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)

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 ретронадвигом [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 чешуйчатоскладчатых 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-комковатые» текстуры эмбрионального и блокового будинажа (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-

Cd в § 5 м	Ч со о о н 'S о ю	£ Я ° N S С е. 5 l-ч ®	S _ cd ф    ^ ч я S ф Q 2 й v 5 8^9		'cd JI 1 8 3	«- В В 5	О $ о S й & о о- с Щ Ю cd О 00	№ 'У s рц
Q	Q	D,op				"600 -700 -800 -900 -1000 -1100 -1200 -1300 -1400 -1500 -1600 -1700 -1800 । -1900	•1-4 •    5 •    6 •    7 •    8 • 9 • 10 е11 |12 •13 • 14 I15 • 16 • !7 • 18	Л/VW с Ш]^ 11 V ( © /WW Й © /WW V ©1©
у S S О			'Xl/XZ|y/"X/A'|
				1
	। ^
		L.
	(/Г ® S и о «	зЯ О 5 Й О и
				1
				1 II
					1_____________
	S и « и о 1=1
		е щ
				1
		>8 Й			1
				1
					1
				А ||
			А		1
О I S м о ч o'	>s S я Й, m	2^	А		А5
				1 А
			////		1
				II                II
		о S	х ,9 ^\^< Т+'о О + О л" /0 /^,/0-* %М« 0 х<) л			^-2000 01-2100 Iх -2200

Забой 3500 м / Bottom 3500 m

Условные обозначения / Legend:

Рис. 2. Литологический разрез скв. 1-Адакская

Fig. 2. Log ofthe borehole 1-Adakskaya

чается интервалами по всему разрезу (рис. 3, В), но наиболее типично для пограничных отложений карбонатного салюкинского горизонта и соленосной пачки сульфат-но-карбонатного малотавротинского горизонта верхнего ордовика. Нередко в этом же интервале наблюдаются микроскладки волочения, обычные для некомпетентных пород вблизи субпослойных срывов; катаклазиты и милониты , 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; Б — boudination in carbonate layers, depth 1196.6 m, Sedjel Horizon; B — breccias pro-layer in the Filippjel Horizon, depth 1292.3 m; Г — 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-компонентного 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 KBr с навеской образца 1.2 мг. Спектры регистрировались в пределах 400—4000 см—1, для диагностики исследовался характеристический диапазон спектра в интервале 400— 2000 см—1 (рис. 4).

Спектры электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) образцов пород регистрировались радиоспектрометром SE/X-2547 (RadioPAN) с порошковых препаратов навеской 200 мг при комнатной температуре. Для компьютерного моделирования порошковых спектров был использован пакет Easyspin для среды программирования MathLab [27]. Необходимые для моделирования параметры спин-гамильтониана ионов Mn2+ 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 (ACa-Dlt, AMg-Dlt, ACa-Clc), определенной в виде произведения амплитуды (I) соответствующей аналитической линии в форме производной на квадрат ширины (ABpp) по точкам экстремумов: ACa-Dlt, AMg-Dlt, ACa-Clc = IABpp2. Различие вкладов данных величин в полную интегральную интенсивность парциальных порошковых спектров ЭПР учитывалось дополнительными весовыми коэффициентами. Ранее было установлено [23, 24], что отношение концентраций Mn2+в Mg- и Ca- позициях может быть определено как Mg/CaDlt = = (15'AMg-Dlt)/AMg-Dlt. Относительная представительность величин ACa-Clc и AMg-Dlt в полный спектр ЭПР Mn2+ нами получена по серии расчетных спектров Mn2+Ca-Clc и Mn2+Mg-Dlt с различной шириной индивидуальных линий и составила 7/15. Общая концентрация (СMn2+) ионов Mn2+ в решетке карбонатов отнесена к полной навеске образца, пропорциональна сумме: SMn2+ = 15-AMDlt + + AMg-Dlt + 7'ACa-Clc.

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 2х 1018.

Таблица 1. Химический и фазовый состав пород по данным химического анализа и ИК-спектроскопии

%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, Ill — illite, clay minerals, Anh — anhydrite, ^.oб. — not found, ^.o — not determined.

Рис. 4. Спектры ИК-поглощения некоторых образцов силурийских карбонатных (№ 1,2, 6) и ордовикских сульфатно-карбо-натных (№ 16) пород из разреза скважины 1-Адакская. В нижней части приведены эталонные ИК-спектры доломита (Dlt), кальцита (Clc), кварца (Qtz), иллита (Ill) 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 CO3--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 n = 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 Mn2+ 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 Mn2+, локализованных в структуре доломита и кальцита. При этом спектр Mn2+ в решетке кальцита происходит от ионов одного типа — изоморфно замещающих кальций, а в решетке доломита — от ионов марганца в позициях Mg (расщепленные линии СТС) и в позициях Ca (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 Mn2+. Данная интерпретация подтверждена расчетными спектрами ЭПР Mn2+, также вынесенными на рис. 5.

Значения содержаний примесного марганца, по данным ЭПР, непосредственно в карбонатной части породы (C_Mn2+), полученные пересчетом на содержание карбоната (%Carb в табл. 1) — S_{Mn 2+} • %Carb/100 — приведены в табл. 2. Суммарная концентрация Mn²⁺ 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-позиций доломита и Ca-позиций кальцита, а также соответствующие им расчетные спектры (Mn²⁺_Ca-Dlt, Mn²⁺_Mg-Dlt и Mn²⁺_Ca-Clc). A Ca-Dit ’ A_Mg-Dlt и A_{Ca C} i _c — 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 ^(Mn2+ C _a -Dlt ’ ^Mn2+ Mg-Dlt ^{и Mn2+} Ca-Clc ⁾. ^A Ca-Dlt ’ A_Mg - _DltиA_C a-c _lc — 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.	%MnD1[	Mg/CaD1[	SO2"	SO3-	c *	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
Slljl	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
O3sl	15	10	100	53	Н.об.	Н.об.	Н.об.	3.9
	16	5.2	100	26	-«-	-«-	-«-	3.9
O3mt	17	2	100	27	-«-	-«-	-«-	3.6

Концентрации ЭДЦ-центров в ангидрите, 10 ¹⁶ сп/г

Concentration of EHS of the centers in anhydride, 10 ¹⁶ 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 Capositions of a lattice of dolomite, EHS — the electron-hole centers. Н.о — not determined.

идентифицированы линии SO₂^- и SO 3 ^- 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 C₀* (g = 2.0031—2.0032, AB_rr = 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 SO₃^-, О₃^- и О₂^- 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 C T * ло-ренцевой формы с g = 2.0028—2.0029, AB_rr = 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 Mn2+ 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 Fe2+ [1]. Перекристаллизация карбонатов кальция и магния приводит к росту марганцовистости новообразованного кристаллического материала, находящегося в контакте с морскими водами, так как коэффициент распределения Mn2+ в карбонатах кальция и магния относительно морской воды значительно выше 1. Действительно, данные табл. 1 и 2 показывают, что в доломитизированных известняках концентрация ионов Mn2+ в новообразованном доломите в 2— 15 раз выше, чем в оставшемся кальците.

Известно, что отношение концентраций марганца (Mg/CaDlt) в Mg- и Ca-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 Mg/CaDlt кристаллохимических, термодинамических и кинетических факторов [31]. Особенно неоднозначно влияние термодинамических факторов. Например, в работах [23, 26] приводятся прямо противоположные зависимости величины отношения Mg/CaDlt от температуры кристаллизации метаморфического доломита. При изучении доломита из осадочных пород установлено, что сравнительно низкие значения отношения Mg/CaDlt характерны для нестехиометричного доломита (с избыточным содержанием СaСО3), который формируется с большими скоростями роста. Напротив, высокие значения Mg/CaDlt 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 МК 2 _-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/разуплот-нении 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 Mn2+Mg/Mn2+Ca в доломитах, исходя из изложенных предпосылок о роли кинетических факторов. В изученной серии проб отношение Mn2+Mg/Mn2+Ca изменяется от 26 в доломите из обломков доломит-ангидритовых пород тектонических брекчий верхнего ордовика до 175 во вторичном доломите по илово-биоморфному известняку седьельского 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 брекчирования — 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 Mg/CaDlt. 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 Mg/CaDlt (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 микротрещиноватости 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-

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/перекристал-лизация по интерстициям в твердой фазе [19]. Вероятно, усредненные значения отношения Mg/CaDlt данной группы отражают суммарный эффект различных преобразований, прежде всего связанных с уплотнением и разуплотнением.

Появление ион-радикалов SO₂^- и SO 3 ^- 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-Si, 4, 11, 12) отличаются преобладанием радикала SO 3 ^- над радикалом SO 2 ^-, в остальных преимущественно доломитовых пробах это соотношение обратно. Характерно также, что пробы с преобладанием радикала SO₂^- отобраны из пород с существенным вкладом микробиального компонента и диагенетической 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, катаклаз, рассланцевание и пр.). Наиболее распространенными процессами, затрагивающими минеральный состав пород, являются процессы доломитизации и рекристаллизация. Суммарная концентрация Mn2+ 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 куг-лефицированному органическому веществу (ОВ) растительного происхождения, и Ст* g = 2.0028—2.0029, ABrr = 0.18—0.25 мТ, появившегося после отжига до 600 °С и относящегося к ОВ животного ряда (например, бактерии), свидетельствует о низкотемпературном преобразовании породы (не выше 300 °С).

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/Ca_Dlt (20—26). Породы с преобладанием признаков хрупких деформаций над пластическими также характеризуются относительно низкими значениями Mg/Ca_Dlt (45—60);

• —    у большинства проанализированных образцов величина Mg/Ca_Dlt лежит в диапазоне «средних» значений — от 70 до 90. Наряду с проявлением микротрещиноватости 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/Ca_Dlt демонстрируют пробы со структурой рекристаллизационного бластеза.

Таким образом, можно отметить, что зависимость величины отношения концентраций марганца (Mg/CaDlt) в Mg- и Ca-позициях доломита от скорости кристаллиза-ции/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).