Літологія неоком-нижньосеноманських відкладів автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

Вступ

Актуальність теми. Крейдово-палеогенова флішова товща Українських Карпат ґрунтовно вивчена в геологічному аспекті в контексті нафтогазоносності регіону. Піднасувна ж частина, що складена платформними (епіконтинентальними) мезозой-кайнозойськими утвореннями на даний час досліджена недостатньо. Насамперед, це стосується питань літології, процесів седиментації та фаціального аналізу відкладів давньої континентальної окраїни Карпатського сегмента Мезотетісу.

Відкриття Лопушнянського родовища нафти і газу з покладами в юрських, крейдових, палеогенових нашаруваннях припіднятої частини автохтона Покутсько-Буковинських Карпат визначило актуальність детального літологічного вивчення відкладів крейдового віку, як найперспективніших, включаючи питання геолого-палеоокеанографічних умов осадонагромадження, літолого-петрографічного та мінералогічного складу порід, їх фаціальних особливостей.

Мета досліджень - встановлення літолого-петрографічних та седиментолого-палеоокеанографічних особливостей неоком-нижньосеноманських утворень для визначення просторового розвитку потенційних порід-колекторів вуглеводнів у межах автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину.

Задачі досліджень: 1) встановлення речовинного складу та структурно-текстурних особливостей порід неоком-ранньосеноманського віку; 2) проведення типізації літофацій та з'ясування їх просторово-вікового розвитку; 3) здійснення палеоокеанографічних реконструкцій теригенної та біогенної (карбонато- та кремененагромадження) седиментації; 4) побудова седиментаційних моделей для окремих вікових одиниць (неоком, пізній альб-ранній сеноман).

1. Історія дослідження крейдових відкладів автохтона Покутсько-Буковинських Карпат

Загальні риси геологічної будови Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину були встановлені на початку ХХ століття. Дослідження цього періоду пов'язані з іменами Р. Зубера, Б. Свідерського, В. Брудерера та інших відомих науковців. Детальніше вивчення геологічної будови Покутських Карпат проводилось К. Толвінським (1938-1950 рр.). Уперше в Передкарпатському прогині А.А. Богдановим у 1949 році було виділено Зовнішню і Внутрішню зони, які відрізняються тектонічною будовою та історією геологічного розвитку. Пізнішетакий поділ отримав загальне визнання (О.С. Вялов, 1953 р., 1965 р.; Г.Н. Доленко, 1962 р.; В.В. Глушко, 1968 р. та інші). На підставі геолого-геофізичних досліджень у Передкарпатському прогині Г.Н. Доленком (1960, 1962 рр. та ін.) були виділені поперечні (відносно простягання Карпат) глибинні розломи - зони порушень, що охоплюють одночасно всі геоструктурні елементи Складчастих Карпат, Передкарпатського і Закарпатського прогинів і прилеглих частин платформ. Глушко В.В. (1958-1968 рр. та ін.) приділяв значну увагу вивченню глибинних розломів, та дослідженню їх зв'язку з нафтогазоносністю.

Літолого-стратиграфічне дослідження крейдових відкладів автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину розпочалося у 1960-х роках, коли внаслідок пошуково-розвідувального буріння був отриманий кам'яний матеріал, детальне вивчення якого дозволило встановити широкий розвиток платформних утворень крейди в автохтоні Карпат (300-4500 м). Роботи стратиграфічного характеру пов'язані з іменами С.І. Пастернака та В.І. Гаврилишина (1960-1980 рр.).

Відкриття у Покутських Карпатах Лопушнянського родовища (1984 р.) з покладами нафти і газу у юрських, крейдових та палеогенових (платформних) відкладах стимулювало підвищення інтересу до вивчення нашарувань ранньо-середньокрейдового віку в межах автохтона Покутсько-Буковинської чатини Передкарпатського прогину. Цій темі присвячено чималий обсяг праць, які, загалом висвітлюють структурні особливості та стратиграфію відкладів. Проте, такі питання як літологія, петрографія, мінералогія, фаціальний аналіз, геологічна палеоокеанографія крейдових відкладів автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину, які мають не лише наукове, але й важливе прикладне значення, до цього часу не знайшли достатнього висвітлення.

2. Загальна геологічна будова регіону

Район досліджень охоплює територію автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину, що в геоструктурному відношенні відповідає південно-східній частині Зовнішньої зони Передкарпатського прогину. Фундамент Зовнішньої зони складений з порід рифею, палеозою (кембрій, силур, девон) та мезозою (юра, крейда), які неузгоджено перекриті потужною товщею верхньоміоценових молас (карпатій, баденій, сармат). Зона характеризується розвитком значних розломів у фундаменті, що обумовили її блокову будову, а також наявністю пологих брахіантиклінальних структур платформового типу, які простягаються з північного сходу на південний захід.

На північному сході Зовнішня зона межує з Західноєвропейською платформою та з Волино-Подільською плитою Східноєвропейської платформи. Контакт між ними проходить по лініях трьох розломів - Городоцькому, Калуському і Сторожинецькому, які кулісоподібно заходять один за одний. Південно-західною межею зони є поверхня регіонального Стебницького насуву, по якій породи Внутрішньої зони насунуті на Зовнішню. На глибині ця границя проводиться по глибинному Передкарпатському розлому.

Існує декілька схем тектонічного районування Зовнішньої зони Передкарпатського прогину (А.А. Богданов, 1949 р.; В.В. Глушко, 1958, 1959, 1968 рр.; В.С. Буров, 1969 р.; Ю.З. Крупський, 2001 р. та інші відомі дослідники). В даній праці за основу прийнята схема тектонічного районування Зовнішньої зони В.М. Щерби, І.В. Кілина, О.С. Щерби (1973, 1974 рр.). Цими дослідниками в Зовнішній зоні встановлена поздовжня зональність, успадкована від платформової основи. В її межах виділяються регіональні блоки-уступи поздовжнього (відносно Карпат) простягання: Крукеницький, Угерсько-Косівський, Сторожинецький. Досліджена територія, частково, розташована у Сторожинецькому та Угерсько-Косівському блоках (від державного кордону з Румунією до Покутської дислокації). Особливий вплив на розвиток зони мали поперечні до Карпат давні підняття, зокрема, Покутсько-Буковинське.

3. Стратиграфія неоком-нижньосеноманських відкладів

Для крейдових відкладів автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину автором прийнята стратиграфічна схема В.І. Гаврилишина (1998 р.). Згідно з цією схемою, нашарування крейдового віку, які стали предметом вивчення, відносяться до нижньокрейдового, частково верхньокрейдового відділу - це нерозчленована товща валанжин-готерив-барема (неоком-галич), та нерозмежовані утворення верхнього альбу- нижнього сеноману (галич).

Відклади валанжин-барему залягають на розмитій поверхні юри, і представлені теригенно-глинистою товщею. У підошві товщі залягають мергелі та вапнисті пісковики. До валанжин-баремського віку віднесена також товща гравелітів, які мають локальне поширення і залягають у суміжних з Східноєвропейською платформою ділянках. Верства аргілітів чорного забарвлення (“чорні глини”) із вмістом органічного вуглецю (1,2-1,6 %), яка залягає на теригенно-глинистій товщі валанжин-готериву, віднесена до готерив-барему.

У валанжин-баремській товщі виявлені скелетні рештки форамініфер, серед яких комплекс, що характерний для відкладів валанжину: Reophax scorpiurus Montf., Amobaculites aglutinans Orb., Haplophragmius Nart et Brandt. Для готериву визначена макрофауна Amphidonta subsinuata Leym., Arcticadea lata Mordvil. Leda sp., численні остракоди роду Cytheri та харові водорості. Знахідки Haplophramoides nonioifes Reuss, Everticyclammina hensoni Redmont підтвердили баремський вік (В.І. Гаврилишин, 1998 р.).

Товщу порід валанжин-баремського віку трансгресивно перекривають (нерозчленовані) верхньоальбські-нижньосеноманські нашарування. Для цих відкладів визначена макрофауна: Aucellina gryphaeoides, Amphidonta conica, Tritaxia pyramidata Reuss, Thalmaninella prominensis Renc. (В.І. Гаврилишин, 1998 р.).

На дослідженій території до пізньоальбського-ранньосеноманського віку належать різні літологічні типи порід (теригенні, карбонатні, кременисті), що зумовлено фаціальною мінливістю відкладів цього вікового проміжку, як по латералі, так і по вертикалі. Межують верхньоальбські-нижньосеноманські утворення з верхньосеноманськими, які представлені іноцерамовими вапняками.

4. Літофації неоком-нижньосеноманських відкладів

На підставі літологічного дослідження неоком-нижньосеноманських відкладів автохтона Покутсько-Буковинської чатсини Передкарпатського прогину були побудовані літологічні розрізи. Це дало змогу для неоком-нижньосеноманських утворень, за ознаками речовинного складу, виділити літологічні фації.

Літофації відкладів неокому.

На дослідженій території відклади нижньої крейди (неоком) трансгресивно залягають на юрських утвореннях. На значній площі ці нашарування розмиті. Потужність нижньокрейдових утворень сягає 5-70 м. Для відкладів неокому встановлено три типи літофації.

Гравелітова літофація - трансгресивно заміщує відклади юри. Породи літофації мають незначне поширення в межах району досліджень. Вони, частково, зустрічаються на платформі (Східноєвропейська) та у прилеглих до неї ділянках. Потужність літофації на платформі становить 7-10 м, а у прогині - 1-5 м, і поступово, у напрямі Карпат зменшується до нульових значень. Ця літофація по латералі заміщується мергельно-піщаною. Остання неузгоджено залягає на розмитій поверхні юри й представлена (у повних розрізах) темно-сірими до чорних мергелями з черепашковим детритом та вапнистими пісковиками. Потужність цих утворень становить 0,5-2 м. Відклади мергельно-піщаної літофації по вертикалі заміщуються утвореннями піщано-алевроліто-глинистої. Вона складена алевроліто-глинистими породами з прошарками пісковиків. Потужність літофації коливається в межах 5-70 м. У ділянках суміжних зі Східноєвропейською платформою потужності літофації зменшуються до 5-10 м, тоді як у піднасувній частині набувають максимальних значень.

Літофації пізнього альбу-раннього сеноману.

Утворення пізньоальбського-ранньосеноманського віку майже суцільним покривом трансгресивно залягають на неокомських та юрських відкладах, за винятком окремих ерозійних останців-піднять, де на донеогенову поверхню виступають породи юри та палеозою. Потужність альб-сеноманських нашарувань коливається в межах 5-50 м.

Для відкладів верхнього альбу-нижнього сеноману встановлено піщану, карбонатно-піщано-кременисту, піщано-карбонатну, кременисто-піщану літологічні фації, які характеризуються строкатістю літологічного складу як по латералі, так і по вертикалі. Піщана літофація складена глауконіт-кварцовими пісковиками. Поширена в північно-західній частині дослідженого району. Потужність літофації збільшується від 5 до 10 м у напрямку занурення автохтона. Карбонатно-піщано-кремениста - представлена (знизу догори) глауконіт-кварцовими пісковиками з пластовими халцедонолітами, халцедоновими і вапнистими спонголітами, спікуловими вапняками. Поширена у північно-західній частині дослідженої території. Потужність літофації складає 40-50 м. По латералі перша і друга літофації заміщуються піщано-карбонатною. Літофація (знизу догори) складена глауконіт-кварцовими пісковиками, піщаними і органогенно-детритовими вапняками та вапнистими спонголітами. Для нашарувань цієї літофації притаманна стала потужність - 12-15 м. Кременисто-піщана літофація, заміщує по латералі другу та третю. Поширена в південно-західній частині дослідженого району. Літофація представлена - глауконіт-кварцовими пісковиками, в товщі яких залягає пластовий халцедоноліт. Потужність літофації - 15-25 м.

Глауконіт-кварцові пісковики пізньоальбського-ранньосеноманського віку, нафтогазоносність яких підтверджена на Лопушнянському родовищі, поширені по всій дослідженій території. Потужність псамітів становить 5-25 м, в межах піднасувної частини автохтона середні потужності складають 10-20 м. За речовинним складом нафтогазоносні глауконіт-кварцові пісковики площі Лопушної не відрізняються від аналогічних пісковиків дослідженого району. Отже, можна стверджувати, що глауконіт-кварцові пісковики є потенційними колекторами в межах автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину з огляду як на потужності, так і на речовинний склад.

Літологія.

Відклади неокому.

Відклади неокому представлені уламковими, глинистими та глинисто-карбонатними породами.

Уламкові породи.

До складу уламкових порід входять гравеліти, пісковики та алевроліти. За мінеральним складом цементу розрізняються: пісковики з глинистим та з карбонатним цементом. Перші домінують у розрізі і залягають у вигляді відносно потужних пачок (від 3-5 до 10 м). Рідше утворюють проверстки (0,05 - 2,5 м) між алевролітами і аргілітами. Пісковики з карбонатним цементом залягають, у нижній частині неокомського розрізу, де межують з мергелями.

Гравеліти. Породи дрібно-грубозернисті (0,5-1 до 1,5 см). Гравійний матеріал складає 30-60 % загального об'єму. Представлений здебільшого уламками карбонатних порід, серед яких уламки темно-сірих дрібнокристалічних вапняків та доломітів, іноді спостерігаються уламки пелітоморфних мармуроподібних вапняків. Значно рідше гальковий матеріал складений уламками гранітоїдів, жильного кварцу, кременю та теригенних порід. Матрікс гравелітів (до 30 %) - дрібно- і середньозернистий псаміт, який у породі розподілений нерівномірно. Представлений він напівобкатаними і кутастими зернами кварцу (75-98 %), рідше зустрічаються кристали польових шпатів - 5-25 % (плагіоклаз ряду альбіт-олігоклаз, ортоклаз і мікроклін), а також уламки порід (2-3 %). У складі останніх переважають гранітоїди, кварцити, сланці, рідко карбонатні породи. Серед аутигенних мінералів, у локальних ділянках породи, встановлено пірит, у невеликій кількості (до 5 %) присутній глауконіт. Біля 10 % складає рослинний детрит (гумус). Подекуди (до 3-5 %) спостерігаються кальцитові ооліти і сфероліти розміром 0,1 - 0,8 мм. Цемент гравелітів (25-45 %), карбонатний і глинисто-карбонатний, базального типу.

Глинисті пісковики Кластичний матеріал пісковиків складає 50-60 %. Він представлений зернами кварцу (40 - 50 %), польових шпатів (0,5-5 %), уламками порід (1-5 %). Зерна кварцу обкатані і напівобкатані, іноді кутасті (0,1-0,4 мм). Цемент пісковиків має змішаний склад - карбонатно-глинистий (40-50 %). Вміст карбонатої речовини становить 1,8-5, іноді до 16 %. Глиниста речовина, яка (за даними рентгендифрактометричного аналізу) представлена хлорит-каолініт-гідрослюдистою асоціацією, у породі складає 34-47,2 %.

Вапнисті пісковики. Кластичний матеріал напівобкатаної іноді обкатаної форми становить 50-65 %, представлений зернами кварцу (50-60 %), в незначних кількостях зустрічаються польові шпати (0,1-0,2 %), глауконіт (0,1-0,2 %). Постійним компонентом пісковиків є органогеннй детрит (1-5 %) карбонатного складу (скелетні рештки форамініфер, остракод).

Цемент у псамітах (40-50 %) карбонатний та глинисто-карбонатний, базального типу. Вміст глинистої речовини незначний (від 3-5 до 10 %). Глинисті мінерали представлені гідрослюдою, рідше каолінітом. Карбонатний матеріал - кристалічнозернистий (0,1-0,2 мм) і пелітоморфний кальцит, а також пелітоморфний доломіт. Його вміст у породі досягає 50 %.

Глинисті алевроліти. Алевроліти, зазвичай, погано та середньо відсортовані. Уламковий матеріал порід представлений кутастими і напівобкатаними зернами кварцу (50-55 %), з інших породоутворюючих мінералів присутні кальцит (0-5 %), глауконіт (0,5-2 %), мусковіт (0,5-3 %).

Цемент в алевролітах становить 40-50 %. За мінеральним складом він, як і у глинистих пісковиках, змішаного складу - карбонатно-глинистий. Вміст карбонату кальцію незначний (4,5-11,6 %). У складі глинистої речовини переважає хлорит-каолініт- гідрослюдиста асоціація мінералів (від 27-35 до 45 % ). Тип цементу базальний.

Глинисті породи.

У відкладах неокому глинисті породи представлені аргілітами. Вони характеризуються значним поширенням і залягають у вигляді проверстків (0,5-2 м), чергуючись з пісковиками та алевролітами. Глинисті породи, які залягають у верхній частині нижньокрейдового розрізу, мають чорне або темно-сіре забарвлення, яке зумовлене значним вмістом обвуглених рослинних решток.

Аргіліти. Головним породоутворюючим мінералом аргілітів є гідрослюда. В меншій кількості - каолініт, підпорядковане значення має хлорит та карбонатний матеріал. Уламковий матеріал аргілітів характеризується псамо-алевритовою розмірністю (0,01-0,3 мм). Його вміст становить 2-5 %, хоча зустрічаються алеврито-піщані різновиди цих порід, де вміст теригенного матеріалу зростає до 15-35 %. Останній представлений напівобкатаними та кутастими зернами кварцу (від 2-3 до 30 %). З інших домішок спостерігається кальцитовий детрит (до 25 %). Часто породи містять мікрокопроліти, що становлять 7-10 % (іноді до 25 %). Аргілітам з чорним забарвленням притаманний значний вміст рослинного детриту (7-20 %) та рівномірно “розсіяний” по основній масі породи пірит (3-7 %). Вміст мусковіту та глауконіту в таких породах становить 7 - 10 %. Часто аргіліти імпрегновані гідроокислами заліза (гетит, гідрогетит). У цьому випадку породи мають темно-коричневе забарвлення.

Карбонатно-глинисті породи.

Мергелі доломітово-вапнисті. Вміст карбонатного матеріалу у мергелях складає від 40-50 до 75 % (СаСО3 становить 32-61,2 %, CaMg(CO3)2 - 8-15 %). Глиниста фракція мергелів складена гідратованою гідрослюдою, рідше зустрічається незначна домішка каолініту (25-50 %).

Уламковий матеріал, вміст якого коливається в межах 5-10 %, представлений, загалом, обкатаними і напівобкатаними зернами кварцу (0,01-0,5 мм). У мергелях встановлено органогенний детрит карбонатного складу (1-3, до 20 %), який представлений скелетними рештками (0,1-1 мм) форамініфер, остракод, пелиципод, цефалопод.

Відклади верхньго альбу-нижнього сеноману.

Серед альб-сеноманських наверствувань поширені уламкові (пісковики), кременисті (халцедоноліти, спонголіти) та карбонатні (вапняки) породи. Уламкові породи відносяться до нижньої частини альб-сеноманської товщі. Догори по розрізу вони заміщуються карбонатними утвореннями. Що стосується кременистих порід, то халцедоноліти знаходяться у товщі глауконіт-кварцових пісковиків, а спонголіти - завершують розріз альб-сеноманських відкладів.

Уламкові породи.

Глауконіт-кварцові пісковики. Кластичний матеріал порід напівобкатаної, іноді обкатаної форми, середньо-, часто добре відсортований і рівномірно розподілений у породі. Він представлений зернами кварцу (50-80 %), польового шпату - 0,1-5 % (переважає мікроклін і ортоклаз, рідше зустрічається кислий плагіоклаз), лусочками мусковіту (0,1-3 %). Значна частка у складі пісковиків належить аутигенним мінералам - глауконіту та фосфатній речовині. Вміст глауконіту становить 10-20 %, у пісковиках, просочених бітумінозною речовиною (нижня частина товщі пісковиків), його вміст досягає 45 %. Фосфатна речовина, максимальний вміст якої -10 %, припадає на нижню частину піщаної товщі, представлена вузлуватими, неправильної форми, утвореннями розміром 0,3-0,5 мм, іноді до 5,0 см.

Цемент складений глинисто-карбонатним матеріалом. Його вміст коливається у широких межах від10 до 45 %. Глиниста речовина (за даними ретгендифрактометричного аналізу) представлена гідрослюдою ( 95 %), з незначною домішкою хлориту. ЇЇ вміст змінюється від 1-5 до 10 %. Карбонатний матеріал - карбонатом кальцію (від 9,5-30, до 40 %), як кристалічнозернистим (0,1-0,2 мм), так і пелітоморфним. Часто по кальциту розвивається доломіт, який становить у породі 1-5 %.

Карбонатні породи.

Карбонатні породи значно поширені у верхньоальбських-нижньосеноманських відкладах і залягають у верхній частині розрізу (потужність 1,5-3,5 м) на глауконіт-кварцових пісковиках. У складі карбонатних порід виступають такі літологічні відміни: піщані вапняки з глауконітом, органогенні та спікулові вапняки.

Піщані вапняки з глауконітом. Основна маса вапняків пелітоморфна, глинисто-карбонатного складу (50-70 %). Глинистий матеріал полімінеральний - каолінітово-гідрослюдистого складу (7 - 17 %). Вміст карбонату кальцію у вапняках становить 49,6-63 %.

Уламковий матеріал, вміст якого коливається від 7 до 25 %, при середніх значеннях 10-15 %, розподілений у породі як рівномірно, так і утворює окремі лінзи. Він, здебільшого, псамітової розмірності (0,1-0,3 мм). Представлений кластичний матеріал обкатаними і напівобкатаними кородованими зернами кварцу (90-95 %), польового шпату (незначно серицитизованого зонального плагіоклазу, рідше мікрокліну), поодинокими лусочками мусковіту. Сталим мінералом породи є глауконіт (10-15 %). Також присутня фосфатна речовина (до 3 %) у вигляді дрібних сферолітів і зерен (0,05-0,5 мм). У незначних кількостях у піщаних вапняках зустрічається органогенний детрит (до 5 %) - скелетні рештки форамініфер, призми іноцерамів, халцедонові спікули губок.

Вапняки глинисті органогенно-детритові. Складені породи з глинисто-карбонатної речовини та різнозернистого органогенного детриту. Останній представлений кальцитовими скелетними рештками (0,1-1 мм) форамініфер, іноцерамів, остракод у кількості 25-35 % та халцедоновими спікулами губок (0,1-0,5 мм) - 2-5 %. Вміст карбонату кальцію змінюється від 60,4 до 72,1 %. Глинистий матеріал, загалом, становить 12-18 %.

Домішка уламкового матеріалу (кварц,польові шпати) алевритового розміру (0,05-0,1 мм) сягає 5-10 %. Вміст зерен глауконіту складає 2-3 %.

Спікулові вапняки складені з халцедонових спікул губок, пелітоморфного глинисто-карбонатного матеріалу та органогенного детриту. Халцедонові спікули губок поширені в породі нерівномірно і становлять 20-35, іноді до 40 %. Глиниста речовина представлена гідрослюдою (10-20 %), вміст карбонату кальцію становить 45-65 %. Кальцитові скелетні рештки (0,1-0,3 до 1 мм) представлені, форамініферами, іноцерамами, остракодами (5-10, до 20 %). Кількість уламкового матеріалу розміром 0,05-0,1 мм у породі незначна (до 10 %). Він представлений напівобкатаними, кородованими зернами кварцу, рідше польового шпату (альбіт-олігоклаз, мікроклін, ортоклаз). Вміст скупчень аутигенного глауконіту (0,05-2 мм), який також часто заповнює канали спікул губок, становить 2-5 %.

Кременисті породи.

У нижньосеноманських відкладах силіцити представлені халцедонолітами, халцедоновими та вапнистими спонголітами. Халцедоноліти у вигляді верстви потужністю 0,5-3 м залягають у нижній частині розрізу альб-сеноманських відкладів серед глауконіто-кварцових пісковиків з карбонатним цементом. Вапнисті спонголіти залягають на органогенних вапняках і знаходяться у верхній частині верхньоальбського-нижньосеноманського розрізу, межуючи з верхньосеноманськими відкладами. Потужність спонголітів складає 0,5-3 м. Халцедонові спонголіти мають незначне поширення на території досліджень, їх потужність досягає 10 м.

Халцедоноліти.Основна маса халцедонолітів складена з тонкоагрегатного халцедону (60-75 %) серед якої зустрічається карбонатна речовина у вигляді окремих скупчень з нечіткими контурами. Подекуди, кальцит (5 %) простежується у вигляді таблитчастих зерен розміром 0,05-0,5 мм або ж дрібненьких зерен (0,01 мм), які рівномірно розпорошений по основній халцедоновій масі. Іноді спостерігається часткове заміщення кальцитових таблитчастих зерен ангідритом. Часто, ангідрит зустрічається у вигляді агрегатних зерен, вміст яких у породі сягає 5-7 %.

Постійною складовою халцедонолітів є теригенний матеріал, який представлений зернами кварцу, глауконіту та лусочками мусковіту. Напівобкатані зерна кварцу (0,1-0,5 %) у породі розподілені нерівномірно і часто складають 7-20 %. Глауконіт (0,1-0,2 %) міститься в кількості 3-5 %.

Вапнисті спонголіти. Складені спонголіти з пелітоморфної глинисто-карбонатної речовини, халцедонових спікул губок, уламкового матеріалоу та аутигенного глауконіту. Глинисто-карбонатна криптокристалічна маса становить 30-35 % у породі. Глинисті мінерали (хлорит-каолініт-гідрослюдиста асоціація) складають 15 % , карбонат кальцію сягає 20 - 30 %.

Спікули губок (50-60 %) халцедонового складу часто заміщуються глинисто-карбонатною речовиною. Уламковий матеріал представлений напівобкатаними кородованими зернами кварцу (0,1 мм) - 2-5 %, лусочками мусковіту (0,5-1 %). У породі встановлено доломіт (0,02-0,1 мм), - 5-10 %. Зрідка зустрічаються зерна польового шпату.

Серед аутигенних мінералів встановлено глауконіт (0,03-0,05 мм) світло-зеленого кольору, який часто заповнює внутрішні канали спікул губок (5-10 %) та пірит (0,5-1 %). У породі постійною складовою є органогенний детрит карбонатного складу - 5-15 % (форамініфери, остракоди і пд.).

Халцедонові спонголіти складені з халцедонових спікул губок, зерен глауконіту, та основної маси (10-20 %) - оптично ізотропного кремнезему (халцедону). Уламковий матеріал алевритового розміру, виступає у вигляді домішки (до 10 %) і представлений зернами кварцу, поодинокими зернами польового шпату і лусочками мусковіту. Спікули губок становлять 70-85%, глауконіт алеврито-псамітового розміру складає 15-20 % у породі, він часто кородує зерна кварцу або заповнює канали спікул губок.

Особливості мінерального складу порід.

У складі порід неокому та верхнього альбу- нижнього сеноману встановлено теригенні, аутигенні та мінерали групи глин. Останні були виділені в окрему групу, оскільки складаються як з алотигенних, так і аутигенних політипів.

Теригенні мінерали.

Мінералогічний аналіз теригенних мінералів показав, що у легкій фракції переважає кварц (від 83 до 98 %), з незначною домішкою польових шпатів. При цьому вміст останніх виразно зменшується догори по розрізу (від 13% до поодиноких зерен). Мінерали групи слюд представлені біотитом та мусковітом, що рівномірно поширені у різних літотипах, і складають 1 - 5%.

Серед теригенних мінералів важкої фракції встановлено: епідот, ставроліт, турмалін, циркон, рутил, барит, лейкоксен, ільменіт, магнетит, гематит , пірит, сфен, шпінель, анатаз, гранат.

Домінуючими мінералами є циркон, турмалін, лейкоксен, ільменіт. У породах нижнього неокому істотну роль відігравав ставроліт, але вже в середній частині розрізу неокому він зникає, натомість зростає вміст турмаліну. Пізніше кількісне співвідношення між цирконом, турмаліном, рутилом та лейкоксеном вирівнюється (при провідній ролі циркону). У пізньому альбі-ранньому сеномані істотно зростає вміст лейкоксену, що свідчить про ймовірне домінування у складі теригенного скиду продуктів руйнування давніх осадових порід.

Мінералогічні дослідження свідчать, що у північній частині дослідженої території (суміжні ділянки зі Східноєвропейською платформою) розвинута циркон-рутил-гранат-турмалінова асоціація. У південних районах (піднасув Карпат) прослідковується циркон -турмалін-рутилова теригенно-мінералогічна асоціація. В окремих зразках порід кількість циркону у складі важкої фракції становить 20-50% (св. Каменська-1, гл.2281-2284м; Святославська-1, гл.613-618 м).

Зміна складу мінералів важкої фракції по геотраверсу Український щит - Покуття дає підстави стверджувати, що головним джерелом теригенного скиду у Карпатський епімезопелагічний басейн слугувала суша Українського щита. Збіднення мінералогічної асоціації акцесорних мінералів (зокрема зменшення долі гранату, турмаліну) на південь та південний схід пов'язане із збільшенням відстані від провінцій живлення, що зумовило механічне руйнування механічно нестійких мінералів, а також з внутрішньошаровим розчиненням в умовах вищих градацій катагенезу (під потужним покривом Карпатської складчастої споруди).

Аутигенні мінерали.

У неоком-нижньосеноманських породах найпоширенішими аутигенними мінералами є кальцит, глауконіт, халцедон, окисли та гідроокисли заліза. У менших кількостях зустрічаються пірит, опал, фосфати та доломіт, ще рідше кварц та ангідрит.

Кальцит виступає у ролі цементу в пісковиках, а також як породоутворюючий мінерал у вапняках. Часто спостерігається чаткове, іноді повне, заміщення кальциту доломітом. У формі домішки кальцит зустрічається у халцедонолітах та спонголітах.

Глауконіт знаходиться у формі округлих, видовжених, віялоподібних, неправильних утворень, часто він за повнює канальця спікул губок, камер форамініфер.

Халцедон є породоутворюючим мінералом в халцедонолітах, де представлений дрібноволокнистими та радіально-променистими агрегатами. У халцедонових і вапнистих спонголітах він у вигляді псевдоморфоз складає спікули губок та утворює псевдоморфози по кальцитових скелетних рештках.

Окисли та гідроокисли заліза (гематит, гетит-гідрогетит, лімоніт) найчастіше зустрічаються в теригенних породах у вігляді кірочок на теригенних та аутигенних мінералах, заміщують зерна магнетиту, ільменіту та піриту; імпрегнують основну масу глинистих порід.

Пірит виявлений в породах у вигляді землистих агрегатів округлої форми, або складає нерівномірно розпорошені стяжіння розміром до 1 мм, рідко зустрічаються ідіоморфні зерна. Пірит розвивається також по фрагментах рослинної органіки, у породах збагачених останньою.

Мінералого-петрографічні дослідження порід неоком-нижньосеноманського віку дозволили реконструювати певну стадійну послідовність формування окремих аутигенних мінералів протягом седиментогенезу, діагенезу та катагенезу.

Мінерали групи глин.

Мінерали групи глин з досліджених відкладів неокому, належать як до алотигенних так і аутигенних політипів. Оскільки їх генезис взаємопов'язаний, що зумовлено схожою будовою кристалічної гратки, автор розглядає ці мінерали разом. З метою з'ясування генезису породоутворюючої глинистої речовини та вивчення процесів її постседиментаційного перетворення були проведені комплексні дослідження речовинного складу і структурно-текстурних особливостей неокомських відкладів мінералого-петрографічним і рентген-дифрактометричним методами.

Встановлено, що домінуючим мінералом основної маси аргілітів, а також цементу алевролітів і пісковиків є гідрослюда (іліт). Це підтверджується високою інтенсивністю базальних рефлексів 9,6-9,8; 4,9 і 3,30-3,32 ? на дифрактограмах. Асиметрія рефлексу 9,6-9,8 ? вказує на присутність у структурі гідрослюди монтморилонітоподібних шарів. Невпорядкованість структури іліту, яка проявляється в ширині і формі рефлексів доводить, що цей мінерал належить до низькотемпературного політипу 1 Md. На дифрактограмах глинистої фракції досліджених порід зафіксовані також рефлекси каолініту (7,0; 3,52-3,55; 2,36 ?), хлориту (13,8-14,0; 7,0; 4,7 ?) і монтморилоніту (11,6-11,9 ?). Співвдношення інтенсивностей рефлексів показує, що найпоширенішим серед цих мінералів є каолініт. У значній кількості він зустрічається також в глинистому цементі пісковиків. Хлорит знаходиться у вигляді поодиноких лусочок в глинистих та уламкових породах і є алотигенним мінералом. Монтморилоніт найменше поширений серед глинистих мінералів.

Вважаємо, що первинним глинистим мінералом нижньокрейдових відкладів був каолініт, що постачався в седиментаційний басейн із Українського щита та, можливо, Фено-Скандинавського суходолу, де він був розвинутий корі вивітрювання кристалічних порід. Постседиментаційні перетворення алотигенної глинистої речовини (каолініту) відбувалися за наступною схемою: каолініт > невпорядкований каолініт > фаза монтморилонітоподібного типу > змішаношарувата фаза гідрослюда-монтморилоніт > гідрослюда 1 Md. Аутигенне походження гідрослюди в досліджених породах неокомського віку і приналежність її до низькотемпературного політипу 1 Md свідчить про те, що ці породи зазнали постседименаційних перетворень етапу мезокатагенезу МК1-МК2. Присутність в мінеральному складі порід ще одного аутигенного глинистого мінералу - монтморилоніту, а також наявність в структурі гідрослюди монтморилонітоподібних шарів, фіксує проміжні послідовні стадії трансформації глинистого мінералу каолініту в гідрослюду.

Літогенез нижньокрейдової верстви “чорних глин” автохтона Покутсько-Буковинських Карпат.

У піднасуві Покутсько-Буковинських Карпат у відкладах верхньої частини нижньокрейдового розрізу (готерив-барем) низкою свердловин розкрито верству “чорних глин” - тонкошаруватих аргілітів, чорного або темно-сірого забарвлення. Вміст Сорг у цих породах становить 1,2-1,55%. Походження “чорних глин” ранньокрейдової епохи багато дослідників (Д. П. Найдін, В. П., С. О. Шланґер та інші. ) пов'язують із розвитком “безкисневих океанських подій” (ОАЕ - ocean anoxic events) у Світовому океані, зокрема із фазою OAE - 1 (К1 br-al).

Для Карпатського регіону, вперше, було проведено мінералого-петрографічні та літолого-геохімічні дослідження “чорних глин”. Потужність утворень готерив-баремського віку становить 0,5-3,5 м (площа Святославська, площа Чорногузи), а в напрямку занурення автохтона досягає максимальних значень - 6-7м (площа Лопушна).

Петрографічним вивченням “чорних глин,” встановлено типову для них шарувату текстуру, яка фіксується чергуванням різних за розміром проверсточків глинистої компоненти від тонесеньких до товстіших. Вони складаються з механічно перемішаної (у різних кількісних співвідношеннях) донними течіями маси теригенно-глинистої та розсіяної органічної речовини. У складі органічної речовини (ОР) “чорних глин” встановлено комплекс мікрокомпонентів: наземного генезису (алохтонних), серед яких значно переважають гумусові - фюзенізовані фрагменти рослинних тканин (до 95 %); ліпоїди, спорадичні знахідки мікрокомпонентів, що утворилися внаслідок нагромадження найстійкіших біохімічних речовин (смол, восків та ін.) вищих рослин (7-5 %); планктоногенного походження - рештки водоростей, які не втратили обрисів талому (від поодиноких фрагментів до 1 %).

З метою з'ясування структури ОР, зокрема її бітумінозної частини: хлороформного бітумоїда А (ХБА) та ДСББА (додатково вилученого спиртобензольного бітумоїда А), використано метод інфрачервоної (ІЧ) спектрофотометрії (аналітик Н.І. Манжар, відділ седиментології провінцій горючих копалин ІГГГК НАН України).

Аналіз спекрів поглинання ДСББА та порівняння їх із спектрами поглинання ХБА довів, що основні характеристичні частоти коливання функціональних груп цих спектрів співпадають в областях: 3000-2800, 1480-1380 (метильні та метиленові групи), 1760-1765 см-1 (карбонільна група), а також смуги поглинання в області 1020-1300 см-1, зумовлені наявністю зв'язків S = О (кисневмісні сполуки типу тіоефірів, тіокетонів, сульфонів). До речі, поряд із значною подібністю між ІЧ-спектрами ХБА та ДСББА відзначається певна відміннісь. Для спектрів ДСББА спостерігається поглинання незначної інтенсивності при 1600-1620, 1640 см-1 , яке пов'язане з присутністю С = С ароматичних структур, а також поглинання в області деформаційних коливань С - Н зв'язків заміщень ароматичного ядра (900-750 см-1).

Аналітичні дані інфрачервоних спектрів поглинання ХБА та ДСББА свідчать про незначну ступінь зрілості органічної речовини, що відповідає стадії мезакатагенезу, градації МК1-МК2. Чітко виявлені поглинання кисневих структур вказують на сингенетичність бітумоїдів.

Одержані результати ІЧ-сектрофотометричних досліджень доповнюють петрографічні. Так на спектрах поглинання ХБА присутні групи аліфатичних вуглеводнів, кисневмісні групи, поряд з якими не зафіксовано ароматичних структур. Така група спектрів порівнянно з еталонними, мала б заперечувати гумусовий генезис ХБА, і можна було б вважати, що органічна речовина - сапропелевої природи. У нашому випадку ХБА справді не містить продуктів розпаду лігніно-целюлозних тканин вищої рослинності, проте фіксуються фрагменти наземного походження. Первинним матеріалом цих бітумоїдів є мікрокомпоненти групи ліптініту (кутикула, смоляні тіла, спори, пилок). Такі висновки підтверджуються результатами інших дослідників, які вивчали подібні генетичні типи глин (Дж. Брукс, А. Комбаз 1971 р.) На спектрах поглинання ДСББА, зафіксовані ароматичні структури, вказують на присутність у цих бітумоїдах гумусових мікрокомпонентів. Згідно з вищевикладеним можна стверджувати, що розсіяна органічна речовина загалом є “наземного” генезису, а небітумінозна її частина представлена лігніно-целюлозними тканинами вищої рослинності. Що стосується бітумінозної частини - то нейтральні бітумоїди ХБА, які екстрагують з ОР масла, смоли, асфальтени, своїм походженням зобов'язані ліпоїдним мікрокомпонентам, а кислислі ДСББА, які на 90 % складаються з невуглеводневих сполук, представлені, зазвичай, продуктами перетворення як ліпоїдних, так і гумусових мікрокомпоненнтів.

Літолого-геохімічне вивчення “чорних глин” з застосуванням низки індикаторних співвідношень дозволяє стверджувати, що ці відклади формувалися у слабковідновних-відновних умовах. Цей факт дає підстави пов'язувати утворення описаних верств з проявом у Карпатськму епіпелагічному басейні першої крейдової океанської безкисневої події (OAE 1 - ocean anoxic events, К1 br-al).

Геолого-палеоокеанографічні умови седиментації (неоком, пізній альб-ранній сеноман).

Протягом ранньо -середньокрейдового часу (неоком-галич) більша частина території Європи, зокрема її центральні і південні регіони, були вкриті епіконтинентальними морями. На півдні ці моря переходили у відкриту пелагічну область Мезотетіс, складаючи його північну континентальну окраїну, а на заході з'єднувалися з Атлантичним океаном. Покутсько-Буковинський сегмент належав до материкової окраїни Східноєвропейського моря.

Комплексний аналіз просторового поширення осадових утворень неокомської та альб-сеноманської товщ, варіацій мінералого-петрографічного складу порід, що їх формують, і низка геохімічних параметрів-індикаторів умов осадонагромадження, дозволили зробити висновки щодо палеоокеанографії регіону в крейдовий час та побудувати оригінальні седиментаційні і палеоокеанографічні схеми-моделі.

Неоком.

Просторовий розподіл літофацій, виділених у межах автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину, дає змогу допускати наявність декількох джерел постачання уламкового матеріалу. Проведені седиментолого-палеоокеанографічні реконструкції, що базувалися на вивченні речовинного складу крейдових порід регіону, асоціацій мінералів важкої та легкої фракцій, тощо, дозволили підтвердити, висловлені концепції (Ю.М. Сеньковський та інші, 2004 р.) про надходження основного його обсягу з північних теренів палеосуходолу Східноєвропейської платформи, складеного осадовими (палеозойськими) та кристалічними (архей-протерозойськими) породами.

Встановлено також, що певна кількість уламкового матеріалу в крейдовий (особливо альб-сеноманський) седиментаційний басейн надходила з невеличких (острівного типу) палеосуш, локалізованих в центральній частині басейну та складених карбонатними юрськими і метаморфізованими протерозойськими утвореннями (Білоруська, Вінницька височини та інші; К.Б. Юбіц та інші, 1988 р.).

Дані області денудації, згідно співвідношень Al2O3/TiO2 (кліматичний показник), Al2O3/Na2O (показник зрілості глинистого матеріалу), асоціації глинистих мінералів та важкої фракції вирізнялися каоліновим профілем вивітрювання. Встановлено, відсутність в складі кластичного матеріалу неокомських відкладів базальтової вулканокластики (співвідношення Ti/Zr варіює від 5 до 25) та беззастережне домінування гранітоїдної, при епізодичному надходженні продуктів руйнування карбонатних та теригенних порід. Кліматичні умови в їх межах (Al2O3/TiO2 - в середньому 25) характеризуються симиаридністю, а зрілість глинистого матеріалу (Al2O3/Na2O - 30--60) середнім ступенем. Цей висновок підтверджує й іліт-каолініт-хлоритова асоціація глинистих мінералів, а також речовинний склад легкої (кварц, домішка польових шпатів, слюдистих мінералів) та важкої (циркон-турмалін-рутилова асоціація) фракцій.

Морська водойма в неокомський час, за наявними даними, займала практично всю території вивченого регіону і характеризувалось поступовим розширенням в північному напрямку від початку валанжина до кінця барема. Глибини водойми були відносно невеликі (до 100 м, відношення Pb/Zr - до 0,05). Солоність вод коливалась від нормально-морської на початку валанжина до прісноводної - на кінець барема (відношення Sr/Ba змінюється в цьому часовому діапазоні від 1-2 до < 1) при корелятивній зміні окисних умов у її придонних шарах на слабковідновні-відновні (відношення Mo/Mn x100 % коливається від менше 1 до 2).

Строкатоколірні утворення нижньої частини неокомського розрізу регіону характеризуються підвищеним вмістом мінералів групи заліза - гетит, гідрогетит, гематит (вміст Fe2O3 в породах коливається від 2 до 7 %), що, на нашу думку, обумовлено зносом матеріалу з болотистих суходолів. Про це свідчить, і практично постійна, домішка обвугленого рослинного детриту, вміст якого коливається від 1 - 2 в породах нижніх горизонтів розрізу неокому до 20 % - у верхніх.

Отже, узагальнюючи ці дані стало можливим відтворити основні риси палеоокеанографії Покутсько-Буковинського регіону в неокомський час. На початку валанжинського (неокомського) часу (після континентального післяюрського періоду розвитку регіону) трансгресія в межі Покутсько-Буковинських Карпат поширювалася з боку Карпатського сегмента океану Мезотетісу (південно-західні райони досліджень). Найбільший обсяг уламкового матеріалу в межі вивченої території надходив зі Східноєвропейського суходолу, який на той час був широкою денудаційною, місцями сильно заболоченою рівниною, складеною давніми осадовими та кристалічними породами. Річковим стоком переносився мінералогічно гетерогенний матеріал, який і акумулювався в епіпелагічному седиментаційному басейні.

Певний вплив на формування неокомської призми палеошельфу Покуття, справили і потужні річкові водні артерії суміжних регіонів: пра-Вісла, пра-Дніпро та інші. Ці ріки брали початок з Фено-Скандинавського суходолу, перетинали Східноєвропейську денудаційну рівнину та акваторію Східноєвропейського плитководного моря, впадаючи в Карпатський седиментаційний басейн, спричиняючись (Ю. М. Сеньковський та інші, 2004 р.) до формування там конусів виносу (крейдовий фліш). Просторове положення виділених зон активного водостоку (річок), на наш погляд, визначається положенням регіональних розломів північно-східного простягання.

Характер просторового розподілу фаціальних зон вивченого морського басейну дає можливість говорити про їх розвиток і в піднасувній частині Карпат, при закономірній заміні плитководно-морських внутрішньошельфових умов седиментації (неоком) глибоководнішими - зовнішньошельфовими (пізній альб-ранній сеноман). Неокомський період розвитку регіону, ймовірно, завершується в баремі, коли в результаті регресії вивчена територія була виведена з-під рівня моря і зазнала денудації. Значна частина сформованих до цього часу осадів була зруйнована і знесена в Карпатський троговий басейн. Другий цикл седиментаційного розвитку регіону припадає на альб-сеноманський час.

Пізній альб-ранній сеноман.

Після континентального періоду, який вірогідно продовжувався протягом апту, раннього та середнього альбу, в результаті глобальної трансгресії, що проявилася і в межах вивченого регіону сформувався морський басейн з переважно карбонатно-глинистою та біогенною (кременистою) седиментацією.

Характер просторового поширення виділених літофацій, розрізи яких характеризуються перешаруванням теригенних, карбонатних та кременистих утворень у різних відсоткових співвідношеннях, свідчить про значні зміни в процесах осадконагромадження порівняно з неокомськими. По-перше, значно скоротився обсяг теригенного скиду з денудаційних областей, що зумовлено в основному пенепленізацією їх рельєфу. По-друге, відчутно зросла роль біогенного як карбонатного, так і кремнеземового седиментогенезу.

Псамітова літофація, яка отримала широкий розвиток у північній частині регіону, характеризується регіональним поширенням без видимих лінійних ареалів. Останнє дає підстави стверджувати про відсутність у межах вивченої території потужних водостоків (річкових артерій). У той же час локальний розвиток кременистих утворень в центральних районах регіону з характерним розкриттям ареалів в південному напрямку (далі від берегової лінії) засвідчує істотний вплив приберегового апвелінгу на процеси альб-сеноманського осадонагромадження.

Про широкий розвиток апвелінгових процесів в альб-сеноманський час (Ю.М. Сеньковський та інші, 1987 р.) свідчить характер розподілу біогенів: Р2О5, SiO2, СаСО3. Автором встановлено, що у верхньоальбських-нижньосеноманських відкладах вміст СаСО3 складає 20-72 %, а SiО2біог. - 20-60 %. У теригенно-глинистих породах неокому, максимальний вміст Р2О5 становить 0,02 %, хоча у більшості випадків, це лише сліди. В той час у глауконіт-кварцових пісковиках альб-сеноману концентрація Р2О5 досягає 5 %, значний вміст Р2О5 - у органогенно-детритових вапняках та вапистих спонголітах альб-сеноману - до 3,2 %. При цьому слід відзначити характерне для товщі неспівпадіння в часі процесів кремене- (ранній сеноман), фосфато- і глауконітонагромадження (пізній альб-ранній сеноман).

Висновки

ранньосеноманський палеоокеанографічний седиментація літофація

1. Нижньокрейдові відклади (неоком) автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину представлені нерозчленованим валанжином, готеривом та баремом. Породи нижньокрейдового віку трансгресивно залягають на юрських утвореннях. Потужність нашарувань неокому складає 5-70 м. На значній площі району досліджень утворення неокому розмиті. Серед відкладів неокому встановлено: уламкові, глинисті та глинисто-карбонатні породи. Уламкові породи представлені гравелітами, пісковиками та алевролітами, глинисті - аргілітами, глинисто-карбонатні - мергелями.

Утворення пізньоальбського- ранньосеноманського віку майже суцільним покривом трансгресивно залягають на неокомських та юрських відкладах, за винятком окремих ерозійних останців-піднять, де на донеогеновій поверхні залягають юрські та палеозойські породи. Потужність альб-сеноманських нашарувань коливається в межах 5-50 м. Серед альб-сеноманських відкладів поширені уламкові (пісковики), кременисті (халцедоноліти, спонголіти) та карбонатні породи.

2. У складі неокомських відкладів встановлено три типи літофації. Гравелітова літофація трансгресивно заміщує відклади юри. Вона по латералі змінюється мергельно-піщаною літофацією. Остання залягає на розмитій поверхні юри й представлена (у повних розрізах) темно-сірими до чорних мергелями з черепашковим детритом та вапнистими пісковиками. Відклади мергельно-піщаної літофації по вертикалі заміщуються утвореннями піщано-алевроліто-глинистої, яка складена з алевроліто-глинистих порід з прошарками пісковиків.

3. Для відкладів верхнього альбу-нижнього сеноману встановлено чотири типи літологічних фацій. Піщана літофація складена з глауконіт-кварцових пісковиків. Карбонатно-піщано-кремениста представлена (знизу догори) глауконіт-кварцовими пісковиками з пластовими халцедонолітами, халцедоновими і вапнистими спонголітами, спікуловими вапняками. Піщано-карбоната літофація складена з глауконіт-кварцових пісковиків, піщаних і органогенно-детритових вапняків та вапнистих спонголітів. Кременисто-піщана - представлена глауконіт-кварцовими пісковиками, в товщі яких залягає пластовий халцедоноліт.

4. Глауконіт-кварцові пісковики пізньоальбського-ранньосеноманського віку, нафтогазоносність яких підтверджена на Лопушнянському родовищі, поширені на всій дослідженій території. Потужність псамітів становить 5-25 м, в межах піднасувної частини автохтона середні потужності складають 10-20 м. За речовинним складом нафтогазоносні глауконіт-кварцові пісковики площі Лопушної не відрізняються від аналогічних пісковиків дослідженого району. Отже, можна стверджувати, що глауконіт-кварцові пісковики є потенційними колекторами вуглеводнів у межах автохтона Покутсько-Буковинської частини Передкарпатського прогину з огляду як на потужності, так і на речовинний склад.

5. У відкладах верхньої частини нижньокрейдового розрізу (готерив-барем) знаходиться верства “чорних глин” - тонкошаруватих аргілітів, чорного або темно-сірого забарвлення. Вміст Сорг у цих породах становить 1,2-1,55%. Мінералого-петрографічним дослідженням встановлено у складі органічної речовини домінування гумусових мікрокомпонентів. ІЧ-спектрофотометричні дослідження бітумоїдів ХБА (хлороформний бітумоїд А) та ДСББА (додатково вилучений спиртобензольний бітумоїд А) показали, що, загалом первинним матеріалом цих бітумоїдів є мікрокомпоненти групи ліптініту (кутикула, смоляні тіла, спори, пилок). Літогеохімічне вивчення “чорних глин” з застосуванням низки індикаторних співвідношень дозволяє стверджувати, що ці утворення формувалися у слабковідновних-відновних умовах. Цей факт дає підстави пов'язувати утворення описаних верств з проявом у Карпатськму епіпелагічному басейні першої фази океанських безкисневих подій (OAE 1, К1 br-al).

6. Нагромадження неоком-нижньосеноманських відкладів відбувалося в межах давнього шельфу Сідноєвропейського моря, яке було пов'язане з динамічною системою океану Тетіс. Покутсько-Буковинський сегмент Карпатської континентальної окраїни океану Тетіс в неокомі належав до прибережноморської внутрішньої зони шельфу з відносно невеликими (до 100 м) глибинами. Пенепленізована південно-західна окраїна центральної частини Європейської платформи, ймовірно, в неокомі була основним постачальником уламкового матеріалу в Покутсько-Буковинський седиментаційний басейн. Неокомський період розвитку регіону завершується в баремі, коли в результаті регресії вивчена територія була виведена з під рівня моря і зазнала денудації. Значна частина сформованих до цього часу осадів, правдоподібно, була скинута річковим стоком у Карпатський флішовий басейн.

7. В альб-сеноманський час, внаслідок глобальної трансгресії, що інтенсивно проявилася в межах вивченого регіону, сформувався морський басейн, охоплений частково теригенною, а загалом біогенною (карбонато- кремененагромадження) седиментацією. Характер просторового розподілу фаціальних зон морського басейну вказує на закономірні зміни плитководно-морських внутрішньошельфових умов седиментації (неоком) глибоководнішими - зовнішньошельфовими (пізній альб-ранній сеноман).

Література

Радковець Н.Я. Петрографічна характеристика верхньоальбських-нижньосеноманських відкладів автохтона Покутсько-Буковинської частини Українських Карпат // Геологія і геохімія горючих копалин. - 1999. - № 3. С. 116-122.

Сеньковський Ю.М., Радковець Н.Я., Баландюк Л.В. До мінералогії глин верхньоальбських нафтогазоносних відкладів автохтона Покутсько-Буковинської частини Українських Карпат // Геологія і геохімія горючих копалин. - 1999. - №4. - С. 83-86.

Радковець Н.Я., Сеньковський Ю.М. Седиментолого-палеоокеанографічні особливості формування крейдових відкладів Покутсько-Буковинського сегмента океану Тетіс (неоком, альб-сеноман) // Геологія і геохімія горючих копалин. - 2002. - №2. - С. 3-12.