 2168-2176 Алевролит темно-зеленовато-серый 5,19 5,19 9,00 9,00 10,06 20,15 101,50 95,58 1М+ 2М; (каолинит) Средняя Кварц
775 Венд? 2193-2200 Алевролит темно-красный 5,18 8,98 10,22 101,80 1М»2М! Средняя-хорошая Кварц
774 Тоже 2193-2200 Глина грязно-зеленая с галькой кварца 5,18 8,98 10,09 101,46 1М Средняя—низкая
773 Рифей, К 2218-2226 Аргиллит пестрый 5,22 9,04 10,16 101,18 1М»2М! Низкая Кварц
771 Тоже 2330-2342 Аргиллит темно-серый 5,21 9,02 10,14 101,16 1М Низкая
770 Тоже 2397-2410 Алевролит темно-зеленовато-серый 9,02 9,24 Смесь плохо упорядоченных 1М+хл Кварц
Мал римская площадь
Скважина Мдр-156
809 Катангская свита, 2152-2159 Аргиллит темно-серый 9,02 9,02 Очень разупорядоченная смесь: 1М+ 7М1 Хлорит с ¿9,20; кварц
805 Тоже 2195-2202 Аргиллит темно-красный 9,02 9,02 Очень разупорядоченная смесь: 1М+ 7М1 Хлорит с ¿9,20; гематит
803 Тоже 2209-2216 Алевролит темно-серый 8,99 9,19 Смесь плохо упорядоченного 2М1 и полубеспорядочного хл — о
802 Рифей, К 2216-2223 Аргиллит ярко-зеленый 5,18 8,98 10,15 101,60 1М Низкая Гематит
801 Тоже 2379-2386 Аргиллит темно-красный 5,18 8,98 10,12 101,46 1М»2М! Хорошая
811 Тоже 2618-2621,6 Аргиллит темно-серый 9,13 Сильно размытая дифракционная картина,возможно, это монтмориллонит
818 Тоже 3200-3208 Аргиллит темно-зеленый 5,19 9,00 10,18 101,60 1М Низкая
817 Тоже 3222-3230 Алевролит темно-зеленовато-серый 5,19 9,00 10,12 101,60 1М Низкая
й
I
а
I
0
^
§ Ьо
1
н
Оо &
й
№ образцов Возраст пород Интервалы глубин,м .Цитологический тип породы Параметры элементарной ячейки а, Ь, с (вА)иР(в°) Политипные модификации и их соотношение Степень совершенства структуры Минералы-примеси
а Ъ с Р
816 Тоже 3812-3818 Алевролит темно-зеленый глинистый 9,00 1М (очень разупорядоченный) Кварц (мало)
815 Тоже 3834-3838,6 Аргиллит темно-зеленый 8,99 1М (очень разупорядоченный) Кварц
814 Тоже 3971-3979 Алевролит темно-серый 9,00 1М (очень разупорядоченный) Кварц (много)
813 Тоже 4003-4008 Алевролит темно-зеленовато-серый 5,20 9,00 10,22 101,67 1М Низкая Кварц, кальцит
Терская площадь
Скважина Трс-1
867 Катангская свита, 2307-2314 Алевролит темно-красный глинистый 5,18 5,18 8,99 8,99 20,00 10,20 95,75 101,70 2М; +1М (каолинит) Хорошая Хлорит с Ь 9,22; гематит
864 Оскобинская свита, Уонк 2314-2322 Аргиллит темно-красный песчанистый 5,19 5,19 9,00 9,00 19,98 10,25 95,80 101,65 2М!+1М Хорошая Хлорит с Ь 9,20; гематит
860 Тоже 2322-2330 Аргиллит темно-серый почти черный слабопесчанистый 5,19 5,19 8,99 8,99 10,30 20,05 101,60 95,60 1М+2М! Низкая Хлорит с Ъ 9,20
Ванаварская площадь
Скважина Вн-1
901 Оскобинская свита, Уонк 3110,1-3115,15 Аргиллит серый сильнопесчанистый 5,17 5,20 8,95 8,95 10,30 10,20 101,80 95 1М+2М! Хорошая
902 Тоже 3110,1-3115,15 Песчаник серый кварцевый разнозернистый 5,17 5,20 8,95 8,95 10,30 10,20 101,80 95 1М+2М! Хорошая—средняя
903 Ванаварская свита, 3115,15-3119,2 Аргиллит темно-красный сильнопесчанистый 5,17 5,17 8,98 8,98 10,30 10,20 101,90 95 1М+2М! Хорошая Гематит (мало)
904 Тоже 3134,6-3138,1 Аргиллит темно-красный слабопесчанистый 5,17 5,17 8,98 8,98 10,30 10,20 101,90 95 1М+2М! Хорошая Гематит
905 Тоже 3142,1-3147 Аргиллит зеленовато-красный слабопесчанистый 5,18 5,18 8,98 8,98 10,30 10,20 101,90 95 1М+2М! Средняя—низкая Гематит (мало), кварц
906 Тоже 3147-3149 Аргиллит зеленый 5,20 9,00 10,20 101,50 1М»2М! (каолинит) Хорошая Хлорит с Ь 9,29
§2 I
ЁЗ й
к
I £
0 §
Ко
1
Н &
й
№ образцов Параметры элементарной ячейки Политипные модификации и их соотношение Степень совершенства структуры
Возраст пород Интервалы глубин,м .Цитологический тип породы а, Ь, с (вА)иР(в°) Минералы-примеси
а Ъ с Р
907 Тоже 3154-3158 Аргиллит темно-серый слабопесчанистый 5,18 8,98 10,20 101,30 1М Низкая Кварц
909 Рифей, R 3260-3267 Аргиллит ярко-зеленый 5,18 8,97 0,10 101,30 1М Средняя
910 Тоже 3260-3267 Аргиллит темно-зеленовато-серый 5,18 8,97 10,10 101,30 1М Низкая
911 Тоже 3310,8-3333,8 Аргиллит темно-зеленый 5,23 9,06 10,30 101 1М Средняя—низкая
Собинская площадь
Скважина Сб-131
885 Рифей, R 2964,8-2979,7 Аргиллит темно-серый 5,22 9,04 10,28 101,36 1М Низкая
887 Тоже 3040,5-3055,6 Аргиллит темно-серый 5,20 9,00 10,25 101,24 1М Средняя—низкая
888 Тоже 3070,7-3086,6 Аргиллит темно-серый почти черный 5,205 9,015 10,20 101,45 1M»2Mj Низкая—средняя Хлорит с ¿9,29
889 Тоже 3137,7-3154,6 Аргиллит темно-красный 5,185 8,98 10,26 101,64 1М Средняя—низкая
890 Тоже 3660,3-3670,0 Аргиллит темно-серый слабо карбонатный 5,22 9,04 lMd Низкая Хлорит с Ъ 9,20
891 Тоже 3703,3-3713,9 Алевролит темно-серый карбонатный 5,20 9,00 10,20 101,46 1М Средняя—низкая
Верхнеджелиндуконская площадь
Скважина Вдж-125
892 Рифей, R 2569,7-2585,7 Аргиллит ярко-зеленый 5,20 9,00 10,01 101,46 1М Средняя—низкая
893 Тоже 2615,5-2630,2 Аргиллит темно-серый 5,22 9,04 10,00 ~ 102 1М Низкая
894 Тоже 2752,2-2754,4 Аргиллит темно-зеленый слабо карбонатный 5,21 9,025 10,27 101,26 1М Низкая—средняя
Примечание. 1М, 2М[ — политипные модификации однослойного и двухслойного мусковита; lMd — неупорядоченная разновидность гидрослюды 1М; хл — железисто-магнезиальный хлорит типа: Fe-, Mg-Fe(Fe-Mg)-, Mg (Котельников, Конюхов [Kotelnikov, Konyukhov], 1986); хл-а — хлорит из пакетов о (Звягин, Мищенко [Zvyagin, Mishchenko], 1965); А1-хл - алюминий- хлорит, обогащенный А1и обедненный Mg (Котельников, Конюхов [Kotelnikov, Konyukhov], 1986); хлорит с Ъ 9,20 в ангстремах (А); (каолинит) — данные рентгеноструктурного анализа; К-1, Юр-17 и т.д. — буквы обозначают названия поисковых площадей, цифры — номера скважин.
Note: 1М, 2М! - polytype modifications of single-layer and two-layer muscovite; lMd - disordered variety of hydromica 1M; chl - ferruginous-magnesian chlorite of the type: Fe-, Mg-Fe(Fe-Mg)-, Mg (Kotelnikov, Konyukhov, 1986); chl-o - chlorite from о packages (Zvyagin, Mishchenko, 1965); Al-chlorite - aluminum chlorite, enriched in A1 and depleted in Mg (Kotelnikov, Konyukhov, 1986); chlorite with b 9.20 - in angstroms (A); (kaolinite) - X-ray diffraction data; К-1, Yur-17 - letters indicate the name of the search area, numbers - well numbers.
§
ISO g
„Oo fc
{¡¡е
fc * Of cf
ные обозначения см. рис. 3)
Fig. 2. Diffractometric curves of the fraction finer than 0.001 mm of dark green mudstone (bore-hole Vn-1, sample 911) from the Riphean
section (for symbols, see fig. 3)
ной примесью монтмориллонит-гидрослюдистого смешанослойного образования с содержанием в целом менее 40% разбухающих слоев. Очень широко распространена также ассоциация с переменной примесью триоктаэдрического Fe-Mg-хлорита. Соответственно последний в виде преобладающей фазы в породах встречается лишь эпизодически. Реже совместно с этими минералами в породах
содержится каолинит. Весьма часто встречается также ассоциация, состоящая из указанных выше первых трех минералов и хлорит-сапонитового смешанослойного образования, которое представлено как собственно упорядоченным переслаиванием (50 х 50%) хлоритовых пакетов и сапонитовых слоев по типу АВАВ... так и разновидностями с тем или иным преобладанием хлоритовых пакетов в ее
Й
bi V-
th о V«i
3
СП
И
Рис. 3. Дифрактометрические кривые фракции мельче 0,001 мм зеленого аргиллита (скв. Вн-1, обр. 906) из нижней части ванавар-ской свиты венда: а, а! — исходный образец, б —насыщенный этиленгликолем, бь б2 — насыщенный глицерином, в — прокаленный
в течении 2 часов при 600° С; скорость вращения счетчика (29): а, б, в — 1°/мин; а!, бЬ2 — 0,25°/мин Fig. 3. Diffractometric curves of the fraction finer than 0.001 mm of green mudstone (bore-hole Vn-1, sample 906) from the lower part of the Vanavara Formation of the Vendian: a, a1 - initial sample, b - saturated with ethylene glycol, bb b2 - saturated with glycerol, c - calcined for 2 hours at 600° C; counter rotation speed (29): a, b, c - 1°/min; а1, b1, 2 - 0.25o/min
Ci
«а
Рис. 4. Дифрактометрические кривые фракции мельче 0,001 мм темно-красного аргиллита (скв. Вн-1, обр. 904 а,б) из разреза
верхней части ванаварской свиты венда (условные обозначения см. рис. 3) Fig. 4. Diffractometric curves of the fraction finer than 0.001 mm of dark red mudstone (bore-hole Vn-1, sample 904 a, b) from the section of the upper part of the Vanavara Formation of the Vendian (for symbols, see fig. 3)
структуре. Отмечается, кроме того, иногда наличие в породах минералов с полностью разбухающей структурой в виде ^-монтмориллонита и сапонита в ассоциации с гидрослюдой и монтмориллонит-гидрослюдистым смешанослойным образованием.
Ассоциация на основе гидрослюды и генетически связанной с ней смешанослойной фазы развита в основном в терригенных разностях отложений рифея. Накопление этих отложений происходило в опресненных прибрежных частях морского бассейна за счет размыва верхних и, главным образом, средних — слабовыветрелых в последнем случае горизонтов кор выветривания на участках развития кислых пород фундамента. О существенной опре-сненности рифейского бассейна свидетельствует широкое распространение в соответствующих этому этапу осадконакопления толщах только лишь устойчивых в зоне гипергенеза диоктаэдрических
минералов (Котельников и др. [Ко1еШкоу е! а1.], 1979; Котельников, Солодкова [Ко1е1шкоу, 8о1оёк-оуа], 1993), в частности гидрослюд. Первоначально возникший, наряду с гидрослюдами, в этих горизонтах элювиальных толщ также каолинит (Котельников и др. [Ко1еШкоу е! а1.], 1993) при погружении затем рифейских отложений в ряде районов в зону отощенно-спекающихся углей подвергался деструкции. Как было показано ранее (Котельников, Зинчук [Ко1еШкоу, /тсЬик], 1980б), гидрослюда в элювиальных продуктах, в зависимости от природы первичных слюд в исходных породах, характеризуется различной кинетикой изменения.
В зоне гипергенеза триоктаэдрические слюды, в основном биотит и флогопит, которым свойственна преимущественно политипная модификация 1М, быстро подвергаются деструкции с частичным возникновением диоктаэдрической гидрослюды
также модификации 1М, но со значительно более низким совершенством структуры, чем у гипоген-ного протоминерала.
В соответствии с ранее установленной закономерностью (Котельников, Зинчук [Ко1е1шкоу, ИпсЬик], 1980б; Зинчук и др. [7тсИик е! а1.], 1983) это проявляется в значительном увеличении полной ширины базальных рефлексов, особенно со значением 10 А, на половине его высоты (ПШПВ) на рентген-дифрактограммах и размерности рефлексов 1-го эллипса с к^3п на электронограммах.
В рифейских отложениях гидрослюда широко распространена во всех разрезах изученных скважин. Породы, содержащие рассматриваемую гидрослюду модификации 1М, представлены аргиллитами и алевролитами. Ассоциирующие с гидрослюдой 1М смешанослойные образования содержат преимущественно от 20 до 40% разбухающих слоев в структуре. Однако в отдельных случаях количество указанных слоев резко возрастает. Так, например, в рыхлой глинистой массе темно-красного цвета с обломками темно-серых аргиллитов на глубине 2337,7—2344,4 м на Юрубченской площади (скв. 68) с гидрослюдой ассоциирует фаза, близкая к №-разновидности диоктаэдрического монтмориллонита.
В отличие от этого, диоктаэдрические слюды, в частности наиболее распространенная их разновидность — мусковит политипной модификации 2МЬ в гипергенных условиях обладают большей устойчивостью, чем слюдистые минералы 1М не только три-, но и диоктаэдрической разновидности. Это четко наблюдалось нами (Котельников и др. [Ко-1е1шкоу е! а1.], 1982; Зинчук и др. [7тсИик е! а1.], 1983) в профиле выветривания нижнепалеозойских отложений Западной Якутии, которые в нижних горизонтах содержат смесь диоктаэдрической гидрослюды политипных модификаций 1М+2МЬ причем последняя составляет подчиненную примесь (1М >> 2М:). В верхних горизонтах коры в результате быстрой деструкции гидрослюды 1М и особенно ассоциирующих с ней монтмориллонит-гидрослюдистых смешанослойных образований и кристаллизации из образующихся продуктов каолинита (Котельников, Зинчук [Ко1е1шкоу, /тсИик], 1980а) элювий обогащается гидрослюдой 2М: (2М: > 1М). Более значительная устойчивость гидрослюд 2М1 подвергается длительному сохранению ими весьма небольших значений ПШПВ.
Гидрослюда этого типа в ассоциации или со слабой примесью 1М отмечается в вендских отложениях во всех разрезах изученных скважин, а также в отдельных прослоях рифея в разрезе скв. 12 Ку-юмбинской площади, в скважинах 17, 68 и в фундаменте Юрубченской площади.
Присутствие в рассмотренной выше ассоциации хлорита связано с накоплением отложений
в нормальном морском бассейне, особенно при поступлении с участков развития на континенте, в данном случае фундаменте, основных и ультраосновных пород (Котельников, Флоренская [Ко-1е1шкоу, F1orenskaya], 1973; Гришин ^пбЫп], 1977; Котельников и др. [Ко1е1шкоу е! а1.], 1990), продукты неполного разложения которых содержат минералы на основе Mg и Fе. Образование хлорита в указанной гидрогеохимической среде, наследуемой в определенной степени от седиментационно-го бассейна, происходит при условии сохранения в дальнейшем в накопившихся осадках закрытой системы минералообразования. Это способствует возникновению в ней восстановительной обстановки и затруднению выноса из нее фемических элементов, которые в таком случае лишь перераспределяются между исходными и вновь возникающими минералами.
В рифейских отложениях примесь хлорита в большей части толщи отмечается на Юрубченской, Вэдрэшевской и Собинской площадях, а также в отдельных прослоях на Мадринской площади.
Наличие каолинита в рифейских отложениях Сибирской платформы наблюдается только на относительно приподнятых блоках территории, как, например, на Мирнинском своде (Котельников, Конюхов [Ко1е1шкоу, КопуикИоу], 1986), в пределах Катангской седловины (Котельников и др. [Ко!е1-шкоу е! а1.], 1991) и на других преимущественно положительных структурах как собственно Сибирской платформы, так и сопредельных территорий, в частности Енисейского кряжа (Котельников, Солодкова [Ко1е1шкоу, 8о1оёкоуа], 1971; Солодкова, Котельников [8о1оёкоуа, Ко1е1шкоу], 1971; Солодкова и др. [8о1оёкоуа е! а1.], 1975). Необходимым условием поступления этого минерала в седиментационный бассейн является размыв на континенте верхних наиболее измененных горизонтов кор выветривания. При накоплении в глинистых осадках в результате их последующего диа- и катагенетического преобразования и потере захороненным материалом связи со средой седиментации содержащийся в сформировавшихся породах каолинит подвергается автоконсервации и сохраняется вплоть до погружения в указанную выше зону отощенно-спекающихся углей, где он подвергается термодеструкции.
Каолинит в рифейских отложениях рассматриваемой территории присутствует в отдельных прослоях Юрубченской площади, в большинстве прослоев на Вэдрэшевской площади и в качестве небольшой примеси в большинстве прослоев на Собинской площади.
Начиная с конца рифея и особенно в вендское время на территории Сибирской платформы произошла аридизация климата и последовательное развитие бассейна эвапоритового типа (Бо-
бров [БоЬгоу], 1979; Мельников [МеЫкоу], 1982). В рассматриваемый период в среде, закономерно обогащавшейся М§, вместо характерного для ри-фейского времени накопления в терригенных разностях отложений преимущественно минералов со слюдистой структурой, лишь с ограниченной и неповсеместно распространенной примесью Fe-Mg-хлорита, наибольшую роль играют различные триоктаэдрические минералы. Они включают практически повсеместное присутствие в отложениях вендского комплекса существенного количества хлорита, вплоть до преобладания его в цементе из прослоя мелкозернистого розовато-серого песчаника с глубины 2224—2231 м катангской свиты (скв. Птк-1).
В ряде случаев гидрослюда и хлорит ассоциируют с хлорит-сапонитом, который приурочен к зонам бассейна, где при ограниченном поступлении алюмосиликатного материала первоначально возникал палыгорскит, а из щелочноземельных элементов содержался не только Мg, но и Са. Это обеспечивает ассоциацию с указанными минералами, в основном доломита. Особенностью последнего смешанослойного образования является более значительная, чем для указанных выше диоктаэ-дрических монтмориллонит-гидрослюдистых сме-шанослойных фаз, устойчивость упорядоченной формы переслаивания различных пакетов в их структуре и в целом более высокая стабильность триоктаэдрических смешанослойных фаз в зоне катагенеза (Котельников, Конюхов [Ко!е1шкоу, КопуикИоу], 1986; Котельников и др. [Ко!е1шкоу е! а1.], 1987).
Несмотря на значительную в целом степень постседиментационного преобразования докем-брийских отложений Сибирской платформы, на отдельных участках, в частности на глубине 2020,5—2033 м в скв. 701 Мирнинской площади, в них встречается сапонит, не претерпевший аграда-ционных изменений и ассоциирующий с небольшой примесью гидрослюды и магнезита (Котельников, Конюхов [Ко!е1шкоу, КопуикИоу], 1986). В пределах изученной территории примесь сапонита в ассоциации с гидрослюдой установлена также в темно-коричневато-серых крупно- и среднезер-нистых песчаниках оскобинской свиты на глубине 2250,5—2263,2 м в скв. 13 Юрубченской площади. Соответственно в темно-серых слабокарбонатных аргиллитах из разреза скв. 131 Собинской площади сапонит с весьма разупорядоченной гидрослюдой 1М сохранился даже на глубине 3660,3—3670,0 м.
В ряде районов рассматриваемой территории в вендских отложениях присутствует каолинит (Котельников и др. [Ко!е1шкоу е! а1.], 1991). В частности, примесь этого минерала отмечается в темно-зеленых аргиллитах катангской свиты в скв. Трс-1, в темно-зеленовато-серых и темно-красных алев-
ролитах и рыхлой грязно-зеленой глинистой массе с галькой кварца оскобинской свиты на Вэдрэшев-ской площади скв. 1. В большинстве же случаев каолинит приурочен к отложениям ванаварской, то есть самой нижней свиты венда. Так, каолинит в отложениях этой свиты отмечается на Собинской и Ванаварской площадях, где он присутствует в наибольшем количестве.
Заключение
Приведенные выше данные показывают, что по разрезу рифейском-вендских отложений, в соответствии с геологическим развитием территории, наблюдается закономерное изменение как ассоциаций глинистых минералов, так и структурных особенностей ряда одних и тех же разновидностей их, в частности со слюдистой структурой.
Как известно (Коссовская, Дриц [Коббоуб-кауа, БгИг], 1971), наиболее распространенные в природе триоктаэдрические слюды биотит-флогопитового типа и диоктаэдрические слюды мусковитового типа характеризуются весьма различной устойчивостью в процессе выветривания. При этом триоктаэдрические слюды гораздо легче подвергаются изменению.
Отсюда следует, что присутствие в аргиллитах из базальных горизонтов рифея гидрослюд поли-типной модификации 1М свидетельствует о переотложении верхних горизонтов, подвергшихся в предшествующую эпоху выветриванию биотитсо-держащих (лишь с небольшой примесью мусковита) пород фундамента (Гришин ^пбЫп], 1977). При этом, учитывая расчлененность позднери-фейского бассейна, накопление осадков в указанное время происходило за счет размыва близко расположенных от зон седиментации участков суши.
Вендский бассейн характеризовался последовательным расширением (Бобров [БоЬгоу], 1979; Мельников [Ме1шкоу], 1982) и, вследствие ари-дизации климата, прогрессирующим осолонени-ем его во времени. Поэтому по мере денудации в предшествовавшее время верхних — более выве-трелых горизонтов элювиальных толщ с местных, преимущественно внутренних участков суши накопление большей части вендских осадков происходило за счет размыва нижних — слабоизменен-ных процессами гипергенеза пород с относительно удаленных участков суши, содержащих более высокую примесь мусковита. Кроме того, в процессе длительного переноса гидрослюд политип 1М как менее устойчивый, по сравнению с 2МЬ подвергался частичной деструкции (Коссовская, Дриц [КоББоуБкауа, БгИб], 1971). В результате этого рассматриваемая часть вендских отложений обогащалась политипной модификацией 2М1.
Таким образом, закономерность распределения глинистых минералов в рифейско-вендских отложениях снизу вверх по разрезам скважин изученного района: 1М —> 1М + 2М: (таблица) свидетельствует, что изученные породы не претерпели глубоких эпигенетических преобразований, приводящих к прогрессивному уменьшению пористости и проницаемости пород и, как следствие, к ухудшению кол-лекторских свойств, поскольку в сильно метамор-
физованных породах вертикальное распределение глинистых минералов, по данным многочисленных исследователей, имеет следующую последовательность (снизу): 2М: -> 1М -> 1Мё.
Благодарности
Авторы благодарят Г.В. Брянцеву за большую помощь в оформлении статьи.
ЛИТЕРАТУРА
Бобров А.К. Стратиграфия и палеогеография отложений верхнего докембрия южной Якутии. Якутск: Якутское кн. изд-во, 1979. 128 с.
Воробьев В.Н., Александров В.В., Арутюнов С.Л. и др. Доусольские нефтегазоносные отложения Непско-Ботуобинской антеклизы // Геология и геофизика. 1982. № 2. С. 3-13.
Гришин М.И. Структура фундамента (Сибирская платформа) // Геология и нефтегазоносность Лено-Тунгусской провинции. М.: Недра, 1977. С. 64-72.
Гутина О.В., Прицан Н.В., Бабинцев А.Ф. Уточнение стратиграфии разрезов верхнего рифея и венда юго-западной части Сибирской платформы // Стратиграфия и нефтегазоносность венда-верхнего рифея юго-западной части Сибирской платформы (Материалы рабочего совещания). Красноярск: КНИИГи МС, 2001. С. 21-33.
Жуковин Ю.А., Карпинский Р.Б., Кузнецов Л.Л. и др. Стратиграфия подсолевого комплекса Катангской седловины // Геология и нефтегазоносность Красноярского края. Красноярск, 1983. С. 16-19.
Звягин Б.Б., Мищенко К.С. О диагностике однопа-кетных полубеспорядочных полиморфных модификаций хлоритов // Кристаллография. 1965. Т. 10, вып. 4. С. 555-557.
Зинчук Н.Н., Котельников Д.Д., Борис Е.И. Древние коры выветривания и поиски алмазных месторождений. М.: Недра, 1983. 196 с.
Коссовская А.Г., Дриц В.А. Вопросы кристаллографической и генетической классификации слюдистых минералов осадочных пород // Эпигенез и его минеральные индикаторы / Ред. А.Г. Коссовская, А.В. Пейве. М.: Наука, 1971. С. 71-95.
Котельников Д.Д., Зинчук Н.Н. Механизм образования каолинита в коре выветривания терригенно-карбонатных пород нижнего палеозоя Западной Якутии // Доклады АН СССР. 1980a. Т. 250, № 6. С. 1441-1444.
Котельников Д.Д., Зинчук Н.Н. Об устойчивости и палеогеографическом значении гидрослюд в корах выветривания и продуктах их переотложения на территории западной Якутии // Доклады АН СССР. 1980б. Т. 255, № 3. С. 705-709.
Котельников Д.Д., Зинчук Н.Н. Особенности накопления и преобразования глинистых минералов в
осадочном чехле Земной коры (в связи с проблемой литологических исследований для прогнозирования и поисков полезных ископаемых) // Бюллетень Московского общества испытателей природы (МОИП). Отдел геологический. 2008. Т. 83, вып. 2. С. 61-74.
Котельников Д.Д., Зинчук Н.Н., Соколов В.Н. Кора выветривания на нижнепалеозойских терригенно-карбонатных породах западной Якутии // Бюллетень Московского общества испытателей природы (МОИП). Отдел геологический. 1982. Т. 57, вып. 3. С. 81-97.
Котельников Д.Д., Конюхов А.И. Глинистые минералы осадочных пород. М.: Недра, 1986. 247 с.
Котельников Д.Д., Кривошеева З.А., Шлыков В.Г. О сравнительной термодинамической устойчивости ди- и триоктаэдрических монтмориллонитов и связанных с ними смешанослойных образований // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1987. № 8. С. 33-40.
Котельников Д.Д., Работнов В.Т., Постников А.В. Триоктаэдрические хлорит-монтмориллониты в верх-недокембрийских отложениях Сибирской платформы // Доклады АН СССР. 1979. Т. 247, № 2. С. 440-444.
КотельниковД.Д., Работнов В.Т., Солодкова Н.А., На-рожных Л.И., Петров А.Ф., Сидоренко О.В. Структурные и генетические особенности глинистых минералов в фундаменте и базальных слоях докембрия юга Сибирской платформы // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1990. № 2. С. 56-66.
Котельников Д.Д., Солодкова Н.А. Условия накопления позднедокембрийских отложений бассейнов рек Теи и Чапы (Енисейский кряж) // Доклады АН СССР. 1971. Т. 199, № 3. С. 688-691.
Котельников Д.Д., Солодкова Н.А. Роль ди- и триок-таэдрических глинистых минералов в осадочных образованиях // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1993. № 2. С. 54-63.
Котельников Д.Д., Солодкова Н.А., Домбровская Ж.В. Особенности глинистых минералов в поверхностных и погребенных корах выветривания юга Сибирской платформы // Доклады АН. 1993. Т. 331, № 2. С. 210-214.
Котельников Д.Д., Солодкова Н.А., Соболева С.В. Глинистые минералы в рифейско-нижнекембрийских отложениях юго-западной части Катангской седловины (Сибирская платформа) // Бюллетень Московского
общества испытателей природы (МОИП). Отдел геологический. 1991. Т. 66, вып. 2. С. 75-86.
Котельников Д.Д., Флоренская Т.В. Глинистые минералы в породах фундамента и рифейско-вендской тер-ригенной толщи Марковского месторождения // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1973. № 4. С. 38-47.
Кочнев Б.Б., Наговицин К.Е., Файзуллин М.Ш. Бай-калий и венд нижнего Приангарья (юго-запад Сибирской платформы) // Геология и геофизика. 2007. Т. 48. С. 1201—1209.
Краевский Б.Г. Стратиграфия рифейских нефтегазоносных отложений юго-западной части Сибирской платформы: Байкитская антеклиза, Катангская седловина // Стратиграфия и ее роль в развитии нефтегазоносного комплекса России / Ред. Т.В. Дмитриева,
A.И. Киричкова. СПб: ВНИГРИ, 2007. С. 252—266.
Краевский Б.Г., Пустыльников А.М., Богданова В.Н.
К литостратиграфии вендских отложений Байкитской антеклизы // Геология и геофизика. 1996. Т. 37, № 4. С. 39-44.
Мазор Ю.Р., Егоров В.А., Ларченков Е.П., Соколов Б.А. Угленосные и нефтегазоносные формации Сибирской платформы // Типы осадочных формаций нефтегазоносных бассейнов / Ред. Н.Б. Вассоевич. М.: Наука, 1980. С. 167-183.
Мельников Н.В. Корреляция подсолевых нефтегазоносных отложений юга Сибирской платформы // Геология и геофизика. 1982. № 3. С. 29-40.
Омельяненко Б.И., Воловикова И.М., Дриц В.А., Звягин Б.Б., Андреева О.В., Сахаров Б.А. О содержании понятия серицит // Известия АН СССР. Серия геологическая. 1982. № 5. С. 69-87.
Решения Всесоюзного стратиграфического совещания по докембрию, палеозою и четвертичной системе Средней Сибири. Новосибирск, 1979. Часть 1 (Верхний протерозой и нижний палеозой) / Ред. В. И. Краснов,
B.Е. Савицкий, Ю.И. Тесаков, В.В. Хоментовский. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1983. 215 с.
Решения Четвертого межведомственного регио-
нального стратиграфического совещания по уточнению и дополнению стратиграфических схем венда и кембрия внутренних районов Сибирской платформы. Новосибирск, 1986 / Ред. Н.В. Мельников, В.В. Хоментовский, Г.Г. Шемин, В.Ю. Шенфиль. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1989. 64 с.
Саркисян С.Г., Котельников Д.Д. Глинистые минералы и проблемы нефтегазоносной геологии. Л.: Недра, 1971. 184 с.
Саркисян С.Г., Котельников Д.Д. Глинистые минералы и проблемы нефтегазовой геологии. Издание второе, перераб. и дополн. М.: Недра, 1980. 232 с.
Солодкова Н.А. Опыт корреляции позднедокембрий-ских и нижнекембрийских отложений Байкитской антеклизы на основе термолюминесцентного метода // V региональная научно-практическая конференция «Геология и нефтегазоносность Красноярского края». Тезисы докладов. Красноярск, 15-16 декабря, 1983. С. 63-64.
Солодкова H.A., Звягин Б.Б., Котельников Д.Д., Вру-блевская З.В., Жухлистов А.П., Сидоренко О.В. Структурные и генетические особенности глинистых минералов в отложениях позднего докембрия Енисейского кряжа и Канско-Тасеевской впадины // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1975. № 8. С. 39-50.
Солодкова Н.А., Котельников Д.Д. О стратиграфической приуроченности и диагностике каолинита в позднедокембрийских отложениях бассейнов рек Теи и Чапы (Енисейский кряж) // Вестник Московского университета. Серия 4. Геология. 1971. № 5. С. 99-103.
Хабаров Е.М., Вараксина И.В. Строение и обстановки формирования мезопротерозойских нефтегазоносных карбонатных комплексов запада Сибирского кратона // Геология и геофизика. 2011. Т. 52, № 8. С. 1173-1198.
Хаин В.Е. Региональная геотектоника. Внеальпий-ская Азия и Австралия. М.: Недра, 1979. 356 с.
Хераскова Т.Н., Каплан С.А., Галуев В.И. Строение Сибирской платформы и ее западной окраины в рифее-раннем палеозое // Геотектоника. 2009. № 2. С. 37-56.
REFERENCES
Bobrov A.K. Upper Precambrian Stratigraphy and Paleo-geography of South Yakutiya Yakutsk: Yakutskoe Book Press, 1979:1-128. (In Russian).
Grishin M.I. Structure of Basement (Siberian Platform). In: Geologiya i neftegazonosnost Leno-Tungusskoy provin-tsii. Moscow: Publishing House "Nedra", 1977:64-72. (In Russian).
Gutina O.V., Pritsan N.V., Babintsev A.F. Clarification of stratigraphy for Upper Riphean and Vedian sections of southwestern part of Siberian Platform. In: Stratigrafiya i nest-egazonosnost venda-verkhnego rifeya yugo-zapadnoy chasti Sibirskoy platformy (Materialy rabochego soveshchaniya). Krasnoyarsk: KNIIGiMS, 2001:21-23. (In Russian).
Khabarov E.M., Varaksina I.V. Structure and origin of Mesoproterozoic oil and gas bearing complexes of west Siberian craton. Geologiya igeofizika. 2011. 52(8):1173—1198. (In Russian).
Khain V.E. Regional geotectonics. Extra-alpine Asia and Australia. Moscow: Publishing House "Nedra", 1979:1—356. (In Russian).
Kheraskova T.N., Kaplan S.A., Galuev V.I. Structure of Siberian Platform and its western margin during Riphaean-Early Paleozoic. Geotektonika. 2009. 2:37—56. (In Russian).
Kochnev B.B., Nagovitsin K.E., Faizullin M.Sh. Baikalian and Vendian of lower Peri-Angara (southwestern Siberian Platform). Geologiya i geofizika. 2007. 48:1201—1209. (In
Russian).
Kossovskaya A.G., Drits V.A. Problems of crystallo-graphic and genetic classification of micaceous minerals in sedimentary rocks. In: Kossovskaya A.G., Peive A.V. (eds). Epigenesis and its mineral indicators. Moscow: Publishing House "Nauka", 1971:71-95. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Florenskaya T.V. Clay minerals in rocks of basement and Riphaean-Vendian terrigenous succession of Markovo oil field. Izvestiya vysshikh uchebnykh zavedeniy. Geologiya i razvedka. 1973. 4:38-47. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Konyukhov A.I. Clay minerals of sedimentary rocks. Moscow: Publishing House "Nedra", 1986:1-247. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Krivosheeva Z.A., Shlykov V.G. On the comparative thermodynamic stability of di- and triocta-hedral montmorillonites and related mixed-layered minerals. Izvestiya vysshikh uchebnykh zavedeniy. Geologiya i razvedka. 1987. 8:33-40. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Rabotnov V.T., Postnikov A.V. Trioc-tahedral chlorite-montmorillonites in upper Precambrian of Siberian Platform. Doklady AN SSSR. 1979. 247(2):440-444. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Rabotnov V.T., Solodkova N.A., Naro-zhnykh L.I., Petrov A.F., Sidorenko O.V. Structural and genetic peculiarities of clay minerals in basement and basal strata of Precambrian of South Siberian Platform. Izvestiya vysshikh uchebnykh zavedeniy. Geologiya i razvedka. 1990. 2:56-66. (In Russian)
Kotelnikov D.D., Solodkova N.A. Sedimentation environment of late Precambrian deposits in the Teya and Chapa rivers basin (Yenisey Ridge). Doklady AN SSSR. 1971. 199(3):688-691. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Solodkova N.A. Role of di- and trioc-tahedral clay minerals in sediments. Izvestiya vysshikh uchebnykh zavedeniy. Geologiya i razvedka. 1993. 2:54-63. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Solodkova N.A., Dombrovskaya Zh.V. Features of clay minerals in surface and buried weathering crusts of the south Siberian Platform. Doklady Academy of Sciences. 1993. 331(2):210-214. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Solodkova N.A., Soboleva S.V. Clay minerals in Riphaean - Lower Cambrian of south-western part of Katanga Uplift (Siberian Platform). Byulletin Mos-kovskogo obshchestva ispytateleyprirody (MOIP). Otdel geolo-gicheskiy. 1991. 66(2):75-86. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Zinchuk N.N. Mechanism of kaolinite origin in weathering crust of lower Paleozoic terrigenous-carbonate rocks of Western Yakutia. Doklady AN SSSR. 1980a. 250(6):1441-1444. (In Russian)
Kotelnikov D.D., Zinchuk N.N. On the stability and paleogeographic importance of hydromicas in weathering crusts and products of their redeposition in Western Yakutia. Doklady AN SSSR. 1980b. 255(3):705-709. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Zinchuk N.N. Peculiarities of accumulation and alteration of clay minerals in sedimentary cover of Earth crust (in connecting with problem of lithological studies for prognosis and prospecting of minerals). Byulletin
Moskovskogo obshchestva ispytateley prirody (MOIP). Otdel geologicheskiy. 2008. 83(2):61-74. (In Russian).
Kotelnikov D.D., Zinchuk N.N., Sokolov V.N. Weathering crust on the lower Paleozoic terrigenous-carbonate rocks of Western Yakutia. Byulletin Moskovskogo obshchest-va ispytateley prirody (MOIP). Otdel geologicheskiy. 1982. 57(3):81-97. (In Russian).
Kraevsky B.G. Stratigraaphy of Riphaean oil and gas bearing deposits of southwestern Siberian Platform: Baikit Anteclise, Katanga Uplift. In: Dmitrieva T.V., Kirichkova A.I. (eds). Stratigrafiya i ee rol v razvitii neftegazonosnogo kom-pleksa Rossii. Sankt-Petersburg: VNIGRI, 2007:252-266. (In Russian).
Krasnov V.I., Savitsky V.E., Tesakov Yu.I., Khomen-tovsky V.V. (eds). Decisions of All-Union stratigraphic meeting on Precambrian, Paleozoic and Quaternary System of Middle Siberia. Novosibirsk, 1979, Part 1 (Upper Prot-erozoic and Lower Paleozoic). Novosibirsk: SNIIGGiMS, 1983:1-215. (In Russian).
Mazor Yu.R., Egorov V.A., Larchenkov E.P., Sokolov B.A. Coal and oil and gas formations of Siberian Platform. In: Vas-soevich N.B. (ed.). Types of sedimentary formations of oil and gas bearing basins. Moscow: Publishing House "Nauka", 1980:167-183. (In Russian).
Melnikov N.V. Correlation of subsalt oil and gas bearing formations in south of Siberian Platform. Geologiya i ge-ofizika.1982. 3:29-40. (In Russian).
Melnikov N.V., Khomentovsky V.V., Shemin G.G., Shenfil V.Yu. (eds). Decisions of 4 interdepartmental regional stratigraphic meeting on correction and addition of strati-graphic scales ofVendian and Cambrian of inner parts of Siberian Platform. Novosibirsk, 1986. Novosibirsk: SNIIGGiMS, 1989:1-64. (In Russian).
Omelyanenko B.I., Volovikova I.M., Drits V.A. Zvyagin B.B., Andreeva O.V., Sakharov B.A. About content of concept of sericite. Izvestiya AN SSSR. Seriya geologicheskaya. 1982. 5:69-87. (In Russian).
Sarkisyan S.G., Kotelnikov D.D. Clay minerals and problem of oil and gas geology. Leningrad: Publishing House "Nedra, 1971:1-184. (In Russian).
Sarkisyan S.G., Kotelnikov D.D. Clay minerals and problem of oil and gas geology. Second edition revised and expanded. Leningrad: Publishing House "Nedra", 1980:1-232. (In Russian).
Solodkova N.A. Experience in correlating Late Precambrian and Lower Cambrian deposits of the Baikit Anteclise based on thermoluminescent method. In: V Regionalnaya nauchno-prak-ticheskaya konferentsiya "Geologiya i neftegazonosnost Kras-noyarskogo kraya". Tezisy dokladov. Krasnoyarsk, 15-16 deka-brya, 1983. Krasonyarsk, 1983:63-64. (In Russian).
Solodkova N.A., Kotelnikov D.D. On the stratigraphic association and diagnosis of kaolinite in Late Precambrian of Teya and Chapa river basins (Yenisey Ridge). Vestnik Moskovskogo Universiteta. Seriya 4. Geologiya. 1971. 5:99-103. (In Russian).
Solodkova N.A., Zvyagin B.B., Kotelnikov D.D., Vru-blevskaya Z.V., Zhukhlistov A.P., Sidorenko. Structural and
genetic peculiarities of clay minerals in late Precambrian sediments of Enisey Ridge and Kansk-Taseevo Depression. Izvestiya vysshikh uchebnykh zavedeniy. Geologiya i razvedka. 1975. 8:39-50. (In Russian).
Vorobiev V.N., Aleksandrov V.V., Arutyunov S.L. et al. Pre-Usolsk oil and gas bearing deposits of Nepa-Botuoba Anteclise. Geologiya igeofizika. 1982. 2:3—13. (In Russian).
Zhukovin Yu.A., Karpinsky R.B., Kuznetsov L.L. et al. Stratigraphy of subsalt complex of Katanga Uplift. In:
Geologiya i neftegazonostnost Krasnoyarskogo kraya. Krasnoyarsk, 1983:16-19. (In Russian).
Zinchuk N.N., Kotelnikov D.D., Boris E.I. Ancient weathering crusts and prospecting of diamond ores. Moscow: Publishing House "Nedra", 1983:1-196. (In Russian).
Zvyagin B.B., Mishchenko K.S. On the diagnostics of single-package semi-random polymorphic modifications of chlorites. Kristallografiya. 1965. 10(4):555-557. (In Russian).
Сведения об авторах: Солодкова Нила Алексеевна — канд. геол.-минерал. наук, вед. инженер кафедры динамической геологии геологического ф-та МГУ имени М.В. Ломоносова, e-mail: [email protected]; Котельников Дмитрий Дмитриевич — канд. геол.-
минерал. наук, ст. науч. сотр. Западно-Якутского научного центра АН Республики Саха (Якутия), г. Мирный; Жухлистов Анатолий Павлович — канд. геол.-минерал. наук, вед. науч. сотр. лаборатории структурной кристаллографии ИГЕМ РАН
Information about the authors: Nila A. Solodkova — Ph.D. geol.-mineral., Ved. Engineer, Department of Dynamic Geology, Geological Faculty, Moscow State University named after
M.V. Lomonosov, e-mail: [email protected]; Dmitry D. Kotelnikov - Ph.D. geol.-mineral., sen-
ior scientist, Western Yakut Scientific Center of the Academy of Sciences of the Republic of Sakha (Yakutia), Mirny; Anatoly P. Zhukhlistov — Ph.D. geol.-mineral., leading scientist, Laboratory of Structural Crystallography, IGEM RAS
Поступила в редакцию 17.01.2024 Received 17.01.2024
