Літолого-геохімічні передумови стратиформного розподілу нафти

Размещено на http://www.allbest.ru/

3

ЛІТОЛОГО-ГЕОХІМІЧНІ ПЕРЕДУМОВИ СТРАТИФОРМНОГО РОЗПОДІЛУ НАФТИ

Петруняк Г.М.

Львівський національній університет імені Івана Франка

Анотація

В геохімічній еволюції літогенезу в гірській споруді Карпат виділяються тривалі процеси збагачення органогенною речовиною відкладів нижньої крейди і олігоцену.

В стратиграфічному розрізі осадової товщі виділяються строкатоколірні горизонти які відображають зміну тектоно-седиментаційних циклів і вміщають фауну з люмінесцентними вуглеводнями. Крім того вони вирізняються різноманітністю седиментогенного мінералоутворення контрольованого положенням окисно-відновної Eh0 межі в осадку.

Стратиформний розподіл нафти в еоценових глинах і вуглеводнів у кремнисто-мергелястому горизонті олігоцено має регіональний характер і визначався геохімічною мінливістю літогенезу в умовах складної взаємодії палеогеоморфологічних, палеотектонічних, палеосейсмічних і палеогідродинамічних чинників початкової стадії горотворення.

Ключові слова: літогенез, окисно-відновний потенціал, нафта, вуглеводні, метасоматоз.

літогенез нижній крейда вуглеводні горизонт

Summary

Petrunyak G.M.

Lviv National University named after Ivan Franko

LITHOLOGICAL-GEOCHEMICAL PREREQUISITES OF THE STATIFORM DISTRIBUTION OF OIL

In the geochemical evolution of lithogenesis in the Carpathian mountain structure, long processes of enrichment of the Lower Cretaceous and oligocene deposits of organogenic matter are distinguished.

In the stratigraphic section of the sedimentary layer, red-colored horizons are highlighted, reflecting changes in tectonic-sedimentation cycles and accommodating fauna with luminescent hydrocarbons. In addition, they differ in the variety of sedimentogenic mineral formation controlled by the position of the redox Eh0 boundary in the sediment.

The stratiform distribution of oil in Eocene clays and hydrocarbons in the siliceous marl horizon of the Oligocene has regional character and was determined by the geochemical variability of lithogenesis under conditions of complex interaction of paleogeomorphic, paleotectonic, paleoseismic and paleohydrodynamic formation.

Keywords: lithogenesis, redox potential, oil, hydrocarbons, metasomatosis.

Постановка проблеми

Стратиформний розподіл вуглеводнів і нафти в автохтонних і алохтонних утвореннях Українських Карпат [1, 2, 3] не може залишатись у вигляді звичайної констатації факту. В нафтогазоносних провінціях світу таке природне явище не рідкість і, на наше переконання, потребує деталізації з позицій геохімічної еволюції седиментогенезу та літогенетичних перетворень [4, 5].

До визначення фізико-хімічних параметрів геохімічної обстановки седиментогенезу наближують нас строкатоколірні горизонти крейдово-неогенової товщі і кремнисто-мергелясті відклади менілітової світи олігоцену Карпат. Їхнє формування відображає зміну тектоно- седиментаційного режиму осадконагромадження товщі. Крім того, ці утворення найповніше відображають палеогеографічну і палеокліматичну обстановку гідродинамічного режиму в системі область живлення - басейн (трог) седиментації.

Такий зв'язок виразніше простежується на стратиграфічних межах між шипотською (Кsp) і яловецькою (К_2jl); стрийською (К_2sr) і ямненською P (1jm); вигодсько-пасічнянською (Р_2vp) і бистрицькою (Р2bs) світами.

На підставі палеонтологічного визначення віку осадової товщі і її реальної товщини допускається, що середня швидкість нагромадження осадків знаходилась в межах 0,4 - 6,0 см за 1000 років. Проте в розрізі осадової товщі спостерігаються епізоди стратиграфічної і кутової незгідності, а в строкатих горизонтах міститься достатня кількість глауконіту придатного для встановлення абсолютного віку порід.

Для осадового комплексу Карпат існує пробіл тому, що в цьому відношенні геохронологічні показники визначені тільки для метаморфічних комплексів Чивчинсько-Рахівського кристалічного виступу та порід Східно-Європейської платформи дещо віддалених від Передкарпатського прогину [6].

На протязі геохімічної еволюції нагромадження осадової тощі в Карпатах виділяються два крупні періоди значного збагачення відкладів органогенною речовиною Сорг в нижній крейді і олігоцені [7, 8, 9,10, 11]. За асоціаціями аутигенних мінералів осадових комплексів виділяють геохімічні фації і геохімічну обстановку мінералоутворення (Ей, рН) відтворюють за теоретично обґрунтованими діаграмами мінеральної рівноваги [12].

Виділення невирішених раніше частин загальної проблеми. В природних об'єктах геохімічна обстановка мінералоутворення породного середовища визначається багатьма фізико-хімічними чинниками, які при незначному зміщенні рівноваги визначають утворення несподіваних мінералів, їх заміщення або розпаду [13]. На цю обставину вперше звернули увагу М.Ф. Стащук і С.К. Кропачова [14] при дослідженні рідкісного явища природи - метасоматозу піриту по сірці.

Наявність органогенної речовини С_орг в осадку визначає відновлення Fe⁺³ до двовалентного стану Бе⁺². З проникненням складових нафти у червоноколірні породи відновлення заліза не відбувається тобто вуглеводні проявляють себе як геохімічна інертна субстанція, але яка при утворенні мінералів проявляє себе поверхнево активна речовина.

В стабільних і динамічно активних геоструктурах процеси осадко нагромадження підпорядковані закономірностям періодичності і направленості еволюційного розвитку геологічних процесів. Наступні літологічні перетворення визначаються тільки мінливістю геохімічного середовища в стадіях діагенезу, катагенезу та гіпергенезу.

Стан вивченості та мета статті. Стан досконалої вивченості Карпатської нафтогазоносної провінції постійно відповідав вимогам тенденцій розвитку геологічних наук на світовому рівні. Ось чому на досягнутій основі наукових досліджень в своїх побудовах важливе значення надаємо одиничному мінералу чи тонкому проверстку осадової товщі.

До цього зобов'язують встановлені нами факти стратиформного розподілу нафти в еоценових глинах, вуглеводнів у кремнисто - мергелястому горизонті менілітової світи олігоцену і гіпсовій формації неогену Волино- Подільської плити та в фауністичних рештках Карпат і Східно-Европейської платформи [15].

Відправним об'єктом розгляду геохімічних досліджень нами обрано безперервні розрізи світ в структурах Покутських Карпат межиріччя Черемош - Лючка, в яких відтворені всі складнощі фаціально-формаційних утворень по простяганню і латералі.

Зауважимо, що традиційно геохімію осадових комплексів розглядають на основі системно згрупованих десятків тисяч даних спектральних аналізів літологічних відмін обраного стратиграфічного розрізу. В основі своїх побудов на чільне місце ставимо мінерал, органічну речовину Сорг, вуглеводні та нафту.

Верхній еоценовий час відзначається контрастною зміною геохімічної обстановки літогенезу пов'язаною з формуванням відкладів бистрицької світи зі строкатим горизонтом в основі.

Літолого-геохімічні перетворення в цих відкладах визначались положенням окисно - відновної поверхні Еh° в осадку, біля якої утримувалась рівновага 2Н+ + 2е- = Н2⁰. З кори вивітрювання в області живлення в басейн седиментації поступав матеріал, значно збагачений сполуками трьохвалентного заліза Fe⁺³, яке є основним хромофором червоно забарвлених проверстків. Зміна первісного забарвлення породи і аутигенні мінерали ритмів відображають геохімічну обстановку літогенезу. Тільки лише одна зміна забарвлення яшм і яшмовидних порід від зеленого або чорного в сторону червоного кольору розглядається як важливий критерій оксидно-відновних процесів в намулі [16, с. 334].

Відклади бистрицької світи контрастно відрізняються від порід основи з появою перших червоних проверстків глин. Почергова зміна червоного і зеленуватого забарвлення в ритмах формує утворення відоме під назвою строкатого горизонту (рис. 1)



Рис. 1. Строкатий горизонт в основі бистрицької світи. Село Шешори по р. Пістинька

В повному об'ємі вони відображають зміну трансгресивно-регресивних умов і геохімічну взаємодію системи басейн седиментації - провінція живлення, яка відзначалась значним розвитком потужної кори вивітрювання визначеної палеокліматологічними чинниками.

Ритми строкатого горизонту складаються з двох компонентів. Перший елемент ритму - фораменіферовий пісковик; другий - глини. Проте, зі сторони перекриваючих форамініферових пісковиків в покрівлі червоних глин відбувається відновлення Fe⁺³ і червоне забарвлення частково заміщується на зеленувато-сіре.

Вверх по розрізу помітно зростає товщина ритмів, забарвлені на червоно проверстки поступово тоншають і безслідно зникають до верху, що пояснюється підняттям межі окисно- відновного середовища Е^ з донного осаду у водяний стовп басейну седиментації.

Як правило, низ першого елементу ритму настільки збагачений акцесорними мінералами, що утворює природний шліх. Окремі проби відзначаються високим вмістом циркону.

Циркон розвинений по всьому розрізу з рівномірним розподілом в літологічних відмінах. Кристали його видовжено-призматичного і стовбчатого габітусу. Іноді з пірамідальними закінченнями з чіткою зональною будовою. Забарвлення - бурувате до жовтого. Вверх по розрізу зростає степінь окатаності його зерен. За типоморфними ознаками, очевидно, циркон вулканогенного походження. Дослідження його кристаломорфогії в неогенових відкладах підтверджує висновок про те, що залишаються невідомими його корінні джерела [17].

Гранат складає 5% важкої фракції і розвинений в нижній частині досліджуваного розрізу. Має кутасті форми, тріщинуватий, з голчатими непрозорими включеннями. Розмір зерен 0,01-0,25 мм. Часто для зерен гранату характерна черепична і шиповидна поверхня, яка пояснюється їхньою регенерацію в осадових комплексах. Зерна безбарвні, іноді рожевуваті, показник заломлення п=1,810 ± 0,005, який відповідає анальдиму.

Сфен буруватий, при схрещених ніколях золотистого інтерференційного забарвлення. Зустрічається у вигляді кристалів неправильних конвертоподібних форм виключно в строкатому горизонті.

Турмалін жовтавий і брудно-зелений у вигляді призматичних кристалів та їх уламків з характерною тріщинуватістю по спайності{0001}, розміром до 0,2 мм. Плеохроїзм від темно-зеленого по Ng до жовто-зеленого по Np. У важких фракціях його вміст досягає 45%.

Біотит. Рідкісний плеохроїчний мінерал, ізометричної форми з обірваними іноді розщепленими краями.

В стратиграфічному розрізі світи розподіл акцесорних мінералів нерівномірний. В проверстках пісковиків строкатого горизонту їхній вміст складає природний шліх, а вверх по розрізу акцесорні мінерали поступово зникають з ознаками значної окатаності.

Алотигенні мінерали представлені постійно присутнім кварцом, вміст якого по вертикаля спадає від 22 до 10%. Зерна кварцу прозорі, безбарвні, рідше молочно-білого або буруватого кольору, кутасті. Розмірність у глинах - алеврито- пелітова, а в пісковиках іноді досягає 1 мм значної окатаності. В складці Брусного по р. Рибниці проверстки пісковиків (до 12 см) складені заокругленими крупними зернами кварцу на базальним халцедон-опаловому цементі з вмістом вуглеводнів з помаранчево-жовтою люмінесценцією Їх подібна присутність виявлена в опаловому цементі проверстків складених жорствою кристалічних порід (р.Рибниця, с. Соколівка).

Плагіоклази олігоклазоваго і андезинового складу переважно приурочені до верхів строкатого горизонту. Зерна кутасті слабо обкатані утворюють двійники, інколи з вростками хлориту.

Мусковіт поширений мінерал легкої фракції. нашарування Лусочки його безбарвні, ізометричні і знаходяться в постійній асоціації зі значно розвиненим серицитом.

Аутигеннні мінерали відображають більш ширше фізико-хімічну обстановку геохімічних умов мінералоутворення в стадію діагенезу, катагенезу та гіпергенезу.

Халцедон є цікавим аутигенним утворенням глин, пісковиків, мергелів, карбонатних конкрецій та привнесених коралів з мікроскопічними наростами колоній серпулітів. За станом кристалізації розрізняються:

1. Агрегати халцедону розмірністю < 0,25 мм карбонатних конкрецій.

2. Віялоподібні агрегати > 0,1 мм глин і пісковиків нижньої частини розрізу.

3. Облямівки крупнокристалічного халцедону навколо уламків кристалічних вапняків.

4. У вигляді форамініфер з чітким хвилястим погасанням (кварцин), що локалізуються виключно у червоних глинах тобто вище окисно-відновної межі в осадку.

В окремих випадках корали і фрагменти ракоподібних заміщені халцедоном в асоціації і всі вони поточені камнеточцями, хооди яких виповнені катагенетичним глауконітом (р. Лючка, с. Люча)

Опал розвинений у вигляді базального і плівкового цементу в гравелітах, окремих проверстках пісковиків і пластах нафтоносних глин в покрівлі бистрицької світи [2].

Глауконіт є значно поширеним аутигенним мінералом трав'янисто-зеленого і чорно-зеленого забарвлення. Утворює зернисті агрегати овальної форми (0,1 - 1,4 мм). При схрещених ніколях тонкої агрегатної будови. Глауконіту часто заміщує форамініфери. В окремих випадках внутрішній простір глауконіту виповнений самородною міддю [13].

Фосфатні мінерали представлені колофаном і С1-апатитом від темно-коричневого до буруватого забарвлення, які розрізняються між собою аморфною і тонковолокнистою будовою. Звично вони заповнюють дрібненькі зуби риб, а іноді зустрічаються у вигляді незначних згустків у карбонатному цементі форамініферових вапняків. В підошві базового пісковика (с. Делятин по р. Прут) фторапатит і колофан виступають у вигляді згустового і плівкового цементу [2].

В низах строкатого горизонту в проверстках форамініфери складені сферолітами арагоніту. Вище їхні черепашки перекристалізовані в пелітоморфному карбонатно-глинистому цементі.

Прольокулюм окремих форамініфер заповнений баритом або халькозином. Різноманітний стан заміщень форамініфер манганокальцитом, родохрозитом, мідистим глауконітом, а в червонх глинах кварцином свідчить, що мінеральні відтворення обумовлене дифузією атомів елементів в геохімічному середовищі, Окремі форамініфери містять у собі люмінесцентні вуглеводні.

Обговорення результатів

Формаційно- генетичний аналіз відкладів бистрицької світи проводиться нами на базі даних з літології, мінералогії і геохімії [13] та особистих досліджень. Карбонатна складова представлена манганокальцитом, родохрозитом, олігонітом, сидеритом. Вилучені нерозчинні рештки псамітового і алевритового матеріалу складені агрегатами хлориту, халцедону, уламками кварцу, середніми плагіоклазами, глауконітом та акцесорними мінералами.

Мікрофаціальні зміни в елементах ритмів виражені раптовою появою чи зникненням гравійного матеріалу метаморфічних порід. Червоні глини - не карбонатні. Очевидно такі утворення виникали внаслідок ламінарних придонних течій і часто викликали східчастий розмив глинистих відкладів. З теригенної провінції з глинистим матеріалом поступали органічні решки, які розкладаючись в осадку разом з рослинами дна, створювали відновне середовище з підвищеним вмістом СО₂. Часто перший елемент ритму непомірно збагачений досконало окатаним гравієм екзотичних порід - штрамбергського вапняку, філітових сланців, кварцу, уламками мінералізованих міддю порід. В с. Шешори вверх по розрізу помітно змінюється літологічний склад ритмів. В першому елементі ритму гравеліти відсутні, а пісковики, алевроліти, мергелі стають другорядними, а їхнє місце займають карбонатні мангановмісні конкреції, збагачені в підошві кластичним матеріалом.

Літологічні відміни з прямим типом фракційного розподілу кластичного матеріалу. В проверстках зеленувато-сірих глин з пенсиметричним і симетричним. Зазначимо, що вміст магнію Mg вверх по розрізу помітно зростає. Динаміка вод басейну седиментації визначалась донними течіями перемінного напряму, які спричинювали розмив у вигляді сходинок. Течії північно-західного напряму заповнювали ці уступи, заповнені гравійним матеріалом метаморфічних порід.

Поверхні нашарування відображають напрям донних течій, як це спостерігається навколо підковоподібної заглибини, залишеної організмом в глинистому осаді з наступним замуленням (рис.2).

Рис. 2. Барельєфний відлив заглиблення залишений живим організмом. (Урочище Пилипа, с. Старі Кути)

В породах строкатого горизонту виявлені спікули губок, а на поверхнях нашарування сліди кріплення губок до субстрату, що вказує на малу глибину басейну седиментації.

Співвідношення Ca/Mg в проверстках по розрізу міняється в такій послідовності 50, 2, 30, 8, 70, 10 і т.д. Доведено, що зростання співвідношення між цими елементами свідчить про поступове віддалення осадку від берегової лінії.

Утворення карбонатів мангану і заліза відбувалось в діагенетичну стадію, коли осадок був ізольований від придонної води басейну. Визначення стабільних ізотопів вуглецю (С¹² і С¹³) показало, що вони значно різняться від ізотопного складу карбонатів морського походження. Карбонати манганових конкрецій і проверстків збагачені легким ядром вуглецю (С¹²), 5С¹³ = - 0,7%о, а в морських - 5С¹² коливається від -0,2 до +0,2%о.

Геохімічна обстановка літифікації товщі в присутності органогенних речовин С_орг визначалась фізико-хімічними параметрами Ек рН, рС0₂, р в окреслених глибин формування в умовах гідростатичного тиску Р і температури середовища Т. Діагенетична стадія супроводжувалась дегідратацією відкладів. В кожному відокремленому першому елементі ритму відбувалося перегрупування карбонатів Са, Fe, Мп, Mg й їхніх ізоморфних сумішей. В другому червоноколірному елементі ритмі в ділянках, збагачених органогенною речовиною Сорг, створювалось відновне середовище, в якому відбувалось відновлення Fe⁺³ гідрогетиту до карбонатних мінеральних форм Fe⁺². Це зумовило плямисте забарвлення в проверстках..

Різнозабарвлені глини строкатих горизонтів розбухають і легко відмучуються від кластичного матеріалу і мікрофауни, містять сполуки вуглецю органогенного походження. Покрівля в ділянці переходу до горизонту бориславського пісковику містить пласти глин, насичених нафтою. Присутність органічної речовини у глинах зумовлює появу екзопіку на кривих диференціального нагрівання біля 300°С.

Важливе значення надається діагностиці привнесеної органічної речовини в системі водні артерії - басейн седиментації. В процесі формування товщі бистрицької світи спостерігається малопомітне поступлення органічної речовини з області живлення. Проте, присутність її в осадку значно впливала на геохімічне середовище мінеральних перетворень.

Зміну окисно-відновного потенціалу Eh в діагенетичну стадію літогенезу розглядають в зв'язку з мінералами-індикаторами, за парагенезисом яких виділяють ряд геохімічних фацій [14, 16]. Застосування водних витяжок з порід для визначення окисно-відновного потенціалу Eh первісного стану осадку не придатне, і призводить до спотворення результатів аналізів у рівняння Ернста. Це також викликає протиріччя між обчисленим і реально заміряним окисно-відновним потенціалом.

Принципове значення мають фізико-хімічні показники геохімічної обстановки мінералоутворення в сучасному намулі Світового океану, хоча умови формування строкатих горизонтів стратиграфічного розрізу Карпат за рядом ознак не можуть порівнюватися.

Наприклад, в Індійському океані в зоні глобегерінового намулу рН в межах 7,15 7,30 і Eh +148 - 167мв. В зоні глибоководних, абсолютно однорідних червоних глин встановлено, що до глибини 20 см рН = 7,25 - 7,15 і Eh = +65 - +115 мв. На глибині понад 2 м від поверхні намулу рН = 6,6 - 6,8 і Eh = -52 - -30 мв. Ще глибше рН продовжує знижуватись, а Eh зростає до +15 мв. В зонах розвитку глинисто-фораменіферового намулу з колонки довжиною 13 м здійснено 20 замірів рН і Ек Верхні 20 см представлені буровато-червоним намулом, а нижче голубовато-сірі намули. Верхній горизонт мав рН 7 і Eh +205 мв. На 20 см нижче спостерігалось збільшення pH до 7,6 - 7,8 і Eh до +440 (+470) мВ. Дані мінеральних асоціацій, що знаходяться в рівноважному стані з намулом не наводяться [18, 19].

Червоноколірні глини (намул) океанічного дна містить цеоліти, фосфати, манганові конкрецій з вмістом нікелю №, кобальту Со. Тому, вищенаведені дані (рН і Ек), непрямим чином наближують нас до окресленішого визначення стану геохімічного середовища.

На сучасному етапі розглядається роль давньої нафти в докембрійських уранових покладах. При цьому порівнюються дані ізотопного складу вуглецю Балтійського щита 5¹³С -23%о до -42%о і Вітватерсранду 5¹³С -23,6% до -39,2%о.[20].

Нами відтворюється геохімічна еволюція літогенезу, яка передувала стратиформному розподілу нафти та вуглеводнів у стратиграфічному розрізі бистрицької світи, бориславському «пісковику» та кремнисто- мергелястому горизонті менілітової світи [2].

В покрівлі глинистих відкладів еоцену розвинені проверстки і пласти насичених нафтою глин (0,1 - 0,3м), формування яких підпорядковане загальному процесу нагромадження осадків глинистих фацій. Ця обставина ускладнює пояснення джерела нафти в породі цементі насиченого нафтою (рис. 3).



Рис.3. Гравеліт з опаловим цементом, згусток якого містить смугасті виділення нафти. Шліф збільш. 18 разів. (с. Соколівка, складка Карматура).

Гравеліти складені окатаними уламками кварц-мусковітових, кварц-хлоритових, філітових сланців, кварцитом на опаловому цементі з псамітовою фракцією кутастих уламків кварцу і рідше плагіоклазу. Січні прожилки кальциту в ділянках перетину з опаловим цементом утворюють брудно-коричневу масу з високими кольорами інтерференції. Інколи глини вміщують проверстки алевролітів (1-4 см) з типовою текстурою скаkамучення (рис.4).

Рис. 4. Поверхня насиченого нафтою алевроліту з текстурою скаламучення. (р. Лючка, с. Люча).

Детальним обстеженням виявлено, що проверстки і пласти насичених нафтою глин займають зближене положення в стратиграфічному розрізі без чіткого визначення в катенаді фаціальних змін по вертикалі і латералі. Відносно подібних глин відкривається важлива деталь група Грозненських нафтових покладів Теодорович

По ріках Волиця (с.Черганівка) і Рибниця (с.Соколівка) нафтонасичені глини охоплюють значну частину стратиграфічного інтервалу (до 40 м) у верхах бистрицької світи.

По р. Прут (смт.Делятин) окремі проверстки нафтонасичених аргілітів (30-40 см) в покрівлі прикриті проверстками рожево-білого монтморилоніту (1-2 см), де в повноті відкриваються нашарування порід до базового пісковику (5м) в перекинутому заляганні. Він складений кутастими уламками кварцу, глауконітом, поодинокими зернами турмаліну на плівковому, глинисто-карбонатному, а в підошві колофановим і О-апатитовим згустковим цементом. Часто цей пласт розшарований поверхнями конседиментаційного розмиву (рис. 5).

Рис. 5. Фрагмент чергування порід між монтморилонітизованими туфами і пластом базового пісковику (р. Прут, смт Делятин)

Монтморилонітові глини відслонені вна лівому березі р. Прут з видимою потужністю до 40м. Глини світло-сірі, тонкошаруваті, не

карбонатні, мозаїчної структури і містять розсіяні кутасті уламки змінених плагіоклазів № 70, з одиничними зернами глауконіту, епідоту і реліктів заміщених піроксенів. Насичення етилен-гліколем монтморилонітового компоненту зумовлює збільшення міжплощинної відстані між пакетами від 1,5 нм до 1,7 нм.

По чітко вираженій мікрошаруватості породи вирізняються смужки темнішого забарвлення від збагачення детритом фосфатизованих скелетів риб і спікул губок. Цей потужний горизонт туфів нами описано вперше.

В інших розрізах цього стратиграфічного рівня глини сірі до темно-сірих, аргілітоподібні, з основною тонко розкристалізованою масою гідрослюд шт-монтморилонітового складу, з розсіяними, не відсортованими кутастими уламками кварцу, зміненими плагіоклазами і вулканічним склом, лейстами мусковіту, глауконіту, рідкісними зернами хлоритоїду, фосфатів, що складають алевритову фракцію (15%). В шліфах глин спостерігається згущення перегрупованого кластичного матеріалу.

Базовий пісковик (0-5 м) залягає на межі еоценових і олігоценових відкладів в основі горизонту «бориславського пісковику» і привертає увагу своїми текстурними особливостями внутрішньої будови і поверхні підошви. В переважній більшості відслонень пісковик сірого кольору, глауконіт-кварцовий, горизонтально- і косошаруватий, розділений поверхнями конседиментаційних розмивів з уламками глин (рис.6 а, б).

Рис. 6а. Паралельна шарувата будова базового пісковику.



Рис. 6б. Включення уламків глин по поверхнях розщарування

В Береговій скибі пісковик сірий, різнозернистий, псамітової структури. Цемент глинистий, плівочний і дотику. Іноді роль згусткового цементу виконує глауконіт, котрий в напрямі до підошви змінюється на базальний і згустковий цемент колофану та хлор-апатиту. Мінеральний склад: кварц, плагіоклаз, мікроклін, зерна кальциту, одиничні фораменіфери, фосфати, зуби риб, турмалін, циркон.

В складці Каменистого по р. Рибниця (м.Косів) лінза базового пісковику розбита на блоки з тріщинами виповненими білим люмінесцентним кальцитом. В підошві пісковик пронизаний ходами намулоїда, стінки яких покриті плівками озокериту. При нагріванні пісковику на його пришліфованій поверхні виступають крапельки нафти.

В окремих тектонічних одиницях базовий пісковик метасоматично заміщений кварцом і халцедоном з збереженням первісних текстурних ознак та об'єму породи (рис. 7 а, б).

Рис. 7а. Підошва метасоматично заміщеного пісковику з збереженими ходами повзання нематод (гора Під Каменем, с. Старі Кути)

Рис. 7б. Дендровидні галузки затверділої нафти на сколовій поверхні окварцованого пісковику (там же)

Поверхні сколу часто покриті чорними галузками затверділої нафти (рис. 7 б), а в невеликих пустотах вистелених голчастими кристалами кварцу з її сфероїдальними затверділими згустками.

На схилах гори Під Камінь (с. Старі Кути) в вимоїнах, скельних виступах, в бортах лісових доріг на контакті цього пісковику з підстильними глинами не виявлено жодних наслідків змін. Глини легко відмучуються і зберігають в загальному свій попередній стан. І тільки вище по розрізу в напрямі до кремне-мергелястого горизонту менілітової свти в пластах пісковиків проявляються згусткові виділення затверділої нафти. При цьому кластичний кварц пісковику повсюдно регенерований і покритий мікроскопічними гранями ромбоедра.

Висновки

Вперше кварцитоподібні пісковики описані на Бориславському родовищі нафти [21]. Згодом їх виявили в керні порід нафтового родовища Долини, де вони описані як пісковики і алевроліти з регенераційним кварцовим і халцедоновим цементом дотику і розглядаються як геологічні тіла з значно погіршеними колекторськими властивостями [22].

Розвиток таких тіл спостерігається по літералі у вигляді «болідоподібних» ділянок суцільного метасоматичного заміщення визначеного симетрією елізійного гідродинамічного режиму за такої геохімічної обстановки, коли іони Са+² і присутні вуглеводні визначали рухливість SiO₄]^-4 та кристалізацію кварцу.

На флангах від таких тіл в пластах порід спостерігається ознаки внутрішньої деформації первинної текстури порід, очевидно, викликаної циркуляцією розчинів в частково затверділій породі.

Горизонт важливого в промислову відношенні бориславського «пісковику» є поліфаціальним утворенням, що передувало новому тектоно- седиментаційному циклу якісного і кількісного нагромадження менілітових сланців з кремнисто- мергелястим горизонтом в основі [2]

Звично, за парагенетичними асоціаціями мінералів в осадових комплексах виділяють геохімічні фації і визначають геохімічну обстановку мінералоутворення (Еh, pH) у відповідності до теоретично обґрунтованих діаграмами мінеральної еквілібрії. Проте геохімічна обстановка мінералоутворення в сомі породного середовища визначається багатьма фізико-хімічними чинниками,

З моменту формування бориславського горизонту в окремих ділянках в базового пісковику спостерігається його метасоматичне заміщення визначене симетрією елізійного гідродинамічного режиму за такої геохімічної обстановки, коли іони Са+² в присутності нафти і органогенної речовини впливали на рухливість [SiO₄]^-4 та кристалізацію халцедону і кварцу.

В період формування стратиформного розподілу нафти в еоценових глинах і регіональної присутності вуглеводнів у відкладах кремнисто- мергелястого горизонту мінливість геохімічної обстановки літогенезу визначалась складною взаємодією палеогеоморфологічних, палеотектонічних, палеосейсмічних і палеогідродинамічних чинників, пов'язаних з першими проявами ознак горотворення.

ЛІТЕРАТУРА

1.Петруняк Г. М. Углеводородноминеральный метасоматоз Украинских Карпат / Петруняк Г. М. // Вопросы естествознания.- Иркутск, 2016. - Вып. 1(9). - С. 60-69.

2.Петруняк Г.М. Головні критерії нафтоносності "бориславського пісковику" / Г.М. Петруняк // Розвідка та розробка нафтових і газових родовищ.- 2016.-№2. - С. 7-16.

3.Петруняк Г.М. Просторова локалізація і генезис алохтон них карбонатних стяжінь у відкладах олігоцену Карпат / Вісник Одеського національного університету. Серія: Географічні та геологічні науки. - Одеса ОНУ, 2017. Т. 22, вип.. 1(30). - С. 185-198.

4.Периодические процессы в гелогии / под ред. Н.В.Логвиненко. - Л.: Недра. - 1976. - 264 с.

5.Страхов Н.С. Основы теории литогенеза / М.: Изд АН СССР. - Т.І. - 1960. - 212 с.

6.Семененко Н.П. Геохронология югозападного края Восточно-Европейской платформы // В кн.: Геология Советских Карпат. / Сб. науч. Тр - К.: Наукова думка. - 1984. - С.172-177.

7.Вульчин Є.І. Геохімія мікроелементів у каустобіолітах Західних областей України. - К.: Наукова Думка. - 1974. - 111 с.

8.Вульчин Є.І. 1975. Вульчин Е.И. Состояние и проблемы геохимии ископаемого органического вещества. / В кн.: Современные проблемы геологии и геохимии нефти и газа. / К.: Наукова думка. - 1977. - С 63-69.

9.Попп І. Аутигенне мінералоутворення в бітумінозних скременілих відкладах нижньої крейди й олігоцену Українських Карпат / І. Попп. // Мінералогічний збірник. - 2007. - №57. - С. 108115.

10.Петруняк Г.М Вуглеводні та геохімія мінеральних перетворень кремнезему в породах українських Карпат / Петруняк Г.М. // Мінералогічний збірник. - 2016. - № 66, вип. 1. - С. 142-151.

11.Петруняк Г.М. Розподіл органогенної речовини та вуглеводнів і метасоматичні перетворення в стратиграфічному розрізі Карпатської нафтогазоносної провінції / Геологія і геохімія горючих копалин / Львів, 2017.- № 1-2 (170-171) - С. 140-141..

12.Гаррелс Р. Минеральные равновесия при низких температурах и давлениях. М.: ИЛ. - 1962. -306 с.

13.Петруняк М.Д. Мінерали міді й мангану в осадових породах Карпатського региону. / Мінералогічний зібрник. - № 59. - Вип. 2. - 2009. - 220 с.

14.Стащук М.Ф., Кропачева С.К. Метасоматоз сульфидов железа по гипсу. / В кн.: Материалы по минералогии, петрографии и геохимии осадочных пород и руд. - Вып 1. - К.:Наукова думка. - 1971. - С. 51 -55.

15.Петруняк Г.М. Вуглеводні та морфологія агрегатів і кристалічних індивідів / Записки Українського мінералогічного товариства Т.13, 2016 - С.88-92.

16.Теодорович Г.И. Учение об осадочных породах Л.: Гостоптехиздат. - 1958. - 572 с.

17.Петруняк Г., Бекеша С. Кристаломорфологічні особливості циркону з відкладів стебницької світи Передкарпаття / Петруняк Г.М., Бекеша С.М. // Десяті наукові читання імені академіка Євгена Лазаренка: матеріали / Відп. ред. О.Матковський. - ЛНУ імені Івана Франка, 2016. - 116 с.

18.Артемьев В.С. Геохимия органического вещества в системе река-море. М.:Наука, изд. РАН. -1993. - 204 с.

19.История мирового океана. Геологическое строение, происхождение, развитие. М.:Наука. - 1971. - 288 с.

20.Mineeva I.G. Controls on Precambrian Uranium ore formation: The role of ancient oil (and evaporites?) in Mineral Deposit Reaseach: Meetintg the Global Challenge (eds Mao J & Berlein F.P.) Berlin, Springer Verlag. - PP. 299-302.

21.Bohdanowicz K., Jaskolski S. Przyczynek do znajomosci piaskowca boryslawskiego. Rocznik.Pol. Tow. Geol., t.3, 1928, Warszawa. - 83 р.

22. Рипун М.Б., Ткачук Л.Г. Про деякі автигенні мінералоутворення в нафтоносних відкладах Передкарпаття. Г еол. журн. АН УРСР, т. XVIII, вип. 4, 1958.

Размещено на Allbest.ru

...