Особое место среди осадочных терригенных формаций Советской Арктики занимают так называемые черные глины. Накопление их связано с максимальным развитием позднеюрской трансгрессии, в основном в волжском веке. Однако в ряде случаев возрастной диапазон формации несколько расширяется, захватывая конец кимериджского и начало берриасского веков. Формация сложена черными и буровато-черными глинами и аргиллито-подобными глинами, обогащенными органическим веществом. При ограниченной мощности (единицы - десятки метров) формация прослеживается на огромных площадях.

Первоначально верхнеюрские черные глины с повышенным содержанием ОВ были выявлены в Западной Сибири, где после ряда литостратиграфических сопоставлений выделявшиеся свиты и горизонты объединили в баженовскую свиту [Месежников, 1983]. Здесь черные глины распространены на площади более 1 млн км², залегают на глубине 1-3,5 км и имеют мощность от единиц до нескольких десятков метров. Содержание ОВ в этих глинах 3-30% [Лебедев и др., 1979; Нестеров, 1980; Плуман и Запивалов, 1977; Ушатинский, 1981].

Как установлено исследованиями последних лет, черные глины широко распространены в прогибах севера Сибири и на шельфах Карского и Баренцева морей [Моря…, 1984; Палеогеография…, 1983]. Мощность формации здесь также не превышает первых десятков метров, а глубина залегания меняется от 0 до 2,5 км. На поверхности черные глины фиксируются в прогибах севера Сибири, а также на поднятии Персея в Баренцевом море; количество органического вещества в них достигает 20 %.

Взгляды исследователей на условия образования черных глин существенно расходятся. Однако интерес к формации определяется не только этим, но и практической значимостью, поскольку она занимает существенное место в ряду нефтегазоносных образований.

Формация черных глин имеет и согласные, и трансгрессивные контакты с подстилающими и перекрывающими отложениями. Изредка оба контакта трансгрессивные. Такие взаимоотношения наблюдались на Печоре, в низовьях Енисея, на Таймыре, в некоторых разрезах Западной Сибири и шельфа Баренцева моря. Детальное палеонтологическое изучение разрезов иногда фиксирует и внутриформационные перерывы. По-видимому, позднеюрская эпоха в целом и конец ее, в частности, на фоне расширения трансгрессии характеризуются повышенной интенсификацией и дифференциацией колебательных движений, ростом структур, приводившим к разновременным размывам. Последние частично происходили в подводных условиях и зафиксированы не только в прибортовых, но и в центральных частях седиментационного бассейна.

При широкой площадной распространенности облик пород, слагающих формацию, удивительно постоянен. Это повсеместно черные или буровато-черные тонкоотмученные и тонкослоистые (часто листоватые), реже неслоистые глины и аргиллитоподобные глины. Породы обычно слюдистые, неравномерно известковистые, часто окремнены, реже доломитизированы и очень интенсивно пиритизированы. В глинах встречаются тонкие прослои темно-серых глинистых авлеролитов с известковистым цементом, мергелей, переходящих в пелитоморфные глинистые известняки, а также различной формы (шаровые, эллипсоидальные, и др.) конкреции тонкослоистых глинистых алевролитов.

Глинистые породы, как отмечалось, хорошо отсортированы. Содержание алевритового материала в целом не превышает 35 %. Распределен он крайне неодинаково: либо равномерно насыщает глинистую массу, либо образует скопления линзовидной и неправильной формы. Размер алевритовых зерен обычно 0,01-0,05 мм. От общего содержания алевритовой составляющей и ее распределения зависят текстура и цвет пород. Последний обусловлен количеством органического вещества, возрастающем в более тонких и хорошо отсортированных разностях.

Существенная роль в глинистых породах принадлежит кремнистому материалу, содержание которого варьирует и нередко достигает 8 %, а в отдельных случаях 30 % [Лебедев и др., 1979]. Чаще всего кремнезем образует микролинзочки. По мнению Г.Э.Козловой, все видимые в шлифах вкрапления кремнезема представляют собой в различной степени измененные остатки радиолярий [Козлова, 1983]; установлены также спикулы губок.

Выход тяжелой фракции крупноалевритовой размерности обычно составляет сотые доли процента, но в некоторых образцах возрастает до 10%. Даже в центральной части бассейна (Южно-Баренцевская впадина) выход тяжелой фракции достигает 2,5 %. Однако основная часть ее (80-99 %) приходится на аутигенные минералы, среди которых резко доминирует пирит (до 90 %), присутствующий в виде мельчайших глобуль или их скоплений (микроконкреции и конкреции обычно гроздевидной формы). Наблюдается интенсивная инкрустация пиритом обломочных зерен, главным образом - слюд. Количество пирита в породах столь велико, что он заметен макроскопически по всей породе в рассеянном состоянии, а также в виде пиритизированных органических остатков.

Карбонаты (в тяжелой фракции обычно до 5, редко 25 %) представлены кальцитом, железистыми разностями (анкерит - сидерит), в меньшем количестве - доломитом. Железистые карбонаты весьма часто инкрустируют пластинки слюд. Карбонаты в породах отмечаются и в рассеянном состоянии в тонко-мелкозернистых образованиях, и в агрегатах мелко- и крупнозернистых кристаллов. Особенно часто в такой форме фиксируется доломит. Тонкозернистый и пелитоморфный карбонат нередко составляет существенную часть породы, образуя линзочки мергелей, иногда переходящих в известняки.

Незначительную роль в составе аутигенных образований играют гидроксиды железа (до 3 %, очень редко до 25%). Последние в основном являются интенсивно окисленным пиритом или железистыми карбонатами, но достоверно определить их первичный состав уже не представляется возможным.

Терригенная часть тяжелой фракции очень мала, но все-таки при достаточном количестве образцов удается установить идентичность состава черных глин и отложений поздней юры, вмещающих эту формацию.

Комплекс глинистых минералов на обширной площади развития черных глин изменчив и связан, как и состав алевритовой примеси, с петрографическим типом пород областей размыва.

Так, в прогибах севера Сибири, для которых области сноса были сравнительно близки от бассейна седиментации, а состав их гетерогенен, в глинистом веществе не устанавливается существенного доминирования какого-либо компонента. Наибольшие концентрации обычно свойственны хлориту, гидрослюде и смешанослойным минералам. Монтмориллонита здесь очень мало, а на северо-востоке нет совсем. В Западной Сибири, как и в прогибах севера Сибири, комплекс глинистой составляющей в породах смешанный. Колебания содержаний отдельных минералов по латерали здесь невелики [Тейс и Найдин, 1973], основными являются гидрослюда и минералы с лабильной решеткой.

В южной части Баренцева моря в черных глинах возрастает роль минералов с лабильной решеткой. Здесь преобладает либо монтмориллонит (до 60%), либо (в смешанослойных) - разбухающие компоненты (до 50%); второй минерал - гидрослюда.

Как отмечалось, существенную часть глинистых пород рассматриваемой формации составляет органическое вещество, обусловливающее, по существу, возникновение биогенно-терригенных образований и принадлежащее гумусово-сапропелевому типу. Сапропелевое вещество в виде коричневого тонкодисперсного коллоальгинита равномерно распределено в основной фосфатно-карбонатно-глинистой массе. Гумусовый материал, количество которого весьма существенно варьирует в разных районах, но всегда меньше, чем сапропелевого, представлен главным образом хорошо сохранившимися микрокомпонентами группы витринита, образующего преимущественно линзочки, параллельные наслоению, изредка слабо изогнутые. В гелефицированных обрывках отмечаются единичные включения микрокомпонентов группы лейптинита и др. Гумусовый материал сильно пиритизирован.

Геохимическая характеристика ОВ и физико-химические особенности битумоида А (хлороформенного) по данным А.И. Данюшевской и В.И. Петровой, свидетельствуют о достаточно выдержанном его составе в волжских отложениях Баренцевского шельфа. Сходный состав имеют черные глины Западной Сибири и Восточной Атлантики [Боголюбова и Тимофеев, 1978].

ОВ черных глин на Баренцевском шельфе, в прогибах севера Сибири, а также в Восточной Атлантике по степени углефикации отвечает низкой степени литогенеза осадочных пород (протокатагенез - начало мезокатагенеза). В Западной Сибири изменение черных глин достигает середины мезокатагенетической стадии [Нестеров, 1980].

Литологическая выдержанность рассматриваемой формации подчеркивается палеонтологическими материалами. Единообразен комплекс многочисленных органических остатков и тип их захоронения. Это расположенные на плоскостях наслоения расплющенные раковины, нередко скопления раковин разного размера, фосфатизированные остатки рыб.

Все массовые группы организмов стеногалийные и по частоте встречаемости располагаются следующим образом: наиболее распространены бухии и аммониты, затем рыбы, иноцерамы, теутиды, реже встречаются устрицы, белемниты, очень редки мелеагринеллы, окситомы. Кроме того, широко развит планктон (радиолярии, коккалитофариды), некропланктон (бурые водоросли) и микробентос (фораминиферы, остракоды). Среди фораминифер характерны типично арктические сообщества с Ammodiscus veteranus - zvolutinella emeljanzevi [Захаров и Сакс, 1983].

Комплекс органических остатков, по мнению В.А. Захарова и В.Н. Сакса [1983], свидетельствует о том, что в седиментационном бассейне соленость и газовый режим были нормальными. Организмы не испытывали дефицита кислорода. По данным палеогалометйии, средневолжские устрицы обитали в водах с соленостью 30,5—32 %о [Захаров и Сакс, 1983]. Палеотермометрическими исследованиями изотопного состава кислорода температура воды в бассейне определена как 4-15,5 ... +16,5°C [Тейс и Найдин, 1973]. Придонные воды, как предполагают, были холоднее. Состав и характер захоронения органических остатков дает основание считать, что глубина большей части бассейна составляла 100—250 м, в псевдоабиссальной части его достигала 500 м [Захаров и Сакс, 1983].

Анализ литологических и палеонтологических материалов позволил реконструировать палеогеографию волжского века. На прилагаемой схеме отчетливо видно зональное строение седиментационного бассейна (рисунок). В области мелкого моря (до 200 м) превалируют песчано-алевритовые осадки, обогащенные глауконитом, лептохлоритами и фосфатами. Особенно широко развиты эти образования в акваториях, прилегающих к Сибирской и Таймырской сушам, где среди размывавшихся пород существенную роль играли пермско-триасовые вулканогенные толщи. В центральной части бассейна было глубокое море (200-500 м), в котором аккумулировались алеврито-глинистые осадки. Степень глинистости и насыщенности их ОВ по всей этой обширной области, как отмечалось, не одинакова.

Области размыва, поставлявшие обломочный материал, были в основном низкими равнинами, на которых происходило химическое выветривание в условиях более теплого климата, чем по крайней мере (судя по составу растительности, а также по характеру изменения обломочного материала), в ранней и средней юре (см. рисунок). Возвышенными областями были, вероятно, только северная часть Таймырской суши и восточная Срединно-Арктической. Такое предположение основано на изучении терригенного минерального состава тяжелой фракции [Ронкина, 1983].

Преимущественно низкий рельеф областей размыва обусловил слабый вынос обломочного материала, особенно в центральной части бассейна. Низкие скорости седиментации (самые низкие на протяжении всего мезозоя - до 10 мм в 1000 лет) способствовали благоприятным условиям обитания и накоплению органического вещества, количество которого в целом убывает к периферии бассейна, т. е. к районам относительного обогащения терригенной составляющей.

В пределах глубоководной части бассейна распределение ОВ изменчиво. Так, в прогибах севера Сибири, где больше терригенного материала, максимальное содержание его 7%, а в центральной части Западной Сибири до 30%. При этом не устанавливается различий в насыщенности отложений органическими остатками

К такому же выводу приходят В.А. Захаров и В.Н. Сакс, специально занимавшиеся детальными палеоэкологическими исследованиями организмов, заселявших бассейн. Они отмечают, что повышенные содержания ОВ в черных глинах связаны не с аномально высокой продуктивностью органического мира бассейна, а с низким темпом седиментации, при котором нормальный биологический цикл обеспечивал поступление в осадок очень разнообразного по составу органического вещества [Захаров и Сакс, 1983]. Благоприятные гидродинамические условия и преимущественно глинистый состав осадка способствовали его сохранности.

Таким образом, на севере СССР накопление черных глин несомненно происходило в относительно глубоком морском бассейне. Однако для многих регионов мира в юре и мелу установлены черные глины, условия образования которых относят к мелководным и прибрежно-морским [Боголюбова и Тимофеев, 1978; Хеллем, 1978 и др.]. Авторы этих работ приводят массу признаков мелководья: присутствие значительного количества гелефицированных и фюзенизированных тканей высших растений, текстурные особенности, ходы илоедов, направленная смена фаций от более мелководных к более глубоководным в истории осадконакопления бассейнов. Последний фактор, когда формация черных глин сменяет карбонатную, на наш взгляд, является наиболее существенным в пользу мелководности таких образований. Черные глины, связанные с относительно мелководными фациями, известны и на севере СССР, например, в бассейне, р. Печоры [Месежников, 1983]. Поэтому совершенно очевидно, что глубинность бассейна формирования черных глин относятся к второстепенным факторам. Определяющими критериями являются крайне малое количество приносимого терригенного материала и низкая скорость седиментации в период отложения формации черных глин.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ 

1. Боголюбова Л.И., Тимофеев П.П. Состав ОВ черных сланцев котловины Зеленого мыса (Восточная Атлантика) // Литология и полезные ископаемые. 1978. № 5. С. 3—17.

2. Вещественный состав и природа емкости глинисто-сапропелево-кремнистых нефтеносных отложений баженовской свиты (верхняя юра) Западной Сибири / Б. А. Лебедев, Т. В. Дорофеева, С. Г. Краснов и др. // Литология и полезные ископаемые. 1979. № 2. С. 90—101.

3. Захаров В.А., Сакс В.Н. Баженовское (волжско-берриасское) море Западной Сибири // Палеобиография и биостратиграфия юры и мела Сибири. М., 1983. С. 5—31.

4. Козлова Г.Э. Распространение радиолярий в баженовской свите Западной Сибири // Палеобиогеография и биостратиграфия юры и мела Сибири. М., 1983. С. 47—54.

5. Месежников М.С. К биостратиграфии верхнеюрских - неокомских битуминозных отложений Западной Сибири (баженовская свита и ее аналоги) // Палеобиогеография и биостратиграфия юры и мела Сибири. М., 1983. С. 32—45.

6. Моря Советской Арктики. Юрский период / Под ред. И. С. Грамберга, Ю. Е. Погребицкого // Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Л., 1984. Т. 9. С. 157—164.

7. Нестеров И.И. Нефтегазоносность битуминозных глин баженовской свиты Западной Сибири // Советская геология. 1980. № 11. С. 3—9.

8. Палеогеография севера СССР в юрском периоде / Отв. ред. К.В. Боголепов. - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1983.

9. Плуман И.П., Запивалов Н.П. Условия образования битуминозных аргиллитов волжского яруса Западно-Сибирской нефтегазоносной провинции // Известия АН СССР. Сер. геол. 1977. № 9. С. 111—116.

10. Ронкина З.З. Терригенно-минералогическое районирование юрских седиментационных бассейнов севера СССР // Палеогеография севера СССР в юрском периоде. Новосибирск, 1983. С. 152—159.

11. Тейс Р.В., Найдин Д.П. Палеотермометрия и изотопный состав кислорода органогенных карбонатов. - М.: Наука, 1973.

12. Ушатинский Н.И. Литология и перспективы нефтегазоносности юрско-неокомских битуминозных отложений Западной Сибири // Советская геология. 1981. № 2. С. 11—22.

13. Хеллем А. Юрский период. - Л.: Недра, 1978.

Ссылка на статью:

Грамберг И. С., Ронкина З.З. Позднеюрская формация черных глин Советской Арктики // Советская геология. 1988. № 6. С. 94-99.