НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ

ІНСТИТУТ ГЕОЛОГІЧНИХ НАУК

КЛЮШИНА Ганна-Христина Володимирівна

УДК 551.781.5.022.4:(551.351.2:553.98)](265.2-16)

ЛІТОЛОГІЯ І ФАЦІАЛЬНІ ОСОБЛИВОСТІ ОЛІГОЦЕНОВИХ ВІДКЛАДІВ

ПІВНІЧНО-ЗАХІДНОГО ШЕЛЬФУ ЧОРНОГО МОРЯ

04.00.10 геологія океанів і морів

АВТОРЕФЕРАТ

дисертації на здобуття наукового ступеня

кандидата геологічних наук

Київ – 2006

Дисертацією є рукопис

Робота виконана в Інституті геологічних наук НАН України, м. Київ

Науковий керівник: | член-кореспондент НАН України,

доктор геолого-мінералогічних наук, професор

Митропольський Олексій Юрійович,

Інститут геологічних наук НАН України,

перший заступник директора з наукової роботи

Офіційні опоненти: | доктор геолого-мінералогічних наук, професор

Ларченков Євген Павлович,

Одеський національний університет ім. І.І. Мечнікова,

завідуючий кафедрою загальної та морської геології

геолого-географічного факультету

кандидат геологічних наук, доцент

Іванік Олена Михайлівна,

Київський національний університет ім. Тараса Шевченка

доцент кафедри загальної та історичної геології

геологічного факультету

Провідна установа: | Інститут геології і геохімії горючих копалин НАН України, м. Львів

Захист відбудеться  .03.2006 року о 14 годині на засіданні спеціалізованої вченої ради Д .162.04 в Інституті геологічних наук НАН України за адресою: Україна, 01601, м. Київ, вул. О. Гончара, 55 б.

З дисертацією можна ознайомитись у бібліотеці Інституту геологічних наук НАН України за адресою: Україна, 01601, м. Київ, вул. О. Гончара, 55 б.

Автореферат розісланий  .02. 2006 року

Вчений секретар

спеціалізованої вченої ради Г.С. Компанець

ЗАГАЛЬНА ХАРАКТЕРИСТИКА РОБОТИ

Актуальність теми. Забезпечення України власними ресурсами вуглеводневої сировини є одним із пріоритетних напрямків геологорозвідувальних робіт. Основні перспективи подальшого нарощування розвіданих запасів і видобуток вуглеводнів значною мірою пов’язані з освоєнням північно-західного шельфу Чорного моря, де відкрито 8 газових і газоконденсатних родовищ, що приурочені до різновікових літологічних комплексів порід. Одним з таких комплексів є майкопський (олігоцен-міоценовий), нафтогазоносність якого доведено на Архангельському, Голіцинському, Кримському, Південно-Голіцинському та Шмідтівському родовищах. Про перспективність майкопської товщі свідчать як значні її потужності і широке розповсюдження, так і відносно невеликі глибини залягання (до 2 км). Одним із чинників підвищення ефективності пошукових та геологорозвідувальних робіт є визначення літолого-фаціальних критеріїв формування родовищ вуглеводнів, що викликало необхідність детального вивчення будови, речовинного складу, фаціальних особливостей олігоценових відкладів та палеоседиментологічних умов осадконакопичення.

Зв’язок роботи з науковими програмами, планами, темами. Результати, покладені в основу дисертаційної роботи, були отримані під час виконання наступних держбюджетних та госпдоговірних тем Інституту геологічних наук НАН України: „Комплексні дослідження стану та взаємодії гідросфери, літосфери та атмосфери в зоні стику суша-море Азово-Чорноморського басейну” (номер державної реєстрації 0199U002200), “Вивчення геологічної будови та літологічних особливостей осадових товщ Азовського та Чорного морів” (0193U030897), “Просторово-часові закономірності розміщення продуктивних нафтогазоносних товщ північно-західного шельфу Чорного моря” (0101U003355).

Мета і завдання дослідження. Мета роботи полягала у з’ясуванні речовинного складу і структурно-фаціальної будови олігоценових відкладів північно-західного шельфу Чорного моря, встановленні закономірностей їх поширення та палеоседиментологічній реконструкції.

Для досягнення поставленої мети вирішувались наступні завдання: детальне дослідження літолого-петрографічних особливостей олігоценових порід за комплексом методів; аналіз літологічних розрізів та потужностей відкладів; типізація літологічних фацій, з’ясування їх просторово-часової мінливості; відтворення умов осадконакопичення в олігоценовому басейні.

Об’єкт дослідження – олігоценові відклади північно-західного шельфу Чорного моря.

Предмет дослідження – літологічний склад і фаціальні особливості олігоценових відкладів.

Методи дослідження. Достовірність та обґрунтованість результатів досліджень і висновків забезпечені великим обсягом фактичного матеріалу із залученням методів: гранулометричного, рентгеноструктурного, спектрального, хімічного, люмінесцентно-бітумінологічного, вуглепетрографічного та літолого-фаціального аналізу.

Наукова новизна одержаних результатів полягає у наступному: 1) вперше за результатами комплексного дослідження речовинного складу проведено детальну типізацію олігоценових порід північно-західного шельфу Чорного моря; 2) виконано детальний опис літологічних типів порід, з’ясовано просторово-часові закономірності їх поширення та умови утворення; 3) визначено морфологічні і структурні особливості, характер розподілу у розрізі уламкової і глинистої складових та аутигенних мінералів; 4) вперше визначено типи літофацій та побудовано схеми їх поширення для відповідних стратиграфічних підрозділів олігоцену; 5) структуровано регіональне поширення літофаціальних комплексів.

Теоретичне і практичне значення. Результати досліджень речовинного складу, зокрема закономірностей розподілу в розрізі комплексу аутигенних мінералів, можуть бути використані при детальній стратифікації і кореляції продуктивних горизонтів південного нафтогазоносного регіону України, збільшують надійність розчленування розрізів при проведенні пошукового і розвідувального буріння і тим самим сприяють підвищенню ефективності пошуково-розвідувальних робіт. Детальне відтворення палеоседиментологічних умов формування олігоценових відкладів дозволять більш ґрунтовно та доказово відтворити історію розвитку Чорноморського басейну.

Особистий внесок здобувача. Основні результати і висновки, що викладені у роботі, отримані і обґрунтовані автором самостійно.

Фактичний матеріал. В основу роботи покладено колекцію кернового матеріалу зі свердловин північно-західного шельфу Чорного моря, яка зберігається у відділі сучасного морського седиментогенезу ІГН НАН України та зразки порід, шліфи і фракції, передані дисертанту ст. н. с. відділу, канд. геол.-мін. наук Н.Н. Цихоцькою.

Для вирішення поставлених задач автором роботи було здійснено мікроскопічні дослідження понад 200 прозорих шліфів з керну 35 свердловин, пробурених в різних структурно-фаціальних зонах шельфу. Проаналізовано та узагальнено близько 300 описів керну, 170 гранулометричних аналізів, 87 кількісно-мінералогічних аналізів фракцій важких мінералів, 50 визначень карбонатності порід, 60 хімічних та 37 рентгеноструктурних аналізів, використано та опрацьовано доступні літературні матеріали.

Апробація результатів дисертації. Результати досліджень апробовано на конференції молодих вчених-геологів „Сучасні проблеми геологічної науки” (м. Київ,  р.); 8-ій Міжнародній науково-практичній конференції УНГА “Нафта і газ України – 2004” (м. Судак, 2004 р.); ХХVIII сесії палеонтологічного товариства “Біостратиграфічні критерії розчленування та кореляція відкладів фанерозою України” (м. Мелітополь, 2005 р.); на VI Міжнародній конференції “Крым-2005”, (смт. Гурзуф, 12-16 вересня  р.).

Публікації. За темою дисертації опубліковано шість наукових робіт, чотири з яких у співавторстві.

Об’єм і структура роботи. Дисертація складається із вступу, п’яти розділів, висновку. Викладена на 121 сторінці друкованого тексту, містить 35 рисунків, 10 таблиць. Список використаних джерел становить 112 найменувань.

Робота виконувалася у відділі сучасного морського седиментогенезу Інституту геологічних наук НАН України під керівництвом чл.-кор. НАН України, доктора геол.-мін. наук, професора О.Ю. Митропольського, якому автор щиро вдячний за постійну увагу та консультації. Дякую співробітникам відділу сучасного морського седиментогенезу за наукове спілкування та корисні поради. Висловлюю також особливу подяку старшим науковим співробітникам, кандидатам геол.-мін. наук Н.В. Маслун та Н.Н. Цихоцькій за цінні поради, критичні і конструктивні зауваження, які сприяли успішному виконанню роботи.

ОСНОВНИЙ ЗМІСТ РОБОТИ

ІСТОРІЯ ДОСЛІДЖЕННЯ ПІВНІЧНО-ЗАХІДНОГО ШЕЛЬФУ ЧОРНОГО МОРЯ

Перші фундаментальні дослідження геологічної будови північно-західного шельфу Чорного моря пов’язані з іменами М.І. Андрусова, О.Д. Архангельського, І.О. Брода, К.І. Макова, М.В. Муратова, М.М. Страхова та ін., які проводили свої дослідження у другій половині ХІХ – першій половині ХХ століть.

З відкриттям у 60-х роках минулого століття газових родовищ у Рівнинному Криму, північно-західний шельф Чорного моря стає важливим об’єктом дослідження його нафтогазоносності. Починаючи з 1970 року і до цього часу на території шельфу розгорнуто широкомасштабні пошуково-розвідувальні роботи, пробурено велику кількість глибоких свердловин, виконано значні обсяги геолого-геофізичних робіт.

Вивченням геологічної будови, історії розвитку, структурно-тектонічного районування і нафтогазоносності північно-західного шельфу Чорного моря у різний час займалися О.Т. Богаєць, В.В. Бокун, В.Г. Бондаренко, І.О. Гаркаленко, П.Ф. Гожик, М.І. Євдощук, С.М. Єсипович, А.Е. Каменецький, А.Я. Краснощок, А.Ф. Лимонов, Є.Є. Мілановський, Ю.Г. Моргунов, С.А. Мороз, М.В. Муратов, Ю.В. Непрочинов, Є.І. Паталаха, Л.Г. Плахотний, А.І. Самсонов, В.Б. Соллогуб, В.П. Фелекс, В.Є. Хаін, А.В. Чекунов, Н.І. Черняк, Є.Ф. Шнюков, П.Ф. Шпак та ін.

Стратиграфічні дослідження майкопських відкладів здебільшого стосуються Причорноморського прогину і Кримського півострова. На північно-західному шельфі протягом всього часу проведено лише фрагментарні дослідження Є.Я. Краєвою, С.А. Люльєвою, Н.В. Маслун, М.О. Менкес, Т.Є. Улановською, В.Г. Шереметою та ін. В останні роки створено регіональні стратиграфічні схеми, які використовуються для розчленування розрізів свердловин (Н.В. Маслун, 2003, 2004, 2005 рр.).

Питання вивчення літології олігоценових відкладів висвітлюються у виробничих звітах об’єднання “Кримморгеологія” та ДАТ “Чорноморнафтогаз”, а також у роботах В.Г. Бондаренка (1980) і Н.Н. Цихоцької (1985, 1986, 1990, 2004) та ін. Однак, ще ціла низка питань, зокрема, стосовно речовинного складу, будови та генезису порід, залишається невирішеною.

ЗАГАЛЬНА ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА РЕГІОНУ

Район дослідження приурочений до трьох структурних елементів земної кори першого порядку – Східно-Європейської докембрійської платформи, Скіфської епігерцинської плити та альпійської складчастої області. Він характеризується розвитком значних розломів субмеридіонального і субширотного напрямків, що обумовили його блокову будову.

Існує багато карт і схем тектонічного районування Чорноморського регіону (О.Т. Богаєць, І.А. Гаркаленко, Л.Г. Плахотний, Б.М. Полухтович, М.П. Пустильников, А.І. Самсонов, В.Б. Соллогуб, Д.О. Туголєсов, А.В. Черняк, П.Ф. Шпак та ін.). При проведенні досліджень автором за основу прийнята карта фонду структур Південного нафтогазоносного регіону України, складена у Львівському відділенні УкрДГРІ (2004 р.), згідно з якою на північно-західному шельфі Чорного моря виділяються наступні тектонічні елементи: Східно-Європейська платформа, Переддобрудзький прогин, Добруджа, Каркінітський прогин, Вал Губкіна, Каламітсько-Центральнокримське мегапідняття, Істринський виступ, Гірський Крим, Чорноморська глибоководна западина.

Осадовий чохол північно-західного шельфу Чорного моря складений потужною товщею порід мезо-кайнозойського комплексу. Відклади олігоцену на більшості підняттів розкрито на глибинах 300-1500 м. Вони залягають згідно або з перервами на вапнякових глинах та мергелях еоцену, перекриваються нижньоміоценовими відкладами, які представлені перешаруванням безкарбонатних і карбонатних глин, алевролітів та вапняків. За основу автором прийнято стратиграфічну схему олігоценових відкладів північно-західного шельфу Чорного моря (Н.В. Маслун, 2004 р.). Згідно з цією схемою, олігоценові відклади поділяються на нижній олігоцен – планорбеловий і молочанський регіояруси, та верхній – керлеутський регіоярус.

ЛІТОЛОГІЯ ОЛІГОЦЕНОВИХ ВІДКЛАДІВ

Методика досліджень і класифікація олігоценових порід. В основі досліджень – комплексне вивчення кернового матеріалу, яке здійснено на рівні макро- та мікро спостережень, з використанням стандартних методик гранулометричного, рентгеноструктурного, спектрального, хімічного, люмінесцентно-бітумінологічного аналізів та даних вуглепетрографічних досліджень розсіяної органічної речовини. Об’єкти досліджень фіксувалися цифровою камерою Olympus C-350 ZOOM. В процесі обробки і узагальнення матеріалів використовувалися сучасні програми, призначені для обробки даних та створення графічних зображень на ПЕОМ.

При проведенні мікроскопічних досліджень значну увагу приділено визначенню фаціальних особливостей порід: типу, структури, текстури, співвідношення зерен кварцу і польових шпатів, ступеню обкатаності зерен, вивітрювання польових шпатів, складу аутигенних та акцесорних мінералів, органічних решток та ін. При кореляції відкладів враховано також дані промислово-геофізичних досліджень.

Запропонована нами схема класифікації олігоценових порід північно-західного шельфу Чорного моря (рис. ) базується на комплексному дослідженні кернового матеріалу з понад 30 свердловин. Побудова спирається на узагальнюючі принципи класифікацій Л.В. Пустовалова (1940), М.С. Швецова (1948), П.Л. Безрукова (1970), І.О. Мурдмаа (1987), В.Т. Фролова (1984, 1992, 1993), в яких особливе значення надається речовинно-структурному складу порід.

В більшості випадків літологічні типи іменувалися відповідно до назви головного компоненту, що складає понад 50% обсягу речовини породи. Винятком є змішані карбонатно-глинисті породи (мергелі) та породи з підвищеним вмістом (понад 10%) генетично важливих компонентів – глауконіту, фосфату (І.О. Мурдмаа, 1987 р.). На нашу думку, до таких компонентів можна віднести і сидерит, порівняно невеликий вміст якого також суттєво змінює їх вигляд і свідчить про певні принципові відмінності осадкоутворення. Ці породи виділено в окремі літологічні типи, хоча за домінуючим компонентом їх можна віднести до будь-якого іншого типу. В основу виділення структурних різновидів уламкових та глинистих порід покладено “десятинну” класифікацію осадових утворень (Д.В. Налівкін, 1956; Л.Б. Рухін, 1957).

Літологічна характеристика. Теригенні породи є найбільш поширеними і простежені в розрізах всіх регіоярусів олігоцену. До складу теригенних утворень входять уламкові та глинисті породи.

Уламкові породи представлені пісковиками та алевролітами.

Пісковики в розрізі олігоцену мають відносно обмежене поширення – виділені на підняттях Голіцина, Безіменному, Одеському, Олімпійському, Південно-Голіцинському, Шмідта переважно у верхній частині молочанського, інколи – у нижній частині керлеутського регіоярусів. Вони утворюють прошарки – 0,5-1,5 м між алевролітами і глинами. Пісковики відрізняються низьким ступенем гранулометричного сортування; звичайна домішка алевритового матеріалу (до 30%). За розміром уламкових зерен виділяються дрібнозернисті (0,25-0,1 мм) та дрібно-середньозернисті (0,5-0,1 мм) різновиди. Цемент глинистий, базальний (30-50%), ділянками контактно-поровий і поровий. Основними компонентами цементуючої маси є глиниста речовина переважно монтморилонітового складу зі значною домішкою дисперсного кварцу. Кластичний матеріал пісковиків складає 50-70%. Він представлений зернами кварцу (до %), польових шпатів – 20-25% (ортоклаз, рідко мікроклін і альбіт), лусочками мусковіту та поодинокими уламками кременистих порід. Зерна розміром понад 0,1 мм різною мірою обкатані, а 0,1 мм і менше – переважно кутасті, часто кородовані глауконітом. В групі акцесорних мінералів переважають турмалін, гранат, циркон, монацит. Аутигенні мінерали представлені піритом і глауконітом. Вміст глауконіту сягає 7-8%. Вуглефіковані рослинні рештки у незначній кількості відмічаються на ділянках, де переважає глинистий матеріал.

Клас, підклас | Група | Тип | Вміст породоутворюючого компоненту

Теригенні | Уламкові | Кварц-силікатні | Пісковики | >50% псамітової фракції

Алевроліти | >50% алевритової фракції

Глинисті | Глини | >50% пелітової фракції

Мергелі | >30% СаСО3 + пелітова складова

Біогенні | Карбонатні

Вапняки | >70% СаСО3

Хемо- та біохемогенні | Сидерити | >10% FeCO3

Фосфосидерити | >10% FeCO3 + >1% P2O5

Фосфоритові

Глауконітові | Глауконітові пісковики | >10% аутигенного глауконіту

Рис. . Літолого-генетична класифікація олігоценових порід північно-західного шельфу Чорного моря

Алевроліти поширені на всіх підняттях. Для кожного стратиграфічного підрозділу характерні свої особливості. Зокрема, у верхній частині розрізу планорбелового регіоярусу алевритовий матеріал зустрічається у вигляді присипок світло-сірого кольору по площинам нашарування. В розрізі молочанського – алевроліти утворюють прошарки (до ,5 м) між пісковиками, глинами і сидеритовими породами. Колір алевролітів сірувато-зелений, зеленувато-сірий, сіро-брунатний. Породи слюдисті, нерівномірно глинисті, з невиразною мікрошаруватою текстурою. У відкладах керлеутського регіоярусу алевроліти представлені прошарками зеленувато-сірого кольору потужністю 0,1-0,15 м.

Цемент алевролітів має змішаний кварц-каолініт-монтморилоніт-гідрослюдистий склад. Уламковий матеріал, представлений кварцом (30-85%), польовими шпатами – 20-45% (здебільшого ортоклаз, альбіт, зрідка зерна мікрокліну), мусковітом (до %), поодинокими уламками кременистих порід (халцедонолітів та кварцинітів). Зерна переважно кутастої форми. Склад акцесорних мінералів різноманітний: превалюють звичайна рогова обманка, дістен, ільменіт, турмалін, лейкоксен, гранат, циркон, рутил, епідот, сфен, апатит. В поодиноких зернах спостерігаються біотит, кліноцоїзит, анатаз, силіманіт, ставроліт, хроміт, гематит, ромбічні піроксени. Серед аутигенних мінералів постійно присутні пірит і глауконіт, іноді сидерит. Вміст органогенної складової незначний (поодинокі кременисті або фосфатизовані спікули губок, черепашки форамініфер). Постійним компонентом алевролітів є вуглефікований рослинний детрит (до 5-7%).

Глинисті породи представлені глинами; глинами, збагаченими органічною речовиною; глинами вапнистими.

Глини в розрізі олігоцену утворюють прошарки потужністю 0,01-0,5 м. Породи ущільнені, тонко- або неясношаруваті, безкарбонатні, слюдисті, різною мірою алевритові або піщано-алевритові. Забарвлення сіре, зеленувато-сіре, темно-сіре з брунатним відтінком. Текстура хаотична, плямиста, інколи мікрошарувата. У складі глинистої речовини переважає каолініт-монтморилоніт-гідрослюдиста асоціація мінералів. Кластичний матеріал (алевритовий – 0,03-0,8 мм, зрідка псаміто-алевритовий – до ,2 мм) становить до 50%. Він представлений кутастими та напівобкатаними зернами кварцу (60-80%), польових шпатів – 30-40% (ортоклаз, бездвійниковий альбіт, поодинокі зерна мікрокліну), лусочками мусковіту, уламками кременистих порід. Постійно присутні пірит і глауконіт, інколи сидерит. Вміст вуглефікованих рослинних решток сягає 5-10%.

Глини, збагачені органічною речовиною (ОР) встановлено у нижній частині розрізу керлеутського регіоярусу. За вмістом Сорг (0,93-1,59%) ці породи можна віднести до доманікоїдів (О.К. Баженова та ін.,  р.). Глини темно-сірого до чорного кольору, ущільнені, в’язкі, різною мірою алевритові, утворюють прошарки від 0,5-0,8 до 3 м. Структура породи сплутано-волокниста або фітоалевропелітова. Уламковий матеріал (5-15%, рідко до 50%) розподілений нерівномірно у вигляді присипок, згустків, лінзовидних включень, тонесеньких прошарків. Зазвичай, породи збагачені тонкорозсіяним піритом, інколи – сидеритом. За результатами люмінесцентно-бітумінологічного аналізу (ВНДГРІ Санкт-Петербург) ОР знаходиться на самій початковій стадії катагенезу – в протокатагенезі. Форми знаходження і морфологія ОР різні. Виділено три групи: 1 – хаотично розподілений чорний сильно розкришений детрит поганого збереження, частково піритизований; 2 – морфологічно оформлений рослинний детрит, та 3 – ниткоподібні ізотропні включення, що утворилися в результаті прориву мінеральної маси мігруючим флюїдом з подальшим випадінням важчого бітумоїдного залишку в порожнині розриву після видалення рухливої частини, переважно газів і вуглеводнів. Детритна ОР, за даними вуглепетрографічного аналізу (Центральна лабораторія ВГО “Південукргеологія”), представлена фюзенізірованими частками у вигляді мілкого атриту. До 30-90% його складають мікрокомпоненти групи вітриніту. Крім того, фіксується нерівномірна насиченість бурувато-сірими скупченнями сапропланктоніту.

Глини вапнисті (CаСО3 % і %) спостерігаються у нижній частині планорбелового та верхній частині керлеутського регіоярусів. У першому випадку, вапнякові глини у вигляді відносно потужних пачок (до  м) залягають на однотипних утвореннях верхнього еоцену. Це темно-сірі, зеленувато-сірі іноді з слабким брунатним відтінком, щільні, тонкошаруваті породи, що містять до 10% кластичного алевритового матеріалу (0,03-0,08 мм), представленого кутастими зернами кварцу, іноді польових шпатів, лусочками мусковіту. Пелітова фракція складена кварцом, кальцитом, каолінітом, містить домішки гідрослюди і монтморилоніту. Серед аутигенних мінералів встановлено пірит, поодинокі утворення глауконіту і сидериту. Органогенний детрит представлений кальцитовими черепашками форамініфер, уламками фосфатної органіки.

У верхній частині розрізу олігоцену, на контакті з нижнім міоценом, у вапнистих глинах встановлено органогенний детрит кременистого складу (до 10%), який представлений опаловими спікулами губок та діатомеями (до 0,16 мм).

Глинисто-біогенні породи – мергелі, простежено у розрізі молочанського регіоярусу на підняттях Голіцина і Південно-Голіцинському у вигляді поодиноких прошарків (до ,3 м). Вони складені сумішшю крупно- та тонкодисперсного глинистого і вапнистого матеріалу. Структура мергелів детрито-пелітоморфна, характеризується присутністю значної кількості мікрофауни, зокрема, черепашок форамініфер та їх уламків (до %). Містять також (до %) гострокутні уламкові зерна дрібноалевритової розмірності, поодинокі утворення глауконіту, дрібні кристалики та скупчення піриту, численні дрібні волокна рослинної органіки.

Біогенні породи представлені вапняками органогенно-детритусовими. Ці породи простежено на підняттях Південно-Голіцинському та Олімпійському у вигляді прошарків (до  м) між глауконітовими пісковиками, алевролітами і глинами в розрізі молочанського регіоярусу. Вони складені різнозернистим органогенним детритом (від  до %) та глинисто-карбонатною речовиною. Детрит представлений уламками кальцитових форамініфер і кріноідей, а також спікулами губок, заміщених вторинним зернистим кальцитом. Текстура неупорядкована, неясноорієнтована. Кластична (алевритова або псамітоалевритова) складова становить від 1-2 до 30%. Вона представлена кварцом (до %), польовими шпатами – до % (переважає ортоклаз, рідше зустрічаються зерна альбіту і мікрокліну), уламками кременистих і карбонатно-кременистих порід (до %). Контакт з глинисто-карбонатною масою корозійний. Частка акцесорних і аутигенних мінералів незначна.

Хемо- та біохемогенні породи представлені сидеритовими породами, фосфосидеритами і глауконітовими пісковиками.

Сидеритові породи на території шельфу мають досить широке розповсюдження головним чином у розрізі молочанського регіоярусу. Вони залягають у вигляді лінз та прошарків потужністю до 0,3 м, а також різних за розміром конкреційних стягнень (2 см і більше).

За структурно-текстурними особливостями породоутворюючого мінералу виділено:

Кристалічнозернисті сидеритові породи. До цього типу віднесено глини і алевроліти, що містять в середньому 20-40% дрібнозернистого сидериту (0,01-0,03 мм). Від раніше описаних типів ці породи відрізняються більшою вагою і брунатним відтінком. В шліфах зерна сидериту рівномірно розподілені і добре діагностуються завдяки високому подвійному світлозаломленню, ясній псевдоабсорбції, високому інтерференційному забарвленню та переважно неправильно-ізометричній або ромбоедричній формі. На локальних ділянках порода може частково або повністю бути заміщена тонкозернистим сидеритом брунатного кольору, який цементує уламкові зерна кородуючи їх.

Пелітоморфні сидеритові породи макроскопічно представляють собою щільні, досить важкі утворення жовтуватого, брунатного кольору. Забарвлення пов’язане з окисленням сидериту і перетворенням його у лімоніт. Порода майже повністю (75-95%) складається з тонкозернистого сидериту (0,003-0,005 мм), лише на окремих ділянках спостерігаються сферолітові утворення, розмір яких сягає 0,01-0,03 мм. Центри сферолітів, як правило, мають бурувате забарвлення. В основній масі у мінливій кількості розсіяні поодинокі уламкові зерна алевритової розмірності, глауконіт і пірит, цементація яких відбувається з частковим кородуванням і заміщенням карбонатом заліза.

Сидеритові породи алевритисті з конкреційною текстурою. Це брунатно-сірі, дуже важкі і міцні породи. Основну масу породи складають неправильно-ізометричні та сфероподібні утворення сидериту, розміром від 0,004 до 0,01 мм. Зустрічаються ділянки складені тонкодисперсним сидеритом темно-брунатного забарвлення. Конкреційна текстура обумовлена наявністю численних, різних за формою і розміром, стягнень. Спостерігаються овальні, округлі, неправильної форми утворення глинистого, опалового, опал-кристобалітового або фосфатного складу. Зазвичай, вони оконтурені більш світлішими, позбавленими сторонніх домішок, оторочками перекристалізованого сидериту, окремі зернятка якого можна спостерігати також і у середині стягнень. Пелітова фракція представлена сидеритом та кварцом з домішками монтморилоніту, гідрослюди і каолініту. Вміст кластичного алевритового матеріалу складає до %. Він представлений кутастими і різною мірою кородованими зернами кварцу і польового шпату. Постійно присутній пірит, поодинокі утворення глауконіту.

За результатами співставлення даних хімічного аналізу сидеритових порід північно-західного шельфу Чорного моря та аналогічних одновікових утворень Причорноморської западини (Н.М. Баранова, В.Х. Геворк’ян, 1968 р.) і Криму (Є.Ф. Шнюков, 1961 р.), у досліджених нами породах встановлено підвищені значення фосфорного ангідриту та оксиду магнію.

Фосфосидерити виділено на піднятті Центральному у верхній частині розрізу молочанського регіоярусу. Вміст Р2О5 у породі сягає 8,9%. Основна маса породи складена ізоморфною сумішшю карбонату заліза і марганцю, з домішкою фтор-апатиту. Текстура плямиста, конкреційна, обумовлена наявністю різних за формою стягнень і брунатних включень, що складені пелітоморфною карбонатною речовиною. Домішка алевритового уламкового матеріалу (кварц, польові шпати) сягає 20%. Спостерігаються поодинокі утворення глауконіту світло-зеленого кольору розміром до 0,1 мм. Пірит присутній у розсіяному стані, інколи концентрується в центрі утворень глауконіту. Органічна складова представлена поодинокими вуглефікованими рослинними рештками, кальцитовими та фосфатизованими черепашками форамініфер.

Глауконітові пісковики визначено у верхній частині розрізу молочанського регіоярусу на підняттях Голіцина, Південно-Голіцинському, Шмідта та Олімпійському. Вони утворюють прошарки зеленувато-сірого кольору, потужністю від 0,3 до 1,5 м. Вміст аутигенного глауконіту сягає 10-15%. Мікротекстура породи плямиста, обумовлена нерівномірним розподілом напівобкатаних дрібно- і середньозернистих піщаних (30-60%) та кутастих алевритових зерен (до %). Вони представлені кварцом (75-85%), польовими шпатами – 5-10% (переважає ортоклаз, поодинокі зерна мікрокліну та альбіту), лусочками мусковіту (до 1%), уламками кременистих порід. За мінеральним складом цементу розрізняються глинисті та карбонатні глауконітові пісковики. Глинистий цемент базального або контактно-порового типу, складається з кварцу, монтморилоніту, містить домішки гідрослюди і каолініту. Його вміст коливається від 20 до 50%. Карбонатно-глинистий цемент містить мікрозернистий кальцит (до %), а також включення більш крупніших зерен кальциту (0,03-0,08 мм). Серед аутигенних мінералів в перемінній кількості присутній пірит, інколи сидерит. Зустрічаються поодинокі черепашки форамініфер.

В олігоценових породах північно-західного шельфу встановлено майже постійну присутність едафогенних компонентів, представлених поодинокими відносно добре обкатаними глинистими і глинисто-алевритовими грудочками, розміром до 2 мм. До едафогенної складової нами віднесено, також, утворення глауконіту неправильно-ізометричної форми (без тріщинок синерезису) з ознаками механічного сортування за розміром.

Всі літологічні типи порід не зазнали значних катагенетичних змін і зберегли основні риси, що характерні для початкових стадій осадкоутворення, а саме седименто- та діагенезу. Спостерігається головним чином ущільнення порід при незмінності глинистого цементу і присутність новоутворень, зокрема, опал-кристобаліту, халцедону або кварцину, в порожнинах і тріщинах.

Склад глинистої речовини. За результатами гранулометричного аналізу крупнодисперсна (0,01-0,001 мм) фракція значно переважає майже у всіх виділених літологічних типах, включаючи глини. Вміст тонкодисперсної (менше 0,001 мм) фракції зазвичай складає 10-15%, дуже рідко – 40%. З метою аналізу глинистої складової різнотипових порід олігоценового віку було використано дані рентгенографічного аналізу крупно- та тонкодисперсної фракцій. При розшифровці дифрактометричних кривих визначено присутність монтморилоніту (величина основного рефлексу – 1,37-1,47 нм), каолініту (0,71-0,72; 0,355-0,357 нм) гідрослюди типу ілліту (0,97-1,04; 0,495-0,499; 0,439-0,448; 0,256-0,259; 0,239 нм), хлориту (1,40-1,39; 0,70; 0,469-0,470; 0,352-353 нм). Ці мінерали у вивчених інтервалах створюють суміші, серед яких за кількісним співвідношенням вхідних компонентів виділено три комплекси: монтморилонітовий, каолініт-монтморилоніт-гідрослюдистий, каолініт-гідрослюдистий. Кожний комплекс, окрім основних компонентів, в якості домішки містить один або декілька з решти наведених вище глинистих мінералів. Інтенсивність їх рефлексів у крупнодисперсній фракції постійно затушовується присутністю пелітоморфного б-кварцу, інтенсивність основного рефлексу якого 0,333-0,334 нм майже постійно сягає 10. У тонкодисперсній фракції вміст мінералу різко зменшується.

Аналіз розподілу глинистих мінералів у пелітових фракціях олігоценових порід свідчить, що до літологічно відмінних порід приурочені одні й ті ж їх комплекси. Відсутня залежність складу глинистих мінералів і від окислювально-відновних умов формування вміщуючих їх відкладів. Таким чином, на нашу думку, значна частина глинистих мінералів у досліджуваному регіоні має алотигенне походження.

В основний комплекс елементів, що простежується у складі порід олігоцену, входять: Ni, Ti, Cr, Nb, Cu, Sn, Ga, Yb, Sr – в кількості, що не сягає кларку; Mn, Co, V, Zr, Pb, Zn, Be, Sc, Y, La – місцями сягають або перевищують кларковий вміст (за О.П. Виноградовим, 1962).

З метою з’ясування приуроченості рідкісних і розсіяних елементів до генетично і петрографічно відмінних типів порід було проведено зіставлення результатів спектрального аналізу олігоценових порід і пелітової складової. Встановлено, що Co, V, Cr, Nb, Cu, Pb, Zn, Sn і частково Y містяться в тонкодисперсній фракції у значеннях рівних або більших порівняно із загальним вмістом їх в породі, що свідчить про концентрацію перерахованих елементів глинистими мінералами. Особливо значною була сорбція V, Sc. Істотна частка Mn, Ni, Ti, Zr, Be, Yb, Sr пов’язана з уламковою складовою, до якої вони входять як ізоморфні домішки породоутворюючих та акцесорних мінералів. Ймовірно, підвищена концентрація V, пов’язана з присутністю в породах вагомої домішки органічної речовини. Фіксується стрибкоподібне збільшення вмісту Mn в крупнодисперсній фракції карбонатних (сидеритових) порід, що може свідчити про його зв’язок з процесами морського осадкоутворення.

Аутигенні мінерали. До складу аутигенних мінералів входять пірит, сидерит, глауконіт і кальцит, які мають породоутворююче значення. У незначній кількості присутні утворення цеоліту, кремнезему та колофану. За результатами мінералого-петрографічних досліджень встановлено закономірності розподілу аутигенних мінералів у розрізі олігоцену.

Пірит постійно міститься в породах у вигляді рівномірно розсіяних тонкозернистих агрегатів, інколи оолітів або розвивається по органічних рештках і глауконіту. Його кількість в середньому дорівнює 0,5-1%. На локальних ділянках вміст мінералу збільшується за рахунок утворення плям, лінз та смуг, які розміщені уздовж тріщин, заповнених бітумоїдами. Найбільші показники вмісту піриту характерні для прошарків глин, збагачених органічною речовиною, що встановлені у нижній частині керлеутського регіоярусу.

Сидерит спостерігається у вигляді: а) сферолітів або сферолітових згустків з нечіткими, розпливчастими контурами, центри згустків можуть бути окислені; б) зерен ромбоїдної або наближеної до ромбоедра форми, розміром від 0,008 до 0,05 мм; в) тонкозернистих жовтувато-брунатних скупчень, розміром до 1 мм. Рентгенографічним аналізом підтверджено наявність сидериту у крупно- та тонкодисперсній фракціях за основним рефлексом 0,281-0,282 нм, інтенсивність якого часто сягає 10. Вміст мінералу у породах дуже мінливий – від поодиноких зерен до 95%. Сидерит є породоутворюючим мінералом в сидеритових породах, які характерні для верхньої частини розрізу молочанського регіоярусу.

Глауконіт досить легко діагностується завдяки зеленому кольору та мікроагрегатній будові. Форма утворень може бути правильною (овальна, округла, майже сферична), як правило, з глибокими зубчастими тріщинами дегідратації та усихання і неправильною (лапаста, краплеподібна, кутаста). У першому випадку їх розмір сягає 0,1-0,6 мм, у другому – 0,3-0,8 мм. Крім того: а) глауконіт виповнює пори, тріщини та порожнини навколо і в середині зерен інших мінералів чи скелетних решток; б) розсіяний у породі у вигляді згустків неправильної форми, в яких відсутні чіткі обриси; в) заповнює простір між уламковими зернами, цементуючи їх. За особливостями внутрішньої будови виділено мікроагрегатні та слюдоподібні, пластинчасті утворення. Вміст мінералу непостійний (від поодиноких утворень до 10-15%). Зміни вмісту глауконіту мають пряму залежність від розміру та кількості уламкового матеріалу, що, на нашу думку, свідчить про його перевідкладання. Аутигенні утворення розпізнаються за умови відсутності ознак механічного руйнування і сортування. В розрізі олігоцену найбільш високі концентрації глауконіт має в уламкових породах (глауконітові пісковики), що характерні для межі керлеутського та молочанського регіоярусів.

Кальцит є породоутворюючим мінералом у вапнякових глинах, мергелях, вапняках, де спостерігається, здебільшого, у вигляді тонкозернистих агрегатів, інколи присутні більш крупніші зерна (0,03-0,08 мм). Кальцит часто заповнює порожнини черепашок форамініфер, рідше заміщує спікули губок. Окремі зерна кальциту відмічено в сидеритових породах.

Цеоліт виявлений в уламкових породах у вигляді дуже дрібних (1-5 мкм) призматичних кристалів на ділянках скупчення кластичного матеріалу, де майже відсутній глинистий цемент. За оптичними властивостями мінерал віднесено до типу кліноптілоліт.

Мінерали групи кремнезему представлені опал-кристобалітом, халцедоном або кварцином. Останні утворюють плутано-волокнисті агрегати неправильної форми, які виповнюють порожнини та тріщини в породах і цементують окремі уламкові зерна.

Колофан міститься в породах у вигляді аморфних, брунатних з червоним відтінком округлих, рідко кутастих агрегатів алевритової розмірності. На локальних ділянках, розміром до 0,3 мм, може відігравати роль цементу, заповнюючи простір між уламковими зернами.

ЛІТОФАЦІЇ ОЛІГОЦЕНУ, СКЛАД І ЗАКОНОМІРНОСТІ ПОШИРЕННЯ

За ознаками речовинного складу в розрізі олігоцену виділено наступні літологічні фації:

Планорбеловий регіоярус. Планорбелова світа. Поділяється на дві підсвіти – нижньо- та верхньопланорбелову. Загальна потужність планорбелових відкладів сягає 640 м.

Для нижньопланорбелової підсвіти встановлено три типи літофацій.

Карбонатно-глиниста літофація – складена зеленувато-сірими алевритистими вапнистими глинами з поодинокими прошарками глин алевритистих безкарбонатних. Найбільшу потужність ця літофація має на піднятті Голіцина (до 360 м). На піднятті Кримському потужність сягає 20 м.

Уверх за розрізом виділено алевроліто-глинисту літофацію, що представлена перешаруванням глин зеленувато-сірих алевритистих безкарбонатних із світло- та темно-сірими алевролітами. Літофація поширена у східній частині регіону, її потужність коливається від 100 до 300 м.

В районі Одеського підняття для відкладів нижньопланорбелової підсвіти характерною є піщано-глиниста літофація. Вона представлена глинами зеленувато-сірими з рідкими прошарками погановідсортованих пісковиків. Потужність літофації – до 130 м.

У верхньопланорбеловій підсвіті виділено глинисту літофацію. Вона складена зеленувато-темно-сірими тонкошаруватими глинами з поодинокими присипками алевритового матеріалу. Поширена в північно-східній частині шельфу, де має значні потужності (до  м). В Каркінітському прогині потужності літофації зменшуються до 100-300 м. У західному напрямку глиниста літофація виклинюється і на піднятті Одеському вона зовсім відсутня.

Молочанський регіярус. Молочанська світа. Відклади розкрито майже на всіх підняттях північно-західного шельфу. Вони залягають узгоджено чи з переривом на відкладах планорбелової світи, та перекриваються глинисто-алевритовим комплексом керлеутської світи. Максимальна потужність – до 500 м (підняття Центральне). На підняттях Архангельського, Голіцина, Каркінітському, Кримському, Південно-Голіцинському, Сєльського, Шмідта – потужності складають до 300 м. У західному напрямку (підняття Безіменне, Гамбурцева, Штормове) вони суттєво зменшуються і на піднятті Одеському сягають лише 28 м.

Молочанські відклади двокомпонентні. У нижній частині виділено глинисто-алевролітову літофацію, у верхній – карбонатно-піщано-глинисто-алевролітову.

Глинисто-алевролітова літофація представлена перешаруванням світло-сірих, слабозцементованих глинистих алевролітів з зеленкувато-темно-сірими масивними глинами. Ця літофація поширена в межах Каркінітського прогину (потужність від 60 до 150 м) та Каламітського валу (100-500 м).

Для карбонатно-піщано-глинисто-алевролітової літофації характерним є літологічне різноманіття. Вона складена зеленувато-сірими, сірими або темно-сірими алевролітами і глинами, меншою мірою пісковиками, сірувато-зеленими глауконітовими пісковиками та сіро-брунатними сидеритовими породами, що ритмічно перешаровуються. Породи характеризуються поганим сортуванням уламкового матеріалу і різноманітним мінеральним складом глинистої, акцесорної та аутигенної складових. Ця літофація простежена у північно-східній та південно-східній частинах дослідженого регіону. В західному напрямку (підняття Одеське), і в південно-західному (підняття Олімпійське), спостерігається поступове збільшення вмісту біогенного карбонату кальцію у складі глин і глауконітових пісковиків.

Керлеутський регіоярус. Керлеутська світа. Поділяється на нижньо- та верхньокерлеутську підсвіти. Характерною ознакою розрізу є тонка шаруватість відкладів.

У нижньокерлеутській підсвіті виділено глинисту літофацію, яка представлена темно-сірими, майже чорними, в’язкими безкарбонатними глинами. Темний колір обумовлений присутністю значної кількості аутигенного піриту та органічної речовини. Максимальна потужність літофації – до  м (підняття Каркінітське). Простежена також на підняттях Архангельського, Голіцина, Кримському, Південно-Голіцинському, Сєльського, Шмідта.

Уверх за розрізом глиниста літофація змінюється алевроліто-глинистою та карбонатно-глинистою літофаціями верхньокерлеутської підсвіти. Загальна потужність цих літофацій – до 200 м. Вони виділені на всіх досліджуваних підняттях, за виключенням підняття Олімпійського.

Алевроліто-глиниста літофація представлена тонким перешаруванням зеленувато-сірих алевритистих безкарбонатних глин і алевролітів. Потужності коливаються в межах 35-120 м.

Карбонатно-глиниста літофація складена зеленкувато-світло-сірими алевритистими вапняковими глинами. Потужність літофації – до 360 м.

Аналіз потужностей свідчить, що найбільші потужності відклади олігоцену (понад 1500 м), мають в Каркінітському прогині (Михайлівська западина). Ця ділянка характеризується і найбільш повним розрізом, причому олігоценові відклади згідно перекривають мергельно-глинистий комплекс верхнього еоцену. У західному напрямі, в районі підняттів Безіменного, Гамбурцева, Одеського спостерігається різке скорочення потужностей олігоценових відкладів, а в межах валу Губкіна і Кілійсько-Зміїного підняття вони не встановлені.

Розріз олігоцену в межах Каламітського валу та на сході Губкінської зони, загалом характеризується дещо скороченим розрізом, який представлений переважно безкарбонатним алевроліто-глинистим комплексом, потужністю до 1000 м, що утворився у відносно спокійних умовах серединного шельфу.

Для району підняття Одеського притаманною є наявність у розрізі прошарків пісковиків, як складової частини піщано-алевроліто-глинистого турбідітового комплексу, потужністю до 260 м. Він складає конус виносу, який значною мірою є успадкованим від палеоцену (П.Ф. Гожик та ін., ; Н.В. Маслун, 2004).

У межах Крайового уступу, олігоцен представлений неповними розрізами відкладів теригенно-карбонатного комплексу, що утворились на межі шельф-континентальний схил. Його потужність сягає 400 м.

За аналізом літофацій виділено дві області: східну, де переважало теригенне осадконакопичення, і південно-західну (Крайовий уступ) – де переважало біогенно-теригенне. Генетично їм відповідають фації серединного і зовнішнього шельфу. У східній частині північно-західного шельфу Чорного моря виокремлено два райони, що різняться літофаціальним складом відкладів та розподілом потужностей окремих стратонів олігоцену: Каркінітський прогин та район підняття Одеського. Цим районам відповідають фації – відповідно, глибоководної западини і конусу виносу.

Накопичення олігоценових відкладів в морському басейні відбувалося у відмінних фаціальних умовах, які визначили складний характер розміщення в розрізі і за площею основних (піщаних і глинистих) комплексів порід, що визначають генерацію вуглеводнів, а також локалізацію їх у покладах. Найбільші перспективи нафтогазоносності пов’язуються з перехідними площами накопичення – від суттєво піщанистих до суттєво глинистих осадків. Відповідно, за аналізом літофацій на північно-західному шельфі Чорного моря було виділено ділянки, де піщано-алевролітові комплекси перекриваються глинистими. Загальна потужність такого піщано-алевроліто-глинистого комплексу складає 70-220 м. Зоною перекриття є район Каркінітського прогину, в межах якого відкрито Архангельське, Голіцинське, Кримське, Південно-Голіцинське та Шмідтівське газові та газоконденсатні родовища. В районі Одеського підняття та Крайового уступу олігоценовий піщано-алевролітовий комплекс, вірогідно, перекривається глинистим комплексом міоценового віку.

ПАЛЕОСЕДИМЕНТАЦІЙНІ УМОВИ ФОРМУВАННЯ ОЛІГОЦЕНОВИХ ВІДКЛАДІВ

Олігоценові відклади мають чітку трикомпонентну структуру, яка відображає етапи розвитку морського басейну. За детальним дослідженням літології і фаціальних особливостей відкладів олігоцену охарактеризовано планорбеловий, молочанський та керлеутський етапи розвитку.

В період формування планорбелового етапу в умовах глибоководного відкритого шельфу відбувалось накопичення кремнеземисто-глинистих мулів, періодично збагачених на уламковий матеріал. На цьому етапі виділяються два літоцикли. Нижній характеризується седиментацією в спокійних гідродинамічних умовах теригенного алеврито-пелітового матеріалу, який із збільшенням глибини морського басейну змінювався на карбонатно-глинистий змішаного біогенно-теригенного походження. Ця особливість відображена в літофаціях Каркінітського прогину і Крайового уступу. Ранньопланорбеловий етап розвитку олігоценового басейну був значною мірою успадкованим від еоценового і зміна умов в ньому відбувалась поступово.

Для верхнього літоциклу притаманною є майже повна відсутність біогенної та теригенної (алевритової) складових. Осадконакопичення відбувалося на значній ділянці шельфу в умовах ослабленої гідродинамічної активності. Про однотипний склад цих відкладів, свідчать розрізи свердловин, пробурених у різних структурно-фаціальних зонах. На кінець планорбелового часу значна частина шельфу, за винятком зовнішньої зони, покрита тонко- та крупно дисперсними здебільшого теригенними кремнеземисто-глинистими мулами.

Молочанський етап розвитку олігоценового басейну відрізняється різко відмінними умовами, коли теригенне безкарбонатне осадконакопичення планорбелового часу змінилося на теригенно-карбонатне. Так, у межах зовнішнього шельфу відбувалося накопичення погановідсортованого теригенного псаміто-алеврито-глинистого матеріалу і біогенного карбонату кальцію. На відповідний розподіл компонентів значний вплив мали придонні течії, що відігравали важливу роль не тільки в транспортуванні мілководного теригенного матеріалу, а також в розмиві і перерозподілі вже сформованих осадків. Псамітовий матеріал, на відміну від подібних утворень глибоководної западини, має кутасту форму і більш різноманітний мінеральний склад, що може свідчити про незначне віддалення джерела постачання уламкового матеріалу, тобто надходження певного його обсягу зі сторони Добруджі.

Походження уламкового матеріалу в найбільш зануреній зоні басейну, що відповідала району Каркінітського прогину, на нашу думку, пов’язане з процесами підводного оповзання на його схилах. В результаті таких процесів відбувалося перевідкладання відносно добре обкатаних переважно кварцових уламків псамітової розмірності та формування прошарків пісковиків, що містять значну домішку алеврито-глинистого матеріалу і входять до складу карбонатно-піщано-глинисто-алевритової товщі, яка має слабо виражену градаційну шаруватість. Формуванню карбонатних (сидеритових порід) сприяв великий привніс тонкодисперсної глинистої речовини, збагаченої сполуками заліза. Значні концентрації карбонату заліза виникали частково при накопиченні осадку, але головним чином – на різних стадіях діагенезу. Склад аутигенних мінералів, свідчить про мінливі геохімічні умови. Зокрема, наявність аутигенного глауконіту обумовлена окисним середовищем, або перехідним між окисним та відновним. Утворення глауконіту відбувалося на ранній стадії діагенезу морських осадків на етапах уповільненої седиментації і вказує на можливі глибини від 200-300 до 1500-2000 м (О.В. Япаскурт,  р). Масове утворення піриту пов’язане з переважанням відновних умов у періоди седименто- та діагенезу. Цьому відповідала палеоседиментологічна обстановка і головним чином ті фактори, які зменшують інтенсивність гідродинамічних рухів (складно диференційований рельєф морського дна, значні глибини та ін.). Свідченням глибоководного характеру басейну є, також, підвищені значення фосфорного ангідриту. Цей факт, може бути пов’язаний з фізико-хімічним впливом збагачених фосфором придонних вод, у зоні проявлення апвелінгового ефекту.

Дослідження речовинного складу порід керлеутського віку показали, що у пізньоолігоценовий (хатський) час на переважній частині досліджуваної території існували мінливі фаціальні умови, при яких йшло накопичення збагаченого органічною речовиною пелітового кременисто-глинистого