Литолого-фациальные особенности органогенных построек второй карбонатной толщи восточного борта Прикаспийской впадины Жаркамысского свода

Полный текст

Введение

Прикаспийская впадина – одна из немногих впадин континентального блока, где в течение фанерозоя сформировался осадочный чехол мощностью до 20 км. В краевых частях Актюбинско-Астраханской системы поднятий восточной части Прикаспийской впадины, преимущественно в шельфовых обстановках, накапливались отложения второй карбонатной толщи (КТ-II). Осадконакопление КТ-II происходило с поздневизейского (веневский горизонт) по раннемосковское время в восточной части Прикаспийской впадины на Жаркамысском своде. Исследования охватывают комплексы литолого-фациальных, биостратиграфических материалов, полученных из керна и шлама разведочных скважин м. Кожасай, Урихтау, Жанажол и Алибекмола и др.

Биостратиграфическое расчленение разрезов основано на вертикальном распространении палеонтологических остатков, что позволяет обосновать возраст продуктивных толщ с высокой детализацией. Данные исследования тесно связаны с палеоэкологией, где биотический материал служит индикатором режима морского бассейна, а карбонатные отложения с типично морской фауной формировались в литорально-сублиторальном режиме, с умеренной энергией волн, нормальной соленостью и достаточной аэрацией воды. В отдельные периоды седиментации происходило повышение солености вод, о чем свидетельствуют отдельные гнезда гипса в карбонатах стешевских и протвинских отложений серпуховского яруса. Комплексное изучение видов фораминифер и конодонтов с микрофациальным анализом литологического состава позволяют воссоздать древние условия осадконакопления, выявить закономерности распределений фаций в разрезе и по площади, изучить седиментологические особенности, коллекторские свойства и нефтегазоносность карбонатных пород в регионе [1].

Геологическое развитие

В конце визейского века с ослаблением тектонических движений в соседних континентальных областях произошло замещение терригенных осадков карбонатными. На Жаркамысском поднятии карбонаты второй толщи залегают на выровненной поверхности терригенных отложений. Карбонатные породы михайловско-веневского времени практически лишены терригенной примеси и несут следы осаждения в мелководно-морских обстановках. Только в районе пл. Алибекмола аккумуляция карбонатных осадков изредка прерывалась терригенной седиментацией.

Во второй карбонатной толще разнообразные мелководно-шельфовые, лагунные, склоновые и отмельные фации формировались в обстановке края карбонатного шельфа и его флангов с характерными границами циклических границ (рис.1). Широкий спектр микрофаций представлен пелоидно-картоидными, оолитовыми водорослево-мелкофораминиферовыми грейнстоунами, фораминиферово-криноидными пакстоунами, биокластово-микробиально-водорослевыми баундстоунами, рудстоун-бафлстоунами, пелоидно-биокластовыми вакстоун-пакстоунами и редкими мадстоунами.

Рисунок 1. Схема формирования карбонатов КТII

Основными компонентами микрофаций являются водоросли разнообразного видового состава Praedonezella, Shartymophycus, Ungdarella, Calcifolium, Konincopora, Donezella, Berezella, Girvanella, Dasycladaciae, биокласты криноидей, мшанок, брахиопод, фораминифер, остракод и условно неорганические компоненты – пелоиды, пеллеты, оолиты, онкоиды, интракласты и картоиды [2].

Формирование органогенных построек КТ-II восточного борта Прикаспийской впадины начинается с веневского времени и продолжается в течение серпуховского, башкирского и раннемосковского времени с интенсивным ростом водорослевых карбонатов. Каркас второй карбонатной толщи состоит из багряных водорослей визейско-серпуховского возраста [3].

Веневские отложения толщиной до 85 м характеризуются комплексами фораминифер подзоны Eostaffella tenebrosa и конодонтов зоны Locheriea mononodosa и L.nodosa. Литологически представлены доломитами, доломитизированными пакстоунами с обильными фораминиферами, биокластами брахиопод и криноидей с обильным количеством пелитоморфных сгустков (~50%) и редкими кристалликами пирита (м. Алибекмола). В керне скв. 6 пл. Башенколь (интервал 4675–4686 м) описаны ооидные грейнстоуны с хорошей окатанностью и выдержанной размерностью частиц. Микрофации биокластовых, онкоидных водорослевых грейнстоунов определены в скв. П-3 м. Кожасай с форменными элементами из раковин фораминифер, брахиопод, иглокожих и детритом водорослей Konikopora, окатанной формы и сцементированных спаритом.

Серпуховский ярус (толщина до 270 м) выделен в составе двух подъярусов и четырех горизонтов: тарусского, стешевского, протвинского и запалтюбинского в соответствии с фораминиферовыми зонами Pseudoendothyra globosa – Janischewskina delicata-Eoladicus donbassicus (ранний серпуховский подъярус) и Eostaffellina paraprotvae, Monotaxinoides transitorius-Eosigmalina explicate (поздний серпуховский подъярус). По последовательным комплексам конодонтов в нижнесерпуховском подъярусе выделена зона Lochriea ziegleri, а в верхнесерпуховском подъярусе – зона Gnathodus bilineatus bollandensis.

Тарусский горизонт представлен водорослево-фораминиферовыми вакстоунами, пакстоунами и грейнстоунами с обильным присутствием «сфер» – однокамерных фораминифер и кальцисфер, и биокластами иглокожих, остракод, брахиопод в спаритовом цементе (м. Кожасай, скв. 3, инт. 3873–3938 м). Их формирование проходило в верхней части литорали полузакрытого бассейна и лагун в спокойных гидродинамических условиях. Подобные микрофации получили распространение в районе м. Алибекмола, Жанажол и Куантай. В районе пл. Башенколь в тарусское время шло образование рифовых бафлстоунов, сложенных обильными Praedonezella in situ и морским микропеллоидным цементом в межводорослевом пространстве (скв. 6, инт. 4510–4630 м).

Вверх по разрезу в стешевском горизонте (инт. 4510–4460 м) доминируют текстуры из крупных биокластов мшанок, иглокожих и фораминифер – фреймстоунов. Мшанки становятся основными элементами рифовых фаций, полностью вытесняя водоросли. Обломки мшанок и неорганогенные зерна «кружевной» формы с псевдомикритовой каймой (lace-form) инкрустированы фибровым цементом (рис. 2). Формирование карбонатов стешевского горизонта происходило в условиях открытого морского шельфа с повышенной гидродинамической активностью моря.

Рисунок 2. Шлиф «Кружевные структуры». Тортколь, скв. 8, инт. 3493–3501 м увеличение 40х

В протвинском горизонте получили распространение брахиоподово-криноидные и криноидно-фораминиферо-водорослевые пакстоуны, рудстоуны и бафлстоуны с обломочно-комковатыми пакстоунами и оолитовыми и онколитовыми грейнстоунами. Раннепротвинские отложения сложены водорослевыми, биогермными фациями, а онкоидно-оолитовые грейнстоуны занимают верхнюю часть серпуховских отложений.

Башкирский ярус (толщиной до 350 м) в рассматриваемом районе представлен отложениями нижнего подъяруса. В них выделены фораминиферовые зоны Plectostaffella bogdanovkensis (вознесенский горизонт распространен локально), Semistaffella variabilis (краснополянский горизонт), Pseudostaffella antiqua (северокельтменский горизонт), Pseudostaffella praegorskyi – Р. stafellaeformis (прикамский горизонт) и зоны конодонтов Declinognathodus noduliferus, Idiognathoides sinuatus, Idiognathodus sinuosus.

В отложениях краснополянского горизонта (толщиной до 130 м) выделены комковато-пелоидные, обломочно-оолитовые, сгустково-комковатые, онколитовые разности грейнстоунов и доломиты. Биоценоз представлен фораминиферами, сферами, сине-зелеными водорослями, гастроподами. Осадконакопление краснополянских отложений происходило на фоне регрессии уровня моря при господстве условий мелководного бассейна с ограниченной циркуляцией морской воды.

Северокельтменская часть разреза (толщиной 120–160 м) представлена комковато-пелоидными, комковато-оолитовыми грейнстоунами, биокластово-водорослевыми пакстоунами и балфстоунами. Значительную часть северокельтменских отложений образуют водорослевые известняки (бафлстоуны), сложенные багряными водорослями (Donezella, реже Ungdarella) (рис. 3).

Рисунок 3. Шлиф, увеличение 25х, бафлстоун донецелловый, скв. Ю-2, инт. 3958 м

Прикамский горизонт (100–180 м) состоит из биокластово-комковатых, оолитовых грейнстоунов, биокластовых пакстоунов и бафлстоунов. В фитогенных известняках породообразующими являются багряные водоросли (Beresella, Dvinella). В разрезе идет чередование фаций мелководных отмелей (оолитовые, комковато-оолитовые и водорослевые) и внешнего склона платформы (биокластовые разности). В керне из скв. А-28 в инт. 3430–3435 м удалось выявить образования Microcodium (рис. 4) и остаточные следы мелкоспаритовой цементации, свидетельствующие о наличии значительного понижения уровня моря и субаэральной экспозиции карбонатной постройки [4].

Рисунок 4. Шлиф, увеличение 40х. Microcodium скв. А-28 инт. 3430–3435 м

Московский ярус. Отложения московского яруса формировались в трансгрессивной фразе седиментационного цикла. Породы ранней части московского яруса, входящие в состав второй карбонатной толщи, охарактеризованы комплексами фораминиферовых зон Aljutovella aljutovica (верейский подъярус), Priscoidea priscoidea, Moellerites praecolaniae – Fusulinella subpulchra (каширский подъярус) и конодонтовых зон Declinognathodus donetzianus (верейский подъярус), Neognathodus bothrops, N.medadultimus (каширский подъярус).

Верейский подъярус (толщиной 70-100 м) состоит из чередования карбонатных и терригенных пород. Карбонатные породы представлены известняками органогенными, водорослево-фораминиферовыми, (биокластовые, интеркластовые грейнстоуны), органогенно-сгустково-комковатыми (биокластовые вакстоуны, биокластово-пелоидные, грейнстоуны, биокластово-оолитовые грейнстоуны, биокластово-водорослевые баундстоуны). В разрезе встречаются известняки доломитизированные, частично окремненные (биокластовые, рудстоуны, флаутстоуны) с обломками глинисто-кремнистых карбонатных пород. Основную часть породообразующих частиц составляют зеленые водоросли (Berezella eracta), багряные водоросли (Donezella lutugini, Ungdarella uralica), криноидеи, брахиоподы, остракоды, мшанки и фораминиферы.

Каширский подъярус (толщиной от 200–275 м) представлен известняками детритово-органогенными (полидетритовый водорослевый бафлстоун), комковато-органогенно-оолитовыми (биокластово-пелоидный грейнстоун) с прослоями аргиллитов и доломитов. Палеобиота состоит из фрагментов водорослей (Ungdarella, Berezella), фораминифер, брахиопод, криноидей и редко табулятоморфных кораллов – Multithecopora.

Формирование происходило в верейское и раннекаширское время в условиях передового склона карбонатной платформы и внутренней части рима. Позднекаширский период осадконакопления происходил при дальнейшем поднятии уровня моря и распространении отмельных фаций внутренней части платформы с пониженной гидродинамикой водной среды.

В разрезе второй карбонатной толщи выделены поверхности субаэральных экспозиций, маркирующие границы циклитов 3-го и 4-го порядков, что позволило проследить историю эвстатических колебаний уровня моря (рис. 5). Отложения второй карбонатной толщи со стратиграфическим несогласием перекрываются позднемосковскими терригенными породами [5].

Рисунок 5. Сводный разрез КТII

Основные фации биогермных построек

Поздневизейско-серпуховские водорослевые холмы состоят из следующих фациальных зон:

1. Основание холмов, сложенное биокластовыми рудстоунами с обильными скелетными частицами иглокожих и небольшим количеством водорослевого детрита, ооидно-онкоидно-биокластовыми грейнстоунами, вторичными доломитами. Осадконакопление карбонатов происходило в условиях лагун, распространённых в поздневизейском времени на востоке Прикаспия.
2. Во внутренней части холмов с началом раннесерпуховской трансгрессии сложились условия для образования байндстоунов с биокластами и микритовым матриксом и микробиально-спонговых структур. Также получили развитие бафлстоуны шартимофикусовые и предонецеловые, мшанковые фреймстоуны, спонгиостомы. Развитый фибровый цемент в межзерновом пространстве скрепляет биокласты. Такая морская (конседиментационная) цементация водорослей и мшанок способствовала сохранению первичной пористости в рифогенных фациях, которые формировались в фазу высокого стояния моря в раннесерпуховское время [6].
3. Верхняя часть холмов, состоит из биокластовых пакстоунов, унгдарелловых и кальцифолиумовых бафлстоунов с биокластами мшанок и изометричным мелкоспаритовым цементом. Их формирование происходило в условиях флуктуации уровня моря в середине серпуховского века.
4. Во время позднесерпуховской регрессии в мелководных условиях получили развитие ооидные, ооидно-онколитовые грейнстоуны, реже биокластово-водорослевые пакстоуны, рудстоуны фации гребня холмов.

Диагенез пород

Карбонатные породы второй толщи накапливались в условиях различных участков мелководного шельфа и обладали неодинаковой первичной пористостью. В условиях слабого гидродинамического режима образовывались коллоидно-микрозернистые известняки и микрозернистые слоистые доломиты. Образовавшиеся в результате затвердения известкового материала межзерновые седиментационные поры в шлифах под микроскопом обнаруживаются с трудом (их размер 0,001–0,01 мм), содержание их ничтожно. Они ограничены гранями кристаллов кальцита или доломита, форма их угловатая, полигональная, неправильная, нередко они запечатаны пылевидными скоплениями. Породы, обладающие лишь такими порами, без достаточно развитой трещиноватости являются, как правило, неколлекторами.

Подвижная гидродинамическая среда способствовала накоплению органогенных (биокластовых) известняков (известковых песков, на некоторых участках – биогермных известняков) с высокой первичной межфрагментарной и внутриформенной пористостью.

Постседиментационные процессы носили разнонаправленный характер и имели разную интенсивность, первичное поровое пространство практически не сохранилось, но служило основой для вторичной унаследованной пористости, возникавшей при выщелачивании.

Процессы выщелачивания в карбонатных породах проходили под воздействием пластовых флюидов и, вследствие пресноводного диагенеза, поверхностными водами. Выщелачивание протекало неоднократно и с различной степенью интенсивности. При субаэральной экспозиции образовывались поры, каверны различной формы с микрозернистым изометричным кальцитом по краям полостей, часто с появлением коричневой микритовой массы как продукта калькретизации породы. Часто процессы выщелачивания протекали избирательно по межформенным и внутриформенным первичным порам в биоморфных, пелоидно-биокластовых, органогенно-детритовых, оолитовых известняках. В ряде иных случаев процессы выщелачивания протекали совместно с процессами перекристаллизации и доломитизации. При выщелачивании образуются самые разнообразные формы пустотного пространства: неправильные, линзовидные, округлые, разнонаправленные, лапчатые, эллипсоидные, повторяя в редких случаях форму растворенного агрегата. Размеры пор и каверн варьируются в широких пределах от 0,05 до 10,0 мм и более. Пустоты до 1 мм относятся к порам, более 1 мм – к кавернам. Выщелоченные зоны образуют пятнистые, рассеянные, цепочечные участки в породе. Сообщение между порами происходит по микротрещинам шириною от 3–5 до 20–30 мкм, иногда по каналам шириной от 0,01 до 0,1 мм.

Процессы выщелачивания в микрозернистых, детритовых и др. плотных разностях известняков протекают вдоль трещин с формированием щелевидных каверн. Процессы выщелачивания под воздействием пластовых вод протекали преимущественно в горизонтальном направлении, на что указывают горизонтально ориентированные, параллельно слоистости, очертания каверн и пор удлиненной щелевидной формы, и повышенные значения проницаемости керна в горизонтальном направлении.

Сокращение пустотного пространства пород происходило под влиянием процессов вторичного минералообразования. Заполнение пустотного пространства происходило за счет процессов неоморфного преобразования карбоната кальция, доломитизации, окремнения.

Процессы перекристаллизации протекали во всех литотипах пород. Перекристаллизации подверглись цемент и органогенные остатки в различной степени от небольших пятнистых, прожилковидных участков до почти полного неоморфического преобразования первичной структуры породы. Зачастую с перекристаллизацией связано возникновение мелких межкристаллических пор полигональной, угловатой формы. Размеры пор редко превышают 0,05 мм. Сообщение между порами осуществляется по межкристаллическим каналам шириной единицы микрон.

В изучаемой толще пород Жаркамысского свода процессы доломитизации затронули в различной степени практически все литотипы известняков. Кристаллы доломита встречаются в виде отдельных ромбоэдров в цементе или в аллохемах породы, образуют агрегаты зерен плотно прилегающих друг к другу кристаллов мелко- и среднезернистой размерности. Доломитизация способствовала формированию пустотного пространства в известняках. Образование вторичной пористости происходило в процессе доломитизации, сопровождавшемся растворением карбонатного материала слабоминерализованными растворами. В структурно-морфологическом отношении поры доломитизации имеют многогранную форму, размеры пор соответствуют размерам кристаллов новообразованного доломита (0,05–0,25 мм). Сообщение между порами происходит по межкристаллическим каналам шириной в единицы микрон.

Выделение карбонатных минералов происходит в виде мелких (0,01–0,1 мм) многогранных кристаллов кальцита и гипидиотопных кристаллов доломита, покрывающих стенки полостей, либо более крупных (0,1–0,8 мм, иногда до 1–2 мм), заполняющих все поровое пространство или часть его. Встречаются участки пойкиллитового прорастания доломитовой породы крупными кристаллами (1–5 мм) кальцита, ромбоэдры доломита (0,05–0,25 мм) образуют включения в кальцитовых кристаллах. Неоморфические процессы преобразования кальцита интенсивно протекали в известняках и доломитах второй карбонатной толщи, достигая 10–12% объема породы.

Окремнение в карбонатных породах происходило с образованием микровкрапленных скоплений кварца, агрегатов кремния, пятен халцедона. Редко можно наблюдать крустификационный кремнистый цемент кварца и халцедона, образующий корочки крустификации на фрагментах породы без заполнения свободного порового пространства. Окремнению в породах карбонатного комплекса подвергались в основном доломиты, окварцевание иногда составляет от 2–3% до 8% породы (рис. 6).

Рисунок 6. Кристаллы кварца на кристаллах доломита скв. А-61, гл. 3424 м Средний карбон, нижнемосковский подъярус (C2m1) (Сканирующий электронный микроскоп Т-100 JEOL)

Основными факторами литогенеза, контролирующими формирование коллекторских свойств пород, являются условия, среда и особенности осадконакопления, которые могли оказаться благоприятными или неблагоприятными для формирования первичной пористости. Эти условия многократно усиливаются процессами постседиментационного преобразования – выщелачиванием, перекристаллизацией, доломитизацией и др. Эволюция осадков в литогенезе определяет наличие и отсутствие пор, их геометрию в карбонатных породах. Перекристаллизация с образованием плотной упаковки кристаллов приводит к заполнению всего порового пространства неоморфным кальцитом, поры в породе практически отсутствуют. Диагенетическая перекристаллизация ненасыщенными растворами, протекающая с растворением карбонатного вещества породы и образованием укрупненных кристаллов кальцита, приводит к образованию межзерновых пор. Рассеянная доломитизация не сказывается на увеличении пустотного пространства, лишь во время диагенетической доломитизации слабоминерализованными растворами образуются межзерновые поры.

Перспективы открытия скоплений УВ

Перспективность второй карбонатной толщи складывается благоприятным сочетанием наличия коллекторов, ловушек, локальных и региональных флюидоупоров, присутствием высокобитуминозных, тонкозернистых депрессионных отложений подножья склона Жаркамысского поднятия.

Крупные скопления нефти и газа могут быть определены на основании анализа площади распространения, мощности и качества региональных и зональных природных резервуаров, включающих породы-коллекторы и породы с экранирующими свойствами. К геохимическим критериям нефтегазоносности следует отнести развитие зон увеличенных мощностей девонских и раннекаменноугольных карбонатно-терригенных отложений. Так, максимальная толщина осадков Жаркамысского свода между подошвой карбонатных отложений поздневизейского возраста и фундаментом достигает 5–5,5 км. Главной региональной покрышкой пород-коллекторов подсолевого палеозоя, обеспечивающей надежную закрытость недр, является кунгурская галогенная толща. На рассматриваемой территории в качестве зональной покрышки выступают глинистые пачки, развитые в позднемосковских отложениях.

Нефтеносность веневских отложений на востоке Прикаспийской впадины пока не установлена.

Высокопродуктивные карбонатные коллекторы серпуховского яруса м. Кожасай, Алибекмола, Урихтау представлены водорослевыми биогермами римовой части и оолитовыми песчаниками внутренней платформы. Дальнейшие перспективы серпуховских отложений могут быть связаны с органогенными постройками-биогермами и водорослевыми холмами сложного состава в обстановках внешней лагуны и передового склона шельфа.

В качестве нефтегазогенерирующих следует рассматривать девонские и нижнекаменноугольные карбонатно-терригенные породы, залегающие между подошвой карбонатных отложений поздневизейского возраста и фундаментом. Максимальная мощность осадочного чехла в районе Жаркамысского свода достигает 5–5,5 км [7].

Особо благоприятными в плане перспектив открытия новых скоплений нефти и газа являются карбонатные постройки, формировавшиеся в краевой части шельфа. Это наиболее крупный коллектор нефти и газа, перекрытый верхнемосковскими терригенными отложениями. Именно в нем были открыты массивные залежи углеводородов на м. Жанажол, Урихтау, Синельниковское, Алибекмола и др.

Объектами дальнейших нефтепоисковых работ могут стать визейско-башкирские, нижнемосковские карбонатные комплексы, формирующие антиклинальные поднятия валообразного типа на краю карбонатной платформы. В данной зоне окраины палеошельфа развиты высокоёмкие органогенные постройки, трансгрессивно смещенные к востоку по мере их омоложения. Неразведанные потенциальные ресурсы здесь связываются со структурами, группирующимися в валообразные поднятия с известными м. Жанажол, Синельниковская, Алибекмола. При этом шельфовые карбонатные системы развивались в тесной генетической связи с дельтовыми отложениями, что обусловило формирование межкарбонатных терригенных толщ, служащих флюидоупорами для КТ-II.

Главными объектами на новом этапе проведения нефтепоисковых работ в регионе должны стать карбонатные породы визейско-башкирского и раннемосковского возраста, образующие валообразные антиклинальные поднятия на краю древней карбонатной платформы. Здесь на краю палеошельфа присутствуют органогенные постройки с высокоёмкими коллекторами, зоны развития которых мигрируют к востоку по мере их омоложения. Крупные скопления углеводородов могут быть открыты на структурах, приуроченных к валообразным поднятиям на продолжении известных м. Алибекмола, Жанажол, Синельниковское. Здесь карбонаты прибрежно-шельфового генезиса перемежаются с дельтовыми образованиями – горизонтами терригенных осадков, служащих флюидоупорами.

Стратиграфические интервалы нефтегазоносности может быть расширены за счет девонских отложений. По результатам бурения скв. У-5 м. Урихтау отмечены газопроявления во франских отложениях позднего девона.

Заключение

Осадконакопление второй карбонатной толщи на протяжении ранне-среднекаменноугольного времени происходило под влиянием тектонических движений и колебаний уровня моря в пределах Жаркамысского поднятия. Формирование органогенных построек происходило на краях карбонатного шельфа, обрамляющего склоны Жаркамысского поднятия, с развитием водорослевых биогермов. Во внутренней части шельфа широкое распространение получили оолитовые и известняково-песчаные фации, а на положительных формах рельефа возникали условия для накопления водорослевых пластовых построек мощностью ~1 м в периоды регрессий, сменявшихся известковыми песками отмелей. В периоды углубления бассейна на краю шельфа и передового склона формировались залежи биогермных (водорослевых, криноидно-мшанковых) холмов небольшой толщины.

Биостратиграфические, седиментологические исследования и результаты испытаний второй карбонатной толщи востока Прикаспийской впадины показали, что положительные результаты поисковых работ на углеводородное сырье, связаны с:

1) крупными водорослевыми постройками края шельфа Жаркамысского поднятия;

2) водорослевыми холмами и валами внутренней части шельфа;

3) отмельными барами и дюнами внутренней части шельфа.

Проведенные в статье исследования позволяют выявить закономерности распространения высокоемкостных коллекторов нефти и газа в изучаемом регионе.

Об авторах

Андрей Николаевич Кан

Email: sedimen@gmail.com

канд. геол.-мин. наук, директор департамента геологии, разработки, добычи УВ, бурения и КРС

Лемуза Загитовна Ахметшина

Автор, ответственный за переписку.
Email: lena.kashcheeva.67@mail.ru

канд. геол.-мин. наук, заведующая лабораторией биостратиграфии

Список литературы

Дополнительные файлы

Доп. файлы

Действие

1. JATS XML

Скачать

2. Рисунок 1. Схема формирования карбонатов КТII

Скачать (495KB)

Метаданные

3. Рисунок 2. Шлиф «Кружевные структуры». Тортколь, скв. 8, инт. 3493–3501 м увеличение 40х

Скачать (667KB)

Метаданные

4. Рисунок 3. Шлиф, увеличение 25х, бафлстоун донецелловый, скв. Ю-2, инт. 3958 м

Скачать (620KB)

Метаданные

5. Рисунок 4. Шлиф, увеличение 40х. Microcodium скв. А-28 инт. 3430–3435 м

Скачать (545KB)

Метаданные

6. Рисунок 5. Сводный разрез КТII

Скачать (701KB)

Метаданные

7. Рисунок 6. Кристаллы кварца на кристаллах доломита скв. А-61, гл. 3424 м Средний карбон, нижнемосковский подъярус (C2m1) (Сканирующий электронный микроскоп Т-100 JEOL)

Скачать (93KB)

Метаданные