Збірник наукових праць УкрДГРІ, № 3, 2015 by Татьяна Рыженко

УКРАЇНСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ ГЕОЛОГОРОЗВІДУВАЛЬНИЙ ІНСТИТУТ

№3 2015

Збірник наукових праць УкрДГРІ науковий журнал Виходить чотири рази на рік Засновано у 2000 р.

Київ УкрДГРІ 2015

ББК

32.973я43+33.12я43 З-41

ISSN 1682-3591

Г о л о в н и й р е д а к т о р доктор технічних наук С. В. Гошовський Р е д а к ц і й н а к о л е г і я: О. Т. Азімов, О. Б. Бобров (заступник головного редактора), Б. М. Васюк, Ю. М. Веклич, В. Я. Веліканов, А. С. Войновський, Ю. І. Войтенко, В. М. Гулій, І. Г. Зезекало, І. В. Карпенко, В. М. Клочков, М. М. Костенко, І. В. Кравченко, М. Д. Красножон (заступник головного редактора), А. Є. Кулінкович, Я. Г. Лазарук, О. І. Левченко, О. Ю. Лукін, А. В. Лущик, О. А. Лисенко, Н. Г. Люта, Г. Г. Лютий, Б. І. Малюк, Н. Я. Мармалевський, С. О. Некрасова, С. В. Нечаєв, І. Є. Палкін, А. Я. Парфенова (відповідальний секретар), А. В. Полівцев, Т. М. Пригаріна, В. Я. Пустовий, І. В. Саніна, Л. М. Степанюк, В. В. Сукач, Ю. К. Тяпкін Відповідальний за випуск М. М. Костенко

Затверджено до друку вченою радою УкрДГРІ

ЗБІРНИК НАУКОВИХ ПРАЦЬ УкрДГРІ науковий журнал № 3/2015 Засновник — Український державний геологорозвідувальний інститут (УкрДГРІ) Зареєстровано в Державному комітеті інформаційної політики, телебачення та радіомовлення України Свідоцтво про державну реєстрацію серія КВ № 4558 від 18.08.2000 p. Завідувач редакції С. О. Некрасова Літредактори-коректори Р. В. Корнієнко, Я. І. Вознюк Комп’ютерна верстка C. І. Вишницька Художній редактор Б. І. Волинець

Здано до складання 20.08.2015. Підписано до друку 30.10.2015. Формат 60×84 1/8. Ум. -друк. арк. 21,5. Обл.-вид. арк. 17,63. Тираж 300 прим. Зам. № 281 Видавництво УкрДГРІ Р. с. серія ДК № 182 від 18.09.2000 р. 04114, м. Київ-114, вул. Автозаводська, 78А Адреса редакції та п/п: інформаційно-видавничий відділ УкрДГРІ 04114, м. Київ-114, вул. Автозаводська, 78А Тел.: 206-35-18; тел./факс: 432-35-22 Е-mail: mru@ukrdgri.gov.ua

UKRAINIAN STATE GEOLOGICAL RESEARCH INSTITUTE

№3 2015

Scientific proceedings of UkrSGRI SCIENTIFIC JOURNAL 4 ISSUES PER YEAR FOUNDED IN 2000

Kyiv UkrSGRI 2015

ББК

ISSN 1682-3591

32.973я43+33.12я43 З-41

Editor-in-Chief S. V. Hoshovskiy EDITORIAL BOARD: O. T. Azimov, O. B. Bobrov (Deputy Editor-in-Chief), B. M. Vasyuk, Yu. M. Veklych, V. Ya. Velikanov, A. S. Voynovskiy, Yu.I.Voytenko, V. M. Guliy, I. G. Zezekalo, I. V. Karpenko, V. M. Klochkov, M. M. Kostenko, I. V. Kravchenko, M. D. Krasnozhon (Deputy Editor-in-Chief), A. Ye. Kulinkovych, Ya. G. Lazaruk, O. I. Levchenko, O. Yu. Lukin, A. V. Luschik, O. A. Lysenko, N. G. Lyuta, G. G. Lyuty, B. I. Malyuk, N. Ya. Marmalevskiy, S. O. Nekrasova, S. V. Nechaev, I. Ye. Palkin, A. Ya. Parfenova (Managing Secretary), A. V. Polivcev, T. M. Prygarina, V. Ya. Pustoviy, I. V. Sanina, L. M. Stepanyuk, V. V. Sukach, Yu. K. Tyapkin

Approved to publishing by Scientific Council of UkrSGRI

SCIENTIFIC PROCEEDINGS of UkrSGRI SCIENTIFIC JOURNAL № 3/2015 FOUNDER – UKRAINIAN STATE GEOLOGICAL RESEARCH INSTITUTE (UkrSGRI) Head of the Editorial Staff S. O. Nekrasova Literary editing R. V. Kornienko, L. G. Morgun

EDITORSHIP ADDRESS Avtozavodska, 78А, Kyiv 04114, Ukraine Phone (+38044) 430-70-24, fax (+38044) 432-35-22 ukrdgri@ukrdgri.gov.ua

ЗМІСТ Сучасні технології наукового супроводу ГРР Гошовський С. В., Пігнастій С. С., Сиротенко П. Т. СУЧАСНИЙ СТАН І ПЕРСПЕКТИВИ РОЗВИТКУ НОВІТНІХ ТЕХНОЛОГІЙ СЕЙСМІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ У ПРОЦЕСІ БУРІННЯ. Стаття 1. Застосування бурового долота як джерела сейсмічних коливань

Регіональна геологія, петрологія, металогенія Костенко М. М., Арбузова Л. С., Комбарова К. М., Аврамець В. М., Іванов А. І., Кобець Ф. В., Шутенко Л. М. НИЖНЬОВЕНДСЬКІ ТРАПИ ПРИДНІСТРОВ’Я: ГЕОЛОГІЯ, РЕЧОВИННИЙ СКЛАД, КОРЕЛЯЦІЯ

Лисенко О. А., Меркушин І. Є., Бобров О. Б. МІНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФІЧНІ ОСОБЛИВОСТІ ПОРІД БЕРЕСТІВСЬКОЇ ЗЕЛЕНОКАМ’ЯНОЇ СТРУКТУРИ (ЗАХІДНЕ ПРИАЗОВ’Я)

Зинчук Н. Н. О ПЕРСПЕКТИВАХ ПЕТРОГРАФИЧЕСКИХ И ПЕТРОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ КИМБЕРЛИТОВЫХ ПОРОД

Калашник А. А. ПРИЧИНЫ ПРОСТРАНСТВЕННОЙ СВЯЗИ И МОНОМЕТАЛЛЬНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПРОМЫШЛЕННЫХ ЗОЛОТОГО И УРАНОВОГО ОРУДЕНЕНИЙ В КИРОВОГРАДСКОМ РУДНОМ РАЙОНЕ УКРАИНСКОГО ЩИТА

Кравченко О. А., Хрущов Д. П. МОДЕЛЮВАННЯ ТИТАН-ЦИРКОНІЄВИХ РОЗСИПІВ НА ПРИКЛАДІ КРАСНОКУТСЬКОГО РОДОВИЩА

104

Полканов Ю. О., Добровольська Т. Й., Піддубна Т. Д. БАДЕЛЕЇТ – НОВА ЦИРКОНІЄВА СИРОВИНА УКРАЇНИ

116

Нафтогазова геологія та геофізика Лебідь В. П., Лебідь В. В. ПРО РЕАЛЬНІ ЗАХОДИ СТОСОВНО ТЕРМІНОВОГО ЗМЕНШЕННЯ ЦІНИ НА ЕНЕРГОНОСІЇ

122

Технологія і техніка буріння Рой М. М., Ластовка В. Г., Клименко С. М. ВИКОРИСТАННЯ ВИПРОБУВАЧА ПЛАСТІВ БАГАТОЦИКЛОВОЇ ДІЇ ДЛЯ СЕЛЕКТИВНОЇ ОЦІНКИ НАФТОГАЗОНАСИЧЕНОСТІ НИЗЬКОПРОНИКНИХ ТРІЩИНУВАТИХ КОЛЕКТОРІВ МАЛОЇ ПОТУЖНОСТІ 135 В ПРОЦЕСІ СПОРУДЖЕННЯ СВЕРДЛОВИН Рой М. М., Ластовка В. Г., Клименко С. М. ПІДВИЩЕННЯ НАДІЙНОСТІ ВИПРОБУВАННЯ СКЛАДНОПОБУДОВАНИХ ТРІЩИНУВАТИХ КОЛЕКТОРІВ ІЗ ЗАСТОСУВАННЯМ ДВОПАКЕРНОЇ СИСТЕМИ ПІД ЧАС СЕЛЕКТИВНОГО ЇХ ВИПРОБУВАННЯ ЗАВДЯКИ ВДОСКОНАЛЕННЮ ТЕХНІЧНИХ ЗАСОБІВ

142

Дискусія щодо вдосконалення Кореляційної хроностратиграфічної схеми раннього докембрію УЩ Кирилюк В. П. ЩЕ РАЗ ПРО ПРОБЛЕМИ СТРАТИГРАФІЇ ПОБУЗЬКОГО ГРАНУЛІТОВОГО КОМПЛЕКСУ (з нагоди складання нової регіональної стратиграфічної схеми нижнього докембрію Українського щита). Стаття 2. Співвідношення світ побузького стратиграфічного комплексу

147

ПАМ’ЯТІ ІГОРЯ СТЕПАНОВИЧА ПАРАНЬКА

169

CONTENTS

Modern technologies of research of mining holes Goshovskyi S. V, Pignastyi S. S., Syrotenko P. T. CURRENT STATE AND PROSPECTS OF DEVELOPMENT OF NEW TECHNOLOGIES OF SEISMIC RESEARCHES IN THE COURSE OF DRILLING. Article 1. The use of the drill bit as a source of seismic vibrations

Geology, petrology, metallogeny Kostenko N. M., Arbuzova L. S., Kombarova E. M., Avramets V. M., Ivanov A. I., Kobets F. V., Shutenko L. N. LOWER VENDIAN TRAPS OF PRIDNESTROVIE: GEOLOGY, COMPOSITION, CORRELATION

Lysеnkо O. A., Merkushyn I. Ie., Bobrov O. B. MINERAL AND PETROGRAPHIC FEATURES OF BERESTOVSKII GREENSTONE STRUCTURE ROCKS (WEST PRIAZOVYE)

Zinchuk N. N. ABOUT PERSPECTIVES OF PETROGRAPHIC AND PETROLOGICAL INVESTIGATIONS OF KIMBERLITE ROCKS

Kalashnyk G. A. CAUSES OF SPATIAL RELATIONSHIPS AND MONOMETAL OF INDUSTRIAL GOLD AND URANIUM ORE FORMATION IN KIROVOGRAD ORE DISTRICT OF THE UKRAINIAN SHIELD

Kravchenko O. A., Khrushchov D. P. MODELING OF TITANIUM-ZIRCONIUM PLACERS ON THE EXAMPLE OF KRASNOKUTSK DEPOSIT

104

Polkanov Yu. O., Dobrovolska T. Y., Piddubna T. D. BADDELEIT AS NEW ZIRKON RAW MATERIAL IN UKRAINE

116

Oil and gas geology and geophysics Lebed V. P., Lebed V. V. ABOUT REAL ACTION URGENT TO REDUCE ENERGY PRICES

122

Drilling technology and techniques Roy N. N., Lastovka V. G., Klimenko S. M. USE OF LAYERS TESTER OF MULTISEQUENCING ACTION FOR SELECTIVE ESTIMATION OF OIL AND GAS SATURATION LOWPERAMBLE CRACKS COLLECTORS OF SMALL-YIELD IN THE PROCESS OF WELLS STRUCTURE

135

Roy N. N., Lastovka V. G., Klimenko S. M. INCREASE OF RELIABILITY OF DIFFICULT CRACKS COLLECTORS TEST WITH THE USE OF TWO-PAKERS SYSTEM AT THEIR SELECTIVE TEST FOR ACCOUNT OF HARDWARES IMPROVEMENT

142

Discussion about the chronostratigraphic scale improvement of Early Precambrian of the Ukrainian Shield Kyrylyuk V. P. REVISITING THE ISSUES WITH THE STRATIGRAPHY OF THE BUG AREA GRANULITE COMPLEX. (A commentary on forming a new regional stratigraphic scheme for the Lower Precambrian of the Ukrainian Shield). Article 2. The relations between the suites of the Bug Area stratigraphic complex

147

IN MEMORY OF I. S. PARANKA

169

УДК 550.834

С. В. Гошовський, д-р техн. наук, директор УкрДГРІ, ukrdgri@ukrdgri.gov.ua, С. С. Пігнастій, канд. техн. наук, старший науковий співробітник, sergsp@meta.ua, П. Т. Сиротенко, канд. техн. наук, старший науковий співробітник, petro@ukrdgri.gov.ua (Український державний геологорозвідувальний інститут)

СУЧАСНИЙ СТАН І ПЕРСПЕКТИВИ РОЗВИТКУ НОВІТНІХ ТЕХНОЛОГІЙ СЕЙСМІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ У ПРОЦЕСІ БУРІННЯ Стаття 1. Застосування бурового долота як джерела сейсмічних коливань У статті наведено аналіз світових тенденцій щодо новітніх технологій сейсмічних досліджень у процесі буріння свердловин. Проведений огляд систем і методів сейсміки в процесі буріння (СПБ) демонструє різноманітність, гостру зацікавленість в їх використанні й розвитку. Описано технології СПБ з використанням сигналу бурової коронки. Технології СПБ перебувають у стані безперервного вдосконалення, складно виділити явні переваги певного методу, його універсальність і придатність для широкого застосування, які залежать від рівня розробки системи та конкретних умов її використання. Ключові слова: сейсмічні дослідження свердловини, сейсморозвідка в процесі буріння, свердловинний зонд, бурова коронка, трубні хвилі, джерело коливань, сейсмічні спостереження, бурильні труби, гідравлічна імпульсна технологія буріння, сейсмограма, сейсмічне джерело, сигнали геофону, кореляція.

Вступ Звичайна технологія сейсмічних досліджень свердловин, а саме метод вертикального сейсмічного профілювання (ВСП), використовує системи провідної лінії з реєструючими інструментальними засобами у свердловині. Цей метод, для якого буріння повинне бути перерване, має високі витрати й деякий експлуатаційний ризик. Витрати суттєво пов’язані з установкою обладнання буріння, які значно підвищуються зі зростанням числа зсувів джерел на поверхні. Ризики існують через відсутність бурильної колони у свердловині протягом одного або декількох днів, яка перебуває без контролю свердловинного тиску. Отже, існує можливість руйнування стінок або сильного поштовху,

тобто збільшення тиску, який перевищує створений тиск буровим розчином, що без керування може призвести до викиду (Langenkamp, 1994 р.). Тому актуальним є розвиток новітніх технологій сейсмічних досліджень у процесі буріння свердловин. Методи СПБ з використанням сигналу бурової коронки Мотивації розвитку методу СПБ Методи СПБ в разі використання сигналу від бурової коронки широко наведено в монографії [4]. Пасивне прослуховування на поверхні, використання шуму, виробленого коронкою як сейсмічним джерелом у процесі буріння, долає труднощі системи провідної лінії з реєструючими інструментальними засобами

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

у свердловині й забезпечує геофізиків і буровиків цінною інформацією сигналу глибина/час. Цей сигнал має бути розпізнаний і відмінний від інших джерел шуму у свердловинному навколишньому середовищі. Інформація, отримана безпосередньо на місцезнаходженні свердловини, використовує опорний (пілотний) і геофонні сигнали для кореляції. Сейсмічна зйомка може бути розширена на відстані кількох кілометрів від пригирлового зміщення, у разі додавання додаткових геофонів сейсмічної лінії на поверхні, тобто лінії приймачів, що використовуються для цієї мети. Тоді без будьякої суттєвої додаткової вартості може бути використаний метод оберненого ВСП (ОВСП) з багаторазовим зміщенням. Переваги методу СПБ Потенційні переваги методу СПБ наведено нижче [4]: – позиціонування коронки на сейсмічному профілі в часі й не тільки поза глибиною; – позиціонування коронки ближче до мети, отже, є можливість отримання сигналів вищих частот; – одержання еквівалента пробних експонувань у процесі буріння; – отримання кращого томографічного подання резервуара внаслідок використання прямих надходжень з глибини, крім відображень на прихованих шарах; – метод краще використовує кутову зону й тому поліпшує просторову роздільну здатність; – визначення часу пробігу до поверхні в процесі буріння свердловини при використанні сейсмічних частот, беручи до уваги, що інструментальні засоби, які могли вимірювати швидкості формації після завершення свердловини, використовують джерела з вищими частотами й після завершення свердловини; – використання можливостей реального часу. Це однак потребує складної організації, здатності обробити дані, вивірити їх і потім прийняти на озброєння. Це все має відбуватися в реальному масштабі

часу з виконанням повної процедури. Навіть через десятки років після перших експериментів зростання апетитів обробки, подібних інтересу до тривимірної глибинної міграції даних, робить цю мету цікавішою, ніж коли-небудь, але все ще частково невловимою. Швидке сканування методу СПБ у мережі Інтернет показує, що більше ніж за шістнадцять років (1988–2004 рр.), багато переваг (якщо не всі ці переваги) систематично були втілені в життя. Усі ці характеристики зробили й роблять СПБ цікавим проектом [4]. Проблеми та потенціал технології СПБ Бурова коронка як джерело коливань вивчалася екстенсивно, починаючи з 60-х років ХХ ст. спочатку контролювалися коливання, вироблені процесом буріння; пізніше вдалося отримати виміри “сейсморозвідки при бурінні”. Однак надійні геофізичні результати СПБ було отримано в основному за останнє десятиріччя. Успіх застосування бурової коронки “сейсморозвідки при бурінні” є результат удосконалення звичайного сейсмічного методу, який використовує сигнали з відомими характеристиками й нульовим пусковим часом. Технологія “при бурінні” потребує попередньої обробки отриманих незв’язних за часом необроблених (первинних) польових даних, щоб отримати імпульсні сейсмограми, що мають задану форму з відомими началами відліку часу. Це досягається способом дуже довгої реєстрації інтервалів, тобто використанням декількох десятків хвилин пасивного прослуховування для кожного пункту (точки) по глибині. Надійність цієї технології визначається фактичною придатністю комп’ютерів нового покоління, типу персональних комп’ютерів та автоматизованих робочих місць, з процесорами, що мають обчислювальні потужності біля сотень мегафлоп і пам’ять для зберігання на дисках близько гігабайта, які значно збільшили можливість попередньої обробки в польовій обстановці.

Для розвитку нової технології була намічена одна головна мета – створити метод і систему отримання даних, що гарантують безперервне пасивне вимірювання шуму бура, з регулярним здійсненням вибірки за глибиною протягом усіх періодів буріння, з урахуванням проблем, що стоять перед цим. Поперше, працює свердловина – складне середовище, в якій бурові роботи визначають, часто з раптовими непередбачуваними змінами, синхронізацію для отримання сейсмічних даних бурової коронки. По-друге, отримання даних не може бути повторене на тому ж самому рівні глибини, де було проведено буріння, і будь-яка зумовлена несправність системи збору даних може призвести до непоправної втрати даних. Крім того, використання сейсмічних даних бурової коронки, яка може мати характеристику змінної частоти та в деяких випадках несприятливі умови, зумовлені перешкодами, потребує правильної перевірки й розуміння геофізиками та експлуатаційниками.

Незважаючи на ці проблеми, метод “у процесі буріння” був продемонстрований, його потенціал є цінний у різних галузях його застосування. Дані, отримані під час використання бурової коронки в цьому методі, використовувалися в реальному часі для передбачення та керування небезпечними умовами буріння, які можуть виникати при наближенні неоднорідності (різких змін). Проведений аналіз продемонстрував надійність методу та його потенційних можливостей у нафтових і геотермальних свердловинах. Узагалі відношення сигнал-шум бурової коронки при ВСП, отриманий на єдиному зміщенні місця розташування з використанням тільки опорних вимірювань на поверхні, здебільшого нижче, ніж у звичайному, з використанням геофонів у свердловині. Однак придатність “вимірювання при бурінні” та інформації під час багаторазового зміщення протягом усіх фаз буріння роблять СПБ дуже зручним. У таблиці показано основні переваги й недоліки методів звичайного ВСП і СПБ [4].

Таблиця. Основні переваги й недоліки методів звичайного ВСП і СПБ Метод Діючий ризик

Звичайне ВСП Присутній (прилади у свердловині, бурильна колона поза свердловиною)

Загальна вартість

Вища (простій свердловини й потреби у витягуванні бурильної колони зі свердловини)

Дані

Небагато зміщень і багато рівнів або багато зміщень з небагатьма рівнями

Відношення сигналу до шуму

Вище (на окремих сейсмограмах)

Ширина смуги частот

Більша

Придатність даних

Після буріння

СПБ Відсутній (не має приладу у свердловині, бурильна колона у свердловині) Нижча (ніякого простою свердловини, обмежена експлуатаційна допомога) Надмірність інформації в процесі буріння (метод ОВСП майже за ту саму вартість) Нижче (з поверхневими датчиками) Присутність шуму зменшено багатоканальною обробкою. На тому ж рівні (зі свердловинними опорними датчиками) Менша (з поверхневими датчиками). На тому ж рівні (зі свердловинними датчиками) У процесі буріння (близьке до реального часу)

Хронологія розробки методів СПБ з використанням сигналу бурової коронки Ідея щодо вимірювання коливань бурової коронки протягом буріння була запропонована через велику кількість причин. Крім того, різні підходи, як розглядалося вище, вирішували проблему ідентифікації сигналу бурової коронки. Ці підходи, зроблені декількома дослідниками, виділено нижче. Дослідник Guy (1961 р.) запропонував новий метод для геологічного контролю буріння, яке використовує “різні технічні маневри й втручання, що зустрічаються в процесі буріння”. Цей метод використовує амплітуди, виміряні сейсмометрами, розміщеними на поверхні землі, щоб робити запис рівня коливань під час буріння та отримувати інформацію щодо характеру (природи) пробуреної формації. Інші дослідження, націлені на розуміння поведінки як бурильної колони, так і системи обладнання стенда при отриманні інформації про властивості гірської породи, були засновані на теорії імпедансів (Lutz, Raynaud, Gastalder, Quichaud, Raynald та Muckerloy, 1972 р.). Ці автори розвивали теоретичну інтерпретацію поздовжніх коливань, виміряних угорі бурильної колони, щоб моделювати на комп’ютері динамічні явища буріння та отримувати миттєву “імпедансну реєстрацію” формації в процесі її буріння (швидка реєстрація). Вимірювання коливань бурової коронки використовувалося також для аналізу стану коронки. Наприклад, методи для визначення стану зносу багатоконусної коронки запропонував Стюарт (1989 р.), а також Jardine, Lesage та McCann (1990 р.). Вони використовували аналіз cepstral (тобто реєстрація-спектр, або також реєстрація – Фур’є), щоб визначити спектр частот гармонік вібрації коронки й вибрати періодичність обертання коронки та її фундаментальну частоту, яка змінюється зі зносом. Раніше були досліджені коливання в разі буріння з використанням інструментальних засобів на поверхні й також свердловинних записувальних інструмен-

тальних засобів, уставлених у бурильну колону. Ці вимірювання використовувалися, щоб пристосувати параметри буріння для керування (контролю) небажаними коливаннями та явищами, що впливають на роботу бурової коронки типу переривчастого ковзання, тремтіння та кружляння (Hutchinson, Dubinsky та Henneuse, 1995 р.). Інша причина для дослідження коливань бурильної колони полягала в тому, щоб визначити точну позицію коронки протягом бурових робіт. Кілька авторів вивчали використання імпульсних джерел, щоб отримати результати з найменшим впливом на процес буріння та його переривання. Bailey (1974 р.) запропонував непасивну безперервну систему позиціонування коронки, використовуючи рух датчиків на буровій установці й велику кількість геофонів на поверхні землі, щоб робити вимірювання, за допомогою якого могла б бути визначена позиція коронки. Для цієї мети коронка піднімалася й раптово опускалася у свердловині, щоб зробити зіткнення й виміряти часи вступу пружних хвиль у формації після того, як вони синхронізовані із затримкою сигналу в бурильних трубах. Klaveness (1980 р.) радив використовувати сейсмічний генератор імпульсів у бурильній колоні поблизу коронки й масив сейсмометрів на поверхні, щоб визначити напрямок буріння й літологію, через яку проходить бур. Katz (1984 р.) обґрунтував метод для визначення позиції бурової коронки з використанням когерентних акустичних сигналів, згенерованих буровою коронкою й зареєстрованих біля поверхні землі великою кількістю датчиків, розміщених коло свердловини. Використовуючи переваги багатьох з цих СПБ методів, Staron, Arens та Gros (1988 р.) запропонували ідею стосовно використання коливань бурової коронки, зареєстрованих на верхньому кінці бурових труб, як свого роду свіп Вібросейса, щоб отримати сейсмограми “при бурінні”. Метод складається з розміщеної “на трубі” й на землі реєстрації (відповідно з тими ж

рівнями глибин) – групування цих елементарних реєстрацій попарно й кореляції та накопичення їх для того, щоб виробити кореляційний сигнал, який являє собою вироблену акустичну енергію та часи пробігу хвиль, переданих у формацію. Специфічне застосування цього методу – метод ВСП, який отримано після виправлення корельованих сейсмограм для часу пробігу зареєстрованого опорного сигналу на бурильній колоні. Цей метод – миттєвої акустичної реєстрації в межах свердловини – був основною ідеєю, також як і перший ефективний підхід використання сейсмічної технології бурової коронки, незважаючи на спочатку низьку якість результатів. Система TOMEX Після Staron інші дослідники вивчали сейсмічний сигнал бурової коронки. Зокрема Rector і Marion (1991 р.) демонстрували (з результатами хорошої якості) використання бурової коронки оберненого ВСП (ОВСП) із застосуванням корельованих даних долота шарошки. У 1989 р. Rector запропонував методи деконволюції кратних бурильної колони, закріплюючи автокореляції датчиків бурильної колони. На основі багатообіцяльних результатів, отриманих Rector і Marion (1991 р.), була розвинена технологічна комерційна система “сейсміка при бурінні” TOMEX. Rector і Hardage (1992 р.) вивчали сигнал коронки, щоб охарактеризувати діаграму спрямованості випромінювання хвильових полів долота шарошки в умовах з перешкодами. Система TOMEX працювала в багатьох сейсмічних зйомках, офшорних і берегових, показуючи геофізичні результати з коронками долота шарошки. Ця система використовує засновану на персональних комп’ютерах технологію з невеликим числом каналів та обмеженими можливостями керувати великими сейсмічними масивами даних [4]. Безперервні сигнали, згенеровані коронкою в процесі буріння, відстежуються опорним датчиком, установленим на вершині бурової колони, і сигнали опорного датчика взаємно корелюються із сигналами від геофонів, розміщених на поверхні,

для отримання даних оберненого ВСП [4, 5]. Потім виконуються деконволюція й зсув часу, щоб видалити ефекти реєстрації опорної траси місцеположення джерела на значній відстані від нього. Випробування демонструють, що ці оброблені дані джерела бурової коронки насправді ідентичні звичайним попереднім даним ВСП. Проводилася обробка контрольного сигналу після вирахування поляризаційного шуму в сигналі, що вимірюється в голівці бурильної колони (Rector, 1990 р.). Рішення, прийняте до деконволюції сейсмічних даних, за підходом, який запропонував Rector, щодо використання оператора, що виробляє автокореляції опорного датчика (Rector, 1989 р.), може призвести до неправильної деконволюції сейсмічних трас зі спотворенням відбиттів формації. Це відбувається через різний шлях проходження численних посилок бурильної колони, переданих у формацію, щодо численних посилок до голівки бурильної колони (Poletto, Malusa та Miranda, 2001 р.). Застосовуючи інший підхід, який не використовує записи датчика на обладнанні, Widrow (1990 р.) запропонував метод вилучення запису бурової коронки й сигналу за допомогою адаптивних фільтрів. Ці фільтри пов’язані з кожним з датчиків, що використовуються для отримання численних трас, розміщених у різних позиціях у землі близько до поверхні, щоб вимірювати сигнали бурової коронки з різним часом проходження. Характеристика бурової коронки й відображення розраховані після збіжності адаптивних фільтрів (Widrow, 1990 р.), таким чином була отримана оптимізація функції кореляції вихідних трас. Система SEISBIT Водночас Rocca, Persoglia, Poletto та Craglietto (1990 р.) досліджували використання сигналу бурової коронки для цілей свердловинної сейсміки, застосовуючи безліч пілотних (опорних) датчиків в обладнанні бурової установки та завади бурового долота (Angeleri, Persoglia та Poletto, 1990 р.). Вони розвинули метод, який

дав можливість їм виконати статистичний розподіл контрольного сигналу, що починається від трас з перешкодами, отриманих великою кількістю опорних датчиків, поміщених у різні місця розташування, наприклад, датчиків осьових, датчиків моменту на буровій та датчиків тиску в контурі бурового розчину (Angeleri, Persoglia, Poletto та Rocca, 1996 р.; Poletto, Rocca та Bertelli, 2000 р.). Після цих робіт у дослідних свердловинах Miranda, Aleotti, Abramo, Poletto, Craglietto, Persoglia та Rocca, 1996 р., Відділення ENI E&P і OGS (Національний інститут океанографії та експериментальної геофізики, Італія) розвинули власну систему SEISBIT. Ця система в автоматизованому режимі одержує й контролює якість даних та використовує метод їх вибіркової обробки, що ґрунтується на діагностиці умов буріння (Miranda, Abramo, Poletto та Comelli, 2000 р.). Крім того, дослідження розширило метод СПБ на несприятливі умови, а саме: буріння вибійним двигуном та алмазною коронкою. Це було зроблено з підтримкою свердловинних інструментальних засобів для отримання поліпшених пілотних трас, використовуючи локальну свердловинну накопичувальну пам’ять. Система SEISBIT заснована на багатокомп’ютерній системі й системі автоматизованого робочого місця, здатних працювати із середньою (десятки) або великою (близько ста) кількістю сейсмічних каналів на поверхні (груп геофонів). Вона використовує сейсмічні траси зі змінними установками одиниць берегової реєстрації. Отримання сейсмограм автоматизоване, синхронізоване з параметрами буріння, які використовуються для безперервного автоматичного контролю якості, аналізу отриманих даних та оптимізації накопичення кореляцій того ж самого рівня глибин. Система виконує попередню обробку сейсмічних даних коронки в польовій обстановці, щоб отримати набір сейсмічних трас, які можуть бути оброблені за допомогою стандартних ВСП пакетів. Оскільки необроблені дані доступні на лінії в польовій обстановці, попередня обробка може бути досягнута,

використовуючи різні комбінації з експериментальних трас, водночас як результати допроцесорної обробки надсилаються до оперативного штабу. Ця система синхронізована глобальною супутниковою навігаційною системою (GPS), тому є можливість швидкого зв’язку за допомогою інтерфейсу з іншими системами, що забезпечують дані “при бурінні”, наприклад, інструментальними засобами свердловини. Ця система використовувалася в різних експлуатаційних умовах, типу міжсвердловинної та 3D ОВСП геометрії з шарошкою й коронкою з полікристалічним алмазним пресуванням (PDC), і під час буріння за допомогою вибійного двигуна (DHM). Система TRAFOR Інститут Francjais du Petrole (IFP) розробив систему TRAFOR, використовуючи бурові труби з проводами й замкові з’єднання з електричними провідниками, щоб робити запис свердловинних даних у процесі буріння. Ця система застосовувалася для сейсмічного профілювання буровою коронкою (Naville, Layotte, Pignard та Guesnon, 1994 р.). Система TRAFOR заснована на передачі свердловинного пілотного датчика, що використовує провідникову (кабельну) бурильну колону. Основний недолік цієї системи полягає в тому, що потрібна заміна звичайних бурильних труб на труби з провідниками. Поліпшена система електромагнітного зв’язку між вибоєм і поверхнею (Soulier і Lemaitre, 1993 р.; Soulier, 1997 р.) була випробувана до запуску свердловинних інструментальних засобів запису з локальною накопичувальною пам’яттю. IFP спільно з Відділенням ENI E&P і OGS провели випробування з використанням для цілей СПБ свердловинних інструментальних засобів зі внутрішньою пам’яттю, де дані зберігаються й вивантажуються після того, як коронка піднята. У цьому разі є затримка для використання свердловинних даних, які є однак якщо не оперативними, то доступними в процесі буріння.

Метод ВСП за допомогою вимірювання вібрації бурової коронки також запропонували Ng. Disiena та Bseisu (1990 р.). Вони використовували багато сейсмометрів на поверхні землі й датчики, які встановлені в обертовій бурильній колоні, щоб визначати величини осьової та торсіонних вібрацій. Результат – ідентифікація відносної затримки крутних (торсіонних) і осьових хвиль, вимірюваних зазначеними датчиками в бурильній колоні. Ця затримка саме осьової й торсіонної швидкостей в бурильній колоні відома й дає можливість обчислювати місце розташування точки в бурильній колоні, в якій згенеровано вихідний сигнал. Система DBSeis Метод для визначення деконволюції характеристики бурової коронки запропонували Miller, Haldorsen і Ростов (1990 р.). Указаний метод використовує масив приймачів, розміщених на поверхні землі для запису сейсмічних сигналів, вироблених джерелом бурової коронки. Траси переміщені в часі на основі аналізу когерентності й призначені для оцінки сигналу (формування променя). Фільтр деконволюції обчислюється й застосовується до даних. Використання багаторазового зміщення обговорювалося Haldorsen, Miller and Walsh (1995 р.). Booer і Meehan (1993 p.) використовували осьові й крутильні коливання бурової коронки, згенеровані протягом буріння й виміряні на поверхні, а саме вимірювання ваги бурильної колони на гаку крана, а також датчиками кручення, щоб відобразити бурильну колону, що розглядається як система імпедансу. На основі цих результатів Schlumberger розвинула СПБ технологію системи DBSeis. Система DBSeis працювала добре в різних застосуваннях. Ця система виконує прозвучення з багаторазовими зміщеннями й використовує багатоканальні методи для поліпшення характеристики бурової коронки, також як і відображення реверберацій бурильної колони. Зазначений вище метод у свою чергу дає можливість поліпшувати калібрування затримки сигналу бурової коронки згідно

з даними опорного датчика. Цей час використовується для компенсації затримок кореляції. Система DBSeis була перевірена в береговій і прибережній зонах під час дослідження можливості інтегрування СПБ (також як і ВСП у процесі буріння з приймачами у свердловині) з іншими технологіями, що застосовуються для моніторингу буріння свердловини й передбачення небезпечних умов. Непасивний підхід під час буріння запропонували російські дослідники Шехтман і Шнеерсон [2], що використовують метод, заснований на керованій зміні параметрів буріння, який отримано при зміні швидкості обертання коронки. Цей метод заснований на мінливості шуму бурової коронки з різними частотами в межах діапазону, обмеженого сейсмічним каналом. Керована зміна може бути також отримана зміною тиску на дні від нуля до максимального, зумовленого вантажем бурової коронки. Asanuma й Niitsuma (1992 р.) використовували аналіз поляризації некорельованих коливань коронки шарошки долота, зареєстрованих мережею свердловинних багатокомпонентних датчиків, щоб відобразити прямі надходження сигналів і відображення в міжсвердловинних зйомках, показуючи результати з великою шириною смуги частот. Серед інших підходів ми також згадуємо пропозиції Neill, Aminzadeh, Sarem та Quintana (1993 р.) щодо використання сигналу бурової коронки в суміжних свердловинах, використовуючи низку свердловин в одному й тому ж місці, і Petersen та Heggernes (1996 р.) щодо використання свердловинних датчиків з провідною лінією в трубопроводі тюбінга для вимірювання пілотного (опорного) сигналу коронки. Технологія методу СПБ з використанням сигналу бурової коронки Дані “при бурінні” можуть бути отримані із сейсмотрас після розміщення одного приймача або більшої кількості приймачів і декількох опорних датчиків. Приймачі опорного сигналу призначені

для запису місцевого шуму й сигналу, виробленого коронкою без добору, що відбувається при перетині формації. Траси геофону розміщені по сейсмічних трасах, розміщених поблизу свердловини, у напрямку занурення геологічних структур, що становлять інтерес, з достатнім зміщенням від свердловини. Найбільше зміщення обрано щодо глибини мети, воно може бути понад 3 км. Сигнал відбирається за глибиною кожні 10 або 20 м з регулярними інтервалами проникнення, з безперервним контролем умов буріння та якості сигналу. Це робиться для того, щоб уникнути зниження продуктивності або втрати даних. У фазі попередньої обробки необроблені польові дані перетворять у сейсмограми, які піддаються тлумаченню. Попередня обробка насправді заснована на ідентифікації (або синтезі) контрольного сигналу, що являє собою сигнал коронки, кореляції цього сигналу з тими, які виміряні в геофонах, і подальшому підведенні підсумків кореляції, що стосуються певного рівня глибини, за умови, що глибина буріння насправді незмінна протягом одержання даних рівня глибини. Коли опорний сигнал виміряний на поверхні, далекій від джерела бурової коронки, його затримка має бути розрахована й додана до кореляції часу, щоб отримати правильний початок відліку часового сигналу, що проходить через землю. Щоб отримати сейсмічні сигнали з досить високим відношенням сигнал-шум, звичайно близько сотень мегабайтів необроблених отриманих даних, використовують довгий час прослуховування, який оброблений для кожного рівня глибин, тобто корелюють із зазначеними опорними сигналами. У цій конфігурації поверхневі датчики використовують на поверхні землі для відбору зразків сигналу бурової коронки. Ці канали керуються системою збору даних. Другий блок – автоматизоване робоче місце, що використовується для обробки, контролю якості та керування даними. У процесі роботи необроблені польові дані можуть бути збережені на касеті або видалені після тимчасового накопичення

на диску. Дані зазвичай збираються із численних сейсмічних каналів, від п’ятдесяти до сотні, але й декілька сотень каналів також застосовуються для використання в специфічних умовах, типу з буровою коронкою 3D ОВСП, які потребують розширеного регіонального дослідження. Зважаючи на наявність правил примусового захисту на місцях нафтової свердловини, щоб гарантувати максимальний захист від пожеж, усі підключення у дворі буріння – вибухозахищені. Дані містять навколишній когерентний шум, згенерований у стенді й свердловині. Цей шум певною мірою маскує сигнал. Шум може бути видалений за допомогою багатоканальних методів фільтрування. Ці методи використовують траси, вимірювані датчиками шуму, тобто це реєстрація при домінуванні шуму, щоб ідентифікувати характеристики перешкод і видалити шум з даних (наприклад, Ректор, 1990 р.; Poletto та Craglietto, 1991 р. і також Angeleri, Persoglia, Poletto та Rocca, 1996 р.; Poletto, Rocca та Bertelli, 2000 р.). Успіх методу залежить від можливості отримання однозначних даних протягом прозвучування, які піддаються тлумаченню. У фактичних застосуваннях через складності роботи джерела бурової коронки потрібне безперервне регулювання експлуатаційних умов буріння. Система має бути надійна та ефективна. Фактично будь-яка зумовлена несправність має бути негайно усунена, перезапускаючи прозвучування, тому що сейсмічний моніторинг бурової коронки є не повторюваним у тій же самій позиції після того, як джерело бурової коронки буде пересунуто у свердловині. Щоб зменшити витрати бригади, отримання даних і попередня обробка, зокрема кореляція пілотного приймача й деконволюція, виконуються автоматично системою, яка керується параметрами буріння, переданими від каротажної лабораторії. Ця кабіна працює у дворі буріння, контролюючи в реальному масштабі часу десятки критичних параметрів буріння, механічної швидкості буріння (швидкості проникнення),

навантаження на коронці, рівень газу, глибини буріння та ін. Процес спрямований на поліпшення даних, що використовують аналіз СПБ. Після попередньої обробки сейсмограми негайно передаються модемом і телефонною лінією в штаб для подальшої обробки та інтерпретації. Ця процедура дає змогу геофізикам і буровикам приймати за дуже короткий час корисні рішення для пошуково-розвідувальних робіт і безпосередньо буріння. У результаті буріння може мати зміни та/або виправлятися майже в реальному часі. На відміну від звичайного ВСП, СПБ технологія дає можливість отримувати дані зі статичною невизначеністю, використанням багатьох рівнів глибин і багатьох зсувів на поверхні. Це збільшує покриття підземної зони, отже, забезпечується надійність придбаного набору даних, що використовується для передбачення попереду коронки. Основна отримана інформація дає змогу калібрувати глибину установки обсадної колони й контролювати параметри буріння. Одна з основних цілей майбутніх застосувань для вдосконалення безпеки буріння й зменшення вартості – передбачення стану умов тиску перед коронкою. Найпростішим та найефективнішим глибинним джерелом коливань, як зазначається в роботі [1], є працююче бурове долото. Використання бурового долота дає змогу уникнути проблем, супутніх застосуванню свердловинної апаратури на кабелі, зокрема такої важливої проблеми, як термобароміцність. У процесі впливу долота на вибій свердловини формується квазівипадковий процес випромінювання пружних коливань у довкілля, зумовлений в основному ударами зубів обертового долота по забою. Виникаючи від працюючого долота коливання поширюються вгору по бурильній колоні. Реєстрація цих коливань датчиком, розміщеним у верхній частині бурильної колони, дає можливість скласти уявлення про сигнал, що поширюється від забою в навколишні

гірські породи. Крім того, сам по собі цей сигнал має інформацію про розбурювані породи, режими свердління та стан бурового долота. Поширюваний у навколишніх гірських породах сигнал, збуджуваний буровим долотом, проходить до земної поверхні безпосередньо або після відбиття від сейсмічних границь, розміщених нижче вибою свердловини, і може бути зареєстрований сейсмоприймачами, розміщеними в приповерхневій зоні поблизу свердловини, що буриться, а також на різних від неї відстанях та в різних азимутах. Використовуючи зареєстрований у верхній частині бурильної труби сигнал як опорний, можна сформувати функції взаємної кореляції (ФВК) цього сигналу й записів, отриманих від сейсмоприймачів, перетворити ці записи в імпульсну форму, подібно тому, як це роблять у вібросейсморозвідці, де роль опорного сигналу відіграє свіп. Оскільки глибина забою й швидкість поширення опорного сигналу вздовж бурильної труби відомі, то після формування ФВК у кожний запис можна ввести статичну поправку, що дорівнює часу поширення опорного сигналу від долота до датчика опорного сигналу, привівши запис до позначки моменту збудження, відповідного початку чергового “свіпа”. Величина статичної поправки дорівнює T = L/Vтр, де L – довжина бурильної колони, а Vтр – швидкість поширення трубної хвилі. Після цього сейсмограми, складені з ФВК з уведеними статичними поправками, майже не відрізняються від сейсмограм оберненого ВСП, отриманих способом збудження імпульсних коливань джерелом, розміщеним на тій же глибині, що й забій свердловини, котрий буриться. Багатоканальні записи, отримані за різної глибини працюючого бурового долота, у кінематичному відношенні подібні записам рівневого прямого ВСП або методу оберненого годографа (МОГ). Записи ж, згруповані для кожного сейсмоприймача, розміщеного на фіксованій відстані від свердловини, будуть подібні в кінематичному відношенні до записів не поздовжнього ВСП

(НВСП). Це перебуває в повній відповідності з принципом взаємності. Проте в динамічному відношенні записи прямого й оберненого ВСП будуть різко відрізнятися за формою, спектральним складом, інтенсивністю, поляризацією. Полярність відбитих хвиль (щодо полярності вступів прямої хвилі) в прямому й оберненому ВСП протилежна, тому що в разі прямого ВСП приймач розміщений між джерелом коливань і відбивними межами, а в разі оберненого ВСП джерело коливань (долото) й нижча відображувана межа розміщені по одну й ту ж сторону від приймача коливань. Групуючи записи за схемою із загальною точкою прийому (ЗТП), із загальною точкою збудження (ЗТЗ) або зі спільною глибинною точкою (СГТ), можна, залучаючи додатково транспозиційну кореляцію для виділення корисних хвиль, визначати сейсмічні параметри розрізу й формувати його зображення, застосовуючи міграцію записів після виділення відбитих хвиль. Найбільш істотною відмінністю цього технічного рішення, що переконливо підтверджено експериментально [5], є використання безперервного квазівипадкового процесу, яким характеризується випромінюваний працюючим долотом сигнал. Для його виділення із запису, сформованого з об’ємних хвиль, що поширюються від долота в навколишніх гірських породах, і різних перешкод інтерферують з цими хвилями. Зображення середовища, отримане способом міграції записів, зареєстрованих при збудженні коливань буровим долотом, за якістю виявилися не гірші ніж зображення, отримані при прямому НВСП у результаті відпрацювання свердловини після завершення її буріння. Отже, була показана конкурентоспроможність цієї модифікації методу ВСП. Використання методу СПБ у НВК “Геопроект”, Росія У НВК “Геопроект” розроблено спеціалізований комплекс програм обробки реєстрованих при ВСП ПБ сигналів (SDP), який випробувано на матеріалах

унікального експерименту під час буріння роторним способом глибокої свердловини в прибортовій зоні Прикаспійської западини [3]. Комплекс програм SDP виконано для персональних комп’ютерів, що працюють під керуванням операційних систем Windows 95/98/NT. Технологія складається з попередньої докореляційної обробки вихідних записів, кореляції із сигналом опорного датчика, уведення необхідних поправок, перетворення в запису “оберненого” ВСП ПБ, виділення відбитих хвиль та отримання відображення навколосвердловинного простору. У результаті випробування технології на свердловині в процесі її буріння від 540 до 4 800 м була отримана інформація, за якою за допомогою математичного моделювання розшифровувалася природа хвиль. Було виділено та ідентифіковано кілька типів корисних хвиль і хвиль-перешкод. До корисних хвиль належать: пряма хвиля від долота й відбиті хвилі від меж, розміщених нижче вибою свердловини. До хвиль-перешкод належать: звукові хвилі, кратні хвилі, що поширюються в буровій колоні, хвилі, які відбиті від покрівлі солі й мають джерелом збудження не долото свердловини, що буриться, а вібрацію самої бурової з її обладнанням. Ідентифікація хвиль за допомогою моделювання дала можливість у результаті обробки посилити корисні хвилі й приглушити хвилі-завади. За результатами обробки всієї сукупності інформації були зроблені такі висновки: 1. Для складних солянокупольних умов Прикаспійської западини в процесі роторного способу буріння, застосовуючи технологію ВСП ПБ, тобто від долота свердловини, що буриться, може бути отриманий інформативний матеріал, наближений за сейсмічними даними до глибини 4 800 м (можливо, й більше), зокрема від підсольової частини розрізу. 2. При роторному способі буріння в розглянутих умовах виявлено, що джерелом збудження відбитих хвиль може бути не тільки долото свердловини, що бурить-

ся, а також саме наземне бурове устаткування в процесі роботи свердловини навіть без буріння. 3. Для вивчення навколосвердловинного простору під час проведення ВСП ПБ з довгими розстановками реєстрації можливе використання приймальних команд до 5 000 м. 4. Оцінка групування сейсмоприймачів наземної розстановки при ВСП ПБ для приглушення хвиль-перешкод показала переваги лінійної, рівномірної групи, що складається з 16 сейсмоприймачів, розміщених через 1 м і які мають базу 15 м. 5. Під час проведення оцінки якості зареєстрованого матеріалу ВСП ПБ для критерію ефективним є оцінка якості прямої хвилі після накопичення віброграм і кореляції. 6. Аналіз якості матеріалу ВСП ПБ показав чинники, що впливають на цей показник (розмір долота, тиск на долото, швидкість зміни тиску на долото, щільність разбурюваних порід, робочий стан вертлюгового датчика та ін.). Результати цього аналізу необхідно використовувати під час проектування робіт ВСП ПБ на свердловині. 7. За даними оберненого ВСП ПБ для ближніх пунктів прийому за годографом прямої поздовжньої хвилі від долота, що бурить, ідентифікованої в сейсмічному діапазоні частот, можливе визначення значень швидкості з точністю до 2 %. 8. Найефективнішим способом розпізнавання корисних хвиль і хвиль-перешкод на сейсмограмах ВСП ПБ є використання математичного моделювання хвиль різних типів. 9. Приглушення хвиль-перешкод на сейсмограмах ВСП ПБ при профільних системах спостережень є найефективніше за сейсмограмами оберненого ВСП ПБ. 10. При реєстрації поля ВСП ПБ як вертлюговий датчик можуть бути використані або електродинамічий, або п’єзоелектричний датчики з однаковим виходом інформації. При цьому електродинамічний датчик відрізняється більшою надійністю в експлуатації.

Роботи ВСП ПБ на свердловині, що буриться, доцільні для отримання оперативної інформації про значення параметра швидкості в розкритому розрізі, прогнозування щільності з розкритого розрізу, а також для прогнозування розрізу на глибину 100 м нижче долота. Для цього профільні системи спостереження біля свердловини зайві, досить наявності 4–6 сейсмічних каналів поблизу свердловини. Роботи ВСП ПБ з профільними системами реєстрації можуть бути затребувані тільки геологами комплексної групи інтерпретації замовника бурових робіт, тому ці дані мають передаватися за наявними каналами зв’язку в групу обробки й надалі оброблятися за допомогою комплексу VSTACKPB, найбільш технологічного й спеціалізованого для подібних завдань. Проведення робіт ВСП ПБ на свердловині доцільне в рамках єдиної реально-тимчасової системи взаємодії з комп’ютеризованою станцією ГТД. Для оперативного використання результатів ВСП ПБ на свердловині рекомендовано впровадження на робочому місці оператора системи попередньої обробки SDP. Для оперативного швидкісного аналізу та прогнозування розрізу необхідна адаптація спільно із системою SDP засобів інтерпретаційної обробки. ЛІТЕРАТУРА 1. Михальцев А. В., Шехтман Г. А., Федотов С. А. Способ обращенного вертикального сейсмического профилирования: Пат. 2066469 РФ; 16.09.1996. 2. Шехтман Г. А., Шнеерсон М. Б. Способ скважинной сейсморазведки: А. с. 1035549 СССР; 15.08.1983. 3. http://geoproect.ru/seismic_exploration/ vsp_in_drilling.php 4. Poletto F. Seismic while drilling. Fundamentals of drill bit seismic for exploration/Polleto F., Miranda F. – Elsevir. – 2004. – 547 p. 5. Rector III J. V. The use of an active drill bit for inverse VSP measurements/J. V. Rector III, B. P. Morion, B. A. Hardage//Exploration Geophysics. – 20 (2). – P. 343–346.

REFERENSES 1. Mihalcev A. V., Shehtman G. A., Fedotov S. A. The Way of the turned vertical seismic profiling: Pat. 2066469 RF; 16.09.1996. (In Russian). 2. Shehtman G. A., Shneerson M. B. Way of borehole seismic exploration: Avt. svid. 1035549 USSR; 15.08.1983. (In Russian). 3. http://geoproect.ru/seismic_exploration/ vsp_in_drilling.php

4. Poletto F. Seismic while drilling. Fundamentals of drill bit seismic for exploration/Polleto F., Miranda F. – Elsevir. – 2004. – 547 p. 5. Rector III J. V. The use of an active drill bit for inverse VSP measurements/J. V. Rector III, B. P. Morion, B. A. Hardage//Exploration Geophysics. – 20 (2). – P. 343–346.

Р у к о п и с о т р и м а н о 16.07.2015.

С. В. Гошовский, ukrdgri@ukrdgri.gov.ua, С. С. Пигнастий, sergsp@meta.ua, П. Т. Сиротенко, petro@ukrdgri.gov.ua (Украинский государственный геологоразведочный институт) СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ И ПЕРСПЕКТИВЫ РАЗВИТИЯ НОВЫХ ТЕХНОЛОГИЙ СЕЙСМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ В ПРОЦЕССЕ БУРЕНИЯ Статья 1. Применение бурового долота как источника сейсмических колебаний В статье проведен анализ мировых тенденций новых технологий сейсмических исследований в процессе бурения скважин. Проведенный обзор систем и методов сейсмики в процессе бурения (СПБ) показывает большое разнообразие, широкую заинтересованность в их использовании и развитии. Описаны технологии СПБ с использованием сигнала буровой коронки. Технологии СПБ находятся в состоянии беспрерывного совершенствования, сложно выделить явные преимущества определенного метода, его универсальность и применимость для широкого использования, которые зависят от уровня разработки системы и конкретных условий ее использования. Ключевые слова: cейсмические исследования скважины, сейсморазведка в процессе бурения, скважинный зонд, буровая коронка, трубные волны, источник колебаний, сейсмические наблюдения, бурильные трубы, гидравлическая импульсная технология бурения, сейсмограмма, сейсмический источник, сигналы геофона, корреляция.

S. V. Goshovskyi, ukrdgri@ukrdgri.gov.ua, S. S. Pignastyi, sergsp@meta.ua, P. T. Syrotenko, petro@ukrdgri.gov.ua (Ukrainian State Geological Research Institute) CURRENT STATE AND PROSPECTS OF DEVELOPMENT OF NEW TECHNOLOGIES OF SEISMIC RESEARCHES IN THE COURSE OF DRILLING Article 1. The use of the drill bit as a source of seismic vibrations In article the analysis of world tendencies of new technologies of seismic researches while drilling of wells is carried out. The carried-out review of systems and methods of seismic while drilling (SWD) shows a big variety, great interest in their use and development. The SWD technologies with use of a signal of a drill bit are described. The SWD technologies are in a condition of continuous improvement, it is difficult to allocate clear advantages of a certain method, its universality and applicability for wide use which depend on the level of system development and specific conditions of its use. Keywords: seismic researches of a well, seismic exploration while drilling, a borehole probe, a drill bit, pipe waves, a source of fluctuations, seismic supervision, boring pipes, a hydropulse technology of drilling, the seismographic record, a seismic source, a geophone signal, correlation.

УДК 551:552.3(477)

М. М. Костенко, д-р геол. наук, провідний науковий співробітник (УкрДГРІ), nrsqqs@ukr.net, Л. С. Арбузова, провідний геолог, К. М. Комбарова, геолог І категорії, В. М. Аврамець, провідний геолог, avm1957@ukr.net, А. І. Іванов, провідний геолог, Ф. В. Кобець, головний геолог (Причорномор ДРГП), Л. М. Шутенко, науковий співробітник (УкрДГРІ), nrsqqs@ukr.net

НИЖНЬОВЕНДСЬКІ ТРАПИ ПРИДНІСТРОВ’Я: ГЕОЛОГІЯ, РЕЧОВИННИЙ СКЛАД, КОРЕЛЯЦІЯ У статті наведено результати вивчення нижньовендських трапових утворень української частини Придністров’я, які виповнюють прирозломну трогову структуру в докембрійському кристалічному фундаменті, приурочену до південно-східного флангу Подільської тектонічної зони. Показано, що афанітові масивні базальти середньої частини розрізу вулканічного потоку за хімізмом належать до порід нормального ряду; підвищена лужність мигдалекам’яних базальтів підошви й покрівлі потоку, в окремих інтервалах яких наявний нормативний нефелін, пов’язана з їх постмагматичними низькотемпературними гідротермально-метасоматичними змінами. За підвищеною титанистістю (>1,65 % TiO2) вивержені породи задовільно зіставляються з титанистими базальтами біловезько-подільського трапового комплексу однойменного вулканічного поля. Водночас за низкою петрохімічних ознак вони займають проміжне положення між низькотитанистими толеїтовими базальтами верхньоприп’ятського й титанистими базальтами біловезько-подільського трапових комплексів головного вулканічного поля. Підтримується пропозиція дослідників щодо необхідності впорядкування стратифікації трапів Придністров’я з виокремленням єдиного стратону в межах української частини вулканічного потоку – віньковецьких верств у складі грушкинської світи волинської серії. Ключові слова: Східноєвропейська платформа, Придністров’я, нижньовендські трапи, титанисті базальти, віньковецькі верстви грушкинської світи, волинська серія. Вступ Нижньовендська трапова формація розвинена в платформному чохлі південно-західного перикратонного опускання Східноєвропейської платформи (СЄП), яке відповідно до структурнотектонічного районування України виокремлюється як Волино-Подільська

плита. Траповий магматизм проявлений як в ефузивній, так і пірокластичній, і субвулканічній фаціях. Стратиграфічно ця формація входить до складу волинської серії, яка об’єднує декілька стратиграфічних рівнів. Формування трапової асоціації відбувалось у віковому інтервалі 620–550 млн років.

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

Територіально трапи утворюють два різних за площею відокремлених один від одного вулканічних поля (рис. 1). Головне Біловезько-Подільське вулканічне поле

(плато, провінція) площею до 100 тис. км2 при максимальній потужності 600 м займає велику територію Волино-Подільської плити й простежується за межами

Рис. 1. Поширення нижньовендських трапів у південно-західній частині СЄП: 1 – трапи головного Біловезько-Подільського вулканічного поля; 2 – трапи Придністров’я; 3 – контури структурно-фаціальних зон за працею [10]: 1 – Брестсько-Волинська, 2 – Волино-Подільська, 3 – Подільська; 4 – контури структурно-фаціальних підзон: 1.1 – Любомльська, 1.2 – Ратнівська, 1.3 – Маневицька, 1.4 – Столинська, 2.1 – Бродівська, 2.2 – Кременецька, 2.3 – Ізяславська, 3.1 – Збручанська, 3.2 – Придністровська (Дністровська); 5 – розграфка території України на аркуші масштабу 1:200 000

України: на сході Польщі й південному заході Білорусі. Згідно з останнім тектонічним районуванням нижньовендських утворень України [2, 10], ареал трапового магматизму охоплює Брестсько-Волинську й Волино-Подільську структурно-фаціальні зони (СФЗ) та Збручанську структурно-фаціальну підзону (СФП) Подільської СФЗ (рис. 1), які розрізняються за типом геологічної будови нижнього венду. Друге, значно менше за розмірами, вулканічне поле розвинене в межах Придністровської (Дністровської) СФП Подільської СФЗ, де у вигляді вузької смуги завширшки 3–20 км за потужності до 75 м простежується на відстань близько 250 км уздовж р. Дністер від устя р. Лядова (на північний захід від м. Могилів-Подільського) до смт Ширяєве Одеської області [2]. Найкраще вивчені на сьогодні звичайно трапи головного поля, результати новітніх досліджень яких відображені в останніх узагальненнях [8, 9 ]. Проведеними дослідженнями доведено, що трапова формація має гетерогенну будову, а траповий магматизм відбувався протягом трьох стадій, кожна з яких має декілька фаз, що відповідають формуванню покривів вулканітів окремих світ, товщ або субвулканічних асоціацій. Для петрологостратиграфічного розчленування й зручності кореляції В. Г. Мельничук трапи Волино-Поділля розділив на чотири петрогенетичні комплекси [8] (рис. 2, 3). З першою стадією нижньовендського магматизму пов’язане формування західнобузького трапового комплексу (охоплює покривні олівінові базальти заболотівської світи волинської серії та нижньої частини славатицької серії, пікрити горбашівської світи та берестецьку асоціацію базальтових порфіритів і пікропорфіритів, а також верлітових габро), з другою стадією – верхньоприп’ятського комплексу (залучає до свого складу покриви низькотитанистих толеїтових базальтів і базальтових вулканокластитів бабинської світи, лучичівських верств ратнівської світи, середньої частини славатицької серії

та нижньої товщі ратайчицької світи, а також глиноземисті габродолерити осівської асоціації й брестського дацитового комплексу (відповідає другій товщі ратайчицької світи), з третьою – біловезько-подільського комплексу (об’єднує покриви титанистих платобазальтів і вулканокластити якушівських верств ратнівської світи, третьої товщі ратайчицької та слуцьку світи, віньковецьких верств грушкинської світи, а також субвулканічні сили титанистих габродолеритів хотешівської асоціації) (рис. 2, 3). Доведено, що трапи трьох нижніх комплексів успадковують рифейський структурний план і просторово локалізуються в межах рифейського Волино-Поліського прогину (ВПП), тоді як платобазальти біловезько-подільського комплексу незгідно залягають на нижніх комплексах упоперек ВПП, далеко простежуючись у північно-західному напрямку за його межі. За хімізмом трапи поділяють на високотитанисті (TiO2 > 1,65 %) – біловезькоподільський комплекс і низькотитанисті (TiO2 ≤ 1,65 %) – верхньоприп’ятський, брестський та західнобузький комплекси. На відміну від трапових утворень головного поля, трапи Придністров’я були до теперішнього часу вивчені значно гірше й описані в літературі в основному в загальногеологічному аспекті [1, 2, 4, 5, 7, 8, 10, 12 та ін.]. Утім багато питань, що стосуються їх площі поширення, геологоструктурного положення, речовинного складу, стратифікації та кореляції з продуктами магматизму Біловезько-Подільського вулканічного поля, залишаються ще й досі дискусійними. Варто зазначити, що на території України розміщена північно-західна й східна частини Придністровського трапового потоку, середня ж міститься в основному на території Молдови. Важливий новий фактичний матеріал стосовно трапових утворень української частини ареалу їх розвитку отриманий у процесі новітніх геологічних досліджень – під час підготовки до видання комплекту геологічних карт масштабу 1:200 000 аркушів M-35-XXVIII (Бар) і

Рис. 2. Трапові комплекси нижнього венду в південно-західній частині СЄП за працею [10] Нижньовендські трапові комплекси: 1 – західнобузький і верхньоприп’ятський; 2 – брестський; 3–8 – біловезько-подільський (3 – вишніцька серія, 4 – третя (верхня) ефузивна товща ратайчицької світи, 5 – якушівські верстви ратнівської світи, 6 – слуцька світа, 7 – грушкинська світа, 8 – сили титанистих габро-долеритів хотешівської асоціації та ймовірний контур їх поширення); 9 – осадово-пірокластичні відклади нижнього венду; 10 – осадові відклади нижнього венду; 11 – СФЗ та їх межі (І – Біловезька, ІІ – Брестсько-Волинська, ІІ – Волино-Подільська, ІV – Подільська); 12 – ізогіпси поверхні трапової формації нижнього венду; 13 – архейсько-нижньопротерозойський кристалічний фундамент; 14 – олігоміктові теригенні відклади поліської серії (середній-верхній рифей); 15 – межі міжблокових тектонічних зон (В-М – Вижівсько-Мінська, М – Міднівська,

M-35-XXXIV (Могилів-Подільський) [5] та проведення ГДП-200 в межах аркуша L-35VI (Котовськ) (А. І. Іванов та ін., 2014 р.), який разом з результатами аналізу матеріалів попередніх досліджень дає змогу пролити світло на низку зазначених вище проблемних питань, що і є метою цієї статті. Особливості геологічної будови трапів Трапи Придністров’я виповнюють прирозломну трогову структуру в докембрійському кристалічному фундаменті північно-західного напрямку, яка приурочена до південно-східного флангу Подільської тектонічної зони. За сучасними уявленнями, українська частина трапів стратиграфічно входить до складу грушкинської світи волинської серії, яка об’єднує в собі дві товщі, що виділяють як бахтинські й віньковецькі верстви, представлені континентальними теригенними, алювіально-пролювіальними й вулканогенними утвореннями. Вони залягають з кутовою й стратиграфічною незгідністю на кристалічних породах нижнього протерозою та їх корі вивітрювання, а перекриваються верхньовендськими відкладами могилівської світи могилів-подільської серії. Б а х т и н с ь к і в е р с т в и потужністю 0,2–21 м (в окремих депресіях до 30 м) представлені переважно гравелітами, меншою мірою – пісковиками, туфопісковиками, алевролітами, брекчіями, конгломератами, зрідка – прошарками аргіліту. Склад кутастого й напівобкатаного уламкового матеріалу порід такий: кварц, польові шпати, кристалічні породи, уламки

базальтів. Уламки становлять 75–90 % від об’єму породи. У складі аргіліт-піщаного цементу присутні кальцит, гематит, хлорит, гідрооксиди заліза; трапляються гнізда й поодинокі зерна піриту. Структура порід – дрібно- та середньоуламкова, різнозерниста, текстура – масивна. Фарбування порід буре, часто плямисте з білими й зеленувато-сірими плямами в пісковиках і гравелітах, смугасте (бурі й зеленуваті прошарки) – у шаруватих алевролітах. Накладена мінералізація представлена епідотом, сульфідами заліза, свинцю, цинку, міді, кальцитом, халцедоном, цеолітами та адуляром, які свідчать про прояв низькотемпературного гідротермального процесу. Для бахтинських верств характерна присутність у невеликій кількості домішок вулканічного скла, частково заміщеного хлоритом [5]. Дуже обмежено в межах бахтинських верств поширені туфогенні пісковики й туфи, потужність проверсток яких становить 0,4–0,6 м. У межах аркуша L-35-VI (Котовськ) туфогенні утворення приурочені до покрівлі бахтинських верств, де вони підстилають платобазальти (рис. 4). Так, у сверд. 02 в інтервалі 365,2–364,7 м розкрита туфобрекчія темно-коричневого кольору, щільна, яка складається з гострокутастих уламків розміром 2×0,5–0,7 см кварцу, польових шпатів та гранітів, що становлять близько 50 % об’єму породи, зцементованих дрібнозернистим піщаним і глинисто-попільним матеріалом, просоченим гідрооксидами заліза (рис. 5а).

С-М – Стохідсько-Могилівська, К-Л – Костопільсько-Лишнівська, З-Б – Заболотівсько-Бузька, Л – Луцька, П-К – Пержано-Кременецька) і розломи (Вс – Високівський, Гу – Halin Uskok, Кр – Корелицький, Пр – Південноратнівський, Бл – Бєльський, Вв – Володимир-Волинський, Лб – Любомльський, Чр – Чарторийський, Ку – Куликовицький, Рд – Радехівський, Рв – Рівненський, Шм – Шумський, Тт – Тетерівський, Тл – Товтровий, Хм – Хмельницький, Кл – Калинівський, Нм – Немирівський, Пд – Подільський); 16 – Лукувсько-Ратнівська (Північноукраїнська) горстова зона; 17 – міждержавний кордон; 18 – міста На врізці: трапові комплекси нижнього венду й контури їх поширення (19 – західнобузький, 20 – верхньоприп’ятський, 21 – брестський, 22 – біловезько-подільський); 23 – контур поширення волинської серії; поліська серія середнього-верхнього рифею у Волино-Оршанському авлакогені та його контур: 24 – на домезозойській і 25 – на донижньовендській поверхнях; архейсько-нижньопротерозойський кристалічний фундамент: 26 – Фенноскандійський, 27 – Сарматський мегаблоки

Рис. 3. Зведена схематична колонка нижнього відділу вендської системи для Ратнівської СФП Брестсько-Волинської СФЗ за працею [10]: 1 – базальти афанітові; 2 – базальти фанеритові; 3 – базальти мигдалекам’яні; 4 – лавокластичні брекчії; 5 – базальтові туфи; 6 – туфіти; 7 – вулканоміктові відклади. Примітка. Пікрити показано фіолетовим кольором, олівінові базальти – синім, толеїтові базальти – зеленим, титанисті базальти й феробазальти – чорним.

Рис. 4. Схематична геолого-структурна карта відкладів нижнього венду аркуша L-35-VI (Котовськ): 1 – віньковецькі верстви грушкинської світи: базальти зеленувато-сірі, сірі, темно-зелені, у верхній і нижній частинах мигдалекам’яні, дрібно- та тонкорівномірнозернисті; 2 – бахтинські верстви грушкинської світи: конгломерати, гравеліти, брекчії, туфопісковики, темно-бурі, гравійні, безладної текстури, кутастообкатані, щільні; 3 – породи кристалічного фундаменту; 4 – ізопахіти покрівлі базальтів (через 10 м); 5 – ізогіпси поверхні кристалічної основи (через 20 м); 6–8 – границі (6 – стратиграфічних підрозділів, 7 – трогової структури нижнього венду, 8 – поширення кори вивітрювання базальтів); 9 – розривні порушення; 10 – картувальні свердловини: зверху – номер свердловини, праворуч у чисельнику – потужність базальтів з корою вивітрювання (віньковецькі верстви), у знаменнику – потужність алювіальних відкладів (бахтинські верстви); 11 – радіологічний вік базальтів у млрд років; 12 – лінія розрізу; 13–16 – літологія відкладів (13 – щебениста кора вивітрювання базальтів, глини каолінітові, 14 – базальти, 15 – мигдалекам’яні базальти, 16 – конгломерати, гравеліти, брекчії, пісковики); 17 – граніти

Вище, в інтервалі 364,7–364,1 м, залягають туфопісковики темно-коричневого кольору, польовошпат-кварцові, нерівномірнозернисті – від дрібнозернистих у покрівлі до гравелітистих і гравійно-галькових у підошві (рис. 5б). Порода просочена гідрооксидами й оксидами заліза, у ниж-

ній частині з прошарком потужністю 5 см бурувато-рожевого кварциту. У туфогенних пісковиках кількість вулканогенного матеріалу сягає 50 %; він представлений уламками основного скла химерної округлої форми з пошматованими краями, різної розмірності, бурими,

Рис. 5. Туфобрекчія (а) (сверд. 01, гл. 364,8 м) і туфопісковик (б) (сверд. 01, гл. 364,3 м) бахтинських верств грушкинської світи нижнього венду

темно-бурими зі слабо видимими кристалітами, з дрібними мигдалинами, що заповнені хлоритом. Крім уламків скла, у пісковиках трапляються уламки інших мінералів теригенних порід: кварцу, калішпату, зростки кварцу та біотиту. Їх цементує попільний матеріал, який майже повністю заміщений блідо-зеленим хлоритом; зрідка трапляються релікти попільної структури. Відклади містять прояви, пункти мінералізації та аномалії урану, золота, срібла й хрому. В і н ь к о в е ц ь к і в е р с т в и представлені переважно глинистими породами (аргілітами, алевролітами, інколи з прошарками пісковиків) з тонкими проверстками бентонітових глин, серед яких залягають покриви базальтів. У межах аркуша L-35-VI (Котовськ) базальти безпосередньо залягають на туфопісковиках бахтинських верств (рис. 6), а верхня частина розрізу віньковецьких верств представлена аргілітами, алевролітами, туфопісковиками та гравелітами. У північно-західній частині трапового потоку (аркуш M-35-XXXIV (МогилівПодільський)) базальти в розрізі осадововулканогенної товщі утворюють два покриви сумарною потужністю до 75 м, які розділені пачкою осадових порід: алевролітів, пісковиків, конгломератів [5, 7, 8], а на східному фланзі (L-35-VI (Котовськ)) – один покрив потужністю 3–26 м (рис. 4). Його підошва нахилена на південний захід під кутом 35–40". Базальти в розрізі мають асиметричну зональну будову: верхня й нижня (значно менша за потужністю) частини представлені мигдалекам’яними, а середня – афанітовими, зрідка фанеритовими масивними базальтами (табл. 1, рис. 7). В основі покриву зрідка трапляються пузиристі лави потужністю 1–3 м. У покрівлі покриву розвинута кора вивітрювання базальтів потужністю до 3,5 м; іноді тріщини в ньому заповнені піщаним матеріалом осадових відкладів, що лежать вище, і уламками сильнозмінених базальтів. У корі вивітрювання простежуються дві зони: верхня, складена глинистою по-

родою темно-коричневого кольору, та нижня, що представлена грубоуламковою брекчією базальтів (рис. 8), зцементованою пористою й щільною аргілітоподібною масою бурого кольору. Висловлено думку, що кора вивітрювання розвивалася по базальтовій лавобрекчії, будову якої успадкувала нижня зона кори [10]. Особливості речовинного складу базальтів Вивержені базальти – це зеленуватосірі, сірі, темно-сірі, темно-зелені, сірувато-зеленуваті, дрібно- й тонкорівномірнозернисті та прихованокристалічні масивні породи, у покрівлі й підошві покриву з мигдалекам’яною текстурою, ділянками тріщинуваті із сульфідною мінералізацією (рис. 7). Подекуди в базальтах трапляються тонкі кальцитові прожилки (рис. 7г). Головними їх породотвірними мінералами є (у %): плагіоклаз (45–50), авгіт (30–40), хлорит (3–25). Рудні мінерали (4–10 %) представлені ільменітом, магнетитом, титаномагнетитом та халькопіритом. У протолочних пробах також трапляються самородна мідь і сфалерит. Під мікроскопом структура порід переважно інтерсертальна. Плагіоклаз утворює тонкі безладно розкидані дрібні лейсти, рідше таблитчасті кристали з чіткими полісинтетичними двійниками. Представлений він двома його різновидами: альбітом у змінених базальтах (трапляється найчастіше) та основним плагіоклазом – у свіжих. Авгіт блідого зеленувато-синього кольору з плеохроїзмом майже до безкольорового по Np, він утворює короткопризматичні або ксеноморфні зерна. Хлорит, який плеохроює в зелених тонах, заповнює інтерстиції й мигдалини в базальтах. Хлорит основної тканини породи утворився в результаті розкристалізації скла. Спостерігається у вигляді нерозкристалізованої маси, лусочок, сферолітів та псевдоморфоз по плагіоклазу й авгіту. У змінених базальтах під мікроскопом простежуються процеси серицитизації (до 55 %), карбонатизації (1–25 %) та епідотизації (5 %).

Фазовий мінеральний склад нижньої зони кори вивітрювання такий (у %): глина – 31 (Fe-іліт – 26 і каолініт – 5); калієвий польовий шпат – 32; плагіоклаз – 15; гематит – 11; кварц – 9; слюда – 2.

Рис. 6. Контакт базальтів віньковецьких верств із туфопісковиками бахтинських верств грушкинської світи. Сверд. 01, гл. 364,1 м

Порода характеризується наявністю мигдалин і порожнин переважно ізометричної, іноді подовженої форми, розміром 2–5 мм×1,5 см (рис. 7б, в). Мигдалини по краях складені борошнистим хлоритом, у центральній частині – молочно-білим, зрідка прозорим, кальцитом, опалом. Дрібні мигдалини виповнені хлоритом, кальцитом, місцями халцедоном. Кількість мигдалин становить до 20–30 % від площі породи. Хімічний склад базальтів Придністровської СФЗ наведено в табл. 2, а для зіставлення в табл. 3 наведено середній склад порід трапових комплексів БіловезькоПодільського вулканічного поля. За співвідношенням кремнезему й лугів найбільш свіжі масивні базальти середньої частини розрізу потоку, який досліджується, належать до порід нормального ряду, а мигдалекам’яні базальти підошви й покрівлі – до порід сублужного й навіть лужного (наявний нормативний нефелін) ряду (рис. 9). За кремнекислотністю породи належать до групи основних порід, хоча трапляються окремі фігуративні точки складу базальтів покрівлі південносхідного й базальтів північно-західного флангу потоку, які розміщуються в класифікаційному полі ультраосновних порід: вони відповідають родині перехідних порід – пікробазальтам. На діаграмі К. Г. Кокса (рис. 10) більшість фігуративних точок базальтів центральної частини розрізу покриву розміщуються в полі насичених кремнеземом (гіперстен-нормативних) утворень. Характерно, що до цього ж поля тяжіють і точки титанистих базальтів біловезькоподільського трапового комплексу. Інші фігуративні точки порід локалізуються в полі недосичених кремнеземом порід (олівін- і нефелін-нормативних). Також в цьому полі розміщується точка середнього складу пікритів західнобузького комплексу головного вулканічного поля. З-поміж недосичених кремнеземом базальтів трапляються різновиди, які містять у своєму складі нормативний нефелін (табл. 4), хоча коефіцієнти агпаїтності в них значно

Таблиця 1. Розріз базальтового покриву, розкритий сверд. 02 Інтервал глибин, м 343,0–344,4 344,4–344,8 344,8–345,2

345,2–346,2

346,2–346,5

346,5–347,2 347,2–347,3 347,3–350,8

350,8–363,6 363,6–364,1

Характеристика породи Кора вивітрювання базальтів темно-коричневого кольору – глиниста залізистослюдиста порода з численними уламками (реліктами) базальтів Базальт мигдалекам’яний, сірий з численними порожнинами (до 30 %), виповненими білим кальцитом Кора вивітрювання базальтів темно-коричнева з численними уламками мигдалекам’яних базальтів Базальт мигдалекам’яний, сірий, дрібнозернистий; мигдалини виповнені в основному кальцитом, іноді з хлоритовою оторочкою; трапляються субгоризонтальні прожилки карбонатного складу потужністю від часток міліметра до 1,5 см Кора вивітрювання по катаклазованих базальтах темно-коричнева з уламками розміром до 1,5×0,5 см зеленувато-сірого мигдалекам’яного базальту; утворилася по зонах тріщинуватості й псевдотахілітах по базальту; контакт кори з незміненими базальтами проходить під кутом 70˚; уздовж контакту спостерігається тонкий (до 2–5 мм) кальцитовий прожилок Базальт мигдалекам’яний, сірий, щільний, дрібнозернистий; мигдалини розміром до 0,5×2 см, в основному округлої ізометричної форми, складені білим кальцитом Брекчія базальтів: уламки зцементовані тонкозернистими інтенсивно озалізненими псевдотахілітами червоно-бурого кольору Базальт зеленувато-сірий, темно-сірий, щільний, дрібнозернистий з рідкими мигдалинами, які виповнені кальцитом, зрідка хлоритом, з прожилками кальциту, з тріщинами потужністю до 1 см, виповненими гідрооксидами заліза Базальт темно-зелений, міцний, тонкозернистий з поодинокими мигдалинами, виповненими хлоритом, іноді кальцитом, тріщинуватий, по тріщинах з гідрооксидами заліза Базальт зеленувато-сірий, мигдалекам’яний з численними дрібними мигдалинами, виповненими гідрооксидами заліза, у нижній частині шару – кальцитом

менші за одиницю (табл. 2), і такі, в яких фельдшпатоїдний мінерал – відсутній, тобто ці породи є лише олівін-нормативні. Для порівняння зазначимо, що в низькотитанистих і титанистих трапах Біловезько-Подільського вулканічного поля нормативний нефелін, як і олівін, взагалі не фіксуються (табл. 5), проте в складі фельдшпатоїдних мінералів у них відзначено модальні цеоліти [6, 8]. Сума лугів у породах закономірно зростає в напрямках від центральної частини до підошви й покрівлі потоку, а також у корі вивітрювання базальтів (табл. 2). При цьому якоїсь закономірності зростання цієї суми з підвищенням кремнекислотності не спостерігається. За натрій-калієвим співвідношенням поро-

ди загалом належать до чітко вираженої натрієвої серії, за винятком окремих їх інтервалів у покрівлі потоку, які відповідають калій-натрієвій серії. Це зумовлене різким переважанням Na2O над K2O в сумі лугів. Водночас у корі вивітрювання базальтів навпаки спостерігається накопичення калію, який переважає над натрієм (табл. 2). Підвищена лужність базальтів Придністров’я, очевидно, пов’язана з їх постмагматичними низькотемпературними гідротермально-метасоматичними змінами. Характерно, що за специфікою лужності ці базальти дещо відрізняються від усіх порід головного трапового поля, зокрема й біловезько-подільського комплексу, які належать тільки до калій-натрієвої серії (табл. 3).

Рис. 7. Вивержені базальти віньковецьких верств грушкинської світи: а – масивні (сверд. 01, гл. 358,5 м), б–г – мигдалекам’яні: б – мигдалини, складені кальцитом (сверд. 01, гл. 345,2 м), в – мигдалини, складені кальцитом і гігрогематитом, г – з прожилком, виповненим кальцитом, хлоритом і гідрогематитом (сверд. 01, інт. 347,3–350,8 м)

Для базальтів центральної частини потоку характерна помірна агпаїтність (коефіцієнти значно менші за одиницю, що загалом засвідчує про належність їх до порід міаскітового ряду) і помірні значення лужно-фемічного показника, значне збільшення якого спостерігається в підошві й покрівлі потоку (табл. 2). За коефіцієнтом глиноземистості базальти є (переважно) низько- й помірно глиноземистими утвореннями (табл. 2, рис. 11). При цьому збільшення коефіцієнта глиноземистості відбувається в покрівлі потоку. З глиноземистістю добре корелюється й фемічність порід: низькоглиноземисті базальти є меланократовими (f1 > 21), а помірно глиноземисті – мезократовими (f1 = 16–21) відмінами (табл. 2). За цими петрохімічними параметрами ці базальти не відрізняються від таких порід біловезько-подільського трапового комплексу головного вулканічного поля. Вивержені базальти Придністров’я характеризуються підвищеною титанистістю (>1,65 % TiO2), що засвідчує високий уміст у породах ільменіту й титаномагнетиту та споріднює їх з породами біловезько-подільського комплексу, проте від останніх вони відрізняються дещо нижчим умістом титану (табл. 2, 3) – на діаграмі (рис. 12) ареал фігуративних точок їх складу розміщується нижче ареалу зазначеного комплексу. Водночас для кори вивітрювання трапів характерним є винос титану. Цікавим є факт підвищеного середнього вмісту TiO2 (1,96 %) у пікритах західнобузького комплексу головного вулканічного поля (табл. 3). На діаграмі SiO2–TiO2 (рис. 13) титанисті базальти Придністров’я утворюють окремий еволюційний тренд, відмінний від спільного тренда пікритових і толеїтових базальтів західнобузького й верхньоприп’ятського трапових комплексів, про що вже наголошувалося в роботі [6] стосовно титанистих базальтів біловезько-подільського комплексу. А це засвідчує про різні джерела магми, з якої формувалися покриви базальтів зазначених комплексів.

За значеннями калій-титанового модуля (значно менше 0,8) базальти Придністровської СФЗ (табл. 2), як і подібні породи Біловезько-Подільського трапового поля (табл. 3), належать до толеїтової вулканічної серії. Визначені високі значення цього модуля в одиночних пробах у покрівлі потоку й корі вивітрювання базальтів пов’язані зі значним накопиченням калію, зумовленого гіпергенними процесами.

Рис. 8. Кора вивітрювання брекчієподібної структури базальтів віньковецьких верств грушкинської світи (сверд. 01, гл. 343,4 м)

Окcиди й петрохімічні коефіцієнти 1 SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 SO3 В. п. п. Сума Na2O+K2O Na2O/K2O аl1 F Fo ti1 Кщ K2O/TiO2 CaO/MgO SiO2/Al2O3 ag1 Fe2O3+FeO f1

Підошва потоку 02-202* 364,0** 2 46,26 1,91 16,5 2,25 11,21 0,18 8,65 1,01 5,16 0,66 0,16 0,01 6,09 100,05 5,82 7,82 0,75 60,88 16,72 14,19 18,79 0,35 0,12 2,80 0,56 13,46 22,11

02-164 352,0 3 48,21 1,62 13,5 5,51 9,8 0,24 9,55 1,45 3,55 0,57 0,14 0,01 5,84 99,99 4,12 6,23 0,54 61,58 35,99 10,58 13,62 0,35 0,15 3,57 0,48 15,31 24,86

02-167 357,0 4 49,57 1,68 13,27 8,21 7,22 0,51 7,53 4,77 3,16 0,47 0,14 0,01 3,32 99,86 3,63 6,72 0,58 67,20 53,21 10,89 10,85 0,28 0,63 3,74 0,43 15,43 22,96

02-169 362,0 5 45,42 1,76 14,73 4,63 11,24 0,5 9,2 1,57 4,21 0,38 0,14 0,01 6,07 99,86 4,59 11,08 0,59 63,30 29,17 11,09 14,27 0,22 0,17 3,08 0,50 15,87 25,07

82-37 255,3 6 46,97 1,82 17,43 5,2 7,98 0,35 7,11 1,61 5,3 0,8 0,15 0,01 4,74 99,47 6,10 6,63 0,86 64,96 39,45 13,81 18,93 0,44 0,23 2,69 0,55 13,18 20,29

85-36 268,0 7 47,14 2,09 15,51 5,08 8,59 0,32 10,43 3,49 3,32 0,35 0,19 0,01 3,75 100,3 3,67 9,49 0,64 56,72 37,16 15,29 11,23 0,17 0,33 3,04 0,38 13,67 24,10

86-65 275,0 8 47 1,88 15,56 5,78 8,67 0,22 9,07 6,44 2,7 0,25 0,18 0,02 2,87 100,6 2,95 10,80 0,66 61,44 40,00 13,01 8,09 0,13 0,71 3,02 0,30 14,45 23,52

22196-1 290,0 9 47,69 1,81 12,65 6,86 8,71 0,41 7,58 6,61 2,34 0,26 0,21 0,05 2,28 97,46 2,60 9,00 0,55 67,26 44,06 11,62 7,46 0,14 0,87 3,77 0,33 15,57 23,15

Центральна частина потоку 85-34 X S 257,8 10 11 12 47,43 1,28 44,53 1,81 0,15 1,97 14,66 1,66 16,83 5,9 1,24 4,57 8,89 1,3 9,27 0,36 0,12 0,13 8,64 1,24 8,2 3,71 2,28 3,12 3,51 0,99 4,96 0,44 0,19 0,25 0,16 0,03 0,25 0,02 0,01 0,02 4,12 1,46 6,01 99,65 100,1 3,95 1,18 5,21 7,98 5,21 19,84 0,63 0,44 0,76 63,12 67,20 62,79 39,89 48,82 33,02 12,24 5,91 14,23 11,91 18,21 15,42 0,24 1,27 0,13 0,43 1,84 0,38 3,24 0,77 2,65 0,43 1,11 0,50 14,79 2,54 13,84 23,43 3,78 22,04

86-58 264,5 13 42,55 2,22 15,78 4,74 8,8 0,15 6,42 5,8 4,37 0,4 0,26 0,03 7,52 99,04 4,77 10,93 0,79 67,84 35,01 16,40 13,58 0,18 0,90 2,70 0,48 13,54 19,96

87-45 02-157 02-159 270,0 344,4 346,0 14 15 16 48,21 44,11 42,84 1,71 2,06 1,94 15,95 16,06 15,46 2,66 5,15 4,89 7,94 5,95 8,32 0,19 0,2 0,27 8,12 3,02 4,63 2,73 7,05 6,33 5,17 4,74 4,78 0,8 3,13 1,7 0,17 0,23 0,21 0,07 0,01 0,01 5,9 8,24 8,56 99,62 99,95 99,94 5,97 7,87 6,48 6,46 1,51 2,81 0,85 1,14 0,87 56,62 78,61 74,05 25,09 46,40 37,02 16,13 18,56 14,69 20,39 23,00 18,51 0,47 1,52 0,88 0,34 2,33 1,37 3,02 2,75 2,77 0,59 0,70 0,63 10,60 11,10 13,21 18,72 14,12 17,84

Покрівля потоку

Базальти східного флангу трапового потоку (аркуш L-35-VI (Котовськ))

Таблиця 2. Хімічний склад базальтів Придністровської СФЗ, ваг %

02-163 347,6 17 46,52 1,7 13,5 5,63 9,32 0,21 8,7 2,36 4,57 0,31 0,15 0,01 7,03 100 4,88 14,74 0,57 63,21 37,66 11,37 15,84 0,18 0,27 3,45 0,58 14,95 23,65

1,41 0,25 0,25 50,00 44,74 8,77 25,82 5,65 0,90 1,96 1,50 2,28 4,56

S 19 2,19 0,2 1,12 1,02 1,26 0,05 2,28 2,06 0,28 1,13 0,04 0,02 1,11

X 18 44,8 1,93 15,6 4,61 8,27 0,19 6,52 4,57 4,77 1,1 0,21 0,03 7,21 99,8 5,87 4,34 0,80 66,39 35,79 14,98 17,76 0,57 0,70 2,87 0,58 12,88 19,40

Закінчення табл. 2 Окcиди й петрохімічні коефіцієнти

Базальти східного флангу трапового потоку (аркуш L-35-VI (Котовськ)) Кора вивітрювання базальтів 02-156 344,0

02-158 345,0

87-44 267,0

Базальти північно-західної частини потоку (аркуш M-35-ХХХIV (МогилівПодільський)) [5] 14801 14801 85,4-86,0 72,95-85,4

14772 72,8

14772 66,8

SiO2

53,36

52,06

47,67

51,03

2,98

46,5

40,88

45,34

37,66

TiO2

1,23

1,28

1,37

1,29

0,07

2,08

0,85

1,72

Al2O3

14,24

14,14

14,16

14,18

0,05

14,49

15,64

16,45

15,81

Fe2O3

11,16

12,32

15,02

12,83

1,98

5,64

4,15

9,81

2,15

FeO

3,59

3,55

3,85

3,66

0,16

9,83

8,28

6,27

10,83

MnO

0,19

0,14

0,11

0,15

0,04

0,25

0,15

0,11

MgO

2,06

2,38

4,74

3,06

1,46

7,6

4,98

8,95

4,72

CaO

2,3

1,84

1,3

1,81

0,5

6,24

7,52

1,52

10,28

Na2O

2,06

1,53

2,06

1,88

0,31

2,77

2,34

4,55

K2O

5,03

5,43

5,14

5,2

0,21

0,67

3,62

0,59

0,45

P2O5

0,07

0,02

0,06

0,05

0,03

0,16

0,25

0,11

0,15

SO3

0,01

сл

–

В. п. п.

4,63

5,26

4,66

4,85

0,36

3,27

10,13

5,2

12,54

Сума

99,93

99,96

100,1

100

99,5

100,16

99,82

100,45

Na2O+K2O

7,09

6,96

7,20

7,08

0,52

3,44

5,96

5,14

4,45

Na2O/K2O

0,41

0,28

0,40

0,36

1,48

4,13

0,65

7,71

8,89

аl

0,85

0,77

0,60

0,73

0,01

0,63

0,90

0,66

0,89

87,75

86,96

79,92

84,35

59,44

67,06

71,40

64,24

73,33

75,66

77,63

79,60

77,80

92,52

36,46

33,39

61,01

16,56

ti1

8,34

8,07

7,26

7,82

3,27

13,45

16,73

5,29

13,25

Кщ

22,66

21,85

20,97

21,80

19,33

9,50

16,75

15,10

11,39

K2O/TiO2

4,09

4,24

3,75

4,03

3,00

0,32

1,74

0,69

0,26

CaO/MgO

1,12

0,77

0,27

0,59

0,34

0,82

1,51

0,17

2,18

SiO2/Al2O3

3,75

3,68

3,37

3,60

59,60

3,21

2,61

2,76

2,38

ag1

0,62

0,59

0,63

0,62

14,75

0,36

0,50

0,49

0,45

Fe2O3+FeO

14,75

15,87

18,87

16,49

2,14

15,47

12,43

16,08

12,98

16,81

18,25

23,61

19,55

3,60

23,07

17,41

25,03

17,70

П р и м і т к и: Петрохімічні коефіцієнти: al1 = Al2O3/(Fe2O3+FeO+MgO) – коефіцієнт глиноземистості; F = (Fe2O3+FeO)•100/(Fe2O3+FeO+MgO) – коефіцієнт загальної залізистості; Fо = Fe2O3/ (Fe2O3+FeO) – коефіцієнт окисленості заліза ti1 = TiO2•100/Fe2O3+FeO – коефіцієнт титанистості; ag1 = (K+Na)/Al – коефіцієнт агпаїтності; Кщ = (Na2O+K2O)•100/(Al2O3+Fe2O3+FeO+СаO) – лужно-фемічний показник Ю. М. Шеймана; f1 = Fe2O3+FeO+MgO – показник фемічності. Статистичні параметри: х – середнє значення; s – стандартне відхилення значень у вибірці. Усі коефіцієнти розраховані у %, коефіцієнт агпаїтності – в атомних кількостях. 02-202* – номер свердловини – проби; 364,0** – глибина в метрах. Хімічні аналізи виконано в ЦЛ ПДРГП “Північгеологія”, начальник ЦЛ Д. Р. Спектр.

Верхньоприп’ятський траповий комплекс

Брестський траповий комплекс

46,63

1,48

41,99

0,75

7,09

SiO2

TiO2

Al2O3

4,40

Na2O/K2O

55,59

5,48

3,13

Кщ

52,04

38,26

11,09

13,04

56,65

0,66

3,49

3,64

0,16

0,24

0,20

аl

0,81

Na2O+K2O

0,81

0,15

0,08

CaO

Na2O

K2O

7,17

2,83

5,07

0,66

MgO

P2O5

10,46

0,19

22,09

MnO

4,92

FeO

6,43

7,61

6,08

Fe2O3

14,31

12,51

24,20

49,88

31,43

0,69

1,94

3,56

0,05

1,21

2,35

2,63

17,67

0,21

4,06

4,04

17,72

1,96

38,66

12,70

8,72

21,15

69,15

1,05

2,29

4,83

0,46

1,47

3,36

7,43

5,42

0,17

9,58

2,57

18,44

1,06

49,7

9,68

12,03

47,16

66,40

0,71

3,86

3,55

0,21

0,73

2,82

8,95

6,77

0,27

7,07

6,31

14,35

1,61

48,48

34,00

18,24

–

68,03

1,99

0,41

6,77

0,11

4,79

1,98

1,59

2,19

0,04

–

4,66

13,66

0,85

70,28

Окcиди Низькотитанисті трапові утворення й петрохімічні ОлівіГлиноТолеїкоефіцієнти Верлінові Пікземисті тові тові Дацити базаль- рити габрогабро базальти ти долерити

Західнобузький траповий комплекс

10,08

24,82

48,35

68,57

0,74

1,88

3,66

0,59

1,27

2,39

7,23

6,39

0,2

7,2

6,74

15,14

3,46

45,61

9,98

15,88

42,38

71,15

0,55

3,14

3,56

0,26

0,86

2,7

7,72

6,41

0,26

9,11

6,7

12,15

2,51

48,79

7,82

19,17

40,94

69,74

0,79

3,23

2,92

0,3

0,69

2,23

8,56

5,84

0,25

7,95

5,51

15,32

2,58

48,19

9,29

15,83

63,91

74,83

0,69

2,66

3,37

0,2

0,92

2,45

7,18

5,08

0,24

5,45

9,65

13,99

2,39

49,52

12,07

15,62

47,47

76,20

0,70

3,62

4,39

0,23

0,95

3,44

8,43

4,56

0,22

7,67

6,93

13,34

2,28

48,1

ГаброРатайВишніцьдолерити Якушівчицька Слуцька ка серія, хотешівські світа, світа верхні ської верстви третя верстви асоціації товща 8 9 10 11 12

Титанисті трапові утворення

10,48

16,75

42,50

72,41

0,74

3,17

3,71

0,18

0,89

2,82

6,34

5,46

0,14

8,24

6,09

14,73

2,4

47,74

Віньковецькі верстви

Біловезько-Подільський траповий комплекс

9,91

16,58

47,61

72,83

0,69

3,17

3,59

0,23

0,86

2,73

7,65

5,47

0,22

7,68

6,98

13,9

2,43

48,52

Середнє

Таблиця 3. Середній хімічний склад нижньовендських трапових утворень Біловезько-Подільського вулканічного поля, ваг % (за працями [7. 8])

П р и м і т к и: Розшифровку петрохімічних коефіцієнтів див. у табл. 2, n – кількість аналізів.

20,13

152 10

19,79 19,16

20 11

20,18 19,30

19 92

22,22 20,33

124 62

6,85 20,15

173 12

17,57 25,77

3 47 6 n

21,81 35,78 f1

0,39

14,66 14,33

0,38 0,50

14,60 15,10

0,36 0,29

13,46 15,81

0,44 0,35

13,94 4,66

0,62 0,38

13,38 12,15

0,39 0,29

8,10 11,35

0,39 0,18

13,69

Fe2O3+FeO

3,49 3,24 3,61 3,54 3,15 4,02 3,01 5,14 3,38 2,70 2,18 3,26 5,92 SiO2/Al2O3

1,40

0,35 0,37

1,16 1,85

0,42 0,38

1,41 1,47

0,27 0,34

1,20 1,13

0,37 5,64

0,73 1,32

0,45 1,39

1,37 0,15 0,23

0,62 0,55 0,20 K2O/TiO2

CaO/MgO

0,69

14 13 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1

Закінчення табл. 3

Порівняно з малотитанистими толеїтовими базальтами верхньоприп’ятського й титанистими базальтами біловезько-подільського трапових комплексів основні вулканіти Придністровської СФЗ характеризуються більшим умістом MgO (7,11– 10,43, проти 4,56–6,41 %), за винятком окремих проб базальтів з покрівлі потоку й деяких проб північно-західної його частини. Оскільки вміст магнію, як і заліза, між якими спостерігається прямо пропорційна залежність (рис. 14), контролюється темноколірними мінералами (піроксен, олівін), то можемо говорити про дещо більшу роль магнезіальних мінералів у складі цих порід порівняно з породами біловезько-подільського трапового комплексу. Цей факт також підтверджує наявність у помітних кількостях нормативного олівіну (табл. 4) у перших та його брак у других (табл. 5). Водночас зворотна тенденція спостерігається щодо кальцію (табл. 2). Зменшення його вмісту в базальтах Придністровської СФЗ, очевидно, пов’язане з меншою основністю плагіоклазів (меншим умістом анортитового компонента) (табл. 4), а також з переважанням серед піроксенів низькокальцієвих різновидів. Ці відмінності базальтів щодо кальцію добре ілюструються кальцій-магнієвим модулем: у базальтах Придністров’я його значення значно менші за одиницю, за винятком окремих проб з покрівлі потоку й порід північно-західного його флангу, в яких спостерігаємо збільшення вмісту кальцію за рахунок зменшення магнію (табл. 2), тоді як у породах біловезько-подільського трапового комплексу однойменного поля вони становлять понад одиницю (табл. 3). Для базальтів характерна помірна загальна залізистість та окисленість заліза, і лише в покрівлі потоку та окремих пробах північно-західної його частини спостерігаємо породи з підвищеною залізистістю (табл. 2). На відміну від придністровських, титанисті базальти біловезько-подільського комплексу головного поля характеризуються високими значеннями коефіцієнта залізистості, що зумовлене відносно зниженим умістом

магнію й підвищеним – суми заліза в породах (табл. 3). Активність кисню в магматичних флюїдах відображає вміст Fe2O3. Загалом невисокі значення коефіцієнта окисленості (майже для всіх трапових утворень Fо ≤ 0,5) указують на низьку фугітивність кисню під час кристалізації магматичного розплаву, тобто на відновлювальні умови їх формування. При цьому окисленість порід біловезько-подільського трапового комплексу – трохи вища від її показників для порід Придністровської СФЗ. Цілком закономірно, що породи кори вивітрювання базальтів відрізняє висока залізистість і окисленість заліза, що свідчить про окислювальні умови їх формування. На діаграмі AFM (рис. 15) базальти не формують нормального тренду магматичної еволюції, а той тренд, що спосте-

рігаємо, зумовлений, певно, накладеними гідротермально-метасоматичними процесами. Водночас еволюційний тренд порід Біловезько-Подільського вулканічного поля – чітко виражений фенерівський тип. Зміщення на цій діаграмі згущень точок найбільшої основності порід до вершини F щодо вершини М указує на значно більшу відносну роль заліза у формуванні темноколірних мінералів порід, ніж магнію. Віньковецькі верстви містять прояви урану й численні аномалії золота, срібла, кобальту та марганцю. Незважаючи на наявність у базальтах мідної мінералізації як у сульфідній (халькопірит), так і самородній формі, перспективи виявлення промислового зруденіння в цих породах – низькі, оскільки спеціалізованим на мідь вважається малотитанистий верхньоприп’ятський траповий комплекс [8].

Рис. 9. Положення трапових утворень Придністровської СФЗ і Біловезько-Подільського вулканічного поля на класифікаційній діаграмі (K2O+Na2O) – SiO2

Базальти Придністровської СФЗ: 1–4 – аркуш L-35-ІV (Котовськ) (1 – підошва потоку; 2 – центральна частина потоку; 3 – покрівля потоку; 4 – кора вивітрювання базальтів); 5 – базальти аркуша M-35-ХХХІV (Могилів-Подільський). Трапові комплекси Біловезько-Подільського вулканічного поля: 6 – західнобузький; 7 – верхньоприп’ятський; 8 – брестський; 9 – біловезькоподільський

Стратиграфічне положення й кореляція вивержених трапів Площі розвитку трапових покривів головного Біловезько-Подільського й Придністровського вулканічних полів роз’єднані між собою не менше ніж на 100 км [2], до того ж, вони розрізняються за повнотою розрізів, що й утруднює їх кореляцію. Область відсутності платобазальтів територіально відповідає південно-східній частині Подільського виступу кристалічного фундаменту УЩ. Причому в районі м. МогилівПодільського спостерігається найбільше його підняття, де потужність теригенних нижньовендських відкладів значно зменшується (становить перші метри), вони мають різні типи розрізів і різну їх повноту (переважно представлені нижньою їх частиною); на докембрійському зрізі в цьому районі також часто спостерігаються ерозійні вікна кристалічного фундаменту [5].

Молдавські геологи волинську серію в придністровській частині свого часу розчленували на дві світи: сороцьку (груботеригенну) і кам’янську (переважно ефузивну). У такому ж обсязі ці підрозділи ввійшли і в нині чинну “Кореляційну стратиграфічну схему нижньовендських утворень України” [11], де вони виділялися в межах СФЗ Південно-Західного схилу УЩ. Водночас у межах Центральної СФЗ Подільського виступу УЩ було виокремлено синхронну їм власне теригенну (безвулканогенну) грушкинську світу двочленної будови: бахтинські (грубоуламкові породи – гравеліти, пісковики, конгломерати, брекчії) й віньковецькі (аргіліти та алевроліти) верстви. Ці верстви відповідно зіставлялися із сороцькою й кам’янською світами Південно-Західного схилу УЩ. Варто вказати, що границя між зазначеними СФЗ у названій стратиграфічній схемі

Рис. 10. Положення трапових утворень Придністровської СФЗ і Біловезько-Подільського вулканічного поля на діаграмі К. Г. Кокса Умовні позначення див. на рис. 9

3,6

6,7

31,8

5,1

25,3

11,9

4,2

46,4

6,2

4,5

3,3

3,9

0,4

Iльменіт

Aпатит

100,0

Гематит

Сума

3,5

10,5

100,0

0,3

3,3

8,5

3,6

12,9

100,0

0,3

3,3

12,3

4,7

18,8

0,3

1,4

27,6

21,4

2,9

7,0

100,0

0,3

3,6

7,2

4,7

6,6

9,8

15,1

5,2

37,9

7,3

2,4

100,0

0,4

3,6

8,0

3,8

7,6

3,5

7,8

5,6

47,3

7,4

5,0

100,0

0,5

4,1

7,6

9,0

26,9

3,9

29,0

16,7

2,1

0,1

85-36 268,0

100,0

0,5

4,1

7,6

9,0

26,9

3,9

29,0

16,7

2,1

0,1

86-65 275,0

Центральна частина потоку

02-164 02-167 02-169 82-37 352,0 357,0 362,0 255,3

02-202* 364,0**

Підошва потоку

Maгнетит

Фаяліт

Форстерит

Феросиліт

Eнстатит

Геденбергіт

Діопсид

Корунд

Нефелін

Aльбіт

Aнортит

Oртоклаз

Кварц

Нормативні мінерали

100,0

0,5

3,6

10,5

7,5

17,6

1,8

4,9

20,5

24,6

1,6

6,8

22196-1 290,0

100,0

0,4

3,6

9,0

9,6

22,5

2,2

31,0

18,2

2,7

0,9

100

0,6

4,0

7,0

8,0

14,5

0,5

1,0

3,6

44,5

14,7

1,6

85-34 257,8

100

0,7

4,6

7,5

6,9

11,3

1,4

2,8

2,9

34,8

24,4

2,6

86-58 264,5

100,0

0,4

3,5

4,1

6,5

12,0

2,2

4,5

2,3

46,2

13,3

5,1

100,0

0,6

4,3

8,1

0,9

1,7

5,3

12,5

13,9

18,1

14,5

20,2

100,0

0,5

4,0

7,8

5,2

6,3

5,0

7,8

10,7

24,5

17,2

11,0

100,0

0,4

3,5

8,8

3,2

6,3

6,6

14,3

1,9

41,5

11,5

2,0

87-45 02-157 02-159 02-163 270,0 344,4 346,0 347,6

Покрівля потоку

Базальти східного флангу трапового потоку (аркуш L-35-VI (Котовськ))

Таблиця 4. Нормативний склад базальтів Придністровської СФЗ, %

Плагіоклаз

Гіперстен

Олівін

40 100,0

0,5

4,0

7,2

6,8

11,7

0,9

2,0

3,4

37,1

19,5

7,0

Закінчення табл. 4

Нормативні мінерали

Базальти східного флангу трапового потоку (аркуш L-35-VI (Котовськ)) Кора вивітрювання базальтів 02-156 02-158 87-44 X 344,0 345,0 267,0 18 19 20 21

Базальти північно-західної частини трапового потоку (аркуш M-36-XXXIV (Могилів-Подільський)) 14801 85,4-86,0 22

14801 72,95-85,4 23

14772 72,8 24

14772 66,8 25

15,1

15,8

6,6

12,5

Oртоклаз

31,2

33,9

31,8

32,3

4,1

23,8

3,7

3,0

11,5

9,5

6,3

9,1

26,1

23,9

7,2

27,1

18,2

13,6

18,3

16,7

24,4

7,0

40,7

5,9

8,1

17,7

Корунд

1,5

2,6

3,1

2,4

6,2

Діопсид

2,7

8,0

11,6

Геденбергіт

1,3

4,9

13,3

5,4

6,3

12,4

8,0

18,1

21,2

9,9

2,2

0,2

7,1

1,6

5,6

Aнортит

Плагіоклаз

Кварц

Aльбіт

Феросиліт Форстерит Фаяліт

Олівін

Eнстатит

Гіперстен

Нефелін

0,1

5,5

0,2

8,1

Maгнетит

9,1

8,6

9,2

9,0

8,5

6,7

15,0

3,5

Гематит

5,5

7,0

9,4

7,3

Iльменіт

2,5

2,6

2,7

2,6

4,1

4,4

1,7

3,7

Aпатит Сума

0,2

0,1

0,4

0,6

0,3

0,4

100,0

П р и м і т к и: 02-202* – номер свердловини – проби; 364,0** – глибина в метрах; х – середнє значення.

проходила приблизно по державному кордону Молдови й України в межах аркуша М-35-ХХХІV (Могилів-Подільський). І в цьому разі придністровські трапові утворення на територію Подільського виступу УЩ не поширювалися. Пізніше, під час складення “Легенди державної геологічної карти України масштабу 1:200 000 Волино-Подільської серії аркушів” (1996 р.), границя між зазначеними вище СФЗ була дещо зміщена (вона вже проходила в північній частині сусіднього аркуша М-35-ХХХV (Вапнярка)), і в цьому разі на території Подільського виступу опинилася північно-західна частина трапового потоку, що й зумовило

необхідність виокремлення базальтів у складі різних за назвою стратиграфічних підрозділів двох СФЗ: кам’янської світи Південно-Західного схилу УЩ і віньковецьких верств грушкинської світи Центральної частини Подільського виступу. Ця недоречність щодо виділення двох самостійних стратонів у межах єдиного потоку платобазальтів простежується в двох виданих аркушах Держгеолкарти200. Так, у межах української північнозахідної частини цього потоку (аркуш М-35-ХХХІV (Могилів-Подільський)) трапи розглядаються у складі віньковецьких верств грушкинської світи [5], а в східній (аркуш L-36-I (Любашівка)) – у складі

8,2

0,5

7,0

0,4

Aпатит

100,0

0,2

Iльменіт

Сума

1,6

Гематит

12,0

1,1

14,4

100,0

0,4

2,9

9,8

0,3

4,5

1,1

25,1

6,1

2,6

25,1

17,4

17,0

5,0

1,0

36,2

100,0

0,1

4,1

6,5

1,0

30,5

0,1

5,1

8,7

22,0

14,0

7,9

100,0

1,1

2,0

3,7

5,9

5,1

5,8

5,6

1,2

1,3

28,5

31,0

8,7

100,0

0,5

3,1

9,4

3,9

11,8

3,5

11,9

24,5

24,9

4,4

2,1

ОлівіГлиноВерлінові земисті Толеїтові тові Пікрити базальгабробазальти габро ти долерити

Maгнетит

Фаяліт

Форстерит

Феросиліт

Eнстатит

Геденбергіт

Діопсид

Корунд

Нефелін

Aльбіт

Aнортит

Oртоклаз

Кварц

Нормативні мінерали

Західнобузький траповий комплекс

100,0

0,3

0,1

4,7

5,4

2,6

16,7

7,2

28,3

34,0

Дацити

Брестський Верхньоприп’ятський траповий траповий комплекс комплекс Низькотитанисті трапові утворення

100,0

1,4

6,8

10,2

2,1

14,8

0,5

3,8

21,0

27,9

7,8

3,7

100,0

0,6

4,9

10,0

5,4

11,4

4,4

10,6

23,4

19,0

5,2

5,0

100,0

0,7

5,0

8,2

5,1

11,9

2,4

6,5

19,4

30,5

4,2

6,0

100,0

0,5

4,7

1,8

11,8

9,4

7,9

21,4

25,2

5,6

11,8

100

0,6

4,5

10,4

2,5

5,6

5,2

13,4

30,3

18,9

5,8

2,9

100,0

0,4

4,8

9,3

6,0

12,8

1,3

3,2

25,1

26,2

5,5

5,2

100,0

0,6

4,8

10,5

3,5

10,2

2,6

8,5

23,9

5,3

6,4

ГаброРатай- Вишнідолерити Якушівчицька цька ВінькоСлуцька хотешівські світа, серія, вецькі світа Середнє ської верстви третя верхні верстви асоціації товща верстви

Титанисті трапові утворення

Біловезько-Подільський траповий комплекс

Таблиця 5. Середній нормативний склад трапових утворень Біловезько-Подільського вулканічного поля, %

Плагіоклаз

Гіперстен

Олівін

кам’янської світи [4], що є неприпустимим варіантом і засвідчує про необхідність упорядкування їх стратифікації для однозначного відображення нижньовендських трапових утворень на території проміжних аркушів, зокрема й в межах аркуша L-35-VI (Котовськ). Варто зазначити, що ще раніше, виділяючи сороцьку світу волинської серії, майже всі дослідники Молдавської плити зіставляли її з нижньогрушкинською підсвітою або бахтинськими верствами Поділля, а ефузиви кам’янської світи – з верхньогрушкинською підсвітою або віньковецькими верствами грушкинської світи

Подільського Придністров’я, зараховуючи зазначену серію до верхнього рифею (П. Д. Букатчук та ін. [1], Н. Ф. Сиродоєв та ін., 1987 р.) або до нижнього венду (Є. П. Крамських та ін., 1982 р., В. А. Шумлянський та ін. [12]). Для вдосконалення стратиграфічних основ проведення регіональних геологічних досліджень в Україні й складання “Держгеолкарти-200”, а в майбутньому і “Геолкарти-50”, В. Я. Веліканов запропонував нове районування нижньовендських утворень Волино-Подільської плити [2, 10], згідно з яким була виділена Придністровська (Дністровська) підзона По-

Рис. 11. Положення трапових утворень Придністровської СФЗ і Біловезько-Подільського вулканічного поля на діаграмі Al2O3/(Fe2O3+FeO+MgO) – SiO2 Умовні позначення див. на рис. 9

дільської СФЗ, у межах східної частини котрої в депресійній структурі локалізуються платобазальти, що є об’єктом досліджень цієї статті. Водночас для нижньовендських утворень цієї підзони також пропонується виділення єдиного стратону – грушкинської світи в складі бахтинських (теригенних) і віньковецьких (ефузивних) верств. Як справедливо відзначається в роботі [10], бахтинські верстви й сороцька світа та відповідно віньковецькі верстви й кам’янська світа – “по суті – це єдині підрозділи, їх самостійний стратиграфічний статус можна виправдати лише політикогеографічними причинами і більш ранньою появою в літературі молдавських стратонів”. А тому пропозиція дослід-

ників щодо необхідності впорядкувати стратифікацію трапів Придністров’я з виокремленням єдиного стратону в межах української частини вулканічного потоку – віньковецьких верств у складі грушкинської світи волинської серії – цілком справедлива. До речі, ця думка вже втілена в монографії [10], а модернізовані схеми стратиграфії вендських утворень недавно затвердило бюро НСК України [3]. У праці “Стратиграфічні схеми…” [11] відклади грушкинської світи за геологічними даними корелюються з утвореннями ратнівської й бабинської світ ВПП. Вважається, що нижня частина нижньовендських утворень у межах Подільського виступу не формувалася через його висо-

Рис. 12. Положення трапових утворень Придністровської СФЗ і Біловезько-Подільського вулканічного поля на діаграмі TiO2 – MgO Умовні позначення див. на рис. 9

ке стояння того часу. На підставі зазначеного й беручи до уваги їх петрохімічні особливості, трапи віньковецьких верств дослідники зіставляють з трапами ратнівської світи головного вулканічного поля, що входять до складу біловезько-подільського комплексу [2, 7, 8, 10]. Вивчення петрографічного складу й петрохімічних особливостей придністровських трапів, яке ми здійснили і про яке йшлося вище, показало логічність таких висновків, оскільки з базальтами біловезько-подільського трапового комплексу, що являють собою окрему, завершальну ланку еволюції ранньовендського трапового магматизму [8], вони

задовільно зіставляються за підвищеною титанистістю (>1,65 % TiO2). Водночас від останніх вони відрізняються загалом дещо нижчим умістом титану, специфікою лужності (належать до власне натрієвої серії, а не до калій-натрієвої), порівняно більшим умістом магнію й меншим кальцію, меншою загальною залізистістю порід та окисленістю заліза, наявністю нормативних мінералів: нефеліну й олівіну. За вказаними петрохімічними ознаками вони займають проміжне положення між низькотитанистими толеїтовими базальтами лучичівської світи, що є складовими верхньоприп’ятського трапового комплексу, і титанистими ба-

Рис. 13. Положення трапових утворень Придністровської СФЗ і Біловезько-Подільського вулканічного поля на діаграмі TiO2 – SiO2

1–2 – еволюційні тренди трапів (1 – Придністровської СФЗ; 2 – Біловезько-Подільського вулканічного поля). Інші умовні позначення див. на рис. 9

зальтами якушівських верств ратнівської світи, котрі входять до складу біловезько-подільського комплексу однойменного вулканічного поля. Вважається, що високотитанисті базальти мають глибинне походження – похідні сублітосферної мантії – й плюмову природу магматичних розплавів [8]. Висновки 1. Трапи Придністров’я виповнюють прирозломну трогову структуру в докембрійському кристалічному фундаменті, яка приурочена до південно-східного флангу Подільської тектонічної зони. Страти-

графічно трапи входять до складу віньковецьких верств грушкинської світи волинської серії. 2. Вивержені базальти мають асиметричну зональну будову: верхня (значно більша за потужністю) й нижня частини потоку представлені мигдалекам’яними, а центральна – афанітовими, іноді фанеритовими масивними базальтами. 3. За петрохімічними ознаками найбільш свіжі масивні базальти середньої частини розрізу потоку, який досліджено, належать до порід нормального ряду, а мигдалекам’яні базальти підошви й покрівлі – до порід сублужного й навіть лужного (наявний нор-

Рис. 14. Положення трапових утворень Придністровської СФЗ і Біловезько-Подільського вулканічного поля на діаграмі FeO – MgO Умовні позначення див. на рис. 9. Чорною лінією відображено еволюційний тренд трапових утворень

мативний нефелін) ряду, чітко вираженої натрієвої спеціалізації. Окремі фігуративні точки складу порід розміщуються в класифікаційному полі перехідних порід з ультраосновними – пікробазальтів. Підвищена лужність базальтів Придністров’я зумовлена їх постмагматичними гідротермально-метасоматичними змінами. 4. За хімізмом (насамперед за підвищеною титанистістю: >1,65 % TiO2) породи задовільно зіставляються з титанистими базальтами біловезько-подільського трапового комплексу головного вулканічного поля, які являють собою окрему, завершальну ланку еволюції ранньовендського

трапового магматизму, проте від останніх вони відрізняються загалом дещо нижчим умістом титану, специфікою лужності (належать власне до натрієвої серії, а не до калій-натрієвої), більшим умістом MgO (7,11–10,43 проти 4,56–6,41 %) та меншим кальцію, дещо меншою загальною залізистістю порід й окисленістю заліза, наявністю нормативних нефеліну й олівіну. За вказаними петрохімічними ознаками вулканіти займають проміжне положення між низькотитанистими толеїтовими базальтами лучичівської світи, що є складовими верхньоприп’ятського трапового комплексу, і титанистими базальтами яку-

Рис. 15. Положення трапових утворень Придністровської СФЗ і Біловезько-Подільського вулканічного поля на діаграмі AFM: 1–2 – еволюційні тренди трапів (1 – Придністровської СФЗ, 2 – Біловезько-Подільського вулканічного поля). Інші умовні позначення див. на рис. 9

шівських верств ратнівської світи, котрі входять до складу біловезько-подільського комплексу головного трапового поля. 5. Вважається, що перспективи виявлення мідного зруденіння промислового значення в титанистих базальтах низькі, оскільки до спеціалізованих на мідь належить малотитанистий верхньоприп’ятський траповий комплекс. 6. Виявлена недоречність щодо виділення в межах єдиного трапового потоку (в українській його частині) вивержених базальтів у складі двох самостійних стратиграфічних підрозділів волинської серії (віньковецьких верств грушкинської світи й кам’янської світи) засвідчує необхідність упорядкувати їх стратифікацію й виокремити єдиний стратон, а саме: віньковецькі верстви у складі грушкинської світи, що й запропоновано зробити в опублікованій оновленій стратиграфічній схемі [10]. ЛІТЕРАТУРА 1. Букатчук П. Д., Блюк И. В., Покатилов В. П. Геологическая карта Молдавской ССР масштаба 1:200 000. – Кишинев, 1989. – 273 с. 2. Великанов В. А. Структурно-палеотектоническое районирование территории Украины в венде//Геол. журнал. – 2010. – № 3. – С. 34–42. 3. Гожик П. Ф., Маслун Н. В. У Національному стратиграфічному комітеті України//Геол. журнал. – 2015. – № 2. – С. 103–104. 4. Державна геологічна карта України. М-б 1:200 000. Центральноукраїнська серія. Аркуш L-36-І (Любашівка)/Шварц Г. А., Філатова Л. С., Іванов А. І. та ін. – К.: Міністерство охорони навколишнього природного середовища України, Держгеолслужба, Причорномор. держ. регіон. геол. підприємство, 2007. – 144 с. 5. Державна геологічна карта України. М-б 1:200 000. Волино-Подільська серія. Аркуші M-35-XXVIII (Бар), M-35-XXXIV (МогилівПодільський)/Брацлавський П. Ф., Шевченко О. М., Кузьменко Л. Ф. та ін. – К.: Міністерство охорони навколишнього природного середовища України, Держгеолслужба, Український держ. геологорозв. інститут, 2008. – 206 с. 6. Мельничук В. Г., Косовський Я. О.,

Крещук П. П., Матеюк В. В. Нові стратони в міденосних вендських трапах Волині//Зб. наук. праць УкрДГРІ. – 2007. – № 4. – С. 26–37. 7. Мельничук В. Г. Біловезько-подільський траповий комплекс нижнього венду та його міденосність//Геол. журнал. – 2009 – № 4. – С. 59–68. 8. Мельничук В. Г. Геологія і міденосність нижньовендських трапових комплексів південно-західної частини Східноєвропейської платформи: Автореф. дис. ... д-ра геол. наук. – Київ, 2010. – 36 с. 9. Приходько В. Л. Перебудова структурного плану та етапи трапового вулканізму Волино-Поділля в пізньому протерозої: Автореф. дис. ... канд. геол. наук: 04.00.01 “Загальна та регіональна геологія”. – К., 2005. – 32 с. 10. Стратиграфія верхнього протерозою та фанерозою України. У 2 т. Т. 1. Стратиграфія верхнього протерозою, палеозою та мезозою України/Голов. ред. П. Ф. Гожик. – К.: ІГН НАН України, Логос, 2013. – 638 с. 11. Стратиграфические схемы фанерозоя и докембрия Украины/Отв. ред. Д. Ф. Володин. – Киев, 1993. 12. Шумлянский В. А., Дудар Т. В., Деревская Е. И. Хрустовская свита в разрезе верхнего протерозоя Северо-Западного Причерноморья//Докл. АН УССР. Сер. Б. – 1989. – 12. – С. 22–25. REFERENCES 1. Bukatchuk P. D., Bljuk I. V., Pokatilov V. P. Geological map of the Moldavian SSR, scale 1:200 000. – Kishinev, 1989. – 273 р. (In Russian). 2. Velikanov V. A. Structurally paleotectonic zoning of Ukraine in the Vend//Geol. zhurn. – 2010. – № 3. – Р. 34–42. (In Russian). 3. Hozhyk P. F., Maslun N. V. In the National Stratigraphic Committee of Ukraine//Heol. zhurn. – 2015. – № 2. – Р. 103–104. (In Ukrainian). 4. State geological map of Ukraine. Scale 1:200 000. Central Ukrainian series. Sheet L-36-I (Liubashivka)/[Shvarts H. A., Filatova L. S., Ivanov A. I. ta in.]. – Kyiv: Ministerstvo okhorony navkolyshnoho pryrodnoho seredovyshcha Ukrainy, Derzhheolsluzhba, Prychornomor. derzh. rehion. heol. pidpryiemstvo, 2007. – 144 р. (In Ukrainian). 5. State geological map of Ukraine. Scale 1:200 000. Volyn-Podilsky series. Sheets M-35XXVIII (Bar), M-35-XXXIV (Mohyliv-Podilsky/ [Bratslavskyi P. F., Shevchenko O. M., Kuzmenko L. F. ta in.]. – Kyiv: Ministerstvo okho-

rony navkolyshnogo pryrodnoho seredovyshcha Ukrainy, Derzhheolsluzhba, Ukrainskyi derzh. heolohorozv. instytut, 2008. – 206 р. (In Ukrainian). 6. Melnychuk V. H., Kosovskyi Ya. O., Kreshchuk P. P., Mateiuk V. V. New stratons in copper-bearing Vend traps of Volyn//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2007. – № 4. – Р. 26–37. (In Ukrainian). 7. Melnychuk V. H. Bialowieza-Podolsky trap complex of Early Vend and copper content in it//Heol. zhurn. – 2009. – № 4. – Р. 59–68. (In Ukrainian). 8. Melnychuk V. H. Geology and copper content of Early Vend trap complexes of south-western part of the East European platform: Avtoref. dys. na zdobuttia nauk. stupenia doktora heol. nauk. – Kyiv, 2010. – 36 р. (In Ukrainian). 9. Prykhodko V. L. Plan restructuring and stages of trap volcanism of Volyn-Podillya in the

Late Proterozoic: Avtoref. dys. na zdobuttia nauk. stupenia kand. heol. nauk: 04.00.01 “Zahalna ta rehionalna heolohiia”. – Kyiv, 2005. – 32 р. (In Ukrainian). 10. Stratigraphy of Upper Proterozoic and Phanerozoic of Ukraine. In 2 volumes. Vol. 1. Stratigraphy Upper Proterozoic, Paleozoic and Mesozoic of Ukraine/Holov. red. P. F. Hozhyk. – Kyiv: IHN NAN Ukrainy, Lohos, 2013. – 638 р. (In Ukrainian). 11. Stratigraphic schemes of the Phanerozoic and Precambrian Ukrainian/Otv. red. D. F. Volodin. – Kiev, 1993. (In Russian). 12. Shumljanskij V. A., Dudar T. V., Derevskaja E. I. Hrustovsk Stratum in the geological section of the Upper Proterozoic in North-Western Black Sea Region//Dokl. AN USSR. Ser. B. – 1989. – 12. – Р. 22–25. (In Russian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 22.06.2015.

Н. М. Костенко, д-р геол. наук, ведущий научный сотрудник (УкрГГРИ), Л. С. Арбузова, ведущий геолог, Е. М. Комбарова, геолог І категории, В. М. Аврамец, ведущий геолог, А. И. Иванов, ведущий геолог, Ф. В. Кобец, главный геолог (Причерноморское государственное региональное геологическое предприятие), Л. Н. Шутенко, научный сотрудник (УкрГГРИ) НИЖНЕВЕНДСКИЕ ТРАППЫ ПРИДНЕСТРОВЬЯ: ГЕОЛОГИЯ, ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ, КОРРЕЛЯЦИЯ В статье приведены результаты изучения нижневендских трапповых образований украинской части Приднестровья, которые выполняют приразломную троговую структуру в докембрийском кристаллическом фундаменте, приуроченную к юго-восточному флангу Подольской тектонической зоны. Показано, что афанитовые массивные базальты средней части разреза вулканического потока относятся к породам нормального ряда; повышенная щелочность миндалекаменных базальтов подошвы и кровли этого потока, в отдельных интервалах которых фиксируется нормативный нефелин, связана с их постмагматическими низкотемпературными гидротермально-метасоматическими изменениями. По повышенной титанистости (> 1,65 % TiO2) породы удовлетворительно сопоставляются с титанистыми базальтами беловежско-подольского траппового комплекса одноименного вулканического поля, представляющие собой отдельное, завершающее звено эволюции ранневендского траппового магматизма. В то же время от последних они отличаются несколько более низким содержанием титана, спецификой щелочности (принадлежат к чисто натриевой серии, а не к калий-натриевой), относительно большим содержанием магния и меньшим кальция, меньшей общей железистостью пород и окисленностью железа, наличием нормативных нефелина и оливина. В общем по указанным петрохимическим признакам изверженные породы занимают промежуточное положение между низкотитанистыми толеитовыми базальтами верхнеприпятского и титанистыми базальтами беловежскоподольского трапповых комплексов главного вулканического поля.

Поддерживается предложение исследователей о необходимости упорядочения стратификации траппов Приднестровья с выделением единого стратона в пределах украинской части вулканического потока – виньковецких слоев в составе грушкинской свиты волынской серии. Ключевые слова: Восточно-Европейская платформа, Приднестровье, нижневендские траппы, титанистые базальты, виньковецкие слои грушкинской свиты, волынская серия.

N. M. Kostenko, Dr. Geol. Sciences, Chief Researcher (Ukrainian State Geological Research Institute (UkrSGRI)), L. S. Arbuzova, Senior Geologist, E. M. Kombarova, Geologist I category, V. M. Avramets, Senior Geologist, A. I. Ivanov, Senior Geologist, F. V. Kobets, Chief Geologist (Black Sea state regional Geological Enterprise (Black Sea region GRGP)), L. N. Shutenko, Researcher (Ukrainian State Geological Research Institute (UkrSGRI)) LOWER VENDIAN TRAPS OF PRIDNESTROVIE: GEOLOGY, COMPOSITION, CORRELATION The results of the study of Lower Vendian trap formations of the Pridnestrovie Ukrainian part are presented in the article. The traps formed near-fault trough structure in the Precambrian crystalline basement that belongs to the south-eastern flank of Podolsk tectonic zone. It is shown that aphanic massive basalts from the middle part of the section of volcanic flow belong to the normal range of rocks. High alkalinity of basalt in bottom and top of the flow with normative nepheline in particular interval is related to their postmagmatic low-temperature hydrothermal-metasomatic alteration. Due to increased level of titanium dioxide (> 1,65 % TiO2) the aphanic massive basalt rocks can be well compared with the high-titanium basalts Bialowieza-Podolsk trap complex of the same name volcanic field that is a final stage of the evolution of Early Vendian trap magmatism. At the same time, they differ from the latter by the slightly lower titanium content, specificity of alkalinity (belonging to sodium series not to the potassium-sodium), a relatively high content of magnesium and less calcium, less total content of iron and iron oxidization, the presence of regulatory nepheline and olivine. According to petrochemical features the igneous rocks take an intermediate position between the low-titanium tholeiitic basalts of Verhn’oprypiat’sk complex and high-titanium basalts of Bialowieza-Podolsk trap complex of main volcanic field. Researchers support the proposal to identify Vinkovets stratum within Grushky suite of Volyn Series as a single stratigraphic unit within the Ukrainian part of the volcanic flow. Keywords: East European platform, Transnistria, Early Vendian traps, titanium basalts, Vinkovets stratum within Grushky suite, Volyn Series.

УДК 551.24:553.41(477.64)

О. А. Лисенко, канд. геол. наук, завідувач відділу Українського державного геологорозвідувального інституту, ukrdgri@ukrdgri.gov.ua, І. Є. Меркушин, канд. геол. наук, геолог (Виробничий кооператив “Геолог”), igor_mer@rambler.ru, О. Б. Бобров, д-р геол.-мінерал. наук, професор, володар титулу “Європейський геолог як Компетентна особа” (ліцензія № 1311), проректор з наукової роботи Приватного вищого навчального закладу “Інститут Тутковського”, al_bobrov@rambler.ru

МІНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФІЧНІ ОСОБЛИВОСТІ ПОРІД БЕРЕСТІВСЬКОЇ ЗЕЛЕНОКАМ’ЯНОЇ СТРУКТУРИ (ЗАХІДНЕ ПРИАЗОВ’Я) У цій статті продовжується публікація матеріалів, що характеризують Берестівську зеленокам’яну структуру (ЗС), яка була встановлена в результаті проведення геолого-прогнозного картування масштабу 1:50 000 (2003–2008 рр.) у районі відомої Сорокинської ЗС. У перших публікаціях [1, 6] було розглянуто геолого-структурну позицію Берестівської ЗС, охарактеризовано розріз зеленокам’яних утворень, висвітлено основні особливості найбільш вивченої Миколаївської ділянки, проаналізовано золотоносність зеленокам’яної структури та її облямування, визначено основні етапи і стадії рудоутворення, наведено опис рудних асоціацій. Ця публікація присвячена мінералого-петрографічній характеристиці породної асоціації Берестівської ЗС. У статті наведено стислий огляд з вивчення цього району та основні погляди на геолого-структурне положення смуги метаморфізованих вулканогенно-осадових порід, які наповнюють структуру. Зеленокам’яні породи попередніми дослідниками вважались збереженим від гранітизації реліктом суперкрустального субстрату фундаменту, за іншою точкою зору – залізисто-кварц-амфіболітовою товщею в складі темрюцької світи. Дослідженнями 2003–2008 рр., що проводилися в межах геолого-прогнозного картування масштабу 1:50 000 (ГПК-50), була доведена належність Берестівської ЗС до типових зеленокам’яних структур Середньопридніпровського і Приазовського мегаблоків УЩ. Породна асоціація Берестівської ЗС відповідає нижній парагенерації (КТ-1) метакоматіїт-толеїтової формації і, ймовірно, належить до ольжинської світи осипенкiвської серії, що дуже поширена в Сорокинській структурі [1]. У розрізі Берестівської ЗС об’єднуються різні за генезисом і ступенем метаморфізму та метасоматозу породні різновиди: метавулканіти, змінені плутонічні породи, метатуфолави, кристалокластичні туфолави, метатуфи та метатуфіти, кристалосланці, графітові кварцити, метасоматити. Породи, що беруть участь у будові Миколаївської ділянки Берестівської ЗС, зазнали різноманітних низько- та середньотемпературних гідротермальних змін: озалізнення, графітизації, окварцювання, сульфідизації, пропілітизації, які є характерними також і для суміжної Сорокинської ЗС. Ключові слова: Берестівська зеленокам’яна структура, петрографічні дослідження, мінеральний склад порід, структура, текстура, гідротермально-метасоматичні зміни.

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

Вступ Геологічні дослідження Західного Приазов’я, зокрема району Берестівcької ЗС, в яких брали участь різні наукові центри і геологічні підприємства, проводяться тривалий час. Роботи Є. Б. Глеваського та Г. Л. Кравченка [3–4, 10] внесли вагомий вклад у вивчення геології, металогенії, стратиграфії району, проведення структурно-тектонічних реконструкцій, оцінки золотоносності й прогнозування золотого зруденіння. Важливі дослідження з формаційного аналізу породних комплексів Приазов’я [5, 9] провів колектив дослідників Львівського національного університету. Структурно-парагенетичні дослідження виконував колектив науковців Київського національного університету під керівництвом проф. О. І. Лукієнка [8]. Смуга метаморфічних порід, яку ми зарахували до зеленокам’яних, завжди вважалася великим, збереженим від гранітизації реліктом суперкрустального субстрату фундаменту. Погляди на геологічну будову, структурне положення території, формаційну належність порід протягом часу майже не змінювались. У 1991–2000 рр. під час проведення на площі аркуша L-37-VII (Бердянськ) геологічного довивчення площі (ГДП-200) на північний схід від Сорокинської ЗС виконавці (В. Ф. Роздорожний та ін.) виділили Берестівську синклінальну структуру, яка складена метаморфічними утвореннями темрюцької світи верхнього архею. Амфіболіти й інші зеленокам’яні породи визначеної нами Берестівської ЗС В. Ф. Роздорожний та співавтори пов’язують із залізисто-кварцит-амфіболітовою товщею, яка займає середнє положення в складі темрюцької світи. Автори Державної геологічної карти України масштабу 1:200 000 аркуша L-37-VII (Бердянськ) підтримали ці погляди [2]. Геологічне вивчення цієї території було продовжено завдяки проведенню у 2003–2008 рр. геолого-прогнозного картування масштабу 1:50 000 (ГПК-50), яке спільно виконували КП “Кіровгеологія” та УкрДГРІ. Польовими дослідженнями

2004–2006 рр. на північний схід від Сорокинської ЗС у відслоненнях рр. Берда та Берестова визначені ареали розвитку зеленокам’яних порід, які згодом були об’єднані в межах єдиної зеленокам’яної структури – Берестівської [1]. Геологічними маршрутами корінні виходи зеленокам’яних порід зафіксовані у відслоненнях пригирлового відрізка (3–4 км) р. Берестова (фото 1) на її обох берегах, на лівобережжі р. Берда в районі с. Новосолдатського, та в нижній частині балки Глодової. Ця ділянка, де найповніше і найдетальніше вивчений розріз Берестівської ЗС, отримала назву “Миколаївська”. Зеленокам’яні породи розкриті так само профілями картувальних свердловин, зорієнтованих ухрест простягання структури, і трьома глибокими структурно-пошуковими свердловинами. Картувальні свердловини пробурені в районі сс. Миколаївки і Карла Маркса (рис. 1), один профіль картувальних свердловин – у 4,5 км на південний схід від с. Новосолдатського. Результати польових робіт були підтверджені даними лабораторно-аналітичних досліджень, зокрема петрографічними. Породне наповнення Берестівської структури складають утворення ольжинської світи (рис. 2), про що свідчить набір основних типів порід і структурно-текстурні їх особливості [1]. Типовими представниками є різноманітні метабазити та метаультрабазити. Судячи з характеру реліктових мікроструктур, Берестівська структура складена амфіболітами по метабазальтах (близько 85–95 % об’єму розрізу) та метагаброїдах (метагабро, метагабро-діабази), з прошарками меланократових амфіболітів, ультраосновних порід типу актинолітитів (по плутонічних метапіроксенітах і подібних за складом лавах), олівін-серпентин-хлоритових порід (метаперидотитів лавового та абісального фаціальних типів). Породна асоціація Берестівської структури, враховуючи видову належність і структурно-текстурні особливості

її породних параґенезів порівняно з типовими структурами зеленокам’яного типу Середнього Придніпров’я й Приазов’я, з високою часткою вірогідності може бути зарахована до нижньої парагенерації (КТ-1) метакоматіїт-толеїтової формації. Така асоціація відповідає ольжинській світі осипенківської серії в Сорокинській структурі та косівцевській і новогурівській товщам відповідно в Косівцевській і Новогурівській структурах [1]. Нижче надається стисла характеристика порід, які визначені й вивчені в межах Берестівської ЗС. Петрографічна характеристика розрізу Берестівської структури Найпоширенішими представниками зеленокам’яного розрізу є амфіболіти, які чітко поділяються на два типи. Перший тип розвинений по метавулканітах (метабазальтах), другий тип утворився завдяки плутонічним породам (метагабро, метадіабазів). У зв’язку з цим амфіболіти розрізняються

як за структурно-текстурними особливостями, так і за мінеральним складом. Амфіболіти дрібно- і дрібно-середньозернисті по масивних і порфірових метабазальтах. Структура порід гранонематобластова, гетеробластова, з елементами бластопорфірової. Текстура паралельна, тонкосмугаста, лінзоподібносмугаста (фото 2). Порода складена агрегатом чітко (часто паралельно) зорієнтованих призм рогової обманки й зерен плагіоклазу. На тлі відносно дрібнозернистої (0,1–1,0 мм) маси простежуються відносно крупні (1–4 мм) призматичні кристали та лінзоподібні відокремлення призм рогової обманки, котрі нагадують релікти порфірових виділень. У породі спостерігається чергування нечітко обмежених смуг меланократових (рогова обманка від 70 та > 70 %) потужністю 0,5–0,7 мм і лейкократових потужністю від 0,5 до 2 мм (рогова обманка ~ 30 % ). Усередині смуг інколи спостерігається ще тонкіше розчленування.

Фото 1. Відслонення зеленокам’яного породного комплексу Берестівської структури на правому березі р. Берестова

Мінеральний склад метабазальтів за петрографічними дослідженнями. Рогова обманка в кількості 40–55 % від загального об’єму породи (фото 3) представлена призмами та зернами розміром 0,2–1,0, рідше 1,5 мм яскраво зеленого кольору, які інколи вміщують пойкілобластичні вростання дрібних зерен кварцу та плагіоклазу й характеризуються високим показником заломлення: Ng – 1,670–1,706; Np – 1,654–1,660; cNg – 16–24. Плагіоклаз сягає 40–45 % об’єму породи. Розмір зерен 0,2–1,0 мм, форма ізометрична з полігональними обмеженнями, рідше спостерігаються субтаблитчасті зерна. Плагіоклаз представлений, в основному, андезином № 32–50 (Ng – 1,552–1,554; Np – 1,546–1,554), часто деанортитизований до альбіту, серицитизований, сосюритизований. Кварц становить 1–7 % об’єму метабазальтів, іноді до 15 % у гідротер-

мально-метасоматично змінених різновидах. Біотит займає до 7 % і спостерігається в одиничних шліфах. У вигляді дрібних украплень розміром 0,03–0,35 мм присутній магнетит (< 1–3 %), апатит (< 1–3 %), сфен (< 1–2 %), іноді лейкоксенізований. У змінених різновидах з’являється кліноцоїзит до 3–7 %, хлорит до 5 %, преніт, серицит. Амфіболіти перетинаються також тонкими (0,1–0,35 мм) епідотовими, хлорит-епідотовими прожилками з невеликою кількістю кварцу й лужного польового шпату. Вторинні зміни, як правило, проявлені в заміщенні плагіоклазу альбітом. Останній, у свою чергу, заміщується серицитом. Після цього у відносній віковій послідовності проявлені ознаки пропілітизації, що виражені у формуванні епідот-хлориткварц-альбіт-калішпатових прожилків.

Рис. 1. Схематична геологічна карта Миколаївської ділянки 1 – метасоматити польовошпат-кварцові, кварцові; ультраметаморфічні та інтрузивно-магматичні комплекси: 2 – салтичанський, 3 – шевченківський, 4 – сорокинський, 5 – ремівський; супракрустальні стратифіковані підрозділи: 6 – темрюцька світа, 7 – ольжинська світа – метабазальти, амфіболіти, 8 – ольжинська світа – метакоматіїти; 9 – каїнкулацька товща; 10 – розривні порушення за геологічними даними (а – визначені; б – імовірні); 11 – розривні порушення, визначені за геофізичними даними; 12 – золотоперспективні зони; 13 – прояви золота; 14 – прояв графіту; 15 – прояв вермикуліту; 16 – золотоносні кварцові жили; 17 – опорний розріз по лінії Д 1–Д 5; 18 – профілі картувальних свердловин; 19 – похилі оцінювальні свердловини

Незважаючи на прояв зазначених вище вторинних змін і розсланцювання, метабазальти, однак, зберігають свої первинні (синвулканічні) текстурні особливості. Так,

у відслоненнях метабазальтів наявні релікти зон потоків з окремістю, що нагадує подушково-кульові текстури, й реліктовою полігональною (стовпчастою) окремістю.

Рис. 2. Фрагмент розрізу Берестівської структури, розкритий сверд. 64. Миколаївська ділянка 1 – суглинки та алеврити; 2 – піски; 3 – салтичанський комплекс, граніти: а) пегматоїдні, б) аплітопегматоїдні, в) лейкократові, г) біотитові; 4 – польовошпат-кварцові породи; 5 – метасоматити графітовмісні; 6 – плагіограніти шевченківського комплексу; 7 – ольжинська світа: а) метабазальти, б) амфіболіти, в) тремоліт-актинолітові породи; 8 – катаклазити

Фото 2. Тонкосмугастий метабазальт Берестівської структури. Відслонення № 120. Правий борт р. Берестова

Нерівномірно-зернисті, лінзоподібносмугасті амфіболіти (метагабро, метадіабази) (фото 4) також складаються з рогової обманки й плагіоклазу. Однак, рогова обманка характеризується нижчим світлоза-

ломленням і світлішим, зеленим з буруватим забарвленням. Плагіоклаз представлений, головним чином, лабрадором. На ділянках у породах можна спостерігати релікти офітової й габро-діабазової структур.

Фото 3. Амфіболіт по базальту, біотитизований. Миколаївська ділянка, відслонення № 119. Шліф, зб. ×40. А – ніколі ІІ, Б – ніколі +

Макроскопічно амфіболіти – це сірі й темно-сірі, дрібно-середньозернисті або середньозернисті породи, які складаються з овальних паралельно зорієнтованих темних, майже чорних лінз амфіболу та дрібнозернистої світло-сірої суттєво плагіоклазової маси, що їх зв’язує. У шліфах структура порід гетеробластова до бластопорфіроподібної, гломеробластова, гранонематобластова. Текстура – лінзоподібнопаралельна й лінзоподібно-смугаста. Порода складається з паралельно зорієнтованих овальних, ізометричних і лінзоподібних (від l до 6 мм, h – 1–2 мм) скупчень відносно крупних (1–4 мм) призм амфіболу, проміжки між якими виповнені дрібнозернистим (0,2–0,8 мм) лейкократовим амфібол-плагіоклазовим матеріалом. Лейкократовий матеріал складає тонкі (1–2,5 мм) вигнуті смуги й лінзи, які розпадаються іноді на тонкі, різноманітно

зорієнтовані смужки, які оточують амфіболові лінзи й, можливо, представляють собою релікти плагіоклазових лейст, що оточують зерна фемічних мінералів. Структура породи в цьому разі можливо бластоофітова, а в більш крупнозернистих відмінах – габро-діабазова. Мінеральний склад метагаброїдів. Амфібол становить 40–62 % об’єму породи, представлений світло-забарвленою бурувато-зеленою роговою обманкою, що утворює відносно крупні (0,5–3,5 мм, рідше до 4 мм) призматичні кристали в лінзоподібних уособленнях і смугах, а також дрібнозернисті (0,05–0,5 мм) зерна в лейкократових смугах, характеризується низьким світлозаломленням: Ng – 1,660–1,663; Np – 1,640–1,647; cNg – 15–25. Плагіоклаз розвинений у кількості 30–46 %. Зерна ізометричні з полігональними обмеженнями, розмір 0,2–1 мм. Представлені частіше лабрадором № 63–67,

Фото 4. Метагабро з лінзоподібно-смугастою текстурою. Берестівська структура. Відслонення № 121. Правий борт р. Берестова

рідше андезином № 35–50. Світлозаломлення по осях Ng – 1,658–1,570 і Np – 1,560–1,562. Іноді плагіоклаз плямисто сосюритизований, серицитизований, а в окремих випадках – пренітизований. У невеликій кількості постійно присутні вкраплення магнетиту < 1– 4 % розміром 0,02–0,2 мм, апатиту < 1–3 %, сфену < 2 мм, часто лейкоксенізованого. Кварц присутній лише в окремих шліфах (до 1–3 %), частіше утворює прожилки. Дуже рідко спостерігається біотит. В одному із шліфів у породі спостерігається моноклінний піроксен (~ 2 %), який утворює призматичні зерна в лейкократовому, суттєво плагіоклазовому агрегаті, а також пойкілобластичні вростки в плагіоклазі й роговій обманці. Спостерігаються також релікти піроксену, які містяться в амфіболі. У змінених відмінах присутній епідот, хлорит, сосюрит, преніт, серицит, рідше карбонат. Актиноліт-тремолітові породи (метаультрамафіти) – цілком складені амфіболом, який утворює паралельно зорієнтовані призми розміром 0,2–1,0 мм. Мінерал світлозабарвлений, у шліфі майже безколірний, здвійникований, інколи з полісинтетичними двійниками. Світлозаломлення по осях Ng – 1,647 і Np – 1,626. За оптичними константами вміщує 73 % тремолітового компонента (Ca2Mg5(Si8O22)(OH)2) і 27 % актинолітової складової (Ca2Fe+25(Si8O22)(OH)2). Метатуфолави представляють собою кварцумісні метабазити з гранобластовою структурою й паралельно-смугастою текстурою, що виражена чергуванням відносно меланократових смуг і лінз (уміст амфіболу – 60–65 %) потужністю 1,5–4 мм і відносно лейкократових смуг (уміст амфіболу 10–30 %) (фото 5А). У породі спостерігаються лінзоподібні (довжина – 3,5 мм, ширина – 0,5 мм) відокремлення кварцу, які групуються в переривчасті лінзоподібні смужки. Мінеральний склад. Рогова обманка є головним мінералом – 45–49 % об’єму породи. Зерна зеленого кольору, призматичні, паралельно зорієнтовані, розміром 0,2–1,2 мм. Іноді вони вміщують рясні пойкілобластичні вростки плагіоклазу. У лейко-

кратових смугах спостерігається зелена рогова обманка – 40 % (сNg ~ 17°). В окремих ділянках з’являється безколірний амфібол (~ 5 %), який утворює зовнішні зони по периферії кристалів зеленої рогової обманки, або самостійні індивідуалізовані кристали й зростки (сNg ~ 20°). Плагіоклаз (40 %) – зерна розміром 0,2–1,0 мм з полігональними обмеженнями, рідше субтаблитчасті, представлені лабрадором (№ 50–55) або основним андезином (№ 45–47). У плагіоклазі місцями спостерігається пряма зональність. На окремих ділянках зерен мінералу розвинена незначна серицитизація. Кварц присутній у кількості 7 % у вигляді дрібних зерен (0,05–0,2 мм) в агрегаті з плагіоклазом, а також утворює тонкі видовжено-лінзоподібні уособлення – до 3,5 мм по довгій осі. Апатит (< 1 %) присутній у вигляді вкраплень ізометричних зерен розміром 0,01–0,05 мм. Рудні мінерали (3 %) представлені дрібними вкрапленнями магнетиту (0,03–0,2 мм) і невеликими ксенобластичними агрегатами в асоціації з амфіболом. Кількість кліноцоїзиту < 1 %. Кристалокластичні туфолави основного складу. Макроскопічно – це сіра дрібно-середньозерниста порода, яка складається з овальних паралельно зорієнтованих скупчень кристалів амфіболу у відносно дрібнозернистій масі. Структура породи загалом гетеробластова, порфірова; лейкократова основна маса – гранонематобластова, дрібнозерниста. Текстура паралельна. Порода складається із субпаралельно зорієнтованих овальних, ізометричних і лінзоподібних сполучень кристалів амфіболу розміром 2×6 мм, що занурені у більш дрібнозернисту (0,3–0,8 мм) масу амфібол-плагіоклазового складу. Останній складає смуги потужністю до 4 мм. Амфібол, очевидно, псевдоморфно заміщує первинний піроксен. Мінеральний склад породи. Плагіоклаз досягає 45 % об’єму породи. Він представлений дрібними (0,3–0,8 мм) зернами з полігональними обмеженнями. Світлозаломлення по осях Ng – 1,561 і Nр – 1,553. Представлений основним андези-

ном до лабрадору (№ 45–50), у крайових зонах до № 45. В окремих ділянках плагіоклаз сосюритизований, а іноді повністю псевдоморфно заміщений агрегатами преніту. Амфібол (рогова обманка) становить до 53 % об’єму породи і представлений світлими, бурувато-зеленими виділеннями розміром 0,3–2,5 мм. Світлозаломлення по осях Ng – 1,662 і Nр – 1,647. Апатит присутній у кількості 1–2 %, зерна

ізометричні розміром 0,03–0,2 мм. Магнетит – у незначній кількості від < 1 до 1 % у вигляді вкраплень в амфіболі розміром 0,01–0,1 мм. Вторинний мінерал: преніт, який розвивається по плагіоклазу. Метатуфи та метатуфіти основного-середнього складу представлені значною групою порід, що діагностуються в шліфах як різноманітні кристалічні сланці (фото 5Б).

Б Фото 5. Реліктова паралельно-смугаста текстура в метабазитах Берестівської структури. Відслонення правого борту р. Берестова. А – метатуфолави, Б – метатуфіти

Перехідною ланкою до метабазальтів виступають породи гранат-піроксен-амфіболового складу. Тут, в одній половині шліфа № 577/5 порода являє собою амфіболіт (метабазальт), який уміщує вкраплення гранату й релікти клінопіроксену, що входить до складу амфіболу. У другій половині шліфа темноколірні мінерали представлені моноклінним піроксеном, що міститься в тісному зростанні з роговою обманкою, яка кородує й заміщує його. Мінеральний склад порід. Плагіоклаз становить близько 50 % об’єму породи і представлений лабрадором № 50. Складає ізометричні й субтаблитчасті зерна розміром 0,2–0,4 мм. Рогова обманка сягає 26 % об’єму, зеленого кольору. Утворює зерна й призми розміром 0,2–0,5 мм. Моноклінний піроксен присутній у кількості до 10 % у вигляді ізометричних, іноді скелетних зерен від 0,2 до 0,5 мм. Гранат у породі – до 5 %. Зерна ксенобластичні, скелетні й ситоподібні; розмір 0,2–1,0 мм. Кварц (близько 5 %) спостерігається в згідному прожилку потужністю до 0,8 мм. Рудні мінерали в кількості 3 % розвинені в прожилках та у вигляді вкраплень розміром 0,3–0,5 мм. Апатит і карбонат – у дрібних виділеннях (0,1–0,2 мм) у кількості < 1 %. Гранат-клінопіроксен-плагіоклазові кристалосланці складені смугами, що чергуються, потужністю від 1 до 4 мм. У смужках спостерігаються згідні прошарки або прожилки кварцу. На границі з кварцом кристалосланець перекристалізований з утворенням великих (2–8 мм) субтаблитчастих порфіробластів плагіоклазу. Порфіробласти вміщують пойкілобластичні вростки моноклінного піроксену, гранату й сфену. Загальний мінеральний склад породи (у %): плагіоклаз – 50, моноклінний піроксен – 7, кварц – 30, рогова обманка – 3–5, гранат – 3–4, сфен – 3, апатит – близько 3, рудні мінерали – 2. Клінопіроксен-епідот-плагіоклазові кристалосланці – сірі, дрібнозернисті, щільні, неясногнейсуваті породи. Cтруктура породи гранобластова до нематогранобластової, текстура паралель-

на. Розмір зерен окремих мінералів становить 0,2–0,8 мм. Мінеральний склад. Плагіоклаз складає 45 % породи, представлений різновидами від бітовніту до анортиту № 87–95. Моноклінного піроксену в породі – до 15 %. Він представлений призмами світлозеленого кольору, світлозаломлення по осях Ng ~ 1,73 і Np ~ 1,71. Рогова обманка присутня в кількості 20–30 %, утворює зелені призми, які проростають піроксен. Обидва мінерали одночасно просікаються епідотом. Кількість біотиту сягає 5 %, він утворює видовжені луски бурого кольору, які розміщуються паралельно й заміщують усі темноколірні мінерали породи. Епідот накладений, представлений ксенобластичними зернами обсягом до 22 % від об’єму породи. Акцесорні представлені сфеном (2 %), апатитом (< 1 %); рудні мінерали – магнетитом – 1 %. Біотит-плагіоклазові, біотит-епідотові, часто гранатумісні кристалосланці – бурувато-сірі, світло-сірі або зеленкувато-сірі, дрібнозернисті, сланцюваті, тонкосмугасті або плойчасті породи. Звичайно ці утворення інтенсивно змінені – біотит майже цілком хлоритизований, а плагіоклаз майже повністю заміщений серицитом. Породи характеризуються неоднорідним складом, який змінюється від біотит-плагіоклазового до біотит-епідот-плагіоклазового з гранатом, а інколи з графітом. У деяких випадках у породі з’являється кварц від 10 до 32 %. Мінеральний склад. Плагіоклаз найчастіше складає 29–35 % об’єму породи, а в біотит-плагіоклазовому кристалосланці – до 64 %. Він представлений олігоклазом, іноді деанортитизованим до альбіту або повністю серицитизованим. Біотит становить 10–25 % об’єму породи, а в біотит-плагіоклазовому кристалосланці – до 35 %. Як правило, він цілком заміщений світло-зеленим хлоритом. Кліноцоїзит (епідот) присутній у кількості від 0 до 23 %. Вторинні мінерали представлені (у %): гранат – 0–5, кварц від 0 до 32, апатит до 1. Рудні мінерали – від 1 до 5 %, лейкоксену – до 2 %.

Описані вище біотит-епідот-плагіоклазові гранат- і графітумісні кристалосланці є перехідними відмінами до графітових і гранат-графітових кварцитів. Графітові кварцити – темно-сірі до чорних, щільні дрібнозернисті породи з неясносланцюватою текстурою. По тріщинах часто розвинені дзеркала ковзання (фото 6). У шліфах структура породи гранобластова, текстура – паралельна, сланцювата, інколи плойчаста. Порода складена, в основному, агрегатом зерен кварцу, в якому присутні паралельно зорієнтовані луски графіту, що розміщуються як на стиках зерен кварцу, так і містяться в ньому. Луски графіту часто збагачують окремі прошарки й смуги. До смуг, збагачених графітом, приурочені вкраплення гранату. У цих самих смугах присутня мала кількість гідрослюдистих псевдоморфоз по плагіоклазу. Мінеральний склад. Кварц складає 82–85 % об’єму породи і представлений овальними й лінзоподібними зернами розміром 0,2–3,0 мм. Графіту в породі – 10– 14 %. Він утворює тонкі, звивисті луски розміром 0,02–0,8 мм. Гранату – від 0 до 3 %. Його ізометричні зерна розміром 0,8–0,6 мм часто переповнені вкрапленнями кварцу. Відзначається плагіоклаз (0–2 %) у вигляді окремих зерен (0,1–0,3 мм) у кварцовому агрегаті, іноді вони повністю заміщені гідрослюдами. Хлорит і серицит (0–2 %) спостерігаються в невеличких скупченнях. Апатиту – < 1 %, рудних мінералів також – < 1 %. Графіт так само іноді спостерігається в продукті вивітрювання гідрослюдистографіт-опалової породи в кількості до 30 %. Гідротермально-метасоматичні перетворення порід Описаний породний комплекс Берестівської ЗС зазнав значних гідротермально-метасоматичних змін. Зокрема, в метабазитах вони проявлені у вигляді деанортитизації й сосюритизації плагіоклазу, пренітизації. З пренітизацією часто пов’язана й поява епідоту, хоча в окремих ви-

падках епідот є метаморфогенним. Утворення означеного мінерального комплексу (епідот, альбіт, преніт) характеризує такий процес, як пропілітизація. У шліфах спостерігаються: – суттєво хлоритові метасоматити (епідот-кварц-хлоритові, лейкоксен-хлоритові); – суттєво епідотові або кліноцоїзитові метасоматити (хлорит-кварц-кліноцоїзитові, хлорит-кліноцоїзит-кварцові, хлорит-епідотові). Комплекс співіснуючих мінералів дає можливість зараховувати їх до низькотемпературного хлорит-епідотового ступеня пропілітової формації гідротермально-метасоматичних порід [7]. Окрім цих пропілітів, описані метасоматити з асоціацією хлориту, епідоту, лужних польових шпатів: альбіту й калієвих польових шпатів (хлорит-польовошпат-епідотова асоціація). За комплексом мінералів вони зараховані до польовошпат-хлоритових пропілітів [7]. Суттєво хлоритові метасоматити – зеленкувато-сірі, майже чорні, сланцюваті породи, характеризуються гранолепідобластовою або мікролепідобластовою й псевдоморфною структурами, паралельною текстурою. Вони складені тонколускуватим агрегатом світло-зеленого хлориту, який утворює псевдоморфози розміром 0,2–0,3 мм по зернах мінералів,

Фото 6. Дзеркало ковзання в графітовому кварциті

релікти яких не збереглися. Крім того, тонколускуватий (0,02–0,05 мм) хлорит псевдоморфно розвивається по лусочках біотиту, кількість якого в породі становить 25 %. На дифрактограмі спостерігаються лише дуже невеличкі піки біотиту й плагіоклазу. Рентгенометрично хлорит визначений як лехтенбергіт (Lenchtenbergyte) Mg4.7Mn0.5Fe+30.7Al1.15(Al1.9Si2.7)O10(OH)8. Іноді хлорит утворює дві генерації: 1 – відносно крупні (0,2–2 мм) світло-зелені луски, оптично від’ємні з l +, які розвинені псевдоморфно по темноколірних мінералах; 2 – найтонші 0,01–0,02 мм луски світло-зеленого кольору, що утворюють променисті, черв’якоподібні та брунькоподібні агрегати, часто вкраплені у кварці (l –, 2V+). Мінеральний склад (у %): хлорит – 68– 90, епідот – 0–7, сфен (або лейкоксен) – 3–7, польові шпати <1–2, апатит – 0–3, кварц – 0–17 утворює прожилки й виділення ксенобластичних зерен. Суттєво епідотові метасоматити – щільні дрібнозернисті, зеленкувато-сірі, плямисто забарвлені породи. Породи характеризуються різноманітними структурами: гіпідіобластовою й пойкілобластовою, нематобластовою та бластомілонітовою. Текстура масивна або неоднорідна плямисто-смугаста, а іноді прожилкова. Мінеральний склад. Епідот (кліноцоїзит) присутній в кількості 30–80 % від об’єму породи, утворює безладно зорієнтовані призми, які плямисто або смужками розміщені в породі, розмір виділень від 0,1 до 2 мм. Хлорит складає 9–20 % породи, представлений тонкими світло-зеленими лусочками (0,003–0,03 мм), які утворюють променисті, сферолітові, оксиолітові й черв’якоподібні агрегати, часто у вигляді мономінеральних уособлень або виділень між гранулами епідоту. Кварц розвинений нерівномірно (від 7 до 49 %) і в шліфах спостерігається у вигляді ксенобластичних зерен розміром 0,01–2 мм з пойкілобластичними вростками лужного польового шпату, хлориту, епідоту, сфену. Сфен трапляється в кількості 0–3 %, розмір ви-

ділень 0,02–0,1 мм. Лужні польові шпати представлені альбітом і калішпатом, найчастіше у вигляді вкраплень у кварці. Епідот-хлорит-польовошпатові та хлорит-польовошпат-кварцові метасоматити Макроскопічно – це зеленкувато-бурі, бурувато-зелені й сіро-зелені, плямисто забарвлені, дрібнозернисті, масивні або смугасті породи, характеризуються гетеробластовою, пойкілобластовою, іноді пертитовою й симплектитовою структурами, текстура – паралельна, смугаста або плямисто-смугаста. Мінеральний склад. Кварц – 10–50 %, який утворює ізометричні й видовжені, хвилясто згасаючі зерна, що кородують польові шпати й містять їх пойкілобластично. В одному зі шліфів по рясних украпленнях у кварці помітні “тіні” заміщених лужних польових шпатів. Кварц є найпізнішим мінералом, іноді утворює прожилки. Лужних польових шпатів у породі – 32–45 %. Співвідношення альбіту до мікрокліну від 2:1 до 1:3. Лужні польові шпати утворюють таблички й зерна (звичайно вкраплені у кварці), часто в зростанні, а іноді пертит-антипертитові проростання. Калієвий польовий шпат представлений мікрокліном, можливо трапляється адуляр. Розмір зерен польових шпатів 0,5–3,5 мм. Хлорит (10–30 %) розвинений у вигляді видовжених, світло-зелених лусочок розміром 0,15–1,5 мм. Часто трапляються скупчення й компактні уособлення найтонших (0,01–0,03 мм) лусочок і волокон, які утворюють сферолітові, оксиолітові променисті й черв’якоподібні агрегати. Епідот у кількості від 3 до 20 % спостерігається у вигляді плямисто забарвлених від безколірних до буро-зелених призм і зерен розміром 0,1–0,5 мм. Серед акцесорних – сфен (0–4 %), апатит (< 1–2 %). Породи, які беруть участь у будові Миколаївської ділянки, зазнали різноманітних гідротермальних змін. Найбільше просторове поширення мають інтенсивно проявлені низько- та середньотемпературні процеси: озалізнення, графітизація, окварцювання, сульфідизація, пропілітизація. Ці процеси

є подібними до тих, що широко розвинені в межах суміжної Сорокинської ЗС. Під терміном “озалізнення” ми розуміємо розвиток оксидів і гідрооксидів заліза: лімоніту, гематиту, гетиту. Особливо широко цей процес проявлений у межах Глодівського й Успенівського розломів, охоплює також їх оперяючі порушення. Озалізнення виражається в псевдоморфному заміщенні первинних темноколірних мінералів лімонітом і гетитом у зоні окислення (Успенівській розлом), а також у розвитку гематиту й гетиту вздовж тріщин. Потужність окремих зон, які майже повністю складені мінералами заліза, змінюється від 15–25 см до 1 м. Гетит і гематит, як правило, трапляються спільно. Перший у вигляді коломорфних агрегатів, а другий утворює дрібні вкраплення, дрібнозернисті агрегати й прожилки. Поширеним у межах ділянки є процес графітизації. Численними спостереженнями визначено, що графіт має гідротермальне походження і наскрізний характер. Графітова мінералізація накладена на зеленокам’яні породи, гранітоїди, що їх ін’єкують, а також на плагіомігматити, які облямовують Берестівську структуру. Кількість графіту змінюється в широкому діапазоні від перших до 10–15 об. %, а на окремих ділянках сягає 30 об. %. Форма виділень мінералу: дрібні лусочки, розетки, лускуваті агрегати, які зорієнтовані вздовж сланцюватості. Рідше спостерігаються окремі крупні луски. Майже всі породи Берестівської структури тою чи іншою мірою охоплені процесами окварцювання й сульфідизації. На Миколаївській ділянці спостерігаються два типи окварцювання: об’ємне (по масі породи) та прожилкове. Об’ємне окварцювання відбувається заміщенням породоутворювальних мінералів дрібнозернистим новоутвореним кварцом (до 15 об. %), який “насичує” породи або формує окремі гніздоподібні скупчення вздовж сланцюватості. Прожилкове окварцювання проявлено у вигляді просічок, прожилків, лінзоподібних уособлень і жил. Потужність останніх у деяких випадках становить декілька метрів. Жили й

жильні зони спостерігаються у відслоненнях, де вони проявлені у вигляді гривок, а так само у свердловинних перетинах. Найпотужніші кварцові жили субширотного простягання виявлені в зонах Успенівського та Глодівського розломів. З окварцюванням на ділянці просторово пов’язана сульфідизація. На ділянках розвитку сульфідної мінералізації кількість сульфідів, як правило, не перевищує перших відсотків і дуже рідко сягає 35 %. При цьому серед рудних мінералів переважають пірит, піротин, халькопірит. Висновки Комплексними геологічними дослідженнями, зокрема петрографічними, проведеними під час геолого-прогнозного картування масштабу 1:50 000 (ГПК-50), засвідчено належність породної асоціації Берестівської структури до типових зеленокам’яних комплексів Середньопридніпровського і Приазовського мегаблоків УЩ, розвинених у межах відомих ЗС цих геологічних територій. Типовими представниками розрізу Берестівської ЗС є різноманітні метабазити та метаультрабазити. Значно переважають амфіболіти по метабазальтах (близько 85–95 % об’єму розрізу) та метагаброїди. За низкою параметрів породна асоціація Берестівської ЗС відповідає нижній парагенерації (КТ-1) метакоматіїт-толеїтової формації і може бути зарахована до ольжинської світи осипенківської серії, що дуже поширена в Сорокинській структурі й складає нижній рівень її розрізу [1]. Породна асоціація Берестівської ЗС об’єднує різні за генезисом і ступенем метаморфічних і метасоматичних перетворень породні різновиди: метавулканіти (метабазальти), змінені плутонічні породи (метагабро, метадіабази), метаультрамафіти, метатуфолави, кристалокластичні туфолави основного складу, метатуфи та метатуфіти основного-середнього складу, кристалосланці, графітові кварцити, метасоматити хлоритові, епідотові, кліноцоїзитові. Породи, що беруть участь у будові Миколаївської ділянки, зазнали різнома-

нітних гідротермальних змін. Серед них інтенсивно проявлені низько- та середньотемпературні процеси: озалізнення, графітизація, окварцювання, сульфідизація, пропілітизація, які є характерними і для суміжної Сорокинської ЗС. ЛІТЕРАТУРА 1. Бобров О. Б., Лисенко О. А., Меркушин І. Є., Сватков О. М., Тупікова Н. Б. Берестівська структура – новий зеленокам’яний об’єкт в Західному Приазов’ї//Зб. наук. праць УкрДГРІ. – 2012. – № 2. – С. 10–28. 2. Бородиня Б. В., Князькова І. Л., Єсипчук К. Ю. та ін. Державна геологічна карта України масштабу 1:200 000, Центральноукраїнська серія, аркуш L-37-VII (Бердянськ). Пояснювальна записка. – К.: Державна геологічна служба, КП “Південукргеологія”, Приазовська КГП, 2004. – 138 с. 3. Глевасский Е. Б. Вопросы геологии и металлогении докембрия Приазовского блока//Литологические реконструкции метаморфизованных комплексов Украинского щита и их использование при стратиграфических и металлогенических корреляциях. – К., 1981. – С. 28–44 (Препр./АН Украины. Институт геохимии и физики минералов). 4. Глевасский Е. Б. Палеогеодинамические реконструкции в раннем докембрии юговосточной части Украинского щита//Тектоносфера Украины. – К.: Наукова думка, 1989. – С. 68–75. 5. Лысак А. М., Лашманов В. И., Свешников К. И., Пащенко В. Г. К вопросу о стратиграфии гнейсово-мигматитовых образований нижнего архея Приазовья//Геологический журнал. – 1989. – № 3. – С. 60–69. 6. Лисенко О. А., Меркушин І. Є., Бобров О. Б. Рудна мінералізація Берестівської зеленокам’яної структури (Український щит, Західне Приазов’я)//Зб. наук. праць УкрДГРІ. – 2014. – № 2. – С. 7–24. 7. Неелов А. Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. – Л.: Наука, 1980. – 100 с. 8. Осьмачко Л. С. Західне крило Центрально-Приазовської синформи – складна дислокаційна структура//Вісник КНУТШ. Сер. геологія. – 2003. – № 25. – С. 42–44. 9. Пащенко В. Г. Мигматит-лейкогранулитовая формация Приазовья//Геол. журнал. – 1986. – № 4. – С. 65–73. 10. Усенко І. С., Кравченко Г. Л., Сахацький І. І. та ін. Про золотоносність Соро-

кинської тектонічної зони (Приазов’я)//Доп. АН УРСР. Сер. Б. – 1973. – № 4. – С. 322–327. REFERENCES 1. Bоbrоv О. B., Lysеnkо О. А., Меrkushyn І. E., Svаtkоv О. М., Tupіkоvа N. B. Bеrеstіvskа structure – new green stone object in Western Priazovye//Zbirnyk naukovykh prаts UkrDHRІ. – 2012. – № 2. – P. 10–28. (In Ukrainian). 2. Borodynіa B. V., Кnіazkova I. L., Yesipchuk K. Yu. et al. State geological map of Ukraine in scale 1:200 000, Central series, sheet L-37-VII (Bеrdyansк). Interpretative Note. – Kyiv: State Geological Survey, КP “Pivdenukrgeologiya”, Priazovskа КGP, 2004. – 138 p. (In Ukrainian). 3. Glеvаski Е. B. Geology and metallogeny aspects of Precambrian Azov block//Lithology reconstruction of metamorphosed complexes of the Ukrainian Shield and their use in stratigraphic correlations and metallogenic. – Кiev, 1981. – P. 28–44 (Prеpr./АN Ukrаiny. Institut geohimii i fiziki minеrаlоv). (In Russian). 4. Glеvаski Е. B. Paleogeodynamic reconstruction in Early Precambrian of the Ukrainian Shield south-eastern part//Tectonosphere of Ukraine. – Кyiv: Nаukova dumkа, 1989. – P. 68– 75. (In Russian). 5. Lysаk А. М., Lаshmаnоv V. I., Svеshnikоv К. I., Pаshchenkо V. G. On the issue of the lower Archean Priazovye gneiss-migmatite formations stratigraphy//Gеоlоgіchеskij zhurnal. – 1989. – № 3. – P. 60–69. (In Russian). 6. Lysеnkо О. А., Меrkushyn І. E., Bоbrоv О. B. Ore mineralization of Berestovskii green stone structures (Ukrainian shield, Western Priazovye)//Zbirnyk naukovykh prаts UkrDHRІ. – 2014. – № 2. – P. 7–24. (In Ukrainian). 7. Nееlоv А. N. Petrochemical classification of metamorphosed sedimentary and volcanic rocks. – Leningrad: Nаukа, 1980. – 100 p. (In Russian). 8. Оsmаchkо L. S. West Wing of Central Prazovskaya sinform – a complicated dislocation structure//Vіsnyk КNUТSH. Sеriіa gеоlоgіia. – 2003. – № 25. – P. 42–44. (In Ukrainian). 9. Pаshchenkо V. G. Migmatite-leucogranulite formation of Priazovye//Gеоlоgіchеskij zhurnal. – 1986. – № 4. – P. 65–73. (In Russian). 10. Usеnkо І. S., Кrаvchеnkо G. L., Sаhаtskyi І. І. et al. About auriferous in Sorokynskaya tectonic zone (Priazovye)//Dоpоvidi АN USSR. Sеriya B. – 1973. – № 4. – P. 322–327. (In Ukrainian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 28.06.2015.

А. А. Лысенко, Украинский государственный геологоразведочный институт, ukrdgri@ukrdgri.gov.ua, И. Е. Меркушин, Производственный кооператив “Геолог”, igor_mer@rambler.ru, А. Б. Бобров, Частное высшее учебное заведение “Институт Тутковского”, al_bobrov@rambler.ru МИНЕРАЛОГО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПОРОД БЕРЕСТОВСКОЙ ЗЕЛЕНОКАМЕННОЙ СТРУКТУРЫ (ЗАПАДНОЕ ПРИАЗОВЬЕ) В этой статье продолжается публикация материалов, которые характеризуют Берестовскую зеленокаменную структуру (ЗС), которая была установлена в результате проведения геолого-прогнозного картирования масштаба 1:50 000 (2003–2008 гг.) в районе известной Сорокинской ЗС. В первых публикациях [1, 2] была рассмотрена геолого-структурная позиция Берестовской ЗС, охарактеризован разрез зеленокаменных образований, освещены основные особенности наиболее изученного Николаевского участка, выполнен анализ золотоносности зеленокаменной структуры и ее обрамления, определены основные этапы и стадии рудообразования, приведено описание рудных ассоциаций. Данная публикация посвящена минералого-петрографической характеристике породной ассоциации Берестовской ЗС. В ней приведен короткий обзор изученности данного района и основные взгляды на геолого-структурное положение полосы метаморфизованных вулканогенно-осадочных пород, которые наполняют структуру. Зеленокаменные породы предыдущими исследователями считались сохраненным от гранитизации реликтом суперкрустального субстрата фундамента, согласно иной точке зрения – железисто-кварц-амфиболитовой толщей в составе темрюкской свиты. Исследованиями 2003–2008 гг., которые проводились в рамках геолого-прогнозного картирования масштаба 1:50 000 (ГПК-50), была доказана принадлежность Берестовской ЗС к типичным зеленокаменным структурам Среднеприднепровского и Приазовского мегаблоков УЩ. Породная ассоциация Берестовской ЗС отвечает нижней парагенерации (КТ-1) метакоматиит-толеитовой формации и, по всей видимости, относится к ольгинской свите осипенковской серии, которая широко распространена в Сорокинской структуре [1]. В разрезе Берестовской ЗС объединяются разные по генезису, степени метаморфизма и метасоматоза породные разновидности: метавулканиты, измененные плутонические породы, метатуфолавы, кристаллокластические метатуфолавы, метатуфы и метатуффиты, кристаллосланцы, графитовые кварциты, метасоматиты. Породы, принимающие участие в строении Николаевского участка Берестовской ЗС, претерпели различные низко- и среднетемпературные гидротермальные изменения: ожелезнение, графитизацию, окварцевание, сульфидизацию, пропилитизацию, которые являются характерными также и для смежной Сорокинской ЗС. Ключевые слова: Берестовская зеленокаменная структура, петрографические исследования, минеральный состав пород, структура, текстура, гидротермально-метасоматические изменения.

O. A. Lysеnkо, Ukrainian State Geological Research Institute, ukrdgri@ukrdgri.gov.ua, I. Ye. Merkushyn, Producers’ cooperative “Geolog”, igor_mer@rambler.ru, O. B. Bobrov, Higher educational institute “Tutkovsky Institute”, al_bobrov@rambler.ru MINERAL AND PETROGRAPHIC FEATURES OF BERESTOVSKA GREENSTONE STRUCTURE ROCKS (WEST PRIAZOVYE) This article continues the publication of materials that characterize Berestovska greenstone structure (GS), which was established as a result of geological predictive mapping in scale 1:50 000 (2003–2008.) in the area known Sorokinska GS. In the first publications [1, 2] geological and structural position of Berestovska GS was considered, cross-section of greenstone formations characterized, the major features of the most studied Nikolaevskiy area highlighted, auriferous of greenstone structure and its frame analyzed, the basic steps and stages of mineralization defined, and ore associations described.

This publication is devoted to mineralogical and petrographic characterization of Berestovska GS rock associations. The article gives a brief overview on the study of the area and the basic views of the geological and structural position of the band of metamorphosed volcanic and sedimentary rocks that fill structure. Previous researchers considered greenstone rocks as saved from granitisation relic of basement supracrustal substratum, according to another point of view â€“ ferruginous quartz-amphibolite strata as part of the Temryuk suite. Studies in 2003â€“2008., which were held in the framework of geological predictive mapping in scale 1:50 000 (GPM-50), has been proven that the Berestovska GS belong to typical greenstone structure of Ukrainian Shield Middle-Dniprean and Preazovian megablocks. Rock association of Berestovska GS corresponds to the lower parageneration (KT-1) of metakomatiite-tholeiie formations and apparently relates to Olginska suite of Osipenkovska series, which is widespread in Sorokinska structure [1]. In cross-section of Berestovska GS the rock varieties different on genesis and degree of metamorphism and metasomatism are combined - metavolcanics, altered plutonic rocks, meta-tuff-lava, crystal-clastic meta-tuff-lava, meta-tuff and meta-tuffites, crystalline schists, graphitic quartzite, metasomatic rocks. Keywords: Berestovska greenstone structure, petrographic study, rock mineral composition, rock texture and strucrure, hydrothermal-metasomatic alteration.

УДК 552.323.6:553.81

Н. Н. Зинчук, д-р геол.-минерал. наук, профессор, академик АН РС (Я), председатель Западно-Якутского научного центра (ЗЯНЦ) Академии наук Республики Саха (Якутия), г. Мирный, nnzinchuk@rambler.ru

О ПЕРСПЕКТИВАХ ПЕТРОГРАФИЧЕСКИХ И ПЕТРОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ КИМБЕРЛИТОВЫХ ПОРОД На основании анализа конкретного фактического и аналитического материала показаны возможности и перспективы петрографических и петрологических исследований кимберлитовых пород, являющихся вулканическими изверженными, недосыщенными кремнеземом, богатыми летучими компонентами ультраосновных гибридных образований с повышенной щелочностью, содержащих мантийный и коровый материал в варьирующих количествах и соотношениях. Мантийный материал в кимберлитах представлен ксенолитами ультраосновных, щелочно-ультраосновных и основных пород и ксенозернами минералов из них, которые устойчивы в широком диапазоне РТ-условий. Коровой составляющей кимберлитов является ксеногенный материал пород, вмещающих кимберлиты, а также продукты, перенесенные в диатремы из окружающей среды постмагматическими растворами. Диатремы кимберлитов характеризуются специфическими физико-механическими, петрографическими, петрологическими и петрофизическими свойствами, многофазным строением с распространением пород не менее двух фаз внедрения: первой – гипабиссальной, представленной порфировыми кимберлитами, и второй – вулканической, сложенной разнообразными кимберлитовыми брекчиями, различающимися по алмазоносности. Типизация кимберлитов промышленно-алмазоносных полей по петрографоминералогическим признакам с выделением отдельных разновидностей пород позволила проследить в общем виде эволюцию родоначальных кимберлитовых расплавов от периода, предшествовавшего образованию диатрем, до заключительного этапа, связанного с образованием внутритрубочных жил и инъекций. Важным этапом петрографо-петрологических исследований кимберлитовых пород является изучение ксенолитов мантийных пород, которые являются главнейшими источниками информации о составе глубинных зон Земли и играют определяющую роль для расшифровки процессов кимберлито- и алмазообразования, а также позволяют построить мантийные разрезы для конкретной территории, что имеет важное значение при планировании и проведении прогнозно-поисковых работ на алмазы. Ключевые слова: петрография, петрология, кимберлиты, глубинные ксенолиты, мантийные разрезы, Сибирская платформа.

В настоящее время в Мире известно три геолого-генетических типа коренных месторождений алмаза: магматический (кимберлитовый и лампроитовый), метаморфогенный и импактный. Из них главным коренным типом являются кимберлиты [1–8, 10–13, 28–33, 35–37, 52–56],

установленные на всех древних платформах Земли, из которых добывается около 80 % природного алмазного сырья. Несмотря на широкое распространение кимберлитов (только на Сибирской, Африканской и Северо-Американской платформах их порядка 2 500 проявлений) и

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

наличию в десятой части из них признаков алмазоносности, промышленное значение имеют (то есть являются месторождениями) менее 3 % тел [12, 39–43, 49–56]. По запасам алмазов и размерам месторождения разделяются на уникальные, крупные, средние и мелкие, а по содержаниям – на уникально-, высоко-, средне- и низкоалмазоносные. Естественно, наиболее рентабельной является отработка верхних горизонтов выходящих на дневную поверхность уникальных и крупных месторождений. Коренные месторождения алмазов, связанные с кимберлитовыми трубками взрыва или диатремами, успешно эксплуатируются более 130 лет. Из них, а также из образованных за счет их кор выветривания (КВ) и разрушения россыпей за всю историю добычи извлечено более 690 т алмазов. Большинством исследователей признано, что алмаз кимберлитов кристаллизовался на большой глубине (порядка 150–200 км) в мантии Земли в области его стабильности (Р>45 ГПА, Т=950–1 400 °С) намного раньше образования кимберлитовых тел, то есть алмаз в кимберлитах – ксеногенный минерал. Его источником являются дезинтегрированные мантийные породы – перидотиты и эклогиты, фрагменты которых вынесены кимберлитовой магмой в верхние слои литосферы [13–15, 47–50, 56]. Форма залегания алмазоносных кимберлитов: трубки и дайки, реже отмечаются силлы. Характерными особенностями кимберлитовых проявлений являются групповое расположение тел и приуроченность промышленно алмазоносных тел к участкам древних платформ с кратонным основанием [13, 22, 28, 38, 41]. Несмотря на длительный период системного изучения кимберлитов, многие аспекты их геологии, генезиса и состава остаются нерешенными, недостаточно изученными или дискуссионными. Кимберлиты представляют собой вулканические изверженные, недосыщенные кремнеземом, богатые летучими компонентами ультраосновные гибридные породы с повышенной щелочностью, содержащие мантийный и коровый мате-

риал в варьирующих количествах и соотношениях [36, 41, 46, 54]. Основной формой проявления кимберлитов являются воронкообразные брекчиевые диатремы (трубки взрыва), верхние части которых венчаются кратерными постройками; на глубине (от 1 000 до 2 500 м от поверхности) диатремы переходят в дайки. Сохранность кратерных частей зависит от величины “посткимберлитового” эрозионного среза территории, а корневые части вскрыты только в отдельных трубках в силу большой глубины залегания и небольшой мощности даек (жил). Как наблюдается практически во всех провинциях, кимберлиты пространственно локализованы в пределах архейских и архейско-нижнепротерозойских ядер-кратонов, обладающих консолидированной корой, мощной и относительно жесткой литосферой и низкоградиентными тепловыми потоками. В пределах таких площадей положение проявлений контролируется коровыми структурами, многие кимберлитовые поля связаны с разноранговыми дизъюнктивными нарушениями и структурными зонами. Мантийный материал представлен ксенолитами ультраосновных, щелочно-ультраосновных и основных пород и ксенозернами минералов из них – алмазом, гранатом-пиропом, пикроильменитом, хромшпинелидом, оливином, клинопироксеном, ортопироксеном, флогопитом, редко цирконом, апатитом, титанклиногумитом. Перечисленные минералы устойчивы в широком диапазоне РТ-условий: от стабильной кристаллизации алмаза до метастабильного состояния пиропа. Расплавленный мантийный материал раскристаллизован в условиях земной коры в виде мезостазиса, в состав которого входят выделения минералов второй генерации: оливин II, хромшпинелид II, ильменит II, флогопит II, а также монтичеллит, клинопироксен, рутил, перовскит и кальцит. Коровой составляющей кимберлитов является: а) ксеногенный материал пород, вмещающих кимберлиты; б) материал, перенесенный в кимберлиты из окружающей среды постмагма-

тическими растворами. С минералогической точки зрения кимберлиты отвечают порфировым щелочным перидотитам [44–46, 50], содержащим избыточный фенокристовый оливин (обычно замещенный серпентином или карбонатом) и флогопит в мелкозернистой основной массе, сложенной кальцитом, оливином (псевдоморфозами по нему) и флогопитом, иногда другими минералами. Особенно представительный материал получен в последнее тридцатилетие в связи с детальной разведкой и отработкой ряда важнейших коренных месторождений алмазов. В этот же период изучение вещественного состава кимберлитовых пород шагнуло от “стандартного” петрографоминералогического и петрохимического изучения на новый качественный уровень в связи с появлением новых прецизионных методов исследования вещества (микрорентгеноспектральный, высокоразрешающие электронная микроскопия и рентгенография, изотопия, оптико-спектроскопический и рентген-флуоресцентный анализы, ИК-спектроскопия и т. д.). Заметным вкладом в изучение минерального состава кимберлитов региона стало внедрение в практику регулярных лабораторно-аналитических работ рентгенофазового анализа [15–22, 23–27, 42, 43], использование которого в течение 30 лет позволяет вести успешную диагностику всего многообразия вторичных минералов, составляющих более 90 % объема пород. Исследования приобрели более разносторонний и углубленный характер. Наряду с этим, заметно повысили интерес к изучению коренных источников алмазов. Открытие трубок Накынского кимберлитового поля, проявивших признаки аномальности в минералого-геохимическом отношении, разведка глубоких горизонтов коренных месторождений алмазов и эксплуатация ряда уникальных диатрем обусловило появление громадного массива разнообразных первичных данных, которые получены и анализировались в рамках проводимых тематических исследовательских работ.

Диатремы кимберлитов характеризуются обычно cпецифическими физикомеханическими [25, 41], петрофизическими (рис. 1 и 2) свойствами, многофазным строением с распространением пород не менее двух фаз внедрения: первой – гипабиссальной, представленной порфировыми кимберлитами, и второй – вулканической, сложенной разнообразными кимберлитовыми брекчиями, различающимися по алмазоносности. Важное значение имеет выявление различий между фазами внедрения по составу минералов основной массы и индикаторных минералов (пиропа, хромшпинелидов, пикроильменита), глубинных ксенолитов и петрогенных оксидов (SiO2, TiO2, FeO, MgO, CaO, K2O, Cr2O3). Актуальной составной частью научных исследований коренных месторождений алмазов является изучение парагенезисов индикаторных минералов кимберлитов и ксенолитов мантийных пород, а также широкого спектра вторичных минералов, количество которых составляет порядка восьми десятков, что в итоге способствует решению ряда теоретических и практических вопросов. К главным особенностям кимберлитовых диатрем можно отнести: отсутствие больших объемов вытесненных пород и плутонических комплексов; специфику петрографо-минералогических и петрогеохимических признаков (относительно других ультраосновных пород); преимущественно морковкообразную форму (форма перевернутого конуса); спектр вулканических образований, характеризующих трехфациальный разрез (кратер, диатрему и корневую гипабиссальную зону) и отличающихся между собой; насыщенность летучими при высокой доле CO2; относительно низкотемпературный характер доминирующей части кимберлитовых минералов; присутствие слабо раскристаллизованных участков и другие признаки быстрого внедрения; наличие ксенолитов мантийных, коровых и вмещающих пород, при наиболее угловатой форме последних; присутствие алмазов; примеры перехода диатрем в дайки; признаки взрывного генезиса;

наличие дотрубочных, синтрубочных и посттрубочных даек; отсутствие термометаморфизма; широкие качественно-количественные вариации минерального состава между сообществами тел и отдельно взятыми проявлениями. Петрографическая классификация кимберлитов была и остается одним из наиболее дискуссионных разделов в проблеме изучения этих своеобразных пород.

Не ставя своей целью проводить в данной работе критический анализ этого направления, следует всё же отметить, что основным недостатком существующих принципов классификации, по нашему мнению, является использование генетического подхода во многих из них, что само по себе включает много спорных элементов с учетом различной трактовки происхождения. С нашей точки зрения,

Рис. 1. Обобщающая петрорадиоволновая физическая модель (ПРФМ) типа 1 – экранированное анизотропное полупространство Накынского кимберлитового поля [21]: 1 – доломиты; 2 – известняки; 3 – измененные карбонатные породы; 4 – мергели; 5 – пески; 6 – аргиллиты и алевритистые глины; 7 – глинистые алевролиты; 8 – кимберлиты; 9 – условный контур кимберлитовой трубки. Принятые на рисунке сокращения: к"– коэффициент поглощения энергии электромагнитных волн; ρ – удельное электрическое сопротивление на постоянном токе; ε/εо – значения относительной диэлектрической проницаемости

наиболее аргументированными с петрографических позиций являются классификации кимберлитов, разработанные отечественными учеными [3, 9, 10, 35, 36 и др.]. К общепризнанным позициям следует отнести выделение основных текстурных типов пород: массивных (порфировых) и брекчиевых или брекчированных (эруптивные брекчии) кимберлитов.

В порфировых кимберлитах гипабиссальной или субвулканической фации (рис. 3а–г) порфировое строение определяется вкрапленниками оливина или псевдоморфозами по ним, а основной массой служит микрозернистая или скрытокристаллическая серпентин-карбонатная смесь с микролитами оливина, монтичеллита, перовскита, флогопита, апатита,

Рис. 2. Параметрическая петрорадиоволновая физико-геологическая модель кимберлитовой трубки Нюрбинская [21]: 1–3 – перекрывающие породы мезозоя: 1 – аргиллиты, алевролиты и песчаники сунтарской свиты; 2 – песчаники, алевролиты тюнгской и укугутской свит (нерасчлененные); 3 – карбонатные глины со щебнем доломитов, кимберлитов, интенсивно выветрелые средне-верхнетриасовые алевролиты; 4–5 – вмещающие породы: 4 – доломиты с прослоями плоскогалечных конгломератов, известняков и алевролитов олдондинской свиты; 5 – известняки, мергели, доломиты с прослоями песчаников и аргиллитов мархинской свиты; 6 – автолитовые кимберлитовые брекчии; 7 – базитовая интрузия щелочного состава, внедрившаяся в кимберлитовое тело. Распределение удельного электрического сопротивления на постоянном токе (ρо) и магнитной восприимчивости (х) кимберлитов приведены по разведочной скважине 16/138

ильменита и магнетита, при обычном присутствии акцессорных вкрапленников пиропов, хромитов, пикроильменитов и пироксенов. В основу выделения структурных разновидностей этого типа кимберлитов положены особенности строения (форма, величина, содержание, характер распределения породообразующих вкрапленников) и количественные соотношения микролитов и серпентин-карбонатных образований в основной массе. Примечательно выделение двух (а иногда и трех) генераций оливина и флогопита, а в основной массе пород фиксируется варьирующее количество мелких (до пылевидных) выделений магнетита, кристалликов перовскита, апатита, вторичной

слюды, кальцита и сульфидов. Для разделения породообразующих минераловвкрапленников по стадиям (генерациям) кристаллизации используются размеры и морфологические особенности: собственно кимберлитовому этапу кристаллизации отвечают относительно мелкие (до 1–2 мм) кристаллы второй генерации с отчетливо выраженной кристаллографической огранкой, а первая (протокимберлитовая) генерация представлена обломочными выделениями, крупнее указанных размеров. Необходимо отметить, что порфировым кимберлитам свойственно относительно равномерное распределение минералов-вкрапленников, а также рудных минералов и перовскита на фоне

Рис. 3. Крупно- (а и б), средне- (в) и микропорфировый (г) кимберлит: а – кимберлитовая дайка трубки Нюрбинская, штуф 4/150; б – кимберлитовая дайка трубки Нюрбинская, шлиф 4/150, ув. х25, николи II; в – западный штрек трубки Юбилейная, шлиф 3/154, ув. х25, без анализатора; г – кимберлитовая дайка трубки Ботуобинская, шлиф 24/8-399, ув. х25, николи II

карбонат-серпентиновой основной массы. Иногда в дайках или корневых зонах диатрем проявляется сегрегационная структура (шаровидные сегрегационные кимберлиты корневых зон), которая описана [13, 50, 54, 55] в литературе при характеристике вскрытых шахтами корневых зон кимберлитовых трубок (Премьер и др.). В этих породах кристаллизация силикатов и оксидов происходила как сегрегация различных по величине капель, что могло происходить в гипабиссальной среде. Проявление брекчиевой текстуры и наличие заметного (более 7–10 объем. %) количества обломков пород рамы (чехла и фундамента) и макрокристов мантийных минералов служит признаком эруптивно-

обломочных пород и является основанием для выделения эруптивных кимберлитовых брекчий или просто кимберлитовых брекчий (или брекчий с массивной текстурой цемента [48–51]). Наличие в последних макро- или микровключений “кимберлит в кимберлите” (автолитов) позволяет выделять группу автолитовых кимберлитовых брекчий (рис. 4а–в). Кроме автолитов, примечательны спорадически встречающиеся такситовые текстурные неоднородности в кимберлитах (атакситы и эвтакситы), которые могли возникать [10] в расплаве вследствие неравномерного распределения в нем воды. Следовательно, в порфировых кимберлитах неоднородного строения можно наблюдать

Рис. 4. Автолитовая (а и б) и мелкообломочная автолитовая (в) кимберлитовая брекчия, а также эвтакситовый порфировый кимберлит: а – трубка Ботуобинская, штуф 12/2-159; б – трубка Ботуобинская, шлиф 12/2-159, ув. х25, николи II; в – восточный штрек трубки Краснопресненская, шлиф В-130/2, ув. х25, никoли II; г – квершлаг дайки Ботуобинская, штуф ПКВ 1-118

эвтакситовую и атакситовую текстуры (рис. 4г, 5а), а среди эруптивных кимберлитовых брекчий, наряду с автолитовой, можно выделить атакситовую (рис. 5б) и эвтакситовую (рис. 5в, г) текстурные разновидности. В отдельных диатремах СП диагностирован также в незначительном количестве [46, 50, 54] монтичеллитовый кимберлит (рис. 6а–в). По размеру обломков кимберлитовые брекчии разделяются на крупно-, средне- и мелкообломочные, а по характеру кимберлита-цемента выделяются порфировая, кластопорфировая, автолитовая (или лавокластическая)

и литокристаллокластическая (лавокристаллокластическая) структуры. Упомянутые выше петрографические типы кимберлитов двух фациальных групп являются общепризнанными. Они лежат в основе геолого-технологической типизации разведуемых блоков месторождений и особых возражений, кроме применения или не применения вулканологической терминологии, не вызывают. Гораздо больше дискуссионных вопросов связано с диагностикой и классификацией кимберлитовых пород кратерной части (трубки Юбилейная, Краснопресненская,

Рис. 5. Атакситовый кимберлит (а), атакситовая автолитовая кимберлитовая брекчия (б), эвтакситовая автолитовая кимберлитовая брекчия (в и г): а – трубка Юбилейная, шлиф 235/120, ув. х25, николи II; б – трубка Юбилейная, штуф 11/118,5; в – западный штрек трубки Юбилейная, штуф 3/154; г – трубка Краснопресненская, штуф 21/180

имени Одинцова на СП). Примечательно, что выделение самих кратеров как морфологических элементов признается как несомненный факт, а наименование заполняющих кратеры отмеченных трубок пород нашло несколько вариантов, среди которых основными являются флюидизаты [33, 34]. К кратерным образованиям целесообразно применять терминологию и классификацию вулканических пород [48] с выделением эксплозивно-обломочной, осадочно-вулканокластической, вулканогенно-осадочной и осадочно-кластической групп пород. Правомочность этого была подтверждена нами при изучении кимберлитовых

диатрем северо-востока Анголы [42, 43]. Группа эксплозивно-обломочных пород представлена: а) туфами и туфобрекчиями, состоящими из кластического материала кимберлитов без существенных примесей (рис. 6г); б) ксенотуфами и ксенотуфобрекчиями, содержащими примесь обломков чуждых пород разной размерности в количестве менее 50 %. Туфобрекчии – брекчиевые кимберлитовые породы, образованные в результате уплотнения и цементации неотсортированного грубообломочного рыхлого угловатого или слабоокатанного вулканокластического материала, погруженного в более мелкозернистый туфовый

Рис. 6. Монтичеллитовый кимберлит (а–в) и псефито-псаммитовый кимберлитовый туффит (г): а – трубка Дальная, шлиф 1/15, ув. х30, николи II; б – трубка Новинка, шлиф Н-125, ув. х30, николи II; в – трубка Удачная, шлиф У/99, ув. х30, николи II; г – трубка Камитонго 1 (Ангола), штуф 1/4

цемент. Туфы образуются из твердых продуктов кимберлитовых извержений и фрагментов вмещающей среды, впоследствии уплотненных и сцементированных. Породы разделяются по размеру доминирующих обломков на: грубообломочные (агломератовые), крупнообломочные (псефитовые), среднеобломочные (псаммитовые), тонкообломочные (алевритовые), а по характеру обломков – на литокластические (из обломков пород), кристаллокластические (из кристаллов и их обломков), встречающиеся крайне редко, и смешанные кристаллолитокластические, наиболее распространенные. Диагностика и, как следствие, выделение кимберлитовых туфов (и туффизитов) не всегда просты – наиболее надежным признаком их распознавания является наличие горизонтальной слоистости и геологическое положение. Туфы обычно имеют ограниченное распространение, но в слабо эродированных полях, характерных для провинции Лунда Норте в северо-восточной части Анголы, они входят в виде отдельных слоев в состав горизонтально залегающих вулканогенно-осадочных толщ кимберлитового состава или фрагментов туфовых воротников по обрамлению кратеров и, по нашему мнению, их принадлежность к кимберлитовым туфам несомненна. В ряде случаев, при наблюдении резких контактов с другими породами, их правильней было бы назвать туффизитами – интрузивными туфами. Иногда интенсивная гидротермальная цементация пород придает породам облик кимберлитовых брекчий и на принадлежность к туфам могут указывать слоистые текстуры и хлорит-гидрослюдистый характер цемента. В отдельных образцах эксплозивно-обломочных пород, в отличие от автолитов, содержащих то или иное количество фенокристаллов и микролитов оливина и флогопита, отмечаются округлые кимберлитовые включения афировых и спорадофировых кимберлитов с серпентин-карбонатным базисом, которые схожи с бомбами и лапиллями (гипобомбами), так как состоят

в основном из аповитрофирового материала. Подобные породы отмечены в разрезах верхних частей трубок Анголы и отнесены к кимберлитовым туфобрекчиям. При нахождении данной разновидности кимберлитов в диатремовой фации или составе пластических инъекционных даек их следует относить к туффизитам. Здесь следует согласиться с имеющимися мнениями [10], что данные породы образовались в процессе взрывов магмы в подводящем канале ниже дневной поверхности. Очевидно, что такие разновидности являются полигенными. Осадочно-вулканокластические породы наименее распространены в кимберлитовых постройках и представлены туффитами. Последние, наряду с выброшенным при извержении пирокластическим кимберлитовым материалом, в отличие от ксенотуфов и ксенотуфобрекчий, содержат [13, 42, 43, 48] примесь не гетерогенных обломков, а только осадочных (вмещающих) пород в количестве менее 50 % (пирокластического материала 50–90 %). Эта разновидность кимберлитовых пород по текстурно-структурным и другим особенностям ничем не отличается от туффитов других вулканических формаций: по размеру пирокластического материала выделяются псефитовые, псаммитовые, алевритовые и пелитовые разновидности. Цемент может быть карбонатным, монтмориллонитовым, хлоритовым, хлорит-гидрослюдистым и т. д. В группу вулканогенно-осадочных пород входят вулканокласто-осадочные, тефроидные и вулкано-терригенные образования с содержанием осадочного материала более 50 %. Из этих трех типов среди кимберлитовых пород пока реально можно выделить только вулканокластоосадочные, в которых кимберлитовый материал (40–20 % и менее) присутствует в виде обломков брекчий, автолитов, зерен минералов-спутников и т. п., а также трудно диагностируемые вулкано-терригенные породы. Среди первых по размерам и характеру обломочного материала выделяются туфоконгломераты, туфо-

гравелиты, туфопесчаники, туфоалевролиты. Вулкано-терригенные породы состоят из окатанных и отсортированных обломков вулканических пород, образующихся за счет разрушения вулканитов. Они не синхронны извержению и накапливаются после нивелировки вулканической постройки при разрушении вулканических пород жерла (кратера) или тефроидов, с их перекрытием. Тефроидные породы кимберлитовой природы пока не обнаружены, но они предусмотрены в классификации, так как их выбросы, сцементированные гидрохимическим веществом, могут служить прототипом кимберлитовых туфов и туфобрекчий, сохранившихся в отрицательных формах рельефа на различном расстоянии от диатрем. Вулкано-терригенные породы, по существу, являются одной из генетических разновидностей россыпей ближнего сноса с характерными для них признаками. Среди таковых особое значение имеют прямая и обратная микроцикличность, где наиболее продуктивными будут грубообломочные образования в первом случае. В связи с очень быстрой дезинтеграцией кимберлитов в экзогенных условиях и обычной эродированностью наземных и верхних частей кимберлитовых вулканов, в большинстве известных кимберлитовых провинций вулкано-терригенные отложения перемыты или подвергнуты глубоким изменениям в КВ и поэтому трудно распознаваемы. Представляется целесообразным к этой группе пород относить и туфобрекчии со слоистыми текстурами. Последнюю группу (осадочно-кластических образований) представляют синхронные и несинхронные вулканизму образования, сформировавшиеся преимущественно после предыдущих пяти групп, и включают спектр разнофациальных осадочных отложений с различной гранулометрией частиц. Большинство из них выделяются под названием “эпикластические отложения”, которые включают спектр осадочных образований с содержанием кимберлитового материала менее 1–2 % (например, песчаники с примесью кимберлитового

материала), гетеролитовые брекчии с содержанием кимберлитового материала менее 1–2 %, состоящие из обломков пород геологического разреза района. В завершение петрографической систематики кимберлитовых пород следует отметить их типизацию на основании роли слюды, по количеству которой кимберлитовые породы разделяются на два минералогических типа: базальтоидный и слюдяной (лампрофировый) с последующим выделением в каждом типе отмеченных выше текстурных разновидностей – массивных (порфировых) кимберлитов, кимберлитовых брекчий, туфов и туфобрекчий. Указанным двум типам кимберлитов отвечают, в принципе, две группы кимберлитов, выделяемых на Африканской платформе, I и II соответственно. Анализируя распределение отмеченного спектра кимберлитовых пород в объеме диатрем CП, можно констатировать, что пирокластические кимберлитовые туфы и туфобрекчии слагают верхние части кратеров, образуя тела мощностью от 30–35 м (трубка Одинцова) до 230–250 м (трубка Юбилейная). В последнем случае толща пирокластических образований была нарушена более поздней фазой внедрения автолитовой кимберлитовой брекчии. Эпикластический туфогенный кимберлитовый материал достоверно установлен в кровле кратера трубки Краснопресненская в виде прослоев и линз в терригенных породах тегерюкской свиты нижнего карбона. В промышленных месторождениях алмазов автолитовая кимберлитовая брекчия характеризуется наибольшей продуктивностью (трубки Мир, Интернациональная, Ботуобинская, Нюрбинская, Айхал, Юбилейная, Удачная и др.) по сравнению с порфировыми кимберлитами гипабиссальной фазы, а в средне- и низкоалмазоносных трубках наблюдается обратная закономерность (трубки Заполярная, Комсомольская-Магнитная, Дальняя, Искорка и др.). По характеру взаимоотношений субвулканической (гипабиссальной) и вулканической фаз

заполнения диатрем в пределах кимберлитовых полей CП можно выделить три группы трубок: 1) кимберлитовые тела, где порфировые кимберлиты субвулканической фазы образуют самостоятельные рудные столбы, при примерных объемных соотношениях с автолитовой кимберлитовой брекчией вулканической фазы 1:1 (трубки Заполярная, Байтахская и др.), 1:2 (Дальняя, Сытыканская, Молодость и др.), 1:4 (Юбилейная, Ботуобинская, Удачная), 1:10 (Комсомольская, Геофизическая и др.); 2) трубки, в которых порфировый кимберлит присутствует в автолитовой кимберлитовой брекчии в виде многочисленных обломков и отдельных крупных (десятки метров) блоков, не образуя рудных столбов (трубки Краснопресненская, Кылахская, Восток, Мир, Нюрбинская и др.), а объемная доля порфирового кимберлита относительно автолитовой кимберлитовой брекчии варьирует от 1:30 до 1:100; 3) кимберлитовые тела, где порфировый кимберлит присутствует в кимберлитовой брекчии в виде многочисленных мелких обломков (трубки им. 325 лет Якутии, Мархинская, Заря, Маршрутная, Ленинградская, Зарница, Якутская, Долгожданная и др.). Промышленные содержания алмазов фиксируются в трубках первой и второй групп, а третья группа представляет низкоалмазоносные кимберлитовые трубки. Необходимо отметить важность оптикомикроскопического изучения основной массы кимберлитовых пород, что позволяет детализировать минералогические особенности и показатели эволюции выделяемых типов и разновидностей кимберлитов. В процессе таких исследований выделены монтичеллитсодержащие кимберлиты (рис. 6а–в) центральных районов провинции (трубки Удачная Восточная, Дальняя, трубки Верхнемунского поля и др.), которые являются алмазоносными, в том числе промышленно значимыми. Монтичеллит – характерный минерал для многих среднепалеозойских кимберлитовых тел CП и его распространенность в них, прежде всего, определяется степе-

нью вторичного преобразования пород. Монтичеллиты из кимберлитовых тел северных и южных полей широко перекрываются по составу. С другой стороны, в пределах одной сложно построенной кимберлитовой трубки (например, УдачнаяВосточная) монтичеллиты в кимберлитах отдельных фаз внедрения могут резко отличаться по геохимии микроэлементов и составу. Высокомагнезиальные монтичеллиты (Mg/(Mg+Fe) = 92–97 %) из кимберлитов (трубки Дальняя, Новинка и др.) имеют метасоматический генезис. Среди достаточно широкого спектра кимберлитовых и комагматичных им пород СП слюдяные кимберлиты с диопсидом в основной массе встречаются реже, чем монтичеллитовые разновидности пород. Отдельные тела, сложенные подобными породами, наиболее распространены в северной части СП, а в южной части подобные образования встречаются в виде отдельных обломков в диатремах (Удачная, Сытыканская, Юбилейная, Таежная) и слагают небольшие по размеру трубки или отдельные фазы в них (трубки Загадочная, Буковинская). Типизация кимберлитов промышленно алмазоносных полей по петрографоминералогическим и геохимическим признакам с выделением монтичеллитовых и диопсид-флогопит-оливиновых разновидностей позволила проследить в общем виде эволюцию родоначальных кимберлитовых расплавов от периода, предшествовавшего образованию диатрем, до заключительного этапа, связанного с образованием внутритрубочных жил и инъекций. На начальном субвулканическом этапе формирования южных кимберлитовых полей происходило внедрение даек, затем штоков, реже образование отдельных трубочных тел, выполненных породами, которые мы обычно наблюдаем в виде обломков слюдяных кимберлитов. Исходя из состава этих кимберлитов и минералов, их слагающих, видно, что первые порции расплава были обогащены [8, 13, 46, 50, 51] кремнием, титаном, алюминием, щелочами, железом и обе-

днены магнием. В соответствии с этим, образованные породы по ряду особенностей (в частности присутствию в них высокотитанистых флогопитов и титанистых диопсидов) конвергентны лампрофирам или оливиновым лампроитам. Присутствие в расплаве достаточного количества щелочей, воды и кремнезема способствовало массовой кристаллизации флогопита, в результате чего кристаллизующиеся на заключительных стадиях рудные минералы обеднены алюминием, содержание глинозема в них не превышает 0,6 %. Дальнейшая эволюция расплава связана с накоплением летучих и кальция и формированием кимберлитов дотрубочных жил, штоков и разновидностей кимберлитовых брекчий. Крупнейшая трубка СП – Юбилейная является уникальным кимберлитовым телом и в геологическом отношении, так как она характеризуется полным набором морфологических элементов: подводящей дайковой корневой системой, диатремой и кратерным чашеобразным расширением. В пределах её восточной части выделены три самостоятельные фазы внедрения кимберлитов (крупнопорфировый, дейтеропорфировый кимберлит и брекчия расщепления), отличающиеся между собой по текстурно-структурным, минералогогеохимическим признакам и алмазоносности. По контактовым взаимоотношениям между выделенными фазами кимберлитов установлена их последовательность формирования. На начальном субвулканическом этапе, предшествующем образованию трубки, происходило внедрение дайковых кимберлитовых тел, сложенных слюдистым крупнопорфировым кимберлитом, конвергентным по ряду вещественных признаков лампрофирам или оливиновым лампроитам. Дальнейшая эволюция кимберлитового расплава, связанная с процессами фракционной кристаллизации, флюидномагматической дифференциации, а также захватом расплавом коровых и осадочных пород, привели к образованию различных брекчиевых кимберлитовых пород. Выявлено своеобразие вещественного состава кимберлитов трубки Загадочная

Далдынского поля, которое заключается [47, 50] в следующих особенностях: 1) значительном количестве гроспидитов, дистеновых эклогитов и практически полном отсутствии ультраосновных включений в породе; 2) резком преобладании граната (главным образом, эклогитового парагенезиса) и хромита над пикроильменитом, который характеризуется повышенными концентрациями Cr2O3 и MgO; 3) высоком содержании в породе клинопироксена, образующего по составу широкий ряд от хромдиопсидов до кальциевых диопсидов; 4) прямой зональности вкрапленников флогопита, по характеру аналогичной с зональностью таковых из лампроитов; 5) ярко выраженной индивидуальности по содержанию микроэлементов (особенно некогерентных и радиоактивных). По минералого-петрографическим и геохимическим особенностям кимберлит трубки Загадочная проявляет сходство с оливинфлогопитовыми лампроитами, а также слюдяными кимберлитами, встречающимися в виде обломков в ряде других трубок (Удачная, Сытыканская и др.) Сопоставление химических составов кимберлитов Накынского поля с петрохимическими типами кимберлитов СП по данным факторного анализа показывает, что кимберлиты Накынского поля в целом относятся к магнезиальным и кальцит-магнезиальным типам. При этом наиболее карбонатизированными являются кимберлиты трубки Нюрбинская. Следует отметить, что, несмотря на присутствие в переменных количествах флогопита в кимберлитовых брекчиях и порфировых кимберлитах Накынского поля, они не попадают в поле типичных слюдяных петрохимических типов кимберлитов трубок Загадочная, Юбилейная, Удачная. Для кимберлитов Накынского поля характерны низкие содержания оксидно-рудных минералов и очень редкая встречаемость перовскита. С ранним этапом проявления кимберлитового магматизма в Далдынском кимберлитовом поле связано формирование жильных тел, выполненных слюдяным

кимберлитом с пироксеновой основной массой и кальцитовым кимберлитом, содержащим переменное количество флогопита. Вслед за кимберлитовыми жилами, часто наблюдаемыми в трубках, внедрялись штокообразные тела, сложенные монтичеллитовым массивным кимберлитом и слюдистой разновидностью, близкой по вещественному составу кальцитовому кимберлиту жил. Особенности внутреннего строения многофазных трубок свидетельствуют о том, что многие кимберлитовые жилы и дайки являлись “слепыми” и образовались на значительных глубинах от дневной поверхности. Принимая во внимание вышеуказанные данные, а также последовательность формирования разнообразных по вещественному составу кимберлитов во многих многофазных трубках Далдынского поля, можно уверенно предполагать проявление не менее двух этапов кимберлитового магматизма в пределах рассматриваемого района. Проявление основного объема кимберлитового материала в виде образования отдельных трубок, жил или самостоятельных фаз кимберлитов в уже сформировавшихся диатремах происходило во второй этап кимберлитового магматизма. Разница по возрасту отдельных фаз внедрения внутри одной трубки, по геологическим наблюдениям и радиологическим данным, может достигать 15–20 млн лет. Установленные типы кимберлитов и комагматичные им породы многофазных трубок резко отличаются между собой по количеству, соотношению и типохимизму протоминералов, а также по алмазоносности (содержанию, типоморфизму крупных и мелких кристаллов). Весьма важным составным компонентом кимберлитов являются ксенолиты мантийных пород, которые являются главнейшим источником информации о составе глубинных зон Земли и играют определяющую роль для расшифровки процессов кимберлито- и алмазообразования. К настоящему времени усилиями многих исследователей наработан обширный фактический материал по веществен-

ному составу распространенных мантийных парагенезисов, выносимых кимберлитами к поверхности в виде глубинных ксенолитов, прежде всего, по их геохимии и составу породообразующих минералов. В значительно меньшей степени проводились изотопно-геохимические исследования, которые, тем не менее, дали важнейшие результаты относительно возраста мантийных пород и особенностей двух главных процессов в глубинах Земли: мантийного метасоматоза и частичного плавления мантийных субстратов, приводящих к появлению проторасплавов, кристаллизующихся затем в виде широкого спектра алмазоносных кимберлитов и родственных пород. Глубинные ксенолиты в кимберлитах представляют три семейства пород: ультраосновные, основные и промежуточные при заметном преобладании в большинстве трубок первых, включающих дуниты (гранат+оливин+ шпинель±алмаз), верлиты (гранат+оливин +клинопироксеншпинель), гарцбургиты (гранат+оливин+ортопироксен±алмаз), лерцолиты (гранат+оливин+клинопироксен+ортопироксен+шпинель), ильменитовые перидотиты (гранат+оливин+ильменит+ортопироксен±клинопироксен± флогопит), вебстериты (гранат+клинопироксен+ортопироксен). По текстурноструктурным признакам они подразделяются на равномернозернистые (крупно- и среднезернистые гранобластовые или пойкилобластовые [44, 45, 57]) и порфировые (порфировидные). На основании всестороннего изучения ультраосновных нодулей разделяют их на две группы [10, 50]: магнезиальные и магнезиально-железистые. Последняя группа объединяет ильменитсодержащие разновидности. Основные породы в ксенолитах представлены магнезиально-железистыми, магнезиальными (нередко с энстатитом), дистеновыми и корундовыми эклогитами, гроспидитами. Иногда [44] акцентируется внимание на особую роль гранатов и пироксенов при анализе особенностей состава минералов перидотитов, что вызвано равновесием между ними в зависи-

мости от температуры и давления. Среди гранатсодержащих ксенолитов ультраосновного состава этим исследователем выделяются следующие ассоциации: 1) пироп+оливин, 2) пироп+оливин+ энстатит, 3) пироп+оливин+ энстатит+ диопсид, 4) пироп+оливин+диопсид, 5) пироп+энстатит+диопсид, 6) пироп+диопсид при наличии акцессорных шпинелидов в большинстве ассоциаций и наиболее широком распространении третьей ассоциации с вариациями компонентов, а также пятой ассоциации. Перечисленные ассоциации устойчивы в широком диапазоне температур и давлений и охватывают графит-пироповую и алмаз-пироповую фации глубинности в соответствии с фазовой границей графит-алмаз [45]. Алмаз-пироповая фация включает алмазсодержащие и потенциально алмазоносные (по составу минералов идентичные алмазоносным) минеральные ассоциации: дуниты, верлиты, гарцбургиты и лерцолиты, а также гранатовые пироксениты и ильменитовые перидотиты. Примечательно, что, несмотря на меньшую распространенность эклогитовых ксенолитов, их находки с алмазами более часты, чем перидотитовые. Данные по предельному содержанию хромовой компоненты и примеси натрия в гранатах, а калия в пироксенах – из парагенезисов алмаз-пироповой фации глубинности, указывают на их кристаллизацию при давлениях от 45–50 до 60–70 кбар [44], что отвечает глубинам 150–230 км. Анализ распределения мантийных нодулей в кимберлитах СП показывает, что для южной части региона примечательны высокомагнезиальные гранатовые перидотиты и пироксениты, которые определяют специфику всей популяции мантийных ксенолитов в трубке Мир. Преобладающие здесь гранатовые перидотиты представлены типичными для кимберлитов двупироксеновыми парагенезисами, довольно сильно истощенными магмофильными компонентами. В петрографическом смысле они относятся преимущественно к гарцбургитам [44, 45 и др.]. Среди пироксенитов также преоб-

ладают двупироксеновые парагенезисы, преимущественно вебстериты. Редкие гранатовые клинопироксениты сходны с эклогитами по минеральному составу, но отличаются от них высокой магнезиальностью и повышенной хромистостью силикатов, наряду с низким содержанием жадеитовой молекулы в клинопироксенах. Наиболее глубинные породы в пределах Мирнинского кимберлитового поля представлены катаклазированными гранатовыми перидотитами; к ним по глубинности, вероятно, близки ильменитгранатовые верлиты с порфирокластическими структурами, а также дискретные нодули (мегакристы) низкохромистой серии (титановая ассоциация вкрапленников). Тенденция обогащения титаном и железом характеризует процессы мантийного Fe-Ti метасоматоза у нижней кромки литосферы. В поле стабильности алмаза, вероятно, могут быть распространены мегакристаллические алмазоносные дунит-гарцбургиты (в трубке Мир их находки пока редки), а также алмазоносные эклогиты и пироксениты. Над уровнем алмазосодержащих пород залегают недеформированные гранатовые перидотиты, переслаивающиеся с пестрыми по составу гранатовыми пироксенитами. Эта наиболее широко распространенная в трубке группа пород была равновесна в поле устойчивости графита, при относительно низких температурах. Наименее глубинный мантийный слой в трубке Мир представлен шпинелевыми и переходными гранатизированными шпинелевыми перидотитами и пироксенитами. В трубке Удачная мантийные нодули представлены широким спектром пород, наиболее глубинными среди которых являются деплетированные в архейское время мегакристаллические перидотиты, которые, вероятнее всего, являются материнскими для абсолютного большинства (более 90 %) алмазов этого региона [22, 38]. В целом в кимберлитах данной трубки, аналогично трубкам Мир и Сытыканская, отмечены практически все известные в кимберлитовых диатремах СП разновид-

ности ультраосновных и основных пород, но преобладающими являются [47] гранатовые лерцолиты порфиробластовые деформированные (более 39 % всех мантийных ксенолитов) и гранатовые лерцолиты (21 %). В трубке Сытыканская (АлакитМархинское поле), как и в трубке Мир, доминируют гранатовые лерцолиты, при значительной доле (15,3 %) шпинелевых лерцолитов [49]. Здесь же несколько выше (более 5 %) встречаемость эклогитов, ильменитовых перидотитов и ильменит-гранатовых перидотитов. Мантийный разрез северной части провинции можно охарактеризовать по ксенолитам в кимберлитовой трубке Обнаженная, которая является одной из наиболее богатых включениями глубинных пород, содержание которых достигает 2,5 об. % [42]. В трубке выделяются два небольших участка, насыщенные нодулями, причем в одном из них преобладают перидотиты, а в другом – эклогиты. Отмечаются повышенные содержания безгранатовых перидотитов и разнообразных гранат-пироксеновых пород. Встречаются также своеобразные гранатовые пироксениты, переходные по содержанию оливина от эклогита к перидотиту, часто отмечаются пироксениты и перидотиты с развитием граната вокруг зерен хромшпинелида. Отличие мантийного материала трубки Обнаженная от такового большинства других трубок СП, в которых гранатовые перидотиты резко преобладают над всеми остальными разновидностями глубинных нодулей, состоит в весьма большом содержании гранатовых пироксенитов (38 %) и эклогитов (26 %). В трубке Обнаженная менее одной шестой глубинных нодулей приходится [50] на породы, образовавшиеся при умеренных давлениях шпинелевой фации, – дуниты, перидотиты (лерцолиты, гарцбургиты) – около 3 % и пироксениты (энстатиты и вебстериты) – около 4 %, флогопитовые пироксениты и слюдиты, глиммериты, слюдистые перидотиты – около 8 %. К породам, сформировавшимся при более высоких давлениях, в зоне устойчи-

вости пиропового граната, относятся гранатовые лерцолиты (9 %), пироксениты (40 %), эклогиты (13 %), ильменитсодержащие слюдиты, перидотиты и пироксениты (4 %), а также гранатизированные перидотиты и пироксениты, количество которых достигает 10 %. ЛИТЕРАТУРА 1. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Похиленко Н. П. Поисковая минералогия алмаза. – Новосибирск: Гео, 2010. – 650 с. 2. Афанасьев В. П., Зинчук Н. Н., Харькив А. Д., Соколов В. Н. Закономерности изменения мантийных минералов в коре выветривания кимберлитовых пород//Минерагения зоны гипергенеза. – М.: Наука, 1980. – С. 45–54. 3. Бобриевич А. П., Илупин И. П., Козлов И. Т. и др. Петрография и минералогия кимберлитовых пород Якутии. – М.: Недра, 1964. – 190 с. 4. Богатиков О. А., Гаранин В. К., Кононова В. А. и др. Архангельская алмазоносная провинция (геология, петрография, геохимия и минералогия). – М.: МГУ, 1999. – 524 с. 5. Богатиков О. А., Кононова В. А., Голубева Ю. Ю. и др. Петрогеохимические и изотопные вариации состава кимберлитов Якутии и их причины//Геохимия. – 2004. – № 9. – С. 915–939. 6. Братусь М. Д., Зинчук Н. Н., Аргунов К. П., Сворень И. М. Состав флюидов во включениях в кристаллах алмаза Якутии//Минералогический журнал. – 1990. – Т. 12. – № 4. – С. 49–56. 7. Братусь Б. Д., Зинчук Н. Н., Кроузе Г. Р., Витык М. О. Условия кристаллизации и изотопная природа серы, углерода и кислорода сульфидно-кальциевой ассоциации в трубке Удачная (Якутия)//Геохимия. – 1998. – № 3. – C. 264–270. 8. Василенко В. Б., Зинчук Н. Н., Кузнецова Л. Г. Петрохимические модели алмазных месторождений Якутии. – Новосибирск: Наука, 1997. – 574 с. 9. Владимиров Б. М., Костровицкий С. И., Соловьева Л. В. и др. Классификация кимберлитов и внутреннее строение кимберлитовых трубок. – М.: Наука, 1981. – 136 с. 10. Владимиров Б. М., Соловьева Л. В., Киселев А. И. и др. Кимберлиты и кимберлитоподобные породы: Кимберлиты – ультраосновная формация древних платформ. – Новосибирск: Наука, СО РАН, 1990. – 264 с.

11. Галимов Э. М., Боткунов А. И., Банникова А. А. и др. Изотопный состав углерода газа и битумов газово-жидких включений в гранате из кимберлитов трубки Мир//ДАН СССР. – 1988. – Т. 301. – № 2. – С. 436–438. 12. Джейкс А., Луис Дж., Смит К. Кимберлиты и лампроиты Западной Австралии. – М.: Мир, 1989. – 430 с. 13. Доусон Дж. Кимберлиты и ксенолиты в них. – М.: Недра, 1983. – 300 с. 14. Звягин Б. Б., Врублевская З. В., Жухлистов А. П. и др. Высоковольтная электронография в исследовании слоистых минералов. – М.: Наука, 1979. – 224 с. 15. Зинчук Н. Н. О минеральном составе келифитовых кайм на гранатах из кимберлитов//ЗВМО. – 1981. – Ч. 110. – Вып. 1. – С. 70–76. 16. Зинчук Н. Н. Распределение вторичных минералов в кимберлитовых породах Якутии//Изв. АН СССР. Сер. геол. – 1990. – № 5. – С. 70–83. 17. Зинчук Н. Н. Особенности состава и распределения слюдистых образований в кимберлитовых породах Якутии//Известия ВУЗов. Геология и разведка. – 1991. – № 7. – С. 58–66. 18. Зинчук Н. Н. Коры выветривания и вторичные изменения кимберлитов Сибирской платформы (в связи с проблемой поисков и разработки алмазных месторождений). – Новосибирск: НГУ, 1994. – 240 с. 19. Зинчук Н. Н. Влияние вторичных минералов на облик и состав кимберлитовых пород//Геология и геофизика. – 1998. – Т. 39. – № 12. – С. 1704–1715. 20. Зинчук Н. Н. Постмагматические минералы кимберлитов. – М.: Недра, 2000. – 538 с. 21. Зинчук Н. Н., Бондаренко А. Т., Гарат М. Н. Петрофизика кимберлитовых и вмещающих пород. – М.: Недра, 2002. – 695 с. 22. Зинчук Н. Н., Коптиль В. И. Типоморфизм алмазов Сибирской платформы. – М.: Недра, 2003. – 603 с. 23. Зинчук Н. Н., Костина Л. Е., Серенко В. П. и др. Состав основной массы и вторичных минералов кимберлитовой трубки Сытыканская//Геология и геофизика. – 1980. – № 6. – С. 71–81. 24. Зинчук Н. Н., Котельников Д. Д., Борис Е. И. Древние коры выветривания и поиски алмазных месторождений. – М.: Недра, 1983. – 196 с. 25. Зинчук Н. Н., Котельников Д. Д., Соколов В. Н. Преобразование минерального состава и структурных особенностей кимберлитов Якутии в процессе выветривания//Геология и геофизика. – 1982. – № 2. – С. 42–53.

26. Зинчук Н. Н., Лисковая Л. В. Вторичные минералы основной массы кимберлитов Якутии//Геология алмазов – настоящее и будущее (геологи к 50-летнему юбилею г. Мирного и алмазодобывающей промышленности России). – Воронеж: ВГУ, 2005. – С. 824–847. 27. Зинчук Н. Н., Мельник Ю. М., Серенко В. П. Апокимберлитовые породы//Геология и геофизика. – 1987. – № 10. – С. 66–72. 28. Зинчук Н. Н., Савко А. Д., Коптиль В. И. и др. Сравнительная характеристика типоморфных особенностей алмазов из терригенных отложений Воронежской антеклизы (Липецкая область) и Украинского щита (Среднее Приднестровье) в связи с проблемой прогнозирования и поисков их коренных источников//Вестник Воронежского университета. Геология. – 2004. – № 2. – С. 99–110. 29. Зинчук Н. Н., Савко А. Д., Крайнов А. В. Кимберлиты в истории Земли//Труды НИИ геологии ВГУ. Учебное пособие. – Воронеж: ВГУ, 2013. – Вып. 68. – 100 с. 30. Зинчук Н. Н., Савко А. Д., Шевырев Л. Т. Тектоника и алмазоносный магматизм. – Воронеж: ВГУ, 2004. – 426 с. 31. Зинчук Н. Н., Стегницкий Ю. Б., Мельник Ю. М. Особенности профиля коры выветривания кимберлитовых пород Накынского поля//Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых на пороге ХХІ века. – Воронеж: ВГУ, 2003. – С. 74–80. 32. Зинчук Н. Н., Харькив А. Д., Мельник Ю. М., Мовчан Н. П. Вторичные минералы кимберлитов. – Киев: Наукова думка, 1987. – 282 с. 33. Зольников Г. В., Ковальский В. В, Зимин Л. А. и др. Особенности пород и условия формирования одной из кимберлитовых трубок Алакитского поля//Минералогия и геохимия кимберлитовых и трапповых пород. – Якутск: ЯФ СО АН СССР, 1979. – С. 5–39. 34. Мельник Ю. М., Зинчук Н. Н., Харькив А. Д. Основные ассоциации вторичных минералов в кимберлитах Якутии//Минерал. сб. Львовского ун-та. – 1982. – № 36. – Вып. 2. – С. 76–83. 35. Милашев В. А. Кимберлитовые провинции. – Л.: Недра, 1974. – 238 с. 36. Милашев В. А., Крутоярский А. М., Рабкин М. И., Эрлих Э. Н. Кимберлитовые породы и пикритовые порфиры северо-восточной части Сибирской платформы. – М.: Госгеолтехиздат, 1963. – 216 с. 37. Никишов К. Н. Петролого-минералогическая модель кимберлитового процесса. – М.: Наука, 1984. – 214 с.

38. Орлов Ю. Л. Минералогия алмаза. – М.: Наука, 1984. – 264 с. 39. Перчук Л. Л., Ваганов В. И. Природа кимберлитов Якутии//В сб. “Проблемы петрологии земной коры и верхней мантии”. – М.: Наука, 1978. – С. 27–48. 40. Ровша В. С., Футенгендлер С. И. Пироаурит из кимберлитов Якутии//Зап. ВМО. – 1963. – Ч. 92. – Вып. 3. – С. 354–359. 41. Розен О. М., Манаков А. В., Зинчук Н. Н. Сибирский кратон: формирование, алмазоносность. – М.: Научный мир, 2006. – 212 с. 42. Ротман А. Я., Зинчук Н. Н., Ащепков И. В., Егоров К. Н. Кимберлиты и перспективы их исследований//Геология алмазов – настоящее и будущее (геологи к 50-летнему юбилею г. Мирного и алмазодобывающей промышленности России). – Воронеж: ВГУ, 2005. – С. 856–892. 43. Ротман А. Я., Зинчук Н. Н., Носыко С. Ф. и др. Геология и вещественный состав кимберлитовой трубки Катока (Ангола)//Проблемы прогнозирования, поисков и изучения месторождений полезных ископаемых на пороге XXI века. – Воронеж: ВГУ, 2003. – С. 111–122. 44. Соболев Н. В. Глубинные включения в кимберлитах и проблема состава верхней мантии. – Новосибирск: Наука, 1974. – 264 с. 45. Соболев Н. В., Похиленко Н. П., Ефимова Э. С. Ксенолиты алмазоносных перидотитов в кимберлитах и проблема алмазов//Геология и геофизика. – 1984. – № 12. – С. 63–80. 46. Соловьева Л. В., Егоров К. Н., Маркова М. Е. и др. Мантийный метасоматизм и плавление в глубинных ксенолитах из трубки Удачная, их возможная связь с алмазо- и кимберлитообразованием//Геология и геофизика. – 1997. – Т. 38. – № 1. – С. 172–193. 47. Специус З. В., Серенко В. П. Состав континентальной верхней мантии и низов коры под Сибирской платформой. – М.: Наука, 1990. – 272 с. 48. Францессон Е. В., Лутц Б. Г. Кимберлитовый магматизм древних платформ. – М.: ПИК ВИНИТИ, 1995. – 342 с. 49. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Геолого-генетические основы шлихо-минералогического метода поисков алмазных месторождений. – М.: Недра, 1995. – 348 с. 50. Харькив А. Д., Зинчук Н. Н., Крючков А. И. Коренные месторождения алмазов Мира. – М.: Недра, 1998. – 555 с. 51. Хитров В. Г., Зинчук Н. Н., Котельников Д. Д. Применение кластер-анализа для выяснения закономерностей выветривания

пород различного состава//ДАН СССР. – 1987. – Т. 296. – № 5. – С. 1228–1233. 52. Boyd F. R., Pokhilenko N. P., Pearson D. G. et al. Composition of the Siberian cratonic mantle: evidence from Udachnaya peridotite xenoliths//Contrib. Mineral. and Petrol. – 1997. – Vol. 128, No. 2–3. – P. 228–246. 53. Clement C. R. and Skinner E. M. W. A textural-genetic classification of kimberlites// Transactions оf Geological Society of South Africa. – 1985. – Vol. 88. – Р. 403–409. 54. Lesotho kimberlites/Nixon P. H. (Ed.). – Cape Town: Lesotho national development corporation, 1973. – 350 p. 55. Mitchel R. H. Kimberlites: mineralogy, geochemistry and geology. – New York: Plenum Press, 1986. – 442 p. 56. Mitchell R. H. Kimberlites, Orangeites and Related Rocks. – New York and London: Plenum Press, 1995. – 410 p. 57. Moor R. O., Griffin W. L., Gurney I. I. et al. Trace element geochemistry of ilmenites megacrysts from the Monastery kimberlite, South Africa//Lithos. – 1995. – Vol. 29. – P. 1–18. REFERENCES 1. Afanasiev V. P., Zinchuk N. N., Pokhilenko N. P. Prospecting mineralogy of diamond. – Novosibirsk: Geo, 2010. – 650 р. (Іn Russian). 2. Afanasiev V. P., Zinchuk N. N., Kharkiv A. D., Sokolov V. N. Regularities of mantle minerals alteration in the crust of weathering of kimberlites//Coll.: Minerageny of hypergenesis zone. – Moscow: Science, 1980. – P. 45–54. (Іn Russian). 3. Bobrievich A. P., Ilupin I. P., Kozlov I. T. et al. Petrography and mineralogy of kimberlite rocks of Yakutia. – Moskva: Nedra, 1964. – 190 р. (Іn Russian). 4. Bogatikov O. A., Garanin V. K., Kononova V. A. et al. Arkhangelsk diamondiferous province (geology, petrography, geochemistry and mineralogy). – Moscow: MSU, 1999. – 524 р. (Іn Russian). 5. Bogatikov O. A., Kononova V. A., Golubeva Y. Y. et al. Petrogeochemical and isotopic variations of Yakutian kimberlites composition and their reasons//Geochemistry. – 2004. – No 9. – P. 915–939. (Іn Russian). 6. Bratus M. D., Zinchuk N. N., Argunov K. P., Svoren I. M. Composition of fluids in crystal inclusions of Yakutian diamond//Mineralogical journal. – 1990. – V. 12. – No 4. – P. 49–56. (Іn Russian). 7. Bratus B. D., Zinchuk N. N., Krouze G. R., Vityk M. O. Conditions of crystallization and iso-

topic nature of sulfur, carbon and oxygen of sulfide-calcic association in pipe “Udachnaya” (Yakutia)//Geochemistry. – 1998. – No 3. – P. 264– 270. (Іn Russian). 8. Vasilenko V. B., Zinchuk N. N., Kuznetsova L. G. Petrochemical models of diamond deposits of Yakutia. – Novosibirsk: Science, 1997. – 574 р. (Іn Russian). 9. Vladimirov B. M., Kostrovitsky S. I., Solovieva L. V. et al. Classification of kimberlites and internal structure of kimberlite pipes. – Moscow: Science, 1981. – 136 р. 10. Vladimirov B. M., Solovieva L. V., Kiselev A. I. et al. Kimberlites and kimberlitelike rocks: Kimberlites – ultrabasic formation of ancient platforms. – Novosibirsk: Science, SB RAS, 1990. – 264 р. (Іn Russian). 11. Galimov E. M., Botkunov A. I., Bannikova A. A. et al. Isotopic composition of carbon gas and bitumen of gas-liquid inclusions in garnet from kimberlites of pipe “Mir”//DAN USSR. – 1988. – V. 301. – No 2. – P. 436–438. (Іn Russian). 12. Jakes A., Luis J., Smith K. Kimberlites and lamproites of Western Australia. – Moscow: World, 1989. – 430 р. (Іn Russian). 13. Dowson J. Kimberlites and xenoliths in them. – Moskva: Nedra, 1983. – 300 р. (Іn Russian). 14. Zvyagin B. B., Vrublevskaya Z. V., Zhukhlistov A. P. et al. High-voltage electronography in investigation of laminated minerals – Moscow: Science, 1979. – 224 р. (Іn Russian). 15. Zinchuk N. N. About mineral composition of kelyphitic rims on garnets from kimberlites//ZBMO. – 1981. – P. 110. – Iss. 1. – P. 70–76. (Іn Russian). 16. Zinchuk N. N. Distribution of secondary minerals in kimberlite rocks of Yakutia//Proceedings of the USSR AS. Geol. series. – 1990. – No 5. – P. 70–83. (Іn Russian). 17. Zinchuk N. N. Specific features of composition and distribution of micaceous formations in kimberlite rocks of Yakutia//Proceedings of HEE. Geology and exploration. – 1991. – No 7. – P. 58–66. (Іn Russian). 18. Zinchuk N. N. Crusts of weathering and secondary alterations of kimberlites of the Siberian platform (in connection with the problem of exploration and mining of diamond deposits). – Novosibirsk: NSU, 1994. – 240 р. (Іn Russian). 19. Zinchuk N. N. Influence of secondary minerals on appearance and composition of kimberlite rocks//Geology and geophysics. – 1998. – V. 39. – No 12. – P. 1704–1715. (Іn Russian). 20. Zinchuk N. N. Postmagmatic minerals of kimberlite. – Moskva: Nedra, 2000. – 538 р.

21. Zinchuk N. N., Bondarenko A. T., Garat M. N. Petrophysics of kimberlite and country rocks. – Moskva: Nedra, 2002. – 695 р. (Іn Russian). 22. Zinchuk N. N., Koptil V. I. Typomorphism of diamonds of the Siberian platform. – Moskva: Nedra, 2003. – 603 р. (Іn Russian). 23. Zinchuk N. N., Kostina L. E., Serenko V. P. et al. Composition of the basic mass and secondary minerals of kimberlite pipe “Sytykanskaya”//Geology and geophysics. – 1980. – No 6. – P. 71–81. (Іn Russian). 24. Zinchuk N. N., Kotelnikov D. D., Boris E. I. Ancient crusts of weathering and prospecting of diamond deposits. – Moskva: Nedra, 1983. – 196 р. (Іn Russian). 25. Zinchuk N. N., Kotelnikov D. D., Sokolov V. N. Transformation of mineral composition and structural features of kimberlites of Yakutia in the process of weathering//Geology and geophysics. – 1982. – No 2. – P. 42–53. (Іn Russian). 26. Zinchuk N. N., Liskovaya L. V. Secondary minerals of the basic mass of kimberlites of Yakutia//Geology of diamonds – present and future (geologists to the 50th anniversary of Mirny and diamond-mining industry of Russia). – Voronezh: VSU, 2005. – P. 824–847. (Іn Russian). 27. Zinchuk N. N., Melnik Y. M., Serenko V. P. Apokimberlite rocks//Geology and geophysics. – 1987. – No 10. – P. 66–72. (Іn Russian). 28. Zinchuk N. N., Savko A. D., Koptil V. I. et al. Comparative characteristic of typomorphic features of diamonds from terrigenous deposits of Voronezh anteclise (Lipetsk area) and Ukrainian shield (Middle Transdniestria) in connection with the problem of forecasting and prospecting of their primary sources//Proceedings of Voronezh university. Geology. – 2004. – No 2. – P. 99–110. (Іn Russian). 29. Zinchuk N. N., Savko A. D., Krainov A. V. Kimberlites in the Earth history//Proceedings of geology SRI of VSU. Tutorials. – Voronezh: VSU, 2013. – Iss. 68. – 100 р. (Іn Russian). 30. Zinchuk N. N., Savko A. D., Shevyrev L. T. Tectonics and diamondiferous magmatism.–Voronezh: VSU, 2004. – 426 р. (Іn Russian). 31. Zinchuk N. N., Stegnitsky Y. B., Melnik Y. M. Specific features of the weathering crust profile of the Nakyn field kimberlite rocks//Problems of forecasting, prospecting and investigation of mineral deposits on the threshold of the ХХI-st century. – Voronezh: VSU, 2003. – P. 74–80. (In Russian). 32. Zinchuk N. N., Kharkiv A. D., Melnik Y. M., Movchan N. P. Secondary minerals

of kimberlites. – Kiev: Naukova dumka, 1987. – 282 р. (Іn Russian). 33. Zolnikov G. V., Kovalsky V. V, Zimin L. A. et al. Specific features of rocks and formation conditions of one of kimberlite pipes of Alakit field//In coll. “Mineralogy and Geochemistry of kimberlite and trappean rocks”. – Yakutsk: YB SD USSR AS, 1979. – P. 5–39. (Іn Russian). 34. Melnik Y. M., Zinchuk N. N., Kharkiv A. D. Basic associations of secondary minerals in kimberlites of Yakutia//Mineral. coll. of Lviv Univ. – 1982. – No 36. – Iss. 2. – P. 76–83. (Іn Russian). 35. Milashev V. A. Kimberlite provinces. – Leningrad: Nedra, 1974. – 238 р. (Іn Russian). 36. Milashev V. A., Krutoyarsky A. M., Rabkin M. I., Erlikh E. N. Kimberlite rocks and picritic porphyries of north-eastern part of the Siberian platform. – Moskva: Gosgeoltechizdat, 1963. – 216 р. (Іn Russian). 37. Nikishov K. N. Petrologic–mineralogical model of a kimberlite process. – Moscow: Science, 1984. – 214 р. (Іn Russian). 38. Orlov Y. L. Mineralogy of diamond. – Moscow: Science, 1984. – 264 р. (Іn Russian). 39. Perchuk L. L., Vaganov V. I. Nature of kimberlites of Yakutia//In coll. “Problems of the Earth crust and upper mantle petrology”. – Moscow: Science, 1978. – P. 27–48. (Іn Russian). 40. Rovsha V. S., Futengendler S. I. Pyroaurite from kimberlites of Yakutia//Not. WMO. 1963. – P. 92. – Iss. 3. – P. 354–359. (Іn Russian). 41. Rosen O. M., Manakov A. V., Zinchuk N. N. Siberian craton: formation, diamondiferousness. – Moscow: Scientific world, 2006. – 212 р. (Іn Russian). 42. Rotman A. Y., Zinchuk N. N., Aschepkov I. V., Egorov K. N. Kimberlites and perspectives of their investigations//Geology of diamonds – present and future (geologists to the 50th anniversary of Mirny and diamond–mining industry of Russia). – Voronezh: VSU, 2005. – P. 856–892. (Іn Russian). 43. Rotman A. Y., Zinchuk N. N., Nosyko S. F. et al. Geology and material composition of kimberlite pipe Catoca (Angola)//In coll. “Problems of forecasting, prospecting and investigation of mineral deposits on the threshold of the XXI-st century”. – Voronezh: VSU, 2003. – P. 111–122. (Іn Russian). 44. Sobolev N. V. Deep-seated inclusions in kimberlites and the problem of upper mantle composition. – Novosibirsk: Science, 1974. – 264 р. (Іn Russian). 45. Sobolev N. V., Pokhilenko N. P., Efimova E. S. Xenoliths of diamondiferous peridotites

in kimberlites and the problem of diamonds//Geology and geophysics. – 1984. – No 12. – P. 63–80. (Іn Russian). 46. Solovieva L. V., Egorov K. N., Markova M. E. et al. Mantle metasomatism and melting in deep–seated xenoliths from pipe Udachnaya, their possible relationship with diamond- and kimberlite formation//Geology and geophysics. – 1997. – V. 38. – No 1. – P. 172–193. 47. Spetsius Z. V., Serenko V. P. Composition of continental upper mantle and lower parts of crust under the Siberian platform. – Moscow: Science, 1990. – 272 р. (Іn Russian). 48. Frantsesson E. V., Luts B. G. Kimberlite magmatism of ancient platforms. – Moskva: PIK VINITI, 1995. – 342 р. (Іn Russian). 49. Kharkiv A. D., Zinchuk N. N., Kruchkov A. I. Geologic-genetic fundamentals of heavy concentrate-mineralogical method of diamond deposits prospecting. – Moskva: Nedra, 1995. – 348 р. (Іn Russian). 50. Kharkiv A. D., Zinchuk N. N., Kruchkov A. I. Primary diamond deposits of the World. – Moskva: Nedra, 1998. – 555 р. (Іn Russian). 51. Hitrov V. G., Zinchuk N. N., Kotelnikov D. D. Application of cluster-analysis for clearing out regularities of various composition rocks’ weathering//DAN USSR. – 1987. – V. 296. – No 5. – P. 1228–1233. (Іn Russian). 52. Boyd F. R., Pokhilenko N. P., Pearson D. G. et al. Composition of the Siberian cratonic mantle: evidence from Udachnaya peridotite xenoliths//Contrib. Mineral. & Petrol. – 1997. – Vol. 128. – No 2–3. – P. 228–246. 53. Clement C. R. and Skinner E. M. W. A textural-genetic classification of kimberlites// Transactions оf Geological Society of South Africa. – 1985. – Vol. 88. – Р. 403–409. 54. Lesotho kimberlites/Nixon P. H. (Ed.). – Cape Town: Lesotho national development corporation, 1973. – 350 р. 55. Mitchel R. H. Kimberlites: mineralogy, geochemistry and geology. – New York: Plenum Press, 1986. – 442 р. 56. Mitchell R. H. Kimberlites, Orangeites, and Related Rocks. – New York and London: Plenum Press, 1995. – 410 р. 57. Moor R. O., Griffin W. L., Gurney I. I. et al. Trace element geochemistry of ilmenites megacrysts from the Monastery kimberlite, South Africa//Lithos. – 1995. – Vol. 29. – P. 1–18.

Р у к о п и с о т р и м а н о 31.03.2015.

М. М. Зінчук, Академія наук Республіки Саха (Якутія), Західноякутський науковий центр АН РС(Я), Росія, м. Мирний, nnzinchuk@rambler.ru ПРО ПЕРСПЕКТИВИ ПЕТРОГРАФІЧНИХ І ПЕТРОЛОГІЧНИХ ДОСЛІДЖЕНЬ КІМБЕРЛІТОВИХ ПОРІД На підставі аналізу конкретного фактичного й аналітичного матеріалу показані можливості й перспективи петрографічних і петрологічних досліджень кімберлітових порiд, які є вулканічними виверженими, недосиченими кремнеземом, насиченими леткими компонентами ультраосновних гібридних утворень з підвищеною лужністю, які містять мантійний і коровий матеріал у різних кількостях та співвідношеннях. Мантійний матеріал у кімберлітах представлений ксенолітами ультраосновних, лужно-ультраосновних та основних порiд і ксенозернами мінералів з них, які стійкі в широкому діапазоні РТ-умов. Коровою складовою кімберлітів є ксеногенний матеріал порід, які вміщують кімберліти, а також продукти, що перенесені в діатреми із навколишнього середовища постмагматичними розчинами. Діатреми кімберлітів характеризуються специфічними фізико-механічними, петрографічними, петрологічними і петрофізичними властивостями, багатофазною будовою з поширенням порiд не менше двох фаз укорінення. Перша – гіпабісальна, яка представлена порфіровими кімберлітами, і друга – вулканічна, що складена різноманітними кімберлітовими брекчіями з різною алмазоносністю. Типізація кімберлітів промислово-алмазоносних полів за петрографо-мінералогічними ознаками з виділенням окремих різновидів порід дала змогу простежити в загальному вигляді еволюцію родоначальних кімберлітових розплавів від стадії, що передувала утворенню діатрем, до кінцевого етапу, пов’язаного з утворенням внутрішньотрубочних жил та ін’єкцій. Важливим етапом петрографо-петрологічних досліджень кімберлітових порід є вивчення ксенолітів мантійних порід – найголовнішого джерела інформації про склад глибинних зон Землі, розшифровки процесів кімберліто- та алмазоутворення, а також побудови мантійних розрізів для конкретної території, що має важливе значення для планування й проведення прогнозно-пошукових робіт на алмази. Ключові слова: петрографія, петрологія, кімберліти, глибинні ксеноліти, мантійні розрізи, Сибірська платформа.

N. N. Zinchuk, West-Yakutian Scientific Centre of RS (Y) AS, Mirny, nnzinchuk@rambler.ru ABOUT PERSPECTIVES OF PETROGRAPHIC AND PETROLOGICAL INVESTIGATIONS OF KIMBERLITE ROCKS Basing on the analysis of specific actual and analytical material capabilities and perspectives of petrographic and petrological investigations are indicated, of kimberlite rocks, which are volcanic igneous, undersaturated by silica, rich in volatile components of ultrabasic hybrid formations with increased alkalinity, containing mantle and crust material in varying quantities and ratios. Mantle material in kimberlites is represented by xenoliths of ultrabasic, alkaline-ultrabasic and basic rocks and xeno-grains of minerals from them, which are stable in a broad range of PT-conditions. Xenogenic material of the rocks hosting kimberlites, as well as products transported to diatremes from the surroundings by postmagmatic solutions, are crust constituent of kimberlites. Diatremes of the kimberlites are characterized by specific physical-mechanical, petrographical, petrological and petrophysical properties, multiphase structure with distribution of rocks of not less than two intrusion phases: the first – hypabyssal, represented by porphyritic kimberlites, and the second – volcanic, composed by various kimberlite breccias, differing by diamondiferousness. Typification of kimberlites of commercially diamondiferous fields by petrographic-mineralogical indications with distinguishing individual varieties of rocks allowed tracing evolution of parent kimberlite melts in general terms, from the period preceding to formation of diatremes to the final stage, related with formation of intra-pipe veins and injections. Studying xenoliths of mantle rocks is an important stage of petrographic-petrological investigations of kimberlite rocks, as mantle rocks are the main source of information about composition of depth zones of the Earth and play the defining role for decoding processes of kimberlite and diamond formation. They also allow creating mantle sections for a specific territory, which is of important significance when planning and carrying out forecast-prospecting works on diamonds. Keywords: petrography, petrology, kimberlites, depth xenoliths, mantle sections, Siberian platform.

УДК 553.495:550.83

А. А. Калашник, д-р геол. наук, профессор (Кировоградская лётная академия Национального авиационного университета)

ПРИЧИНЫ ПРОСТРАНСТВЕННОЙ СВЯЗИ И МОНОМЕТАЛЛЬНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ПРОМЫШЛЕННЫХ ЗОЛОТОГО И УРАНОВОГО ОРУДЕНЕНИЙ В КИРОВОГРАДСКОМ РУДНОМ РАЙОНЕ УКРАИНСКОГО ЩИТА Представлены результаты проведенных исследований новых закономерностей размещения промышленных монометалльных месторождений урана в карбонатно-натриевых метасоматитах и месторождений золота Кировоградского рудного района в тесной связи с особенностями глубинного строения литосферы и ее составных частей на основе использования модели первичного концентрирования рудогенных компонентов в астеносфере. Рассмотрена специфика связи уран-золото в карбонатно-натриевых метасоматитах. Ключевые слова: промышленные месторождения урана, промышленные месторождения золота, монометалльное оруденение, мантийные рудогенные компоненты, мантийные флюиды.

Общая постановка проблемы и связь с практическими заданиями Анализ связи особенностей строения литосферы и астеносферы Украинского щита (УЩ) и закономерностей формирования промышленных эндогенных месторождений урана на базе идеи масштабного инициального концентрирования урана на определенных глубинных уровнях астеносферы (по Ф. А. Летникову [8]) путем мантийной сепарации урана при определенных термобароградиентных условиях (по И. И. Абрамовичу [1]) позволил нам определить глубинные факторы формирования эндогенного промышленного уранового оруденения на УЩ и разработать принципиально новую технологию прогнозирования промышленных, в первую очередь крупных эндогенных месторождений урана [3]. Это дало возможность выполнить обоснованные прогнозные оценки потенциальной уранорудопродуктивности сегментов литосферы

УЩ и значительно минимизировать площади для дальнейших поисковых работ с целью наращивания промышленного потенциала минерально-сырьевой базы урана Украины. В процессе исследования нами также установлены глубинные факторы формирования крупных месторождений уран-полиметалльного парагенезиса (U-V-TR-Sc) в карбонатно-натриевых метасоматитах УЩ [4]. К ним отнесены: 1) петрологические условия масштабной мантийной сепарации различных по металлогенической специализации рудогенных компонентов, которые создавались в краевой части литосферного сегмента высокой степени зрелости Ингульского мегаблока на границе со Среднеприднепровским; 2) сходство геохимической реакции U, V, TR, Sc на создававшиеся в астеносфере градиенты давления и температур, что привело к их наиболее значительной комплексной концентрации в сформировавшейся глу-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

бинной астеносферной ловушке и обеспечило совместный перенос в составе мантийных флюидов к верхним горизонтам земной коры по Криворожско-Кременчугскому разлому транслитосферного проникновения; 3) сходство геохимической реакции U, V, TR, Sс, необходимой для осаждения на геохимических барьерах верхних структурных горизонтов земной коры, что обеспечило их совместное массовое рудоотложение вследствие эксплозивного гидрогазоразрыва. В мире открыт целый ряд комплексных месторождений с промышленными содержаниями урана и золота, самыми известными из которых являются Витватерсранд (золото-урановое в древних конгломератах), Олимпик-Дам (золото-уранмедное), Джабилука (золото-урановое, одно из крупнейших в мире). Для Кировоградского рудного района характерна пространственная сопряженность в региональных тектонометасоматических структурах протерозойских золоторудных объектов с более молодыми протерозойскими промышленными месторождениями урана, а также проявлениями кимберлитового магматизма (рис. 1). Базой эффективных прогнозно-поисковых моделей промышленного оруденения любой металлогенической специализации является исследование условий формирования месторождений, начиная от выявления первичных источников рудогенных компонентов и условий их концентрирования на стадии рудоподготовки (по И. И. Абрамовичу [1]), а также специфики формирования крупных рудоконцентраций на финальной стадии рудоотложения. Выделенные нами глубинные факторы формирования крупных по запасам промышленных монометалльных месторождений урана и крупных U-V-TR-Sc месторождений в карбонатно-натриевых метасоматитах на УЩ указывают на однозначную связь формирования крупного уранового и уран-полиметалльного оруденения с физическими характеристиками состояния недр на уровне астеносферы

Ингульского мегаблока высокой степени зрелости. Проблемы формирования промышленного золотого оруденения тесно связаны с геохимическими особенностями золота и особенностями его миграции и концентрирования в природных условиях. Данная статья является первым этапом изучения особенностей связи уранзолото в Кировоградском рудном районе, исследования причин разделения золота и урана при формировании промышленных концентраций и влияния глубинного строения Украинского щита на формирование промышленных месторождений золота. Обзор публикаций и нерешенные части общей проблемы Промышленные золоторудные месторождения Кировоградского ураново-золоторудного района (Юрьевское, Клинцовское) монометалльные, средние по запасам и сопряжены в пространстве с промышленными месторождениями урана в карбонатно-натриевых метасоматитах (рис. 1, 2), которые также являются монометалльными, но преимущественно с крупными запасами. Это ярко проявлено для сближенных Юрьевского месторождения золота и Юрьевского месторождения урана. Отметим, что иная ситуация характерна для Червоношахтарского рудопроявления золота, вскрытого в зоне брекчирования среди мигматизированных пород железисто-кремнистосланцевой формации в Западно-Ингулецкой тектонической зоне Ингульского мегаблока УЩ. В ассоциации с золотом в рудных концентрациях выявлены медь, серебро, кобальт, молибден. Урановое оруденение на ряде месторождений в Кировоградском рудном районе прослежено на глубину 1 000–1 550 м (Северинское, Докучаевское, Новоконстантиновское). Определено [14], что источником рудогенных компонентов при формировании промышленных месторождений урана в карбонатно-натриевых метасоматитах Кировоградского рудного района является мантия. Золотое оруденение на Юрьевском месторождении золота прослежено

Рис. 1. Схема корреляционной связи проявлений ультраосновного щелочного магматизма, эндогенных урановорудных и золоторудных объектов центральной части Ингульского мегаблока, совмещенная со схемой гравитационного поля и элементами интерпретации сейсмических исследований: 1 – изолинии поля силы тяжести: а – отрицательные, б – нулевые, в – положительные; 2 – сейсмические профили ГСЗ, геотраверсы; 3 – изогипсы поверхности раздела Мохо; 4 – проекции на линии профилей опущенных участков поверхности рельефа Мохо; 5 – разрывные нарушения, вдоль

которых зафиксированы вертикальные смещения поверхности К2; 6 – проекция на линию профиля борта мантийного прогиба; 7 – области развития щелочных метасоматитов; 8 – месторождения урана в карбонатно-натриевых метасоматитах; 9 – рудопроявления урана; 10 – месторождения золота; 11 – рудопроявления золота; 12 – дайки кимберлитов палеопротерозойского возраста; 13 – находки обломков автолитовых ксенотуфобрекчий кимберлита; 14 – контуры отрицательных гравианомалий, контролирующих эксплозивные структуры мел-палеогенового этапа тектонической активизации; 15 – дайки субщелочных пикритоидов (калиевая ветвь); 16 – места находок кимберлитовых алмазов; 17 – контуры Субботско-Мошоринской зоны разломов На вставке А: Структурная схема размещения объектов промышленного эндогенного уранового оруденения Кировоградской урановорудной металлогенической области, совмещенная с 3D схемой глубины залегания поверхности М (схема поверхности М по Ю. И. Федоришину [16]): 1 – месторождения урана в карбонатно-натриевых метасоматитах, 2 – месторождения золота, 3 – положение границы Субботско-Мошоринской разломной зоны

бурением до глубины 1 000 м, на Клинцовском месторождении золота – до глубины 530 м. При рассмотрении генезиса золоторудных месторождений наиболее дискуссионным остается вопрос об источнике металла. Природа источника рудогенных компонентов при формировании Клинцовского и Юрьевского месторождений также является предметом дискуссий. В ряде публикаций отображены представления различных исследователей [10, 11, 18] о возможных механизмах золоторудного процесса Кировоградского рудного района. По мнению Г. М. Яценко и коллег, Клинцовское месторождение золота, локализованное в зоне Кировоградского разлома, также связано с мантийными источниками рудогенных компонентов, раскрытыми этим разломом [11]. Проникновению рудоносных флюидов (или флюидизатов) при формировании Юрьевского месторождения золота также способствовали тектонические структуры, в которых происходила метасоматическая и гидротермальная переработка вмещающих. В последние годы развиваются представления о значительной роли верхней мантии в поставке рудных компонентов различной металлогенической специализации в составе мантийных флюидов при формировании месторождений [1]. Отмечено, что золото оказывается в виде незначительной примеси в рудах разнообразного состава. Золото характеризуется высокой подвижностью в мантии и на

всех стадиях рудообразующего процесса [1]. Свидетельством высокой подвижности золота в мантии, по мнению А. Ф. Коробейникова, являются резкие вариации его содержания в магматических породах, возникших под влиянием мантийного метасоматоза [6]. Преимущественная связь месторождений золота с гранитоидами свидетельствует о концентрировании этого металла в астеносфере при значительной водонасыщенности и окисленности мантии, т. е. при высоких содержаниях во флюиде Н2О и СО2 [1]. Нестабильность геолого-геохимических парагенезисов золота, по мнению И. И. Абрамовича, определяется его особенностью – чрезвычайно высоким коэффициентом распределения между флюидом и расплавом, который в зависимости от состава флюида, его температуры и давления несколько меняется, но для условий, близких к мантийным, стабильно остается высоким [1]. По результатам исследований разных авторов установлена единая тенденция в поведении золота – его переход во флюид существенно увеличивается при возрастании давления [1, 6]. По мнению А. Ф. Коробейникова, внутримантийные процессы преобразования глубинного вещества сопровождались перераспределением и выносом благородных металлов до 50 % от общего их количества в исходных породах мантии. Это обеспечивало возникновение металлоносных магмо-термофлюидодинамических глубинных систем в мантии [6]. Экспериментальное изучение миграции

золота в растворах и исследование его флюидных включений показывают большое разнообразие форм его переноса при преимущественной миграции в виде хлоридных соединений [1], что сближает золото и уран по геохимическим особенностям его миграции. Анализ специфики связи золото-уран в карбонатно-натрие-

вых метасоматитах крупных по запасам месторождений урана Кировоградского рудного района может позволить нам выявить условия, в том числе глубинные факторы, при которых возможна крупная совместная концентрация этих элементов или их раздельное пространственно сближенное рудоконцентрирование, как

Рис. 2. Схема расположения промышленных месторождений урана и золота Ингульского мегаблока Украинского щита: 1 – граниты рапакиви и основные породы Корсунь-Новомиргородского плутона (корсунь-новомиргородский комплекс PR2); 2 – гранитоиды Новоукраинского массива (новоукраинский комплекс PR1); 3 – граниты и мигматиты кировоградского комплекса (PR1); 4 – Братский синклинорий; 5 – Ингулецкий синклинорий; 6 – Западно-Ингулецкая полоса; 7 – Днестровско-Бугский мегаблок (архейский гранулитовый комплекс); 8 – Среднеприднепровский мегаблок (архейский гранит-зеленокаменный пояс); 9 – оси разломов; 10 – месторождения урана: а – в среднетемпературных карбонатно-натриевых метасоматитах, б – в высокотемпературных кремний-калиевых метасоматитах; 11 – месторождения золота: 1 – Клинцовское, 2 – Юрьевское; 12 – урановорудные районы УЩ: 1 – Кировоградский, 2 – Криворожский, 3 – Алексеевско-Лысогорский

это проявлено в восточном обрамлении Новоукраинского массива Ингульского мегаблока. Цель статьи Выявление специфики связи уран-золото в карбонатно-натриевых метасоматитах промышленных месторождений урана Кировоградского урановорудного района УЩ и причин пространственной сопряженности и разобщенности формирования промышленных золотого и уранового оруденений в Кировоградском рудном районе УЩ. Методика исследований Для решения поставленных задач использовался анализ результатов комплекса геофизических, радиогеохимических, геохимических, минералого-петрографических исследований и структурно-геологические методы исследований.

Связь уран-золото в урановорудных карбонатно-натриевых метасоматитах Кировоградского рудного района В настоящее время достаточно распространенными являются представления о ведущем значении при формировании докембрийских месторождений золота УЩ первично обогащенных металлом вмещающих пород. Особенно широко эти взгляды были развиты применительно к месторождениям золота в зеленокаменных поясах архея, а также к стратиформным месторождениям палеопротерозоя. Результаты изучения золотоносности пород восточного экзоконтакта Новоукраинского массива, вмещающих золоторудные объекты, указывают на сравнительно низкие уровни содержания этого металла (табл. 1). Гранитоиды кировоградского комплекса характеризуются крайне низким уровнем фоновых содержаний золота, в то время как разрез

Таблица 1. Фоновые содержания золота в породах фундамента восточного экзоконтакта Новоукраинского массива (по материалам ГРЭ-37 КП “Кировгеология”)

№ п/п

Породы

Количество проб в выборке

Средние фоновые содержания, мг/т

А. Чечелеевская свита Ингуло-ингулецкой серии 1.

Гнейсы биотитовые

1500

2,6

Гнейсы кордиерит-биотитовые

219

2,7

Гнейсы графит-биотитовые

114

6,2

Гнейсы амфибол-биотитовые

5,1

Гнейсы пироксен-биотитовые

2,2

2,0

572

1,6

793

3,0

448

3,0

17,0

Б. Спасовская свита Ингуло-ингулецкой серии 6.

Гнейсы биотитовые

Гнейсы пироксен-биотитовые В. Кировоградский комплекс

8. 9. 10. 11.

Граниты и мигматиты нерасчлененные среднезернистые, биотитовые Граниты мелко-, среднезернистые, биотитовые Пегматиты, аплит-пегматоидные граниты Кварцевые и кварц-полевошпатовые жилы, тесно связанные с пегматитами

чечелеевской свиты имеет повышенный и высокий уровень фоновых содержаний золота в кордиеритовых, диопсид-амфиболовых, амфиболовых и графит-биотитовых гнейсах, в сравнении с уровнем содержаний в господствующих в разрезе биотитовых гнейсах. В разрезе чечелеевской свиты биотитовые гнейсы имеют самые низкие (в группе гнейсов) околокларковые фоновые содержания золота. Наиболее высокие фоновые содержания свойственны графит-биотитовым гнейсам. Граниты и мигматиты, нерасчленённые среднезернистые, биотитовые кировоградского комплекса, характеризуются весьма низким фоновым содержанием золота. В то же время граниты мелко- и среднезернистые и аплит-пегматоидные, приуроченные к экзоконтакту Новоукраинского массива, характеризуются повышенной фоновой золотоносностью до 3 мг/т. Еще более высокий фон отмечается в тесно связанных с пегматоидами кварцевых и кварц-полевошпатовых жилах и прожилках, по простиранию нередко переходящих в пегматиты. При этом они зачастую ассоциируют с золотоносными минерализованными зонами в гнейсовом разрезе. Десилицированные породы, а также зоны окварцевания и серицитизации, сопровождающие участки десилицированных пород и альбититов (“кварцевые шляпы” внешних зон метасоматоза), характеризуются крайне низкой фоновой золотоносностью 0,7–1,0 мг/т. По данным геохимических исследований КП “Кировгеология” монофракций пирита и графита из графит-биотитовых гнейсов чечелеевской свиты ингуло-ингулецкой серии, не затронутых золоторудной минерализацией, эти минералы являются основными концентраторами золота в породах. В графитах его содержание составляет 2,25 г/т, пиритах – 0,63 г/т. Кроме того, графит является главным концентратором марганца, молибдена, олова, титана, ванадия, цинка, а пирит – кобальта, никеля, свинца. В графитовых гнейсах обычно прослеживается прямая зависимость между содержаниями

золота в породах и количеством сульфидов в ней (Ю. П. Шестаков, КП “Кировгеология”). Проведенное ГРЭ № 37 КП “Кировгеология” опробование и анализ продуктов натриевого метасоматоза, проявленных как в гранитоидах кировоградского комплекса, так и в гнейсах чечелеевской свиты, а также мощных зон серицитизации и окварцевания, сопровождающих участки десилицированных пород и альбититов ряда месторождений урана, позволили зафиксировать в ряде проб аномальное содержание золота. В частности, на Щорсовском и Подгайцевском месторождениях урана в ряде скважин содержание в рудных альбититах зафиксировано на уровне проявлений (0,1–0,4 г/т и выше). В рудных альбититах приповерхностной зоны Новоконстантиновского месторождения урана содержание золота достигает 40 мг/т. Отметим, что в урановорудных альбититах Желтореченского месторождения (Криворожский урановорудный район) отмечено увеличение содержания золота до 2 г/т. Среднее содержание золота в урановорудных карбонатно-натриевых метасоматитах Кировоградского рудного района невысокое (табл. 2). Золотоносные концентрации чаще распределены по периферии месторождений урановорудных альбититов, в частности Центрального, Северинского, Подгайцевского, Новоконстантиновского и других. Месторождения Юрьевское урановое и Юрьевское золотое находятся в 6 км друг от друга. Золоторудная минерализация, так же как и урановая, приурочена к долгоживущим тектонометасоматическим зонам. На Юрьевском месторождении урана золотоносные зоны имеют преимущественно широтное простирание, как и зоны уранового оруденения, золотая минерализация прослежена до глубины 1 000 м (материалы КП “Кировгеология”). При средних содержаниях золота в урановорудных апогнейсовых альбититах Юрьевского месторождения урана до 45 мг/т, в зонах оруденения Юрьевского месторождения золота на отдельных

Таблица 2. Средние содержания золота в урановорудных карбонатно-натриевых метасоматитах ряда месторождений урана Кировоградского рудного района Месторождения урана

Среднее содержание Au, n·10-7%

Мичуринское

27,1*

Северинское

19,0*

Подгайцевское

18,0*

Центральное

9,4–12,5**

Юрьевское

6,2–45,0**

Лелековское

11,0**

Западно-Коноплянское

9,1*

Южно-Коноплянское

8,7*

Новоконстантиновское (приповерхностная зона)

11,1–40,0**

Примечания. Кларк содержания золота в гранитах 4,5·10-7 %. Определения содержания золота выполнены нейтронно-активационным методом: *данные ВИМС; **данные ГРЭ № 37 КП “Кировгеология”.

интервалах содержание поднимается до 10–15 г/т (Ю. П. Шестаков, КП “Кировгеология”). Проведенные анализы акцессорных минералов пирита и галенита из урановорудных альбититов, в частности Центрального, Северинского, Подгайцевского месторождений, показали невысокое содержание золота, которое составляет 4–6·10-6 %, что соизмеримо с содержанием золота в самих урановорудных альбититах. Одновременно в рибеките урановорудных альбититов содержание золота оказалось достаточно высоким – до 4·10-5 % (В. Г. Руткевич, КП “Кировгеология”), что указывает на сидерофильность золота в ураноносных карбонатно-натриевых метасоматитах, сульфидная минерализация для них не характерна. На Юрьевском месторождении урана в скв. 2420 на глубинах более 800 м в апогнейсовых альбититах было зафиксировано значительное количество сульфидов (арсенопирит, пирит, халькопирит) до 10 %. При этом содержание золота в апогнейсовых альбититах увеличивалось незначительно (до 20–40·10-7 %). В то же время в графитовых гнейсах, на участках обогащения сульфидами, наблюдалось по-

вышение содержания золота до 7·10-5 % и даже до 1 г/т (В. Г. Руткевич, КП “Кировгеология”). Причина указанных особенностей проявления золота в ураноносных альбититах, по нашему мнению, обусловлена невозможностью проявления золотом своих халькофильных свойств в условиях отсутствия серы в щелочных натриево-углекислых растворах и скоротечным рудоотложением урана вследствие процесса эксплозивного гидрогазоразрыва [7]. Основная форма нахождения золота – самородное. Оно встречается преимущественно в тонкодисперсных, реже мелкозернистых выделениях частиц размером менее 0,001 мм (И. И. Минеева, материалы КП “Кировгеология”). В редких случаях отмечены золотины размером от 0,01 до 0,005 мм. Форма золотин округлая, несколько удлиненная, реже наблюдаются каплевидные и изометричные обособления. В альбититах золотинки фиксируются по периферии и внутри зерен эгирина и щелочных амфиболов, в микротрещинах – в альбите, мелких кавернах, пустотах, выполненных гидроокислами и окислами железа (В. Г. Руткевич, КП “Кировгеология”).

Клинцовское месторождение золота, по мнению Г. М. Яценко и коллег, связано с мантийными источниками рудогенных компонентов. В его пределах выявлены две основные рудные формации: малосульфидная золото-кварцевая и золотокварцевая [11]. Самородное золото встречается крайне редко. Породы рудной зоны большей частью метасоматически измененные, содержат кварцевые образования различного генезиса мощностью от 2 до 30 м, в различной степени обогащенные золотом, мышьяком и висмутом [11]. Образование Клинцовского месторождения связывают главным образом с тектонометасоматическими процессами, е не с метаморфическими и магматическими, которые присущи месторождениям золота иных классов и предлагают тектонометасоматическую модель его формирования [18]. Рудовмещающей формацией на Юрьевском месторождении золота также как и на Клинцовском является флишоидная метаграувакковая, породы которой подверглись существенным тектоно-метасоматическим преобразованиям [11]. На Юрьевском месторождении золота преобладает оруденение золото-кварцевого типа (до 90 %) с более крупным, свободным, высокопробным золотом, обособленным в кварцевых жилах и прожилках и порядка 10 % золото-сульфидное, с мелкодисперсным, низкопробным золотом, пространственно связанным с сульфидизированными гнейсами (Ю. П. Шестаков, КП “Кировгеология”). Временной разрыв между формированием месторождений урана в карбонатнонатриевых метасоматитах рудных районов Кировоградской урановорудной области УЩ и формированием Юрьевского и Клинцовского месторождений золота, связь с другими эндогенными процессами наглядно отображены на рис. 3. В целом эндогенные процессы отчетливо делятся на две группы временных интервалов: 2,1–1,95 и 1,8–1,75 млрд лет. Возраст золотого оруденения Компанеевского (Юрьевского) и Клинцов-

ского золоторудных полей можно оценить по определению возраста главной рудной ассоциации изотопно-свинцовым методом по галениту для Юрьевского месторождения золота, который составляет 2 000±20 млн лет [10] и данным Д. Н. Щербака и А. В. Гринченко для золото-кварцевых месторождений Кировоградского рудного района (1,975– 1,97 млрд лет) [17]. В период активизации (2,1–1,97 млрд лет) в центральной части УЩ имел место мощный восходящий поток высокотемпературных флюидов, создавший в условиях ультраметаморфизма Новоукраинский гранитный массив, который стал фактором резкой анизотропии геологической среды в регионе. Изотопный возраст гранитов кировоградского комплекса, по Д. Н. Щербаку [17], составляет 2070–2015 млн лет. Полученные в последние годы урансвинцовые изотопные датировки гранитоидов новоукраинского и кировоградского комплексов по монацитам показали практически один и тот же возраст 2,03–2,04 млрд лет [2, 12]. Близкие значения возрастов получены для ряда гранитоидных массивов Ингульского мегаблока (по Е. Е. Шестопаловой, Л. М. Степанюку и др. [12]): возраст монацита порфировидных биотитовых гранитов Долинского массива, (урансвинцовый метод) – 2021,9±1,5 млн лет, возраст монацита из гранат-биотитового порфировидного гранита Вознесенского массива (уран-свинцовый метод) составляет 2034±6,6 млн лет. В эпоху 2000–1950 млн лет в Ингульском мегаблоке произошло масштабное формирование урановорудных концентраций в связи с развитием высокотемпературного кремний-калиевого метасоматоза (пик K-U минерализации на Южном, Лозоватском, Калиновском месторождениях приходится на 1,98–1,96 млрд лет [12] (Алексеевско-Лысогорский урановорудный район)). Подчеркнем, что эта датировка практически синхронна с формированием золото-кварцевых месторождений Кировоградского рудного района

Рис. 3. Временная связь формирования урановорудных районов Кировоградской урановорудной области УЩ с другими эндогенными процессами (с использованием данных Н. П. Щербака и др. [2], В. А. Крупенникова [7], Д. Н. Щербака и А. В. Гринченко [17], А. Н. Пономаренко [12] (цифры – возраст в млрд лет)

(1,975–1,97 млрд лет) [17]. Формирование месторождений калий-урановой формации Алексеевско-Лысогорского рудного района в высокотемпературных щелочных калиевых метасоматитах принципиально имеет связь с подкоровыми источниками рудогенных компонентов и процессами мантийной природы, отвечающими за значимое эндогенное рудообразование урана, что и месторождения урана в натриевых метасоматитах, но сформированными локально, в самостоятельной группе эндогенных процессов в тесной связи с процессами кислого гранитоидного петрогенезиса [5]. Масштабное формирование урановорудных концентраций в связи с развитием среднетемпературного натриевого метасоматоза (Кировоградский и Криворожский урановорудные районы) произошло в период 1800–1750 млн лет. Урановое оруденение в карбонатно-натриевых метасоматитах почти синхронно с альбитпеталит-литиевым оруденением Полоховского месторождения (возраст альбит-петалитовых руд Полоховского месторождения составляет 1800±35 млн лет (K-Ar метод)) [10]. Исходя из данных работы [15], мощность литосферы Земли на архейском этапе ее эволюции составляла ~70 % от полной мощности. На рубеже архея и палеопротерозоя (2,8–2,6 млрд лет) и в период 2,1–2,0 млрд лет на Земле произошло массовое образование гранитоидов, которое было обусловлено возросшей активностью водородсодержащих трансмагматических флюидов и возможностью выноса ими щелочей и других некогерентных элементов с глубоких горизонтов мантии, неистощенной в отношении этих элементов [8, 9]. Наращивание литосферы создавало условия для проникновения последующих более молодых разломов на эти уровни, их высокой последующей флюидизации с широким развитием метасоматитов, мелких очагов плавления и, как правило, высокой рудоносностью. В результате указанных преобразований интервал времени поздний архей-палеопротерозой отвечал

наиболее оптимальным условиям астеносферного концентрирования халькофильных элементов [1, 9]. На следующем этапе эволюции флюидно-мантийного процесса Земли произошло воздействие на коровые эндогенные процессы мантийных флюидов [8, 9]. При этом очередное отступление фронта восстановленных флюидов на более глубокие горизонты мантии, неистощенной в отношении углерода, щелочей и некогерентных элементов, обусловило генерации магм и расплавов, обогащенных редкими элементами в области высоких давлений. Формирование промышленного золотого и промышленного уранового оруденения на УЩ являлось составной частью этого общего геологического развития Земли в целом и региона их проявленности (в данном случае Ингульский мегаблок) в частности. Крупным рудным провинциям и крупным по запасам месторождений различной формационной принадлежности присущи определенные диапазоны геофизических параметров мантии, отражающие наиболее оптимальные условия для первичного концентрирования тех или иных рудных компонентов [8, 9]. Наибольшая степень зрелости на УЩ по целому ряду признаков присуща Ингульскому мегаблоку. Использование анализа особенностей глубинного строения литосферы в районах формирования пространственно сопряженных промышленных месторождений урана и золота центральной части УЩ позволило выявить некоторые особенности физического состояния глубин, которые влияли на условия рудогенеза. Для Ингульского мегаблока характерна максимальная в пределах УЩ мощность литосферы, достигающая по данным ГСЗ 250 и более километров [13]. Мощность коры в пределах мегаблока изменяется от 35 до 45 км с валообразным поднятием в Ингуло-Ингулецкой шовной зоне. Поверхность Мохо по сравнению с соседними мегаблоками образует поднятие, своеобразный приподнятый блок, в пределах которого в желобообразной впадине в поверхности М, совпадающей с Суббот-

ско-Мошоринской разломной зоной по данным ГСЗ, зафиксированы контрастно выраженные вертикальные расслоения коры (профиль XXIV), которые также отмечены и в зоне Кировоградского разлома (геотраверс IV) (рис. 1). В подошве литосферы Ингульского мегаблока высокой степени зрелости создавались наиболее оптимальные условия для масштабного первичного астеносферного концентрирования рудогенных компонентов, характеризующихся высокой степенью сродства к кислороду и фтору [8, 9]. При возникновении транслитосферной проницаемости происходил вынос к верхним горизонтам земной коры с очагов первичного астеносферного концентрирования рудогенных компонентов флюидной фазы в составе специализированного восходящего флюидного потока. Образование гранитоидов новоукраинского и кировоградского комплексов Ингульского мегаблока совпадает с палеопротерозойским периодом массового образования гранитоидов на Земле (2,1– 2,0 млрд лет). В этот период происходило эпизодическое изменение состава мантии в общепланетарном масштабе и на этом фоне, вероятно, возникла резкая вариация физических свойств и в подошве литосферы Ингульского мегаблока, с связи с интенсивным гранитообразованием в это время. Возникли благоприятные условия для геохимического обособления золота в сегменте астеносферы, подстилающей Ингульский мегаблок. Локальная скачкообразная потеря устойчивости РТ-систем подстилающей Ингульский мегаблок астеносферы, вследствие мантийных процессов, вероятно, привела к усилению миграции золота, его масштабному концентрированию и последующей генерации золотоносных флюидов. Это предопределило тенденцию к формированию высоких концентраций золота в локальной астеносферной ловушке Ингульского мегаблока при исключительной рассеянности золота в мантии с последующим формированием промышленных месторождений в тектонометасоматических зонах.

Золоторудные поля, вмещающие промышленные месторождения золота (Клинцовское, Компанеевское (Юрьевское)), а также Шахтное, которые сопряжены и перекрываются со структурами Мичуринского, Юрьевского и Лелековского урановорудных полей, являются проекцией на земную поверхность астеносферной ловушки с вероятной предрудной концентрацией золоторудных флюидов в ее пределах. При благоприятной флюидопроницаемости среды в периоды тектонических активизаций обеспечивался подъем на верхние этажи земной коры золотоносных флюидов (флюидизатов) в составе восходящего флюидного потока в период 1,975–1,970 млрд лет и впоследствии ураноносных флюидов в период 1,80–1,75 млрд лет. Парагенетическая ассоциация золота с ураном при формировании промышленных месторождений урана в карбонатнонатриевых метасоматитах обуславливалась физико-химическими факторами, прежде всего определяющими первичное концентрирование и последующую совместную миграцию и осаждение этих элементов на финальной стадии рудоотложения. Вариации геохимических особенностей золота, обусловленные двойственностью и сочетанием сидерофильных и халькофильных свойств, определяют прежде всего многообразие форм его концентрирования на стадии рудоотложения с образованием широкого спектра типов месторождений. На этапе рудоподготовки в мантийных условиях более существенна была роль среды, определявшая высокую подвижность золота, которая должна характеризоваться присутствием галогенов, прежде всего хлора. Галогенофильность золота являлась определяющей при формировании его первичных масштабных мантийных концентраций, необходимых для возникновения крупных месторождений золота различных рудноформационных типов. Именно галогенофильность определяла подвижность золота в мантии, многообразие форм его состояния, соединений, масштабов пер-

вичного концентрирования и миграции на верхние структурные горизонты по проницаемым транслитосферным разломам. В щелочных бессульфидных натриево-углекислых растворах, формировавших ураноносные карбонатно-натриевые метасоматиты в Кировоградском рудном районе, золото могло проявлять только сидерофильную природу, транспортировалось в мантийном ураноносном флюиде в незначительных количествах. Поэтому проявление золотой составляющей при урановом рудообразовании в карбонатно-натриевых метасоматитах ярко не выражено, комплексные промышленные рудные концентрации золота совместно с ураном в них отсутствуют. Выводы и перспективы дальнейшего развития в данном направлении Урановорудные и золоторудные поля в восточном обрамлении Новоукраинского массива центральной части УЩ перекрываются, что указывает на определенное сходство петролого-геохимических условий концентрирования урана и золота и общность реакции генерации рудогенных компонентов и путей их миграции в астеносфере и затем на верхнекоровый уровень по общим разломам транслитосферной проницаемости. Однако монометалльность крупных месторождений урана в карбонатно-натриевых метасоматитах и средних по запасам Клинцовского и Юрьевского месторождений золота Кировоградского уран-золоторудного района, существенный временной разрыв их образования указывают на специфику и геохимическую обособленность золота и урана в астеносферных условиях, определенный антагонизм условий их первичного концентрирования. Металлогеническая специализация Кировоградского рудного района, сочетающая крупные промышленные месторождения урана, крупные промышленные месторождения лития, средние по запасам промышленные месторождения золота, обусловлена единой астеносферной ловушкой с формированием локальных термических не-

100

однородностей в ее пределах, создающих условия для масштабной обособленной концентрации урана и золота, что согласуется с пространственной сопряженностью промышленного уранового и золотого оруденения и нередким сонахождением урановой и золотой минерализации в рудных зонах. Учитывая монометалльность промышленных месторождений золота центральной части УЩ, важным этапом являлось геохимическое обособление золота с последующим масштабным мантийным концентрированием. Отлагаясь практически синхронно с другими металлами, золото чаще всего не связано с ними генетически, а обусловлено общностью миграции. Спецификой Ингульского мегаблока является проявленность антагонизма U-Au при формировании промышленных месторождений урана и золота в Кировоградском рудном районе, что свидетельствует о разных факторах, контролировавших их первичное астеносферное концентрирование, генерацию специализированных рудоносных мантийных флюидов, различие времени миграции с мантийного уровня на верхние горизонты земной коры. Пространственная сопряженность месторождений урана и месторождений золота обусловлена связью с единой астеносферной ловушкой и обусловлена общностью путей разновременной миграции по одним и тем же разломным структурам мантийного проникновения и узлов их пересечения. Смена металлогенической специализации монометалльных рудных формаций в Кировоградском рудном районе (золото, затем уран), первичное концентрирование которых связано с единой астеносферной ловушкой, подчинена общему ходу эволюции Земли и проявленности мантийных процессов в Ингульском мегаблоке УЩ высокой степени зрелости. В свете развиваемых представлений становится объяснимой проявленность антагонизма U-Au при формировании пространственно сопряженных промышленных монометалльных месторождений урана и золота в Кировоградском рудном районе УЩ.

На следующем этапе исследований необходимо изучить специфику связи уран-золото на урановорудных объектах различных генетических типов в Криворожском урановорудном районе с проявленным крупным уран-полиметалльным (U-V-TR-Sc) оруденением. ЛИТЕРАТУРА 1. Абрамович И. И. Металлогения/Абрамович И. И. – М.: ГЕОКАРТ-ГЕОС, 2010. – 328 с. 2. Геохронология раннего докембрия Украинского щита. Протерозой/[Щербак Н. П., Артеменко Г. В., Лесная И. М. и др.]. – К.: Наукова думка, 2008. – 240 с. 3. Калашник А. А. Новые прогнозно-оценочные критерии в технологии прогнозирования формирования промышленных эндогенных месторождений урана Украинского щита/А. А. Калашник//Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2014. – № 2. – С. 27–54. 4. Калашник А. А. Новые возможности технологии прогноза и поиска промышленных уран-полиметалльных месторождений на базе концепции первичного астеносферного концентрирования рудных компонентов/Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2014. – № 3–4. – С. 114–137. 5. Калашник А. А. Структурная позиция месторождений калий-урановой формации Алексеевско-Лысогорского урановорудного района Украинского щита./А. А. Калашник, А. В. Кузьмин//Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2012. – № 2. – С. 78–90. 6. Коробейников А. Ф. Мантийные магмотермофлюидодинамические и внутрикоровые гранитно-гидротермально-метасоматические золотоносные системы/А. Ф. Коробейников// Известия Томского политехнического университета. – 2007. – Т. 11. – № 1. – С. 36–45. 7. Крупенников В. А. Мантийный щелочной флюидно-магматический петрогенезис как основной рудообразующий процесс/ В. А. Крупенников//Матер. II Межд. симпозиума “Уран-ресурсы, производство” (Москва, 26–28 ноября 2008 г.). – М.: Изд-во ФГУП ВИМС. – С. 28–31. 8. Летников Ф. А. Зрелость литосферных блоков и проблемы эндогенного рудообразования/Ф. А. Летников//Глубинные условия эндогенного рудообразования. – М.: Наука, 1986. – С. 16–24. 9. Летников Ф. А. Флюидные фации континентальной литосферы и проблемы рудо-

образования/Ф. А. Летников//Вестник ОГГН РАН. – 1999. – № 4 (10). – 25 с. 10. Металлические и неметаллические полезные ископаемые Украины. Том 1. Металлические полезные ископаемые/[Гурский Д. С., Есипчук К. Е., Калинин В. И. и др.]. – КиевЛьвов: Изд-во “Центр Европы”, 2005. – 785 с. 11. Металогенія золота протоплатформенних структур Українського щита (Кіровоградський блок): [монографія]/Г. М. Яценко, О. В. Гайовський, Є. М. Сливко та ін. – К.: Логос, 2009. – 243 с. 12. Пономаренко О. М. Радіогеохронологія процесів метасоматозу в кристалічних породах УЩ/О. М. Пономаренко, Л. М. Степанюк, С. Г. Кривдік, В. О. Синицин: тези доповідей наукової конференції “Теоретичні питання і практика дослідження метасоматичних порід і руд” (Київ, 14–16 березня 2012 р.). – ИГМР, 2012. – С. 64–66. 13. Соллогуб В. Б. Литосфера Украины/ Соллогуб В. Б. – К.: Наукова думка, 1986. – 184 с. 14. Степанюк Л. М. Джерело натрію та урану ураноносних альбітитів на прикладі Докучаєвського родовища Інгульського мегаблоку УЩ/Л. М. Степанюк, С. М. Бондаренко, В. О. Сьомка и др.: тези доповідей наукової конференції “Теоретичні питання і практика дослідження метасоматичних порід і руд” (Київ, 14–16 березня 2012 р.). – ИГМР, 2012. –С. 78–80. 15. Тейлор С. Р. Континентальная кора: ее возраст и эволюция/С. Р. Тейлор, С. М. МакЛеннан. – М.: Мир, 1988. – 384 с. 16. Федоришин Ю. І. Просторова модель глибинної будови літосфери Українського щита у зв’язку з перспективами промислової алмазоносності/Ю. І. Федоришин, О. В. Фесенко, О. Б. Денега//Мінеральні ресурси України. – 2006. – № 3. – С. 8–12. 17. Щербак Д. Н. Металлогенические эпохи докембрия Украинского щита/Д. Н. Щербак, А. В. Гринченко//Минер. журнал. – 1999. – 21. – № 2. – С. 22–38. 18. Яценко Г. М. Тектоно-метасоматические зоны – ведущая структурно-металлогеническая позиция золоторудных месторождений нижнего докембрия/Г. М. Яценко, А. К. Бабинин, Д. С. Гурский и др.//Мінеральні ресурси України. – 2000. – № 1. – С. 13–18. REFERENCES 1. Abramovich I. I. Metallogeny. – Moskva: GEOKART-GEOS, 2010. – 328 p. (In Russian). 2. Geochronology of Early Precambrian of the Ukrainian Shield. Proterozoic/[Shherbak N. P.

101

Artemenko G. V., Lesnaja I. M. et al.]. – Kyiv: Naukova dumka, 2008. – 240 p. (In Russian). 3. Kalashnik A. A. New prognostic-evaluation criteria in technology prognosis of forming industrial endogenic uranium deposits of the Ukrainian Shield//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2014. – № 2. – P. 27–54. (In Russian). 4. Kalashnik A. A. New possibilities of the technology of prpgnosis and search of uraniumpolymetal industrial deposits based on the concept of initial concentration ore components in asthenosphere//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2014. – № 3–4. – С. 114–137. (In Russian). 5. Kalashnik A. A., Kuzmin A. V. Structural position of the uranium deposits of potassium-formation of the Alekseevsko-Lysogorskiy uranium ore district of the Ukrainian shield//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2012. – № 2. – P. 78– 90. (In Russian). 6. Korobeynikov A. F. Mantle magmaticthermo-fluidical-dynamical and inside-crust granite-hydrothermal-metasomatic gold-bearing systems//Izvestija Tomskogo politehnicheskogo universiteta. – 2007. – Vol. 11. – № 1. – С. 36–45. (In Russian). 7. Krupennikov V. A. Mantle alkaline fluidmagmatic petrogenesis as the main ore-forming process//Mater. II Mezhd. simpoziuma “Uran – resursy, proizvodstvo” (Moskva, 26–28 nojabrja 2008). – Moskva: Izd-vo FGUP VIMS. – P. 28– 31. (In Russian). 8. Letnikov F. A. Maturity of lithospheric blocks and problems of endogenous mineralization//Glubinnye uslovija jendogennogo rudoobrazovanija. – Moskva: Nauka, 1986. – P. 16– 24. (In Russian). 9. Letnikov F. A. Fluidal facies of continental lithosphere and problems of ore-formation//Vestnik OGGN RAN. – 1999. – № 4 (10). – 25 p. (In Russian). 10. Metallic and nonmetallic minerals of the Ukraine. Volume 1. Metallic minerals/ [Gurskіj D. S., Esipchuk K. E., Kalinin V. I. et al.]. – Kyiv-Lviv: Izd-vo “Tsentr Evropy”, 2005. – 785 p. (In Russian).

102

11. Metallogeny of aurum of protoplatformes structures of the Ukrainian Shield (Kirovograd block)/H. M. Yatsenko, O. V. Haiovskyi, Ye. M. Slyvko et al. – Кyiv: Lohos, 2009. – 243 p. (In Ukrainian). 12. Ponomarenko O. M., Stepaniuk L. M., Kryvdіk S. H., Synytsyn V. O. Radіogeohronology of metasomatitics processes in crystal rocks of the UkrSh: tezy dopovіdei naukovoi konferentsii “Teoretychnі pytannia і praktyka doslіdzhennia metasomatychnykh porіd і rud” (Kyiv, 14–16 bereznia 2012). – IGMR, 2012. – P. 64–66. (In Ukrainian). 13. Sollogub V. B. Lithosphere of the Ukraine. – Kyiv: Naukova dumka, 1986. – 184 p. (In Russian). 14. Stepaniuk L. M., Bondarenko S. M., Somka V. O. et al. Source of sodium and uranium of uraniferous albitites on the example of Dokuchaievsk field of the Ingulsky megablock of the UkrSh: tezy dopovіdei naukovoi konferentsii “Teoretychnі pytannia і praktyka doslіdzhennia metasomatychnykh porіd і rud” (Kyiv, 14–16 bereznia 2012). – IGMR, 2012. – P. 78–80. (In Ukrainian). 15. Teylor S. P., Mc-Lennon S. M. Continental crust: its age and evolution. – Мoskva: Mir, 1988. – 384 p. (In Russian). 16. Fedoryshуn Yu. І., Fesenko O. V., Denega O. B. The spatial model of the deep structure of the lithosphere of the Ukrainian shield at the prospect of industrial diamond//Mineralni resursy Ukrainy. – 2006. – № 3. – P. 8–12. (In Ukrainian). 17. Shherbak D. N., Grinchenko A. V. Metallogenic epochs of the Ukrainian Precambrian Shield//Miner. zhurn. – 1999. – V. 21. – № 2. – P. 22–38. (In Russian). 18. Jacenko G. M. Babinin А. К., Gurskij D. S. et al. Tectonic-metasomatic zones are leading structural-metallogenical position of gold-ore deposits in the Precambrian//Mineralni resursy Ukrainy. – 2000. – № 1. – Р. 13–18. (In Russian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 11.05.2015.

Г. А. Калашник, Кіровоградська льотна академія Національного авіаційного університету ПРИЧИНИ ПРОСТОРОВОГО ЗВ’ЯЗКУ Й МОНОМЕТАЛЬНОСТІ ФОРМУВАННЯ ПРОМИСЛОВИХ ЗОЛОТОГО Й УРАНОВОГО ЗРУДЕНІНЬ У КІРОВОГРАДСЬКОМУ РУДНОМУ РАЙОНІ УКРАЇНСЬКОГО ЩИТА Представлено результати проведених досліджень нових закономірностей розміщення промислових монометальних родовищ урану в карбонатно-натрієвих метасоматитах і родовищ золота Кіровоградського рудного району в тісному зв’язку з особливостями глибинної будови літосфери та її складових частин на базі використання моделі первинного зосередження рудогенних компонентів в астеносфері. Розглянуто специфіку зв’язку уран-золото в карбонатно-натрієвих метасоматитах. Ключові слова: промислові родовища урану, промислові родовища золота, монометальне зруденіння, мантійні рудогенні компоненти, мантійні флюїди.

G. A. Kalashnyk, Kirovograd Flight Academy of National Aviation University CAUSES OF SPATIAL RELATIONSHIPS AND MONOMETAL OF INDUSTRIAL GOLD AND URANIUM ORE FORMATION IN KIROVOGRAD ORE DISTRICT OF THE UKRAINIAN SHIELD The results of studies of new laws governing the distribution of endogenous industrial uranium deposits and industrial gold deposits of the Kirovogradsky ore region of the Ukrainian Shield in close connection with the peculiarities of the deep structure of the lithosphere and its components are presented. Research was based on the idea of primary concentration of ore components in astenosphere. The study found that the most important factors in the formation of industrial deposits of uranium in sodium carbonate metasomatic of the Ukrainian Shield were connected of the anomalous lithospheres’ segments with high degree of maturity. Uranium ore fields and gold ore fields in the eastern frame of Novoukrainsky array of Kirovograd ore region are overlap. Research results allowed us to conclude that this pattern points to a certain similarity of petrological and geochemical conditions of the concentration of uranium and gold and the community reaction ore components generation and migration routes astenosphere, and then to the upper crustal level of general faults translithospheric permeability. In article was suggested that monometallic major deposits of uranium in the carbonatesodium metasomatic and monometallic Klintsovskoye and Yurievskoye industrial gold deposits was formed with time distance and that indicates the specificity and geochemical isolation of gold and uranium in general astenospheric trap under defined conditions of their antagonism primary concentration. Metallogenic specialization of the Kirovograd ore region combines major industrial uranium deposits, major lithium deposits, industrial gold deposits. This feature is due to a single astenospheric trap with the formation of the local thermal irregularities within it. They created the conditions for large-scale separate concentrations of uranium and gold. Change metallogenic monometallic ore formations in the Kirovograd ore district (gold, then uranium), initial concentration of which is associated with a single trap astenosphere is subject to the general course of evolution of the Earth’s mantle and the formation processes in Ingulsky megablock with high degree of maturity. Keywords: industrial uranium deposits, industrial gold deposits, monometallic mineralization, mantle ore components, mantle fluids.

103

УДК (552.5:519.872):004.942

О. А. Кравченко, аспірант, Д. П. Хрущов, д-р геол.-мінерал. наук, професор, старший науковий співробітник (Інститут геологічних наук НАН України)

МОДЕЛЮВАННЯ ТИТАН-ЦИРКОНІЄВИХ РОЗСИПІВ НА ПРИКЛАДІ КРАСНОКУТСЬКОГО РОДОВИЩА Актуальність статті пов’язано з необхідністю створювати сучасні технології інформаційного забезпечення геологічної діяльності, що спрямована на освоєння перспективних родовищ титан-цирконієвих елементів через їх стратегічну значущість. Як така технологія пропонується цифрове структурно-літологічне моделювання, що адаптоване для умов розсипів важких мінералів. Мета роботи – продемонструвати результати, можливості та перспективи моделювання для вирішення завдань, пов’язаних з освоєнням титан-цирконієвих розсипів на прикладі Краснокутського родовища. Викладено методологію та методи досліджень. Продемонстровано найбільш показові похідні (візуалізації) цифрової структурно-літологічної моделі об’єкта та результати їх інтерпретації. Окреслено можливості й перспективи розвитку цього напряму. Ключові слова: титан-цирконієві розсипи, важкі мінерали, розсипні родовища, цифрова структурно-літологічна модель, інформаційні технології, експлуатація та пошуки родовищ.

Вступ Через збільшення попиту на титанцирконієву сировину й вичерпність наявних запасів, виникає необхідність освоювати нові та економічно й ефективно відпрацьовувати старі родовища. Саме це зумовлює доцільність упровадити сучасні технології інформаційного забезпечення щодо всіх заходів, що стосуються розвитку сировинної бази титану й цирконію як елементів стратегічної значущості. Цільовий науково-технічний колектив Інституту геологічних наук НАН України та інші науково-дослідні й проектні організації розробили методику цифрового структурно-літологічного моделювання (ЦСЛМ) осадових формацій, що відзначається високою інформаційною й прогнозною здатністю. Ця методика адаптована для умов розсипів важких мінералів, зокрема титан-цирконієвих руд. Мета цієї публікації – продемонструвати результати, можливості й перспективи

цільового ЦСЛМ для вирішення завдань, спрямованих на освоєння розсипних родовищ титан-цирконієвих руд на прикладі Краснокутського родовища. Поставлена мета включає такі завдання: – стислий виклад методології й методів розробки; – демонстрація похідних ЦСЛМ Краснокутського родовища та результатів їх інтерпретації; – визначення можливостей і перспектив моделювання. Комп’ютеризацію ЦСЛМ здійснив кандидат геологічних наук О. П. Лобасов. Виконані дослідження провели за фінансування спільного наукового проекту НАН України та Російського фонду фундаментальних досліджень 2014–2015 рр. “Розробка інформаційно-прогнозних ретроспективно-статичних моделей розсипів важких мінералів Східноєвропейської платформи (території Російської Федерації та України)”.

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

104

Ретроспективний огляд, постановка проблеми, методологія та методи Ретроспективний огляд. Структурнолітологічне моделювання осадових формацій як самостійний напрям геологічного моделювання розвивалося в ІГН НАН України з 80-х років ХХ ст. [10]. Нині розвиток цього напряму виразився в розробці прогнозного ЦСЛМ, що впроваджується на прикладах геологічних об’єктів соленосних, червоноколірних теригенних і розсипних (титан-цирконієвих, золотоносних та каситеритових) формацій [13 та ін.]. Одні з найбільших компаній, що займаються моделюванням родовищ будьякого типу із застосуванням сучасних комп’ютерних програм, моделюванням родовищ на різних стадіях розробки (від геологорозвідувальних робіт до стадії ТЕО), а також розробкою програмного забезпечення для моделювання є SRK Consulting, Simmakers Ltd та ін. Існує низка програмних засобів, таких як Datamine, Gemcom, Vulcan, Surpac, Minex, Micromine, Leapfrog, MINEFRAME, Geomodeller, IRAP RMS ROXAR та ін., які використовують під час цифрового моделювання різних геологічних об’єктів. Із переліку зарубіжних робіт приклади ефективного моделювання осадових товщ, які здійснюються на рівні комп’ютерних технологій останніх років, – це є роботи Д. М. Левіна (2012 р.), Б. Костича, М. Зюсса та Т. Ейгнера (2007 р.), М. В. Перепєчкіна (2007 р.), Г. Граммера, П. Харріса й Г. Еберлі (2004 р.), К. МакКормака, К. Мак-Лехлеіна та К. Єілса (2005 р.), А. В. Жардецького (2000 р.). У вітчизняній практиці приклади цифрового моделювання геологічних об’єктів висвітлено в низці публікацій, переважно в тематичних збірках Української асоціації геоінформатики “Теоретичні й прикладні аспекти геоінформатики” (2004–2010 рр.), де значну частину робіт присвячено вирішенню завдань нафтової геології. Досить результативні розробки Криворізького територіального відділення Міжнародної академії комп’ютерних наук та систем

(КРТВ МАКНС) з геоінформаційної системи “K-MINE”, яка спрямована переважно на забезпечення гірничодобувної галузі, досить ефективна також система моделювання “Коммодор”. Наведені відомості свідчать про інтенсивний та результативний розвиток цього напряму геоінформатики й досить високий рівень напрацювань при вузькій їх цільовій направленості, фрагментарності та недостатності методологічної основи. Прямих аналогів структурно-літологічного моделювання геологічних об’єктів осадових формацій не існує. Теоретичні засади його почали формуватися ще з кінця ХХ ст. в ІГН НАН України [10], а цільова методологія була розроблена й почала запроваджуватися вже з початку ХХІ ст. [13, 14, 16]. Протягом наступних років ця розробка розвивалася та вдосконалювалася, що висвітлено в низці публікацій і монографій [5, 11, 12]. В основі ідеї цифрового структурно-літологічного моделювання лежать принципи структурно-системного аналізу геологічних систем, найчіткіше представлені Ю. М. Карагодіним та відображені в ряді праць А. Д. Арманд, О. Є. Лукіна, В. А. Садового, О. М. Дмитрієвського, Ю. А. Косигіна, В. О. Соловйова та ін. Структурний аспект формаційного аналізу, який є базовою складовою представленої розробки, висвітлюється в роботах Д. В. Наливкіна, М. С. Шатського, М. П. Хераскова, Л. Б. Рухіна та ін. В основу математичного й комп’ютерного моделювання геологічної будови та речовинного складу осадових утворень покладено методи варіаційних розрахунків, геостатистики (В. І. Аронов, А. І. Вістеліус, А. М. Волков, В. А. Волков, Ф. А. Грейбілл, Дж. К. Гріффітс, У. Крамбейн та ін.) та просторово-статистичного аналізу, який є основним компонентом новітніх геоінформаційних технологій. На сьогодні отримано низку похідних моделей по Злобицькому, МотронівськоАннівському [1, 15] та Краснокутському родовищах. Для демонстрації повної картини можливостей ЦСЛМ ми взяли за

105

приклад Краснокутське родовище титанцирконієвих руд. Методологія структурно-літологічного моделювання ґрунтується на розвитку трьох наукових дисциплін: формаційного аналізу [7–9 та ін.], структурнолітологічного розчленування осадових геологічних тіл з використанням системного підходу, а також математичного та комп’ютерного моделювання [3, 4 та ін.]. Цільова база даних, що являє собою основу для цифрового моделювання, базується на авторських прийомах розчленування опорних розрізів геологічного об’єкта. Особливості складання бази даних для розсипів полягають у наборі критеріїв розчленування розрізів об’єкта. Найбільш результативним критерієм є виділення літофацій і фацій. Виділення літофацій здійснюється за загальноприйнятими правилами. Визначення фацій, а тим більше мікрофацій і генетичних типів, відзначається суб’єктивною неоднозначністю, тому основним принципом розчленування розрізів є виокремлення літофацій і літотипів. Визначення двокомпонентних порід проводиться за звичайними номенклатурними правилами, для трикомпонентних порід точна ідентифікація здійснюється на основі трикутних діаграм. Як основний елемент розчленування визначається рудна мінералізація. Фіксуються якісні (за речовинним складом) і кількісні (за вмістом компонентів речовинного складу) характеристики. Процедура побудови моделі передбачає виконання таких етапних завдань: розробка схеми ієрархічної структури об’єкта; визначення літологічного наповнення структурних елементів; розробка двовимірного макета моделі; розробка цифрової об’ємної моделі; верифікація. Після цього можливе її використання (одержання похідних, або візуалізацій, моделі у двовимірній формі). Отримана комп’ютерна модель є віртуальне об’ємне багатостороннє відображення геологічного об’єкта, що містить його структурні та якісні характеристики.

106

Принципова її відміна від традиційних двовимірних графічних матеріалів – також властивість безперервності. З трьох намічених рівнів масштабності моделювання – регіонального, зонального (дрібний, середній масштаби) та локального (великий масштаб, умовна межа – від 1:50 000 і більше) – моделі двох останніх належать до типу цільових. Моделі цільового типу, призначені для розв’язання конкретних завдань прогнозування, пошуків, розвідки та експлуатації розсипів важких мінералів, відповідно будуються на основі введення даних, що являють собою предмет моделювання. Моделі окремих розсипів здебільшого відповідають останньому з цих рівнів – локальному. Програмне забезпечення й формати даних. Числові моделі структурних і літологічних параметрів зберігаються у вигляді бінарних файлів у структурі картографічної бази програмного комплексу “Geomapping”. У цій системі передбачається візуалізація побудов та експорт результату до формату точкової системи ГІС ArcView, грида ГІС ArcView чи широко запровадженого комплексу Surfer. Вхідна інформація системи “Geomapping” подається у форматі shp ГІС ArcView. Цифрова структурно-літологічна модель Краснокутського родовища Краснокутське родовище титан-цирконієвих руд розміщене на північно-східному схилі Дніпровсько-Донецької западини й належить до Краснокутського розсипного поля Харківського розсипного району Харківсько-Сумської розсипної зони [2]. Родовище відкрили геологи Київського геологорозвідувального тресту в 1956 році. З 1957 по 1961 роки проводилася попередня розвідка родовища, що завершилася його оцінкою з підрахунком запасів за категоріями С1 та С2. Краснокутське родовище титан-цирконієвих руд з погляду моделювання являє собою зразок об’єкта порівняно простої геологічної структури (як приклад розсипу прибережного геолого-генетичного типу), однак з досить складним розподі-

лом рудних тіл і технологічних властивостей, що підтверджується результатами моделювання. Для побудови ЦСЛМ створено цільову базу даних, що включає розрізи 878 свердловин розвідувального буріння, яка використовувалася з урахуванням первинних геологічних профілів, а також результатів власних польових досліджень. Виконано дослідження за двома напрямами: цифрове структурно-літологічне моделювання й палеофаціальні реконструкції. Цифрова структурно-літологічна модель. Згідно зі складом вихідних даних як структурно-літологічні елементи бралися: гранулометричні характеристики, типи порід (літофаціальна підмодель), генотипи (фаціальна підмодель), уміст рудного матеріалу та структурні границі рудовмісної товщі (рудна підмодель).

Унаслідок побудови ЦСЛМ отримано похідні, які відображають структурні й речовинні характеристики рудної товщі в трьох формах представлення: площинні – карти, вертикальні – профілі, кількісно-якісні – підрахунок запасів рудних мінералів. Продемонстровано найбільш наочні приклади з отриманих похідних зі стислими коментарями. Літофаціальна підмодель. Дослідження літологічних характеристик вмісної товщі дозволяє зрозуміти умови утворення родовища та його технологічні властивості. Для Краснокутського родовища рудоносним горизонтом була товща порівняно монотонних і переважно піщаних порід середньоновопетрівської підсвіти. Нижче наведено літофаціальні та гранулометричні характеристики в розрізі середньоновопетрівської підсвіти (рис. 1).

Рис. 1. Похідна ЦСЛМ Краснокутського родовища. Гранулометричні (а) та літофаціальні (б) профілі по товщі середньоновопетрівської підсвіти

107

За отриманими похідними моделювання чітко простежується, що середньоновопетрівська підсвіта майже повністю складена монотонною товщею кварцових дрібно- та тонкозернистих пісків. Подекуди з’являються лінзи різно- й середньозернистих пісків і глин. Досліджуваній товщі притаманний згладжений слабко похилений рельєф з невеликим нахилом, який характеризує схил басейну. Нахил орієнтований перпендикулярно береговій лінії басейну, яка простягалася з північного заходу на північний схід. Рудна характеристика (підмодель). Краснокутське родовище розміщене

на правому березі р. Мерла у смузі завширшки 3–4 км та завдовжки 16 км, що витягнута з південного заходу на північний схід. У межах родовища І. С. Романов виділив вісім розсипів, які локалізуються на чотирьох ділянках: Центральній, Степанівській, Південній та Козіївській [6]. Нижче розглянуто похідні ЦСЛМ, що характеризують розподіл рудного матеріалу в гірському масиві родовища у двох вимірах: площовому й профільному. Розподіл рудного матеріалу в плані демонструють карти усереднених по розрізу вмістів колективного концентрату й окремих корисних мінералів (рис. 2).

Рис. 2. Похідна ЦСЛМ. Розподіл умістів корисних компонентів по площі Краснокутського родовища: 1 – колективного концентрату; 2 – ільменіту; 3 – циркону

108

На всіх модельних картах виділено три смуги підвищених концентрацій: середню з максимальними вмістами, що відповідає Центральній і Степанівській ділянкам, північну (Козіївська ділянка) й південну (однойменна ділянка). Ці смуги мають субширотний напрямок, що загалом збігається з простяганням берегової лінії. По виділеній рудній товщі концентрації ільменіту коливаються від 1–8 до 180 кг/м3, уміст циркону в рудній товщі змінюється від 0,5 до 19 кг/м3. Усі модельні відображення по розподілу рудних мінералів легко зіставляються, що підтверджує достовірність отриманих результатів. Розсипи Краснокутського родовища первісно являли собою більш суцільні рудні поля, але наступні розмиви зумовили їх складну конфігурацію, поділ на окремі дрібні ділянки. Наявність безрудних “вікон” і виклинювання рудних тіл у горизонтальному напрямку є первинноседиментаційне явище. Для деталізації об’ємного уявлення щодо розподілу рудного матеріалу в гірському масиві середньоновопетрівської підсвіти наведено відповідні похідні профілі (рис. 3).

У вертикальному розрізі розсипища являють собою багаторазове чергування тонких піщаних прошарків з різним ступенем збагачення рудними мінералами. За ритмічністю чергування шарів і характером шаруватості виділяють серії прошарків, що розділені більш-менш різко вираженими поверхнями вирівнювання. Потужність окремих серій – від декількох сантиметрів до метра. У розрізі розсипів серії, які сильно збагачені рудними мінералами, чергуються із серіями пісків менш збагачених або майже безрудних. За розрізом спостерігається розміщення найбільш багатих рудних тіл у верхній, частково – середній частинах середньоновопетрівської підсвіти. На кожній з виділених вище ділянок виокремлюють від однієї-двох до декількох збагачених лінз потужністю 2–6 м, що розміщені на різних рівнях верхньої частини продуктивної товщі. Ці лінзи з високим умістом концентрацій іноді добре простежуються в розсипі на відстані до декількох кілометрів. Структурна характеристика рудної товщі. Для моделювання по розрізах кожної зі свердловин було виділено рудну

Рис. 3. Похідна ЦСЛМ. Розподіл колективного концентрату по розрізу середньоновопетрівської підсвіти на Краснокутському родовищі

109

товщу, за граничну межу бралася концентрація в 10 кг/м3, яку І. С. Романов прийняв як мінімально промислову. Продемонстровано похідну ЦСЛМ, побудовану за цією умовою (рис. 4). Потужність рудного покладу не витримана, по свердловинах коливається від 2 до 20,2 м. По намічених ділянках коливання потужності менші (від 6,5 до 7,2 м), середня потужність покладу – 6,4 м. Середнє співвідношення потужностей розкривних порід до рудного покладу – 6,4:1 (коливається від 5,3:1 до 8:1). Розподіл питомих запасів. Для оцінки промислових параметрів родовища охарактеризовано також площовий розподіл питомих запасів корисних компонентів.

Продемонстровано карту розподілу питомих запасів колективного концентрату (рис. 5). Ця карта ілюструє істотну кореляцію з відображенням середніх концентрацій (рис. 2). Виділено такі зони: протяжна субширотна максимальних значень (відповідає Центральному покладу), обмежена субізометрична максимальних значень (Південний поклад) та дві зони підвищених значень (протяжна субширотна – Козіївський поклад, яка включає дві плями підвищених значень у центральній і східній частинах, та обмежена за площею зона Степанівського покладу). Згідно з картою переважна частина питомих запасів з градаціями понад 20 кг/м2 належить до Центрального покладу.

Рис. 4. Похідна ЦСЛМ. Структурна характеристика рудної товщі Краснокутського родовища

110

Розподіл градацій запасів. Для побудови відповідної модельної карти було взято градації вмісту колективного концентрату, які І. С. Романов встановив для визначення промислових видів руд: промислові рядові (8,5–19 кг/м3), промислові багаті (понад 19 кг/м3) та непромислові (5–8,5 кг/м3), нижчі концентрації в модель не вводилися. Про-

демонстровано карту розподілу запасів за вказаними градаціями для визначення перспективних ділянок (рис. 6). Найперспективніша – Центральна ділянка. Ця карта повністю корелюється з картою питомих запасів і площинного розподілу усередненого вмісту колективного концентрату на потужність покладу.

Рис. 5. Похідна ЦСЛМ. Карта питомих запасів колективного концентрату в середньоновопетрівській підсвіті

111

Палеофаціальні реконструкції. На основі фаціальних досліджень намічено принципову палеогеографічну схему площі розміщення Краснокутського родовища в північно-східній частині середньоновопетрівського седиментаційного басейну. Безпосередньо в контурі родовища виявлено фацію дельти. Дельтові відклади як по латералі, так і по розрізу оточені відкладами прибережного й морського мілководдя. Відповідно до встановлених схем розсипоутворення визначено два джерела надходження розсипоутво-

рювального матеріалу (РОМ): дельтові виноси та вздовж берегові течії. Але згідно з механізмом диференціації РОМ найінтенсивніше зруденіння локалізується у відкладах прибережного мілководдя [5]. Висновки На прикладі Краснокутського родовища титан-цирконієвих руд продемонстровано результати й можливості розробки ЦСЛМ як сучасної багатоцільової високоефективної технології інформаційного забезпечення геологорозвідувальних та

Рис. 6. Похідна ЦСЛМ. Карта розподілу запасів по градаціях концентрацій у середньоновопетрівській підсвіті

112

експлуатаційних робіт. Отримані моделі є демонстраційні, наближені, але вже достатні для складання геологічних розділів техніко-економічного обґрунтування на дорозвідку та експлуатацію. Для проектування експлуатаційних робіт необхідна розробка більш великомасштабної робочої моделі із забезпеченням уведення поточних даних у модель як постійно діючу з метою перманентного її уточнення (в порядку авторського супроводу робіт). Крім того, продемонстрований напрям моделювання може бути модифікований для дорозвідки інших опошукованих розсипних родовищ, а також прогнозування родовищ на перспективних площах. ЛІТЕРАТУРА 1. Василенко С. П. Структурно-літологічна модель Мотронівсько-Аннівського титан-цирконієвого родовища/С. П. Василенко//Геол. журнал. – 2014. – № 1. – С. 101–108. 2. Галецький Л. С. Атлас “Геологія і корисні копалини України”. Масштаб 1:5 000 000/ Л. С. Галецький, Н. М. Чернієнко. – Київ: Видво ДП “Такі справи”, 2001. – 168 с. 3. Гребенніков С. Є. Геолого-математичне моделювання і географічні інформаційні системи в задачі моніторингу седиментаційних басейнів/С. Є. Гребенніков, О. П. Лобасов//Вісн. Київ. нац. ун-ту. Геологія. – 2001. – Вип. 19. – С. 28–31. 4. Гребенніков С. Є. Моделювання будови басейнів в середовищі ArcView/С. Є. Гребенніков, О. П. Лобасов//Мінеральні ресурси України. – 2003. – № 4. – С. 25–31. 5. Лаверов Н. П. Цифровое структурнолитологическое геолого-динамическое моделирование месторождений тяжелых минералов/Н. П. Лаверов, П. Ф. Гожик, Д. П. Хрущев и др. – Киев, Москва: Изд-во Интерсервис, 2014. – 236 с. 6. Романов И. С. Геология и условия образования циркониево-титановых россыпей Днепровско-Донецкой впадины/И. С. Романов. – Киев: Наукова думка, 1976. – 174 с. 7. Рухин Л. Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах/Под ред. Е. В. Рухиной. Изд. 3-е, переработ. и доп. – Л.: Наука, 1969. – 703 с. 8. Страхов Н. М. Проблемы современного и древнего осадочного процесса: В 2 т./Отв. ред. В. Н. Холодов. – М.: Наука, 2008. – Т. 1. – 495 с.

9. Тимофеев П. П. Формационный анализ сложных регионов/П. П. Тимофеев. – М.: Наука, 1983. – 185 с. 10. Хрущев Д. П. Литология галогенных и красноцветных формаций Предкарпатья/ Д. П. Хрущев, Г. С. Компанец. – Киев: Наукова думка, 1988. – 196 с. 11. Хрущев Д. П. Структурно-литологические модели перспективных осадочных формаций/Д. П. Хрущев, А. П. Лобасов, М. В. Гейченко и др.//Мінер. ресурси України. – 2010. – № 4. – С. 39–44. 12. Хрущев Д. П. Целевые экспертные системы геологической направленности/ Д. П. Хрущев, А. П. Лобасов, М. С. Ковальчук и др.//Геол. журнал. – 2012. – № 2. – С. 87–99. 13. Хрущев Д. П. Принципы разработки цифровых структурно-литологических моделей осадочных формационных подразделений/Д. П. Хрущев, А. П. Лобасов//Геол. журн. – 2006. – № 2–3. – С. 90–120. 14. Хрущев Д. П. Цифровые структурнолитологические модели как информационноаналитическая основа для принятия решений по эксплуатации и охране минеральных ресурсов и геологической среды/Д. П. Хрущев, А. П. Лобасов, Е. А. Ремезова и др.//V Міжнародна наук.-практ. конференція “Екологічна безпека: проблеми і шляхи вирішення” (7–11 вересня 2009 р., м. Алушта). Зб. наук. статей. Т. ІІ. – Харків: Райдер, 2009. – С. 60–65. 15. Хрущов Д. П. Цифрові структурнолітологічні моделі Злобицького і Мотронівсько-Аннівського розсипних родовищ титанцирконієвих руд/Д. П. Хрущов, О. П. Лобасов, О. О. Ремезова та ін.//Геол. журнал. – 2013. – № 2. – С. 26–36. 16. Чабанович Л. Б. Научно-технические основы сооружения и эксплуатации подземных хранилищ в каменной соли/Л. Б. Чабанович, Д. П. Хрущев. – Киев: Варта, 2008. – 304 с. REFERENCES 1. Vasylenko S. P. Structural-lithological model Motronivka-Annivka titanium-zirconium deposit//Heol. zhurn. – 2014. – № 1. – P. 101–108. (In Ukrainian). 2. Haletskyi L. S., Cherniienko N. M. Atlas “Geology and mineral resources of Ukraine”. Scale 1:5 000 000. – Kyiv: Vyd-vo DP “Taki spravy”, 2001. – 168 p. (In Ukrainian). 3. Hrebennikov S. Ye., Lobasov O. P. Geological modeling and geographic information systems in tasks of monitoring sedimentation basins//Visn. Kyiv. Nats. Univ. Heolohiia. – 2001. – Iss. 19. – P. 28–31. (In Ukrainian).

113

4. Hrebennikov S. Ye., O. P. Lobasov. Modeling structure swimming among ArcView//Mineralni resursy Ukrainy. – 2003. – № 4. – P. 25–31. (In Ukrainian). 5. Laverov N. P., Gozhik P. F., Hrushhev D. P. i dr. Digital structural-lithological and geological-dynamic modeling heavy mineral deposits. – Kiev, Moskva, 2014. – 236 p. (In Russian). 6. Romanov I. S. Geology and formation conditions of zirconium-titanium placers Dnieper-Donets Basin. – Kiev: Naukova dumka, 1976. – 174 p. (In Russian). 7. Ruhin L. B. Fundamentals of lithology. The doctrine of sediments/Ed. E. V. Rukhin. Ed. third, recycled. and add. – Leningrad: Nauka, 1969. –703 p. (In Russian). 8. Strahov N. M. Problems of modern and ancient sedimentary process: In 2 vol./Ed. V. N. Holodov. – Moskva: Nauka, 2008. – Vol. 1. – 495 p. (In Russian). 9. Timofeev P. P. Formational analysis of complex regions. – Moskva: Nauka, 1983. – 185 p. (In Russian). 10. Hrushhev D. P., Kompanec G. S. Lithology of halogen and red-colored formations Precarpathian. – Kiev: Naukova dumka, 1988. – 196 p. (In Russian). 11. Hrushhev D. P., Lobasov A. P., Gejchenko M. V. i dr. The structural-lithological model promising sedimentary formatsіy//Mіneralni re-

sursy Ukrainy. – 2010. – № 4. – P. 39–44. (In Russian). 12. Hrushhev D. P., Lobasov A. P. , Kovalchuk M. S. i dr. Targeted expert systems//Geol. zhurnal. – 2012. – № 2. – P. 87–99. (In Russian). 13. Hrushhev D. P., Lobasov A. P. Principles for the development of digital models of structural-lithological sedimentary formational units// Geol. zhurnal. – 2006. – № 2–3. – P. 90–120. (In Russian). 14. Hrushhev D. P., Lobasov A. P., Remezova E. A. i dr. Digital structural-lithological model as information and analytical framework for decisions on the operation and the protection of mineral resources and geological environment// V Mizhnarodna nauk.-prakt. konferentsiia “Ekolohichna bezpeka: problemy i shliakhy vyrishennia” (7–11 veresnia 2009 r., m. Alushta) Zb. nauk. statei. – Kharkiv: Raider, 2009. – Vol. II. – P. 60– 65. (In Russian). 15. Khrushchov D. P., Lobasov O. P. , Remezova O. O. ta in. Digital structural-lithological model Zlobytske and Motronivka-Annivka placer deposits of titanium and zirconium ores//Heol. zhurn. – 2013. – № 2. – P. 26–36. (In Ukrainian). 16. Chabanovich L. B., Hrushhev D. P. Scientific and technical bases of the construction and operation of underground storage facilities in rock salt. – Kiev: Varta, 2008. – 304 p. (In Russian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 29.04.2015.

Е. А. Кравченко, Д. П. Хрущев (Институт геологических наук НАН Украины) МОДЕЛИРОВАНИЕ ТИТАН-ЦИРКОНИЕВЫХ РОССЫПЕЙ НА ПРИМЕРЕ КРАСНОКУТСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ Актуальность публикации связана с необходимостью создания современных технологий информационного обеспечения геологической деятельности, направленной на освоение россыпных месторождений титан-циркониевых элементов ввиду их стратегической значимости. В качестве такой технологии предлагается цифровое структурно-литологическое моделирование, адаптированное для условий россыпей тяжелых минералов. Цель работы – демонстрация результатов, возможностей и перспектив моделирования для решения задач, связанных с освоением титан-циркониевых россыпей, на примере Краснокутского месторождения. Изложены методология и методы исследований. Демонстрируются наиболее показательные производные (визуализации) цифровой структурно-литологической модели объекта и результаты их интерпретации. Обозначены возможности и перспективы развития этого направления. Ключевые слова: титан-циркониевые месторождения, тяжелые минералы, россыпные месторождения, цифровое структурно-литологическое моделирование, информационные технологии, поиски и эксплуатация месторождений.

114

O. A. Kravchenko, D. P. Khrushchov (Institute of geological sciences National academy of sciences of Ukraine) MODELING OF TITANIUM-ZIRCONIUM PLACERS ON THE EXAMPLE OF KRASNOKUTSK DEPOSIT The actuality of the publication is connected with the need of elaboration of modern technologic for information supervision of geological R&D aimed at development of titanium-zirconium placers deposit because of their strategic significance. The method of digital structural-lithological modeling modified for conditions of heavy minerals placers is proposed as innovative technology. The target of the publication is the demonstration of results, possibilities and prospects of the modeling for solution of tasks connected with development of titanium-zirconium placers on the example of Krasnokutsk deposit. The methodology and methods of modeling are described. The most significant model derivatives (visualizations) of the object digital structural-lithological model and results of their interpreting are demonstrated. The model derivatives rifled structural and matter characteristies of the deposit in three forms: areas (maps), vertical (profiles) and qualitative-matter (estimation of ore minerals reserves and resources). The elaboration of the model resulted in solution of the following problems: the location of ore bodies and their qualitative characteristics in the volume of the deposit massif; the calculation of reserves of heavy minerals bulk, ilmenite, zircon, rutile etc.; interrelations of one minerals repartition with the placer structural peculiarities (bottom relief, thickness); lithofacies, facies etc. The data obtained represent a base for feasibility report for the deposit detailed exploration and subsequent exploitation as well as for prognosis of promising placers in neighboring territories. The possibilities and prospects of this issue of modeling development are reflected. Keywords: titanium-zirconium ores, heavy minerals, placer deposits, digital structural-lithological modeling, information technologies, deposits exploitation, deposits search.

115

УДК 549.514.8(477)

Ю. О. Полканов, д-р геол.-мінерал. наук, Т. Й. Добровольська, канд. геол.-мінерал. наук, Т. Д. Піддубна, канд. геол. наук, старший науковий співробітник (УкрДГРI)

БАДЕЛЕЇТ – НОВА ЦИРКОНІЄВА СИРОВИНА УКРАЇНИ Природний ZrO2 – баделеїт – є нова цінна потенційна сировина України. Розраховано очікувані обсяги його отримання з різних джерел: комплексних титан-цирконієвих розсипів (Малишівське родовище) та ільменітових розсипів Волині. Розглянуто раціональні прийоми виділення баделеїту з продуктів збагачення руд розсипів. Показано технологічні характеристики та хімічний склад баделеїту. Ключові слова: сировина, баделеїт, розсипи, цирконовий концентрат, гравітаційні методи.

Україна має наймогутнішу в Європі сировинну базу циркону. Поховані прибережно-морські комплексні титан-цирконієві розсипи – головний промисловий тип родовищ циркону України. Головна “житниця” – Малишівське (Самотканське) родовище, розробка якого повністю забезпечує внутрішні та експортні потреби. Відомі й дрібні за запасами сучасні розсипи берегів Чорного та Азовського морів. Перспективні для супутнього отримання циркону континентальні ільменітові розсипи Волині розробляє Іршанський гірничозбагачувальний комбінат (ГЗК). Циркон, що багатий цінними домішками, міститься у відходах збагачення первинних каолінів. Головна цирконієва сировина – циркон – ZrSiO4. На циркон припадає 97 % усієї цирконієвої сировини, ще 3 % – на природний діоксид цирконію – баделеїт. Баделеїт – цінна цирконієва сировина. Теоретично це 100 % ZrO2. Практично до його складу входить 95–99 % ZrO2 і 0,7–3,0 % HfO2. Баделеїт становить близько 5 % світових запасів і до 3 % видобутку цирконію. Головні материнські породи – карбонатити, особливо зони контакту з основними лужними породами. Трапля-

ється мінерал і в розсипах ближнього й дальнього зносу. Відомі корінні родовища: Ковдор (Росія), Палабора (ЮАР), Посус ді Калдас (Бразилія – тут видобувається тонка суміш баделеїту й циркону – калдасит). Ковдор нині головний постачальник баделеїту, його вилучають попутно з апатитмагнетитових руд. Баделеїт використовують під час виробництва особливо вогнетривкої кераміки – бакора (від абревіатури баделеїт-корунд), плавлених вогнетривів та для інших цілей. Розроблено технологію очищення й розпочато випуск порошку баделеїту (99,45 % ZrO2 + HfO2), що відповідає вимогам до технічного діоксиду цирконію, він замінює дорожчий діоксид цирконію, який одержують з циркону. Баделеїтовий концентрат цінується дорожче цирконового в 3,1–3,6 разу [1]. Баделеїт присутній в рудах Малишівського титан-цирконієвого родовища й титанових розсипах Іршанської групи, а також у розвіданих прибережно-морських родовищах: Тарасівському, Вовчанському, Зеленоярському, Червонокутському та Мокрі Яли. Баделеїт з розсипів України раніше вивчали в мінералогічному аспекті В. Абулевич,

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

116

З. Бартошинський, О. Палкіна, С. Цимбал та ін. [2, 3, 7, 8]. Мета статті полягає в аналізі й довивченні потенціалу мінералів цирконію родовищ України, розгляді баделеїту як можливої супутньої сировини та його технологічних характеристик. Методика виявлення й виділення баделеїту. Через низький уміст аналіз баделеїту у вихідних пісках і навіть у важкій фракції – недоцільний. Треба його сконцентрувати. За властивостями баделеїт близький до циркону, потрапляє у важку немагнітну, неелектропровідну фракцію й визначається в цирконовому продукті або концентраті такими прийомами: – у модифікованій рідині Клерічі зі щільністю 4,8–4,9 г/см3 виділяється продуктивна важка фракція; баделеїт концентрується в ній з мінералами підвищеної щільності (каситерит, танталоніобати та ін.); – концентрат сплавляють з NaOH; баделеїт накопичується в залишку від сплаву разом з каситеритом, золотом, корундом. Фракцію, що збагачена баделеїтом, аналізують звичними мінералогічними прийомами. Через малу кількість уміст баделеїту зручно оцінювати в перерахунку не на важку фракцію або вихідний матеріал, а щодо циркону. Тим більше, що під час збагачення баделеїт потрапляє в цирконовий концентрат. Цирконові концентрати титан-цирконієвих розсипів Придніпров’я містять баделеїту 1–7 %. Найбільша його кількість фіксувалася в цирконовому концентраті

в разі відпрацювання багатих горизонтів Західної ділянки Малишівського родовища. У товарній продукції фабричних змін уміст ZrO2 сягав 71–72 % замість звичних 65–66 % (теоретично в цирконі міститься 67,2 % ZrO2), що насторожило працівників фабрики й дослідників. Перевірка підтвердила правильність хімічних аналізів. Підвищений уміст ZrO2 виявився пов’язаним з наявністю в концентраті баделеїту. Цирконовий концентрат, одержаний з важкого немагнітного продукту Іршанської та Лемненської фабрик, містить 4– 25 % баделеїту. Технологічні характеристики й склад баделеїту. Щільність мінералу 5,7–6,0 г/см3, майже немагнітний, 1–2 % зерен слабомагнітні внаслідок мікровключень, неелектропровідний. Форма зерен у титан-цирконієвих розсипах – видовжено-округла, еліпсоподібна, іноді – таблитчаста й куляста, зрідка – у вигляді ідеальної кулі. У титанових розсипах переважають призматичні й таблитчасті кристали та їх уламки. Гранулометричний склад баделеїту розсипів України наведено в табл. 1. Баделеїт титан-цирконієвих пісків в основному дрібніше 100 мкм. Його частка щодо циркону росте в тонких класах. У титанових розсипах переважає баделеїт понад 100 мкм, розміри кристалів та їх уламків сягають іноді 3–5 мм. Відношення циркон-баделеїт у класах крупності титанових пісків наведено в табл. 2. За збільшенням щільності й зменшенням розмірів зерен мінерали титан-цирконієвих розсипів утворюють ряд: кварц-

Таблиця 1. Гранулометричний склад баделеїту розсипів України

Малишівське родовище

Розподіл, у % Хвости збагачення Іршанської фабрики

Хвости збагачення Лемненської фабрики

+100

–100+71

Крупність, мкм

–71

Сума Середньозважений діаметр, мкм

100

110

117

Таблиця 2. Відношення циркон-баделеїт у класах крупності титанових пісків Крупність, мкм

Відношення циркон-баделеїт Хвости збагачення Іршанської фабрики

+160

–160+100

–100+71

–0,71+50

–50

силіманіт-дистен-ставроліт-ільменіт, змінений-рутил-циркон-монацит-баделеїт. У тому самому напрямі зменшуються медіанні діаметри зерен, коефіцієнти рівнопадіння, гідравлічна крупність. Через щільність з розмірами пов’язаний хімічний склад і зумовлені ним властивості. Цю залежність потрібно використовувати в разі виділення баделеїту з цирконового концентрату розсіюванням у поєднанні з розділенням за щільністю. Хімічний склад. Баделеїт – майже чистий ZrO2 (табл. 3). Домішки пов’язані із забрудненням виділених фракцій (циркон, танталоніобати та ін.) і мікровключеннями. Малишівський баделеїт містить у середньому 1,23 % HfO2 (від 1,16 до 1,30 %), іршанський – 1,30 % (від 1,23 до 1,39 %). Уміст Sc відповідно 1,26–240,0 і 50,5 г/т , а Eu 0,9 і 0,4 г/т. Склад і вміст мікродомішок у баделеїті різних родовищ близькі. Окрім даних хімічних аналізів (табл. 3), спектральним методом знайдено (у %): n x 10-2 – Mg, n x 10-3 – Cu, Pb, Mn, La, Y, Yb, Se, Th; n x 10-4 – V, Ge. Значні відмінності лише у вмісті Ta і Nb. У баделеїті з Малишівського розсипу їх на порядок більше, на два порядки підвищений і вміст Sn унаслідок домішки каситериту. Після очищення в розплаві NaOH баделеїт наближається за складом до ZrO2, що свідчить про принципову можливість отримання з вітчизняного баделеїту продукту, що відповідає технічним умовам для діоксиду цирконію. За вмістом більшості мікродомішок вітчизняний баделеїт чистіший від ковдорського (табл. 3).

118

Хвости збагачення Лемненської фабрики

Сировинний потенціал баделеїту. Баделеїт – дефіцитна неметалічна сировина [6]. Концентрат може використовуватися у “сирому” вигляді, а після очищення за досить простою технологією відповідає технічним умовам для ZrO2, який одержано з циркону (собівартість останньої набагато вища). Баделеїт вигідніша сировина через високу масову частку ZrO2, тому що в “сирому” концентраті вміст ZrO2 у півтора разу вищий, ніж у цирконі. За технологічними властивостями він близький до циркону й потрапляє в цирконовий концентрат. Єдиний постачальник циркону в Україні – Малишівське родовище, перспективний об’єкт для супутнього видобування баделеїту. Остаточне доведення цирконового концентрату на концентраційних столах дає можливість одержувати баделеїтовий продукт у “голівці” стола. Перспективне застосування гравітаційних методів можливе в поєднанні з розсіюванням. “Голівка” стола може містити 30–70 % баделеїту (~76–90 % ZrO2), що зіставляється за складом з бразильським калдаситом, можливе використання цього продукту як товарного без доведення. Цирконовий концентрат Вільногірського комбінату містить 1–4 %, максимум 7 % баделеїту. На нових ділянках родовища вміст міг змінитися, й цифри потребують уточнення за поточною продукцією. За мінімальної кількості одно-двопроцентний річний видобуток може становити в середньому 500 т баделеїту. За середньої світової ціни 2 900 дол./т його вартість становить 1–2 млн дол.

Таблиця 3. Хімічний склад баделеїту, м. д. % Компонент ZrO2 HfO2 Al2O3 SiO2 TiO2 Fe2O3 CaO MgO ThO2 Ta2O5 Nb2O5 P2O5 ∑TR2O3 UO3 SO3 n. n. n. Сума

–

3 98,4 1,20 0,03 0,12 0,07 – – –

4 96,84 1,23 0,07 1,38 0,55 0,14 – –

5 97,47 1,32 0,05 0,17 0,21 0,03 – –

95,75

99,7

0,04 0,01

0,02 0,03 –

0,003 0,023

– 0,02

0,82 1,69 0,14 0,37 – 0,05 0,11 0,49 0,62 0,12 0,19

0,35 0,17

0,046 0,13

99,53

100,62

– 99,96

100,28

– 99,20

6 94,5–98,8 0,93–2,2 0,1–0,37 0,16–1,28 сл.–0,9 0,08–0,57 0,1–0,7 0,1

7 95,97–97,34 1,41–1,62 0,03–0,2 0,033–1,5 0,02–0,06 0,05–0,10 <0,01–0,04 <0,01–0,08 0,007 0,06–0,32 0,08–0,12 0,2–1,47 0,2–0,36 0,001–0,21 0,01–0,02 0,01–0,1 0,02 0–0,1 До 0,46 0,1–0,25

8 99 min 0,05 max 0,2 max 0,15 max 0,05 max 0,05 max 0,02 max

0,2 max

0,18 max 0,6 max

Примітка. 1–2 – баделеїт Малишівського родовища; 3 – баделеїт Малишівського родовища, очищений у розплаві NaOH; 4 – баделеїт Іршанської групи розсипів; 5 – баделеїт Іршанської групи розсипів, очищений у розплаві NaOH; 6–7 – баделеїт Ковдорського родовища (7 – хімічно очищений) [9]; 8 – технічні умови на ZrO2. Аналітичні дослідження проб 1–5 виконані в лабораторії УкрДГРІ (анал. В. Ларкіна, В. Ягупов).

У цирконовому концентраті, одержаному з хвостів сухої магнітної сепарації Іршанської фабрики, містилося в середньому 14 % баделеїту. У крупних фракціях концентрату кількість баделеїту сягнула 25 %. До 800 т баделеїту щорічно потрапляє у хвости збагачення. Приблизно про такі самі цифри йдеться щодо баделеїту у хвостах Лемненської фабрики. Сумарно річний потенціал баделеїту в розсипах, що розробляються Вільногірським гірничо-металургійним комбінатом (ГМК) та Іршанським ГЗК, оцінюється ~2,1·103 т. Поширеність баделеїту в Іршанській групі розсипів майже не вивчено. Ця цінна сировина потребує спеціальної уваги. Корінні джерела баделеїту невідомі. Раніше зазначали їх вірогідну близькість до місць знахідок у розсипах, виходячи зі слабкої обкатаності й наявності крупних зерен. Можливими джерелами мінералу

називали основні породи Коростенського плутону [4]. Підкреслювали необхідність вивчення кори вивітрювання й корінного субстрату габро-анортозитів як джерела баделеїту [5]. Під час оцінки збагачення титаноносних порід району досліджували десятки технологічних проб різних зон кори вивітрювання підстилаючих габроїдів, в яких баделеїт відсутній. Імовірно, в області живлення розсипів є ще не виявлені джерела баделеїту, які не пов’язані з габроїдами. Є підстави чекати на відкриття нових материнських джерел баделеїту в Україні. ЛІТЕРАТУРА 1. Быховский Л. З., Тигунов Л. П., Калыш Е. А., Левченко Е. Н., Ремизова Л. И. Цирконий и гафний России: современное состояние, перспективы освоения и развития минерально-сырьевой базы. – М.: ВИМС, 2007. – 127 с.

119

2. Гинзбург А. И., Барсукова Н. С., Чистов Л. Б. Бадделеит – новое высококачественное сырье//Разведка и охрана недр. – 1981. – № 3. – С. 24–28. 3. Жердева А. Н., Абулевич В. К. Минералогия титановых россыпей. – М.: Недра, 1964. – 239 с. 4. Квасница В. Н., Крочук В. М., Цымбал С. Н. и др. Морфология кристаллов бадделеита из карбонатитов и россыпей Украины// Минерал. журн. – 1979. – Т. 1. – № 1. – С. 69–77. 5. Осадчий В. К., Стадник В. А., Шраменко Н. Ф. Использование бадделеита для поисков карбонатитов//Сов. геология. – 1979. – № 5. – С. 100–105. 6. Петров В. П. Циркон и бадделеит – ценное и дефицитное неметаллическое сырье//Изв. ВУЗов. Геология и разведка. – 1992. – № 5. – С. 31–44. 7. Полканов Ю. А., Кашкаров И. Ф. Бадделеит из третичных прибрежно-морских песков Украины//Докл. АН УССР. – 1965. – № 6. – С. 769–771. 8. Полканов Ю. А., Бартошинский З. В., Лейе Е. Ю. Бадделеит из титаноносных россыпей//Минералогия осадочных образований. – 1974. – Вып. І. – С. 76–83. 9. Чистов Л. Б., Барсукова Н. С., Сафронов Е. К. и др. О химическом составе бадделеита из массива щелочно-ультраосновных пород и карбонатитов и формах нахождения в нем элементов-примесей. Исследования в области прикладной минералогии и кристаллохимии. – М.: Недра, 1973. – С. 100–115. REFERENCES 1. Byhovskij L. Z., Tigunov L. P., Kalysh E. A., Levchenko E. N., Remizova L. I. Zirkonij and gafnij of Russia: modern trial, perspecti-

ves of mastering and developing of mineral-raw resources. – Moskva: VIMS, 2007. – 127 p. (In Russian). 2. Ginzburg A. I., Barsukova N. S., Chistov L. B. Baddeleit – new high-frequency raw// Razvedka i ohrana nedr. – 1981. – № 3. – P. 24–28. (In Russian). 3. Zherdeva A. N., Abulevich V. K. Mineralogy of titan deposits. – Moskva: Nedra, 1964. – 239 р. (In Russian). 4. Kvasnica V. N., Krochuk V. M., Cymbal S. N. et al. Morfology of badeleit surfaces from karbonatits and deposits of Ukraine//Mineral. zhurnal. – 1979. – Т. 1. – № 1. – P. 69–77. (In Russian). 5. Osadchyj V. K., Stadnik V. A., Shramenko N. F. Badeleit’s using for karbonatits searching//Sovet. geologіja. – 1979. – № 5. – P. 100– 105. (In Russian). 6. Petrov V. P. Zircon and baddeleit – value and scarce nonmetal raw//Izv. VUZov. Geologijа i razvedka. – 1992. – № 5. – P. 31–44. (In Russian). 7. Polkanov Ju. A., Kashkarov I. F. Baddeleit from therdly shore-shipping sands of Ukraine//Dokl. AN USSR. – 1965. – № 6. – P. 769–771. (In Russian). 8. Polkanov Ju. A., Bartoshinskij Z. V., Leje E. Ju. Baddeleit from titan deposits//Mineralogija osadoсhnyh obrazovanij. – 1974. – Iss. 1. – P. 76–83. (In Russian). 9. Chistov L. B., Barsukova N. S., Safronov E. K. et al. About chemical composition of baddeleit from massive of alkali-ultrabasic types and carbonatites and forms of discovering in it elements-tinges. Researches in field of applied mineralogy and cristal-chemistry. – Moskva: Nedra, 1973. – P. 100–115. (In Russian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 08.04.2015.

Ю. А. Полканов, Т. И. Добровольская, Т. Д. Поддубная (Украинский государственный геологоразведочный институт) БАДДЕЛЕИТ – НОВОЕ ЦИРКОНИЕВОЕ СЫРЬЕ УКРАИНЫ Природный ZrO2 – бадделеит – является ценным потенциальным сырьем Украины. Рассчитаны ожидаемые объемы получения бадделеита из разных источников: комплексных титан-циркониевых россыпей (Малышевское месторождение) и ильменитовых россыпей Волыни. Рассмотрены рациональные приемы выделения бадделеита из продуктов обогащения руд россыпей. Показаны технологические характеристики и химический состав бадделеита. Ключевые слова: сырье, бадделеит, россыпи, цирконовый концентрат, гравитационные методы.

120

Yu. O. Polkanov, T. Y. Dobrovolska, T. D. Piddubna, Ukrainian State Geological Research Institute BADDELEIT AS NEW ZIRKON RAW MATERIAL IN UKRAINE Natural ZrO2 – baddeleit – is the new potentialy valuable raw material of Ukraine. Expectations capacities of its receiving from different sources have been calculated:composite titan-zirkon deposites (Malishevskoe deposit) and ilmenite deposits of Volyn. The rational methods of baddeleit’s distinguish from the extracting products are considered. The technological description and chemical composition are shown. Ukraine possesses the considerable supplies of zircon raw material. There is 97 % on zircon, on natural dioxide of zirconium (baddeleyite) – 3 %. Cost of baddeleyite concentrate in the world market higher then zirconia in 3,1–3,6 time. Baddeleyite is studied from Malyshevskoe deposit of titano-zirconia and titanic mineral deposits of Irshansk group. At enriching a baddeleyite gets in heavy nonmagnetic fraction – in the zircon concentrate of Malyshevskoe deposit (contains of mineral 1–7 %) and in the ends of enriching of titanic mineral deposits (contains of mineral 4–25 %). Baddeleyite from titano-zirconia mineral deposits less than 100 mkm. In titanic mineral deposits baddeleyite prevails by a largeness more than 100 mkm, the size of crystals and their wreckages arrives at 3–3 mm. Due to more high-density of baddeleyite, polishing on the concentration table of zircon concentrates allows to get a baddeleyite product in the “head” of the table, and grain-size features specify on possibility of the using in a complex and methods of dispersion (grohochenie). The “head” of the table can contains 30–70 % of baddeleyite (~76–90 % ZrO2) and this product can be used as a commodity without polishing (analogue Brazilian kaldosite). In a zircon concentrate, have gotten from the ends of dry magnetic separation on the Irshansk factory, contained on the average 14 % baddeleyite. In large fractions an amount increases to 25 %. Taking into account the volumes of the thrown down ends in stores, it is possible to conclude that near 800 t of baddeleyite annually lost with turn products. Approximately we get those numbers in the ends of enriching of ilmenite raw material from the Lemna factory. Totally annual potential of baddeleyite of the Volnogorsk mining-metallurgical combine and Irshansk mining and processing combine, which works off exploitation deposits in Ukraine is estimated ~2,1×103 m. After refining in solution of NaOH baddeleyite is approached on maintenance ZrO2, that testifies to principle possibility of receipt from the domestic baddeleyite of product, answering its on ZrO2. The analysis of sources of tearing down of baddeleyite from the titan mineral deposits of the Irshansk group appear about a presence yet unstudied new maternal breeds and possibility of opening of native deposits of baddeleyite in Ukraine. Keywords: raw, baddeleit, deposit, zirkon concentrate, gravity methods.

121

УДК 553.981/982.04

В. П. Лебідь, канд. геол.-мінерал. наук, УкрДГРІ, м. Чернігів, vplebid@ukr.net В. В. Лебідь, економіст, ПП “Сістем Фінанс”, м. Чернігів

ПРО РЕАЛЬНІ ЗАХОДИ СТОСОВНО ТЕРМІНОВОГО ЗМЕНШЕННЯ ЦІНИ НА ЕНЕРГОНОСІЇ У Східному нафтогазоносному регіоні України (головному постачальнику власної вуглеводневої сировини) розглянуто неглибоко занурені перспективні об’єкти для пошуку нових родовищ вуглеводнів. Розміщені вони в Дніпровсько-Донецькому розсуві в нетрадиційних пастках ще не освоєного нижнього нафтогазоносного комплексу. Наведено докази того, що вчасно вирішити проблему термінового збільшення видобутку вуглеводневої сировини можна не завдяки сланцевому газу, а розвідці пасток у нижньому нафтогазоносному комплексі. У регіоні ці неглибоко занурені перспективні об’єкти мають значне поширення, бо виявлені на північному заході, пришовних зонах і плечах Дніпровсько-Донецького розсуву. Свердловини, що запропоновані, можна пробурити й випробувати за 1–3 місяці, адже глибина їх зазвичай не перевищує 4 000 м. До того ж, вони буритимуться на тих ділянках, де вже створено необхідну інфраструктуру для первинної переробки й транспортування вуглеводневої сировини. Якщо в 2015–2016 роках пробурити хоча б 10–20 свердловин, то, за найпесимістичнішою оцінкою авторів, у регіоні можна збільшити видобуток вуглеводнів на 40–50 умовних одиниць палива. Не є винятком, що в Східному нафтогазоносному регіоні України можуть бути виявлені не тільки середні, а й великі за запасами родовища вуглеводнів, що, безумовно, зацікавить іноземного інвестора. Усе це є сприятлива передумова для процесу виходу держави з енергозалежності від країн-експортерів газу й запорука того, що не підвищуватиметься плата за газ для населення. Але щоб такі зміни стали незворотними, необхідно подолати старі корупційні схеми розбазарювання вуглеводневої сировини. Ключові слова: нижній нафтогазоносний комплекс, нетрадиційні пастки, кристалічний фундамент, глибинні вуглеводні, пошукові об’єкти.

Актуальність та способи вирішення проблеми Сьогодні добробут України безпосередньо залежить від забезпеченості населення й народного господарства власними вуглеводнями. Ситуація ускладняється тим, що різко підвищуються тарифи на газ для населення, хоча більшість людей нині не здатна платити навіть за старими. Є два способи вирішення цієї проблеми. Для успішного втілення в життя цих реформаторських планів потрібна не тільки наполеглива злагоджена робота, а насамперед розуміння й підтримка суспільства. Перший спосіб виходу з кризи полягає в зменшенні споживання газу. Східна

Німеччина зробила це (витративши величезні кошти) за 10–15 років. Але в нас для цього нема ні коштів, ні часу, хоча вже нині варто розпочати заходи щодо зменшення використання природного газу в промисловості й побуті. Не допоможе зниженню тарифів і “шокова терапія”, бо вона принципово відрізняється від польської – ніхто не збирається Україні давати такі кошти, які давали полякам, та списувати наші борги. До того ж, Верховна Рада України ще не ухвалила закони, які відповідали б умовам упровадження цієї “терапії”. Поляки почали реформи за великої зовнішньої фінансової підтримки, і люди знали, що труднощі тимчасові, що

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

122

треба потерпіти півроку чи рік, а потім відбудеться зростання економіки й життя значно поліпшиться. На жаль, нам таких гарантій держава сьогодні не дає, тобто шок буде, а терапії не буде. Другий спосіб полягає в тому, щоб за стислі терміни наростити видобуток власних енергоносіїв. І хоча вирішення цієї проблеми ускладняється тим, що в Україні йде війна й не подолано ще старі корупційні схеми розбазарювання вуглеводнів, але іншого способу в нас немає. Тому наведемо докази, як за стислі терміни суттєво збільшити в Україні видобуток вуглеводневої сировини, та покажемо, що в нас існує свій варіант “шокової терапії”, який заспокоїть людей, бо труднощі через підвищення тарифів на газ будуть тимчасовими. У наших публікаціях останніх років ми якраз і обґрунтовуємо різні аспекти успішного вирішення цієї вкрай потрібної країні “терапії”. Розгляду основних складових проблеми термінового збільшення видобутку вуглеводневої сировини й присвячено цю статтю. В яких породах і пастках варто шукати нові родовища Головним постачальником власної вуглеводневої сировини в Україні є Східний нафтогазоносний регіон (СНГР), який пов’язаний з Дніпровсько-Донецьким розсувом (ДДР). В осадовому чохлі верхнього (J-D) нафтогазоносного комплексу (ВК) нині неопошукованими залишилися в основному малі за розмірами родовища, які розміщені зазвичай на глибинах 6 000 м і більше. Так, за останнє десятиріччя у СНГР не виявлено жодного великого за запасами родовища вуглеводнів. Тому проблему значного термінового збільшення видобутку вуглеводнів недоцільно пов’язувати з розвідкою пасток у ВК. Вона, в ліпшому разі, лише стабілізує падіння видобутку на старих родовищах. Порівняно з 70-ми роками в Україні зменшився видобуток нафти з конденсатом у 3 рази, а природного газу – у 3,3 разу. Причому основний його спад відбувся у СНГР [1] як у результаті об’єктивних (виснажен-

ня ресурсів), так і суб’єктивних причин (недостатнє державне фінансування нафтогазової галузі). Отже, залишкові нерозвідані ресурси ВК, які зосереджені на великих глибинах і розміщені в малих за розмірами складно побудованих пастках, за всіх сприятливих обставин пошуку не здатні вплинути на суттєве термінове підвищення в СНГР кількості енергоносіїв. Вчасно не вирішить проблеми термінового збільшення енергоносіїв і видобуток вуглеводневої сировини завдяки сланцевому газу. Під час його видобутку існують не тільки значні екологічні ризики щодо отруєння підземних вод і забруднення наших чорноземів, але й для початку розвідки необхідні річні інвестиції в розмірі 2–3,5 млрд доларів [16]. До того ж, щоб вийти на стабільний показник видобутку потрібно не менш як 10 років. Тому автори пропонують дещо інший варіант його освоєння [4], що вже належить до розряду невідкладних заходів (суть їх буде розглянуто нижче), які приведуть до термінового зменшення ціни на енергоносії. Для виконання цих ГРР треба, на думку авторів, залучити компанії, що володіють сучасними технологіями видобутку сланцевого газу. Нині без інвесторів нам не обійтися, бо сьогодні держава не має коштів на проведення таких робіт. Зовсім інша стратегія пошуку вуглеводнів у нижньому нафтогазоносному комплексі (НК), покривна частина якого складена елювіально-теригенними відкладами надфундаментної товщі, а підошовна – розущільненими утвореннями покрівлі докембрійського кристалічного фундаменту (КФ). На відміну від ВК, який перебуває на завершальній стадії розвідки й де залишилися нерозвіданими лише малі за розмірами родовища, у НК майже ще не розпочато цілеспрямоване вивчення бурінням нафтогазоносних структур. Фактичний матеріал, яким на сьогодні характеризується продуктивний розріз НК, було отримано водночас з опошукуванням склепінних пасток у ВК, а не за результатами науково обґрунтованого пошуку

123

нетрадиційних пасток у КФ. Тому якість цього матеріалу далека від представницької вибірки. Звернімо увагу на те, що, згідно зі статистичним законом Парето, під час цілеспрямованого пошуку родовищ у новому нафтогазоносному комплексі, яким для ДДР є НК, відкриття унікальних і великих за запасами покладів ВВ відбудуться на перших етапах його вивчення. Свого часу [2] ми підтвердили правомірність такої залежності відкриттів для продуктивних склепінних пасток у ВК. Нема сумніву, що така закономірність виявлення значних за запасами родовищ ВВ буде типовою й для НК. Дещо відтермінувати відкриття середніх і великих за запасами родовищ може лише неякісна підготовка об’єктів до пошукового буріння. Тому запропоновано виконати її з використанням сучасних комплексних геофізичних пошукових технологій [7]. Уже сьогодні можна говорити про значне поширення продуктивних пасток у НК. Так, під час опошукування склепінних пасток у ВК на Юліївському пошуково-розвідувальному полігоні неочікувано в НК також виявлялися поклади ВВ. Разом з тим коефіцієнт їх відкриттів (під час пошуку, далекого від оптимального) становив усього 0,15, тоді як для пасток ВК він був у 4–5 разів більшим [5]. Це й зрозуміло, бо продуктивні пастки верхнього й нижнього нафтогазоносних комплексів між собою в плані майже не зіставляються. Перші приурочені до антиклінальних пасток, що розміщені в горизонтальних осадових нашаруваннях, а другі розміщені в схилових відкладах і субвертикальних прирозломних зонах тріщинуватості КФ. Їх родовища характеризуються й різним механізмом міграції та консервації вуглеводнів: у НК вони формуються в умовах вертикальної міграції й залишаються майже in situ, а у ВК – унаслідок і латеральної міграції, отже, дещо зсунуті (у бік розміщення склепінної пастки) від основної зони їх живлення. За нашими уявленнями [3], головними шляхами міграції глибинних вуглеводнів у ДДР слугують корові лістричні скиди, які

124

виступають з’єднуючими каналами з вуглеводнегенерувальними деструктивними смугами розсуву. Отже, вуглеводні в НК будуть розміщені не в склепінних пастках, а в складно побудованих різнотипних нетрадиційних пастках, в основному субвертикальної орієнтації. Ними можуть бути: пастки літолого-стратиграфічного клинення на схилах виступів кристалічного фундаменту (ВКФ); гравітектонічні пастки, що пов’язані з продуктами руйнування ВКФ (піщано-грубоуламкові аркози); вторинно розущільнені резервуари (ВРР) у приповерхневій частині КФ, які мають складний геодинамічний режим формування й часто ототожнюються з вертикальними шляхами міграції ВВ-флюїдів. Для результативного їх виявлення та опошукування запропоновано застосовувати нову методику пошуковорозвідувальних робіт [6]. Суть їх полягає в тому, що субвертикально розміщені ВРР рекомендовано розкривати похило спрямованими свердловинами. Це дасть можливість виявити й вивчити пастку не по дотичній (що маловірогідно), а по нормалі до її простягання. У покривній частині НК пастки представлені різнорідними породами надфундаментної товщі, яка сформувалася в основному завдяки матеріалам руйнування КФ. Так, наприклад, пастки олістостромклиноформного виду, що локалізуються в підніжжі ВКФ, складені гравітаційними схиловими накопиченнями матеріалів руйнування КФ. На периферійній частині олістостроми розміщені їх найбільш рухливі алеврито-глинисті різновиди, а в центральній частині – уламки корінних порід і щебінь. Ці утворення з майже повною відсутністю сортування й обкатаності можуть мати пористість до 30 % за проникності в 5 дарсі й більше [8]. У підошовній частині НК продуктивні пастки виявлені, як зазвичай, у гранітоїдних масивах і зеленокам’яних утвореннях (сланці, амфіболіти) КФ, що різною мірою змінені метасоматичними процесами. У докембрії вуглеводневі пастки побудовані значно складніше, ніж осадові. Внутрішня їх

структура формується за умов застійного флюїдодинамічного режиму в зонах зубчасто-тупикових стінок метасоматичних штоків та “сліпих” осередків деструкції [15]. При випробуванні в непроникному докембрійському КФ пористість розущільнених порід сягала 9–17 %, товщини продуктивних інтервалів – до 60 м і більше, а дебіт газу перевищував 170 тис. м3/д (сверд. Юліївська-2). За аналізом розкритих свердловинами розрізів фундаменту виділено три типи ВРР [6]: жильний, який пов’язаний із крізною субвертикальною флюїдопровідною системою КФ; штокверковий, який формується, коли міграційної напруги ВВфлюїду недостатньо, щоб повністю подолати вертикальний опір КФ; квазіпластовий (у метаморфізованому КФ), коли напруга ВВ-флюїду не здатна подолати вертикальний опір гірських порід і її розвантаження відбувається в субгоризонтальному напрямку. Як свідчить світовий досвід, у ВРР реально зустріти поклади з високим дебітом вуглеводневої сировини. Так, на родовищі Білий Тигр дебіт нафти в деяких свердловинах сягав до 2 000 т/д з накопичувальним видобутком на одну свердловину понад 1,5 млн т. Цікаво, що інтенсивна гідротермально-метасоматична переробка гранітоїдів на гігантському нафтовому родовищі Білий Тигр і газоконденсатному Юліївському родовищі стала провідним чинником формування подібних порід-колекторів. Схожість їх виявлена (О. Е. Лукін, 2007 р.) за характером Са-цеолітизації в продуктивних колекторах-метасоматитах. Підсумовуючи вищенаведене, ще раз акцентуємо увагу на тих положеннях і доказах, які свідчать про правильну стратегію пошуку нових родовищ вуглеводнів у НК: − ні залишкові нерозвідані ресурси ВК, ні видобуток сланцевого газу в СНГР не здатні вплинути на суттєве термінове підвищення кількості енергоносіїв; − попередні ГРР дають можливість передбачити, що в НК розміщена велика кількість продуктивних об’єктів пошуку;

− у СНГР пошук продукції в нетрадиційних пастках НК фактично ще залишається terra incognita; − для результативного розкриття й випробування ВРР запропоновано буріння похило спрямованих свердловин; − закон Парето ще чекає свого підтвердження, як і відкриття значних за запасами родовищ; − унікальні й великі за запасами родовища ВВ, виходячи із закономірності відкриттів, з’являться вже в перші роки їх активного пошуку; − пік Хаберта (спад видобутку ВВ) для НК під час інтенсивної розвідки наступить, вірогідно, не раніше ніж через 10–15 років, отже, з цим комплексом варто пов’язувати стабільне довгострокове збільшення нафтогазоносного потенціалу ДДР; − освоєння НК варто негайно розпочати на неглибоко занурених перспективних об’єктах, що дасть змогу вирішити проблему термінового збільшення видобутку вуглеводневої сировини. Реальні заходи щодо зменшення ціни на енергоносії Перш ніж почати розгляд пріоритетних об’єктів пошуку нових родовищ, які дадуть можливість терміново збільшити видобуток вуглеводневої сировини, укажемо, що жодні заходи не будуть ефективними до того часу, поки не буде припинено розбазарювання та не буде налагоджено жорсткий контроль економного використання енергоносіїв. Ця вимога суттєва, але недостатня, бо іншого варіанта при подоланні енергетичної кризи, ніж пошуки власних вуглеводнів, у нас немає. Раніше вже було доведено [4, 3, 7], що в СНГР є значна кількість пріоритетних об’єктів, де в НК можуть бути виявлені середні й великі за запасами родовища вуглеводнів. Нині ж розглянемо ті з них, які пов’язані з невеликими глибинами й мають, на наше переконання, певні переваги в плані аргументації прогнозу їх продуктивності. Отже, наведемо обґрунтування для термінового проведення пошукових робіт на тих перспективних об’єктах, які розміщені

125

в основному на глибинах близько 4 000 м, бо тоді свердловини можуть бути пробурені й випробувані за 1–3 місяці. До того ж, усі пошукові ділянки розміщено там, де вже створено необхідну інфраструктуру для первинної переробки й транспортування вуглеводневої сировини. Такі параметри є необхідні під час вибору пошукових об’єктів, які б забезпечили термінове збільшення видобутку в ДДР вуглеводневої сировини. Першочерговими для оцінки нафтогазоносності на Люботинсько-Наріжнянській ділянці північного плеча ДДР є Північноюліївський і Північноскворцівський пошукові об’єкти. Зазначимо, що продуктивність Північноюліївської олістостроми (покрівля НК), на наше переконання, уже доведена бурінням – сверд. № 11 у приконтактовій з родовищем зоні виявлено (інтервал 3 718–3 826 м) слабкий приплив газу дебітом 1 926 м3/д [8, рис. 2]. Ця продуктивна пастка розміщена майже на одному рівні з газоконденсатним покладом у КФ, який розкрила сверд. № 2 на Юліївській горст-антикліналі. Запропоновано пошукову свердловину розмістити таким чином, щоб вертикальним стовбуром на глибині 3 950–4 075 м в оптимальних умовах випробувати олістострому, а горизонтальною розсічкою завдовжки понад 500 м розкрити продуктивний ВРР, бо її вибій опиниться на 50–100 м нижче, ніж у сверд. № 2. Нагадаємо, що вона в привибійній частині розкрила третю (останню) зону тріщинуватості, при перфорації якої в інтервалі 3 636–3735 м і випробуванні у відкритому стовбурі (інтервал 3 735–3 800 м) на штуцері 7 мм дебіт газу становив 77 тис. м3/д, конденсату – 13 тис. м3/д. Передбачається, що пошукова свердловина зі складною конструкцією стовбура розкриє два поклади вуглеводнів – у олістостром-клиноформній пастці та тупиковому ВРР. Від одержаних результатів на Північноюліївській площі залежить буріння свердловини на Північноскворцівському пошуковому об’єкті [8, рис. 2], де також прогнозується олістостромклиноформна пастка в покривній части-

126

ні НК і ВРР у тріщинуватій зоні КФ на підвищеному крилі зворотного скиду. До того ж, тут вертикальний стовбур буде на 200–250 м меншим. Не є винятком, що пошукові свердловини у КФ, де заповнення тріщинуватих колекторів флюїдами відбувається за типом фізичних ефектів фільтра-пресингу та гідророзриву (фрекінг-процес), зможуть розкрити поклади з високим дебітом вуглеводневої сировини. Тому досить вірогідно, що на цих пошукових об’єктах видобувні запаси вуглеводнів можуть перевищити 3–5 умовних одиниць палива. Крім вищенаведених першочергових об’єктів, на північних схилах Скворцівської, Юліївської та Наріжнянської горст-антикліналей, довжина яких сягає 30 км і більше, безумовно, існують і інші перспективні площі. Тому варто передбачити, що на ЛюботинськоНаріжнянській ділянці північного плеча успішний пошук нових родовищ може бути забезпечено достатнім фондом перспективних об’єктів. Висока рентабельність ГРР прогнозується й на палеоприбережній ділянці Північнохарківського мегарезервуара сланцевого газу [9, рис. 1]. На цій ділянці сланцювате глинисто-карбонатне тіло й врізні “тугі” пісковики надфундаментної товщі НК не тільки мають геодинамічний режим, що сприяє стійкій суперкапілярній пористості й високому вмісту (до 10 % і більше) сорбованих газів, але найважливіше, що тут існують природні дегазатори для нетрадиційних вуглеводнів. Ними виступають малопотужні піщані й карбонатні тіла різного морфогенезису з якісними гранулярними й тріщинуватими колекторами, що з усіх сторін перекриті флюїдотривкими породами, які вміщують сланцевий газ. У таких пастках, як показує світовий досвід, можуть бути виявлені поклади з аномально високими пластовим тиском і дебітом вуглеводнів. Разом з тим шукати малого розміру пастки досить складно, бо відсутні надійні геофізичні методи їх виявлення. Зовсім інша ситуація, коли ці пастки вивчати одночасно з бурінням горизонтальних стовбурів і роз-

січок для видобутку нетрадиційних вуглеводнів. Тоді малого розміру тіла, які пов’язані з рукавоподібними резервуарами дельтових та авандельтових проток, а на мілководному побережжі – з піщаними лінзами й барами, будуть виявлені кластером (кущем) видобувних свердловин. За їх допомогою в навколосвердловинному просторі на площі 3×2 км виникає єдина тріщинувата зона фрекінгу (гідророзриву). Отже, цими “граблями” попутно з видобутком сланцевого газу можна виявити навіть малопотужні піщані чи карбонатні тіла. До того ж, перспективні площі для їх пошуку на палеоприбережній ділянці Північнохарківського мегарезервуара вже визначено [10]. Це ділянка між Безлюдівським і Васищівським підняттями, де прогнозується конус виносу, а також Кузьмичихинсько-Скворцівська, Крупичинсько-Люботинська та Західнохарківська перспективні площі, які розміщені в передбачуваних зонах трасування палеорічок. Тут можуть бути отримані досить обнадійливі результати пошуку нових родовищ ВВ і навіть зі значними запасами вуглеводнів. А це має зацікавити провідні компанії, які володіють сучасними технологіями видобутку сланцевого газу. Тоді, щоб запобігти можливим аваріям та екологічним катастрофам при розкритті пасток з аномально високими тисками й припливами вуглеводнів, керувати процесом будуть сучасні дистанційні сенсорні системи. Особливу увагу варто звернути на оцінку нафтогазоносності клиноформних пасток на Хорошівському й Південнобезлюдівському пошукових об’єктах, що також розміщені в цій палеоприбережній зоні й приурочені до північного схилу Безлюдівського денудованого ВКФ. Важливо, що тут можуть бути виявлені поклади ВВ й у верхньому нафтогазоносному комплексі. На схилі ВКФ продуктивність клиноформних утворень уже визначена сверд. № 612, яка пробурена в умовах її замикання, а осадового чохла – сверд. № 1 на Васищівському родовищі, співавтора-

ми у відкритті якого були й ми. Навіть за песимістичним варіантом підрахунку [5] перспективні ресурси категорії Д2 (локалізовані) на Хорошівському об’єкті становитимуть 17–19 млн т, а на Південнобезлюдівському сумарні запаси категорії С3 для ВК та НК – 3 235 тис. т нафтового еквівалента. Причому глибина пошукових свердловин тут не перевищуватиме 3 500–3 750 м. Східномолодівський пошуковий об’єкт розміщений у центральній частині північної пришовної зони ДДР і приурочений до ерозійного схилу Охтирського ВКФ. За структурою ВКФ є геміантикліналь, яка прилягає до крайового порушення й має своє продовження на північному плечі ДДР [11, рис. 4]. У підніжжі диз’юнктивного схилу цього виступу прогнозується олістостромна пастка, парагенетично з якою на підвищеному блоці КФ прогнозується продуктивний ВРР. Мінімальний пошуковий ризик на Східномолодівському об’єкті пояснюється тим, що за прогнозом нафтогазоносності КФ він оцінюється як високоперспективний [11, рис. 3] та що промислова продуктивність розрізу КФ тут уже доведена на північному замиканні Охтирського ВКФ, якому відповідає Чернеччинсько-Хухринська продуктивна структура на плечі ДДР. Для оцінки нафтогазоносності цокольного розрізу на пошуковому об’єкті пропонується буріння похило спрямованої свердловини з вертикальним стовбуром 4 200 м і субгоризонтальною врізкою понад 500 м [11, рис. 4]. Це дасть можливість в найліпшому місці розбурити парагенетично споріднені нетрадиційні пастки в схилових відкладах осадового чохла та приповерхневому розрізі КФ. За найпесимістичнішим варіантом підрахунку локальні прогнозні ресурси на Східномолодівському пошуковому об’єкті становитимуть приблизно 30–40 млн т нафтового еквівалента. Подібна вищенаведеній і ситуація пошуку олістостром-клиноформних пасток і споріднених з ними ВРР на менше занурених (щодо попереднього) північних схилах Берестівського й Миколаївського

127

пришовних ВКФ. Дещо інша структурна позиція в Новотроїцького ВКФ, хоча подібних парагенетично пов’язаних нетра-

диційних пасток варто очікувати й у його північній частині (рис. 1). Різниця пояснюється тим, що поверхня фундаменту цього

Рис. 1. Новотроїцький пришовний ВКФ. Зіставлення докембрійського й нижньокам’яновугільного структурних планів (за матеріалами ДП “Укргеофізика”). Структурні побудови за даними КМЗХ: 1 – ізогіпси поверхні КФ; 2 – ділянки втрати відбиттів; 3 – розривні порушення. Структурні побудови за даними МСГТ та буріння: 4 – крайове порушення; 5 – ізогіпси по відбивному горизонту Vв2; 6 – розривні порушення; 7 – структури, що вміщують промислові поклади ВВ; 8 – глибокі свердловини, що розкрили нижньокам’яновугільні відклади (а), докембрійський фундамент (б). Список структур в осадовому чохлі: 1. Новотроїцька, 2. Південноборовеньківська, 3. Ленківська

128

ВКФ виражена більш рельєфно й має круті короткі схили та нешироку гребеневу частину. Тому на Північноновотроїцькій площі прогнозна гравітектонічна пастка матиме дещо інший обрис, ніж на Східномолодівській, бо тут відбувалися інтенсивніші процеси руйнування ВКФ. Отже, клиноформна частина пастки, що примикає до площини крайового розлому, могла не зберегтись. І навпаки, її покривна складова (олістострома) в підніжжі схилу ВКФ буде характеризуватися великими товщинами. На північному заході ДДР розміщений Північноталалаївський пошуковий об’єкт. Лежить він між схилами однойменного й Плужниківського ВКФ [7], (рис. 3, 4) і чітко зіставляється з трасуванням Шовного розлому мантійного закладення, який, найімовірніше, виступає зоною живлення глибинними вуглеводнями. Крім того, над східною частиною пошукового об’єкта в нижньокам’яновугільних відкладах уже виявлене Ромашівське нафтове родовище, яке, на нашу думку, пов’язане з вертикальною міграцією глибинних ВВ-флюїдів. За категорією Д2 (локалізовані) ресурси об’єкта становлять приблизно 25–27 млн т нафтового еквівалента. Північнокинашівський пошуковий об’єкт, який розміщений також на північному заході ДДР, за структурною позицією подібний до Східномолодівського, бо лежить на схилі Кинашівського ВКФ, що теж прилягає до північної шовної зони ДДР [12, рис. 2]. На його схилі передбачаються сприятливі умови для формування продуктивної пастки олістостром-клиноформного виду й парагенетично пов’язаного з нею в підошовній частині НК, вірогідно, продуктивного ВРР [12, рис. 2]. Підставою для позитивного прогнозу є те, що у сверд. Шаповалівська-301 під час випробування докембрію було отримано припливи пластової води з розчиненим (до 40 %) вуглеводневим газом, а в сверд. Кинашівка-1 у теригенно-карбонатній товщі підсольового девону (покрівля НК) спостерігалися плівки легкої й примазки густої нафти. Рекомендована для буріння свердловина, глибина якої не переви-

щуватиме 4 050 м, а горизонтальна врізка – понад 500 м, розкриє КФ у значно кращих умовах, ніж Шаповалівська-301. Попередня локальна оцінка ресурсної бази пошукового об’єкта дорівнює приблизно 14–16 млн т нафтового еквівалента. Залежними від результатів буріння на Північноталалаївському й Північнокинашівському пошукових об’єктах варто вважати Північноплужниківську площу та схил Плисківсько-Лисогорівського ВКФ, до яких у перекривному осадовому чохлі приурочена низка родовищ ВВ. Привабливими для пошуку в НК нових родовищ варто вважати на північних схилах Брусилівсько-Кошелівського ВКФ Іллінцівську (рис. 2), а Плисківсько-Лисогорівського ВКФ – Мартинівську (рис. 3) ділянки. За нафтогазоперспективним районуванням вони належать до перспективних і навіть високоперспективних земель [7, рис. 2] і розміщені в смузі ділатансії Лоївсько-Глинського розлому мантійного закладення [7, рис. 1]. З погляду геодинаміки ці ділянки зіставляються із зонами гравітаційного клинення приосьового та осьового мезоблоків [13, рис. 1]. Гіпсометричний рівень порід фундаменту, зокрема на Іллінцівській ділянці схилу, зіставляється з горизонтальною смугою розущільнення фундаменту. Тому, навіть коли пастки ерозійного генезису виявляться безперспективними, докембрійський фундамент варто розбурити, бо не є винятком, що з цією зоною розущільнення КФ можуть бути пов’язані ВРР з великими покладами нафти [3]. На Гайворонському ВКФ, що розміщений у цій же частині ДДР, для пошуку продуктивних нетрадиційних пасток сприятливий не тільки північний, але й південний (рис. 4) схил. Міститься останній у приконтактній зоні з Дмитрівським соляним діапіром. Про можливу продуктивність пастки на цій ділянці схилу свідчить той факт, що у сверд. Гайворонська-348 з інтервалу 4 487–4 494 м (підсольовий девон) підняті дрібнозернисті слабко пористі бітумінозні пісковики й туфопісковики (аркози) з ознаками насичення нафтою.

129

Рис. 2. Фрагмент сейсмогеологічного профілю 232422/78. Прогнозна модель будови цокольного розрізу на Іллінцівському схилі: 1 – докембрійський кристалічний фундамент; 2 – передбачувана олістострома; 3 – орієнтовне розміщення та стовбур оціночної свердловини

На північному заході ДДР до південної шовної зони примикає Пирятинський пошуковий об’єкт. Ця ділянка [14, рис. 1], як і Північнокинашівська, межує вже на півдні з крайовим порушенням, де на границі підсольових відкладів девону з КФ також виявлено вагомі нафтогазопрояви

– у сверд. 1-Пирятинська (інтервал 2 790– 2 890 м) у пластовій воді вміст водорозчиненого вуглеводневого газу перевищує 40 %, а з інтервалу 2 865–2 863 м отримано воду з плівкою нафти. Отже, після одержання позитивних результатів на Північноталалаївській та Північнокинашівській

Рис. 3. Фрагмент сейсмогеологічного профілю 26246/85. Прогнозна модель будови цокольного розрізу на Мартинівській ділянці схилу Умовні позначення дивись на рис. 2

130

Рис. 4. Фрагмент часового розрізу сейсмопрофілю 58248/78. Південний схил Гайворонського ВКФ

пошукових ділянках фонд першочергових об’єктів, деякі з них наведено вище, у десятки разів збільшиться. Тому сьогодні (після понад 20-річної перерви в пошуковому бурінні на північному заході ДДР) у розвідників немає права на пошукову помилку, бо вона відтермінує на невизначений час відкриття родовищ, що вкрай потрібні нині. Завершуючи стислий огляд першочергових пошукових об’єктів, відзначимо, що їх фонд розглянуто неповністю. Так, прогнозуються перспективні ділянки пошуку в центральній частині південної пришовної зони ДДР, що приурочені до схилів Петрівського, Миргородського й Багачанського ВКФ та до диз’юнктивно побудованих бортів локальних Ромоданівської й Красногорівської западин, глибина занурення яких не перевищує 3,0–4,5 км [8]. На південному плечі ДДР перспективними є схили Кобеляцького, Царичанського та Орельського ерозійно-тектонічних палеовиступів, які примикають до південного шва розсуву. Нагадаємо, що ще в 70-ті роки ХХ століття

на Кобеляцькому ВКФ було виявлено на глибині 520–1 050 м у кернах свердловин, які бурилися для пошуку залізних руд, пустотілі тріщини, заповнені рідкою нафтою (вивітрілі хлор-амфіболітові сланці). Тому досить вірогідно, що ВРР тут виявляться продуктивними. Отже, фонд неглибоко занурених перспективних пошукових об’єктів цілком достатній, щоб започаткувати в ДДР новий напрям ГРР. Зрозуміло, що не завжди родовища відкриватимуться першими свердловинами (у середньому їх Р=0,6). Може не пощастить і з відкриттям великого за запасами родовища, бо воно матиме аномальні (ураганні) показники нафтогазоносності (аномальні величини пустотного простору, високі дебіти вуглеводневої сировини тощо), тобто відрізнятиметься за всіма параметрами від середньостатистичного родовища в НК, для якого можна створити прогнозну доказову базу. Але іншого способу, ніж наполегливі пошуки нових родовищ ВВ, які дадуть змогу зменшити ціну енергоносіїв, у нас сьогодні немає.

131

Висновки Вуглеводнева сировина для України є стратегічним ресурсом, а тому левова частина її має залишатись у власності держави, яка жорстко контролюватиме ефективне використання енергоносіїв. Для цього треба новій владі реформаторів подолати старі корупційні схеми, а Верховній Раді України – ухвалити необхідні закони для ефективного реформування нафтогазової галузі. Необхідно створити сприятливі геологічні передумови, щоб припинити купувати енергоносії, бо вітчизняні надра містять достатні їх ресурси. У разі виходу держави з енергозалежності від країн-експортерів газу головним нафтогазоносним регіоном має стати ДДР. Для успішного вирішення цієї проблеми тут необхідно терміново розпочати ГРР зі збільшення видобутку вітчизняної вуглеводневої сировини. Тому потрібна політична воля керівництва держави для втілення в життя нового напряму ГРР. Різке збільшення видобутку вуглеводнів завдяки успішній розвідці та освоєнню покладів ВВ у НК дасть можливість назавжди позбутися високих платіжних дефіцитів, бо тоді НАК “Нафтогаз України” матиме позитивний бюджет. Це (а не субсидії) може бути запорукою не підвищувати плату за газ для населення. Є всі підстави вважати, що запропоновані ГРР мають бути високорентабельними та прибутковими й тому зацікавлять справжнього інвестора, якого влада має негайно відрізнити від підставної фірми з перепродажу дозвільних документів на розвідку й видобуток вуглеводневої сировини. Якщо тільки на запропонованих ділянках у 2015– 2016 роках пробурити хоча б 10–20 свердловин, то, за найпесимістичнішою оцінкою авторів, у ДДР можна збільшити видобуток вуглеводневої сировини на 40–50 умовних одиниць палива. Отже, ці ГРР і стануть в енергетичному секторі економіки українською не зовсім “шоковою терапією”, бо за аналогією з країнами, де відкривалися нові родовища нафти й газу, ВВП може зрости навіть до рівня 4 %. Тому виконання цього плану, якщо не підвищить наш

132

добробут до рівня багатих вуглеводнями країн, то зробить суттєвий поштовх економічному розвитку країни. ЛІТЕРАТУРА 1. Андрієвський І. Д. Розвиток мінерально-сировинної бази України й світу: їх взаємозалежність та вплив на економіку//Актуальні проблеми та перспективи розвитку геології: наука і виробництво. Матер. Міжнар. геол. форуму (7–13 вересня). – К.: УкрДГРІ, 2014. – Т. 1. – С. 3–8. 2. Арсирий Ю. А. Математическое моделирование новых промышленных скоплений углеводородов в Днепровско-Донецкой впадине/Ю. А. Арсирий, Б. П. Кабышев, В. П. Лебедь и др.//Доклады АН УССР. – 1981. – № 8. – С. 3–5. 3. Гладун В. В. Схили виступів фундаменту – перспективні об’єкти пошуку вуглеводнів на Чернігівщині/В. В. Гладун, О. Ю. Зейкан, Б. Л. Крупський, В. П. Лебідь та інші//Нафтова і газова промисловість. – 2010. – № 1. С. 4–9. 4. Лебідь В. П. Про альтернативу нетрадиційним ресурсам у східному нафтогазоносному регіоні//Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2014. – № 3–4. – С. 213–231. 5. Лебідь В. П. Освоєння нафтогазового потенціалу північного борту ДДЗ (проблеми та шляхи їх рішення)/В. П. Лебідь, П. М. Чепіль// Мін. ресурси України. – 2002. – № 1. – С. 32–35. 6. Лебідь В. П. Будова вторинних резервуарів та особливості пошуку нафтогазоносних пасток у кристалічному фундаменті на структурах юліївського типу /В. П. Лебідь, О. Ю. Лукін, В. В. Макогон та інші//Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2007. – № 2. – С. 279–287. 7. Лебідь В. П. Резерв пошуку великих родовищ вуглеводнів у Дніпровсько-Донецькому розсуві/ В. П. Лебідь, О. Л. Раковська//Мін. ресурси України. – 2014. – № 2. – С. 20–27. 8. Лебідь В. П. Обґрунтування пошуку нового типу вуглеводневих пасток//Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2007. – № 4. – С. 187–191. 9. Лебідь В. П. Про передбачувану рентабельність вуглеводневої сировини на Південнохарківському мегарезервуарі/В. П. Лебідь, О. Л. Раковська//Геолог України. – 2013. – № 3. – С. 79–87. 10. Лебідь В. П. Прогноз та рейтингова оцінка нафтогазоперспективності пошукових об’єктів у базальній товщі Харківського сегмента/В. П. Лебідь, Г. Г. Гончаров//Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2011. – № 1. – С. 137– 148.

11. Лебідь В. П. Облямування схилів виступів фундаменту – перспективний об’єкт пошуку вуглеводнів на Роменсько-Охтирській ділянці// Геолог України. – 2010. – № 3. –С. 49–56. 12. Лебідь В. П. Перспективний комплекс глибинних вуглеводневих пасток на Чернігівщині/В. П Лебідь, В. А. Іванишин//Зб. наук. праць Міжнар. конф. “Новітні досягнення геодезії та геоінформатики”. – Чернігів, 2012. – С. 213–219. 13. Лебідь В. П. Що заважає вагомим відкриттям у Східному нафтогазоносному басейні України//Геолог України. – 2011. – № 1. – С. 60–66. 14. Лебідь В. П. Перспективи та особливості освоєння нафтового потенціалу північного заходу Дніпровсько-Донецького розсуву//Геолог України. – 2010. – № 1–2. – С. 99–103. 15. Лебідь В. П. Аналіз нафтогазопроявів у докембрійському кристалічному фундаменті Дніпровсько-Донецького розсуву з метою прогнозу будови продуктивних пасток/В. П. Лебідь, О. Л. Раковська//Зб. наукових праць УкрДГРІ. – 2014. – № 2. – С. 61–75. 16. Харкевич В. В. Видобуток сланцевого газу на Олеській ділянці – загроза якості питних прісних і мінералізованих підземних вод/ В. В. Харкевич, Я. Б. Місюра//Вісник Львівського у-ту. Серія геологія. – 2011. – Вип. 25. – С. 88–104. REFERENCES 1. Andriіevskyі I. D. The development of mineral resource base of Ukraine and the world: their interdependence and the impact on the economy// Aktualni problemy ta perspektyvy rozvytku heolohii: nauka i vyrobnytstvo. Mater. Mizhnar. heol. forumu (7–13 veresnia) – Kyiv: UkrDHRI, 2014. – Vol. 1. – P. 3–8. (In Ukrainian). 2. Arsirij Ju. A., Kabyshev B. P., Lebіd V. P. i dr.//Mathematical modeling of new industrial hydrocarbon accumulations in the Dnieper-Donets Basin//Reports of Ukrainian Academy of Sciences. – 1981. – № 8. – P. 3–5. (In Russian). 3. Hladun V. V., Zeikan O. Yu., Krupskyi B. L., Lebid V. P. ta in. The slopes of the performances of the Foundation – perspective objects in search of hydrocarbons in Chernihiv region//Naftova i hazova promyslovist. – 2010. – № 1. – Р. 4–9. (Іn Ukrainian). 4. Lebid V. P. An alternative unconventional resources of oil and gas in the Eastern region//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2014. – № 3–4. – Р. 213–231. (Іn Ukrainian). 5. Lebid V. P., Chepil P. M. The development of oil and gas potential of the DDC northern side

(challenges and their solutions)//Mineralni resursy Ukrainy. – 2002. – № 1. – P. 32–35. (Іn Ukrainian). 6. Lebid V. P., Lukin O. Yu., Makohon V. V. ta in. Secondary structure features of reservoirs and finding oil and gas traps in the crystalline basement structures on yuliyivskoho type//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2007. – № 2. – P. 279–287. (Іn Ukrainian). 7. Lebid V. P., Rakovska O. L. Reserve prospecting of large deposits of hydrocarbons in the Dnieper-Donets cavity//Mineralni resursy Ukrainy. – 2014. –№ 2. – P. 20–27. (Іn Ukrainian). 8. Lebid V. P. Rationale for the search of a new type carbohydrate traps//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2007. – № 4. – P. 187–191. (Іn Ukrainian). 9. Lebid V. P., Rakovska O. L. About the anticipated profitability of hydrocarbons in South Kharkov megareservoir//Heoloh Ukrainy. – 2013. – № 3. – P. 79–86. (Іn Ukrainian). 10. Lebid V. P., Honcharov H. H. Prognosis and grade oil and gas perspektives search objects in the thick basal segment of Kharkov//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2011. – № 1. – P. 137–148. (Іn Ukrainian). 11. Lebid V. P. Slopes bordering the basement – a promising object of finding hydrocarbons in the Romensko-Okhtyrsky area//Heoloh Ukrainy. – 2010. – № 3. – P. 49–56. (Іn Ukrainian). 12. Lebid V. P., Ivanyshyn V. A. A promising set of deep hydrocarbon traps in Chernihiv//Zbirnyk naukovykh prats Mizhnar. konf. “Novitni dosiahnennia heodezii ta heoinformatyky”. – Chernihiv, 2012. – P. 213–219. (Іn Ukrainian). 13. Lebid V. P. What prevents the discovery of significant oil and gas basins in the Eastern Ukraine//Heoloh Ukrainy. – 2011. – № 1. – P. 60– 66. (Іn Ukrainian). 14. Lebid V. P. Prospects and characteristics of oil exploration potential north-west of the Dnieper-Donetsk cavity//Heoloh Ukrainy. – 2010. – № 1–2. – P. 99–103. (Іn Ukrainian). 15. Lebid V. P., Rakovska O. L. Analysis Precambrian oil and gas showe in the Dnieper-Donetsk pushing purpose of forecasting productive structure traps//Zbirnyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2014. – № 2. – P. 61–75. (Іn Ukrainian). 16. Kharkevych V. V., Misiura Ya. B. Extraction of shale gas Olesky area – a threat to drinking water quality, fresh and saline groundwater//Bulletin of the Lviv Univ. Series geology. – 2011. – Iss. 25. – P. 88–104. (Іn Ukrainian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 18.02.2015.

133

В. П. Лебедь, (УкрГГРИ), В. В. Лебедь, Частное предприятие “СИСТЕМ ФИНАНС” О РЕАЛЬНЫХ МЕРОПРИЯТИЯХ ПО СРОЧНОМУ УМЕНЬШЕНИЮ ЦЕНЫ НА ЭНЕРГОНОСИТЕЛИ Для Восточного нефтегазоносного региона Украины (главного поставщика собственных углеводородов) в Днепровско-Донецком раздвиге рассмотрены неглубоко залегающие перспективные объекты, которые расположены в нижнем нефтегазоносном комплексе, для поиска месторождений углеводородов. В регионе эти неглубоко залегающие перспективные объекты имеют широкое развитие, так как располагаются на южном востоке, пришовных зонах и на плечах Днепровско-Донецкого раздвига. Скважины, что рекомендуются, можно пробурить и испытать за 1–3 месяца, так как их глубина в основном не превысит 4 000 м. К тому же, они будут буриться на тех участках, где уже создана необходимая инфраструктура для первичной переработки и транспортировки углеводородного сырья. Приведены доказательства, что вовремя решить проблему быстрого увеличения добычи углеводородного сырья можно не за счет сланцевого газа, а разведки нетрадиционных ловушек в нижнем нефтегазоносном комплексе. Если на этих объектах за 2015–2016 годы пробурить хотя бы 10–20 скважин, то, при самой пессимистичной оценке авторов, в регионе можно увеличить добычу углеводородов на 40–50 условных единиц топлива. Не исключается, что в Восточном нефтегазоносном регионе Украины могут быть выявлены не только средние, но и крупные за запасами месторождения углеводородов, что, безусловно, заинтересует иностранного инвестора. Все это станет благоприятной ситуацией для преодоления страной энергозависимости от стран-экспортеров газа и залогом того, что не повысится плата за газ для населения. Но чтобы эти изменения стали необратимыми, необходимо преодолеть старые коррупционные схемы по разбазариванию углеводородного сырья. Ключевые слова: нижний нефтегазоносный комплекс, нетрадиционные ловушки, кристаллический фундамент, глубинные углеводороды, поисковые объекты.

V. P. Lebed, Ukrainian State Geological Research Institute, V. V. Lebed, Private Firm “SYSTEM FINANS” ABOUT REAL ACTION URGENT TO REDUCE ENERGY PRICES In Eastern oil and gas region of Ukraine (the main supplier of hydrocarbons own) are considered promising shallow submerged objects to find new deposits of hydrocarbons. Placed them in the Dnieper-Donets sliding in unconventional traps have not earned lower oil and gas industry. This evidence in time to solve the problem urgently increase hydrocarbon production cannot due to shale gas exploration and oil and gas traps in the lower complex. In the region, these shallow submerged objects are promising widespread. as found in the northwest, about stock areas and shoulders Dnieper-Donets sliding. Wells that the proposed can drill and test for 1–3 months, as the depth of typically less than 4 000 m. In addition, they will be drilled in those areas where already established the necessary infrastructure for primary processing and transportation of hydrocarbons. If in the years 2015–2016 to drill 10–20 wells least then, the most pessimistic estimate of the author, in the region can be increased by 40–50 hydrocarbon fuel standard units. It is possible that oil and gas region in eastern Ukraine can be found not only average but also large deposits of hydrocarbons definitely interested foreign investors. This is a favorable precondition for the process of state withdrawal from energy dependence on gas exporting countries and guarantee that no fees be increased gas prices for households. But that such changes were irreversible, it is necessary to overcome the old corruption schemes squandering of hydrocarbons. Keywords: lower oil and gas complex, unconventional traps, bedrock, depth hydrocarbons, search facilities.

134

УДК 622.244.6

М. М. Рой, канд. техн. наук, старший викладач (Полтавський національний технічний університет ім. Ю. Кондратюка), В. Г. Ластовка, заступник директора з упровадження нової техніки та випробування свердловин ТОВ “Карбон”, С. М. Клименко, канд. техн. наук, начальник експлуатаційної дільниці (УкрДГРІ)

ВИКОРИСТАННЯ ВИПРОБУВАЧА ПЛАСТІВ БАГАТОЦИКЛОВОЇ ДІЇ ДЛЯ СЕЛЕКТИВНОЇ ОЦІНКИ НАФТОГАЗОНАСИЧЕНОСТІ НИЗЬКОПРОНИКНИХ ТРІЩИНУВАТИХ КОЛЕКТОРІВ МАЛОЇ ПОТУЖНОСТІ В ПРОЦЕСІ СПОРУДЖЕННЯ СВЕРДЛОВИН Пропонується вдосконалена на рівні патенту України конструкція багатоциклового випробувача пластів для випробування карбонатних відкладів у багатоцикловому режимі із забезпеченням регулювання величини депресії на пласт у межах її оптимальної величини й виконання умов плавного запуску пласта в роботу для збереження природних колекторських властивостей тріщинуватих колекторів. Ключові слова: випробувач пластів, селективне випробування, тріщинуваті колектори, депресія на пласт.

Найперспективнішим напрямом дослідження нафтогазонасиченості низькопроникних тріщинуватих колекторів малої потужності з незначним віддаленням (5–10 м) пластів один від одного в процесі спорудження свердловин є селективне випробування таких об’єктів у багатоцикловому режимі за різних величин депресій в умовах збереження природних колекторських властивостей досліджуваних пластів. Відсутність надійних конструкцій багатоциклових випробувачів пластів з пробовідбірною камерою та комплектувальних вузлів, таких як яса гідравлічного регулятора депресії на пласт та циркуляційного клапана, не забезпечує можливості проведення випробувань у багатоцикловому режимі зі зміною депресії на пласт. Відомі випробувачі пластів, які використовуються в Україні (КВІ-2М), забезпечують

можливість проводити випробування лише у двоцикловому режимі й на цей час не випускаються та не придатні для випробування глибоких свердловин. А багатоциклові випробувачі пластів типу “МИГ” (Росія) конструктивно складні й майже не забезпечують можливість керувати процесом закриття-відкриття їх клапанів осьовим переміщенням бурильної колони. Крім того, відсутність у цих комплектах регуляторів депресії зводить їх ефективність під час випробування карбонатних відкладів до мінімуму. До того ж, відома конструкція регулятора депресії на пласт [1] через недосконалість не була застосована. Питаннями розробки глибинних технічних засобів і технологічних прийомів випробування карбонатних відкладів у багатоцикловому режимі зі зміною величини депресії на пласт під час випробуван-

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

135

ня в процесі буріння свердловин галузеві науково-дослідні інститути України не займаються. Отже, відсутність методологічного підходу до випробування карбонатних покладів, а також відсутність надійних і порівняно недорогих і конструктивно простих технічних засобів і технологічних прийомів випробування карбонатів у процесі буріння свердловин негативно впливає на ефективність пошукових і геологорозвідувальних робіт на нафту й газ та прирощення запасів унаслідок відкриття нових родовищ. Колектив співробітників УкрДГРІ разом з авторами розробив на рівні патенту [2] конструкцію випробувача пластів багатоциклової дії (рис. 1), який призначений для випробування свердловин в процесі буріння як в одно-, так і багатоцикловому режимі й забезпечує можливість здійснювати випробування горизонтів з одним або двома пакерами (в разі селективного випробування) як з опорним хвостовиком, так і зі шліпсовим якорем. Багатоцикловий випробувач пластів має дві складові частини: впускний і зрівнювальний клапани. Цей випробувач пластів відрізняється від відомих конструкцій тим, що він має зрівнювальний клапан, оснащений гідравлічним реле часу, що забезпечує впевнене закриття впускного клапана осьовим натягом бурильної колони до величини, що перевищує власну вагу труб. При цьому величина зусилля натягу труб варіюється в межах 5 т. Відкриття й закриття впускного клапана проводиться осьовим переміщенням труб почергово вниз і вгору й може здійснюватися в багатоцикловому режимі. Отже, конструктивно випробувач пластів складається з двох складових частин: – зрівнювального клапана; – впускного клапана. Зрівнювальний клапан (рис. 2) має патрубок 1 з нагвинченим зверху кожухом 2, перехідник 3 з пробкою 4 і поршнем 5 з фіксатором 6, гільзу 7 з герметично встановленим у ній гідравлічним реле часу 8,

136

перехідник 9 з пробкою 10, патрубок-перехідник 11 з двома рядами радіальних отворів 12 і замковою різьбою знизу, муфту 13 зі штуцером 14 і замковою різьбою, порожнисту штангу 15 з поздовжнім пазом, систему порожнистих штоків 16, 17, 18, гільзу 19 зі щілинними прорізами в нижній розширеній частині. Шток 18, на середній зовнішній поверхні якого виконана кільцева проточка, оснащений герметизувальними гумовими кільцями 20 і манжетою 21, яка утримується в проточці штока й ущільнюється в гільзі 19 гайкою 22. У бокових щілинних вікнах патрубка 1 розміщена шпонка 23, яка рухомо взаємодіє з поздовжнім пазом штанги 15 й призначена для передачі крутильного моменту корпусним деталям. Для попередження самовільного роз’єднання штанги 16 зі штангою 15 остання оснащена гвинтом 24. Усі різьбові з’єднання корпусних деталей і штоків ущільнюються гумовими кільцями 25 і 26. Гільза 7 з перехідниками 3 і 9 та штоками 16 і 17 утворюють гідравлічну камеру А, яка заповнена маслом і герметизована гумовими кільцями 27, 28, 29. Гідравлічне реле часу 8 розміщене на зовнішній проточці штока 16 із зазором по внутрішній поверхні та ущільненням зовнішньої поверхні реле з внутрішньою поверхнею гільзи 7 гумовими кільцями 30 і складається з двох частин, які поєднуються між собою за допомогою різьби з утворенням капілярного каналу. Впускний клапан (рис. 3) конструктивно виконаний аналогічно зрівнювальному клапану. Відмінною особливістю впускного клапана є те, що патрубок-перехідник 11 виконаний з додатковими осьовими периферійними каналами 31 і відсутніми радіальними отворами на боковій поверхні, шток 18 знизу заглушений і має в середній частині радіальні впускні отвори 32, а гідравлічне реле часу 8 забезпечує гальмування штока при переміщенні його вниз. Випробувач пластів працює таким чином. У процесі спуску випробувача пластів у свердловину впускний клапан перебуває в закритому положенні – впускні радіальні

Рис. 1. Випробувач пластів багатоциклової дії: а – зрівнювальний клапан, б – впускний клапан, 1 – патрубок; 2 – кожух; 3, 9 – перехідник; 4, 10 – пробка; 5 – поршень; 6 – фіксатор; 7, 19 – гільза; 8 – гідравлічне реле часу; 11 – патрубок-перехідник; 12, 32 – радіальні отвори; 13 – муфта; 14 – штуцер; 15 – порожниста штанга; 16, 17, 18 – порожнистий шток; 20, 25, 26, 27, 28, 29, 30 – кільце; 21 – манжета; 22 – гайка; 23 – шпонка; 24 – гвинт; 31 – периферійний канал; А – гідравлічна камера

137

Рис. 3. Впускний клапан: Рис. 2. Зрівнювальний клапан: 1 – патрубок; 2 – кожух; 3 – перехідник; 4 – пробка; 5 – поршень; 6 – фіксатор; 7 – гільза; 8 – реле часу; 9 – перехідник; 10 – пробка; 11 – патрубокперехідник; 12 – отвори радіальні; 13 – муфта; 14 – штуцер; 15 – штанга порожниста; 16, 17, 18 – порожнистий шток; 19 – гільза; 20 – кільця гумові; 21 – манжета; 22 – гайка; 23 – шпонка; 24 – гвинт; 25, 26, 27, 28, 29, 30 – гумові кільця

138

1 – патрубок; 2 – кожух; 3 – перехідник; 4 – пробка; 5 – поршень; 6 – фіксатор; 7 – гільза; 8 – реле часу; 9 – перехідник; 10 – пробка; 11 – патрубокперехідник; 12 – отвори радіальні; 13 – муфта; 14 – штуцер; 15 – штанга порожниста; 16, 17, 18 – порожнистий шток; 19 – гільза; 20 – кільця гумові; 21 – манжета; 22 – гайка; 23 – шпонка; 24 – гвинт; 25, 26, 27, 28, 29, 30 – гумові кільця; 31 – канали осьові периферійні; 32 – отвори впускні радіальні

отвори 32 розміщені в гільзі 19 і герметизовані гумовими кільцями 20 і манжетою 21, а зрівнювальний клапан перебуває у відкритому положенні, забезпечуючи перепуск промивальної рідини через внутрішню порожнину патрубка-перехідника 11, щілинні прорізи гільзи 19 і радіальні отвори 12 у затрубний простір свердловини. При передачі навантаження на випробувач пластів одночасно з пакеруванням стовбура свердловини відбувається закриття зрівнювального клапана: шток 18, сумісно зі штоками 16 і 17 та штангою 15, під дією стискального навантаження разом з поршнем гідравлічного реле часу 8 без гальмування переміщується в крайнє нижнє положення, що досягається завдяки зміщенню поршня гідравлічним реле часу 8 угору й утворення зазору поміж реле й штоком 16 і вільного перетікання масла в гідравлічній камері А повз капілярний канал. При цьому манжета 21 переміщується у звужений осьовий канал патрубкаперехідника 11, герметично перекриваючи радіальні отвори 12. Закриття зрівнювального клапана забезпечує роз’єднання випробовуваної підпакерної зони від дії високого тиску затрубного надпакерного простору свердловини. Після закриття зрівнювального клапана під дією стискального навантаження шток 16 впускного клапана разом з гідравлічним реле часу 8, завдяки гідравлічному гальмуванню при перетіканні масла по капіляру знизу вгору, повільно (протягом 3–4 хв) переміщується в нижнє крайнє положення. Сполучені зі штоком 16 штоки 17 і 18 теж повільно рухаються вниз, переміщуючи ущільнювальну манжету 21 з гільзи 19 у звужену частину патрубка-перехідника 11, виводять радіальні отвори 32 за межі гільзи 19, сполучаючи зону випробування через осьові периферійні канали перехідника-патрубка 11, радіальні отвори 32, внутрішній осьовий канал штоків із внутрішньою порожниною бурильної колони. При відкритті впускного клапана понижений тиск у бурильних трубах передається в підпакерну зону випробування, знижує в ній тиск, викликаючи приплив із пласта.

Для закриття свердловини на глибині розміщення випробувача пластів, задля отримання закритого періоду випробування, необхідно спочатку натягнути бурильну колону до початкової власної ваги і, збільшивши її, потім короткочасно (не більше 1 хв) на розрахункову величину знову знизити до власної ваги. При цьому впускний клапан миттєво закривається, а зрівнювальний клапан лишається закритим. Досягається це внаслідок того, що під час переміщення штоків впускного клапана вгору поршень гідравлічного реле часу 8 відходить від герметизувальних торцевих поверхонь реле й штока, утворюючи канал для вільного перетікання масла в момент переміщення реле в крайнє верхнє положення. При цьому радіальні отвори 32 впускного каналу переміщуються в зону гільзи 19, герметизуються гумовими кільцями 20 та манжетою 21 і перекривають сполучення підпакерної зони випробування з внутрішньою порожниною бурильної колони. Зрівнювальний клапан випробувача пластів при цьому лишається закритим, оскільки його гідравлічне реле часу 8 гальмує пересування штоків угору, утримуючи їх у нижньому крайньому положенні. Повторюючи багаторазовий натяг і розвантаження бурильної колони, випробування свердловини можна перевести в багатоцикловий режим. Відкриття зрівнювального клапана після завершення випробування пласта проводиться натягом бурильної колони на величину, що перевищує власну вагу бурильних труб на 2–3 поділки за індикатором ваги. У процесі натягу бурильної колони штанга 15 і штоки 16–18, переміщуючись угору, тягнуть за собою гальмувальний елемент – гідравлічне реле часу 8. Гальмування штоків триває доти, доки масло перетече через капілярний канал реле й воно переміститься у верхнє крайнє положення. Довжина цього переміщення відповідає шляху переміщення рухомих штоків. При цьому штанга 15 своїм виступом на зовнішньому діаметрі вступає в контакт

139

з виступом патрубка 1 і передає всьому корпусу зрівнювального клапана зусилля натягу бурильної колони, яке в свою чергу передається нижчерозміщеному випробувальному обладнанню. У той момент, коли штоки займають верхнє крайнє положення, ущільнювальна манжета 21 переміщується зі звуженої частини патрубка-перехідника 11 у гільзу 19, відкриваючи вільний доступ промивальної рідини з надпакерного затрубного простору свердловини через радіальні отвори 12 і центральні осьові канали патрубка-перехідника 11 та розміщеного нижче випробувального обладнання в підпакерну зону випробування свердловини. Після вирівнювання тиску в підпакерному просторі з надпакерним і притлумлення роботи пласта знімають пакер і піднімають випробувач пластів на поверхню. Отже, застосування випробувача пластів багатоциклової дії може забезпечувати достовірність оцінки нафтогазоносності низькопроникних тріщинуватих карбонатних колекторів з частим чергуванням пластів різного флюїдонасичення, а також дає можливість визначити продуктивну характеристику пластів та оптимальну величину депресії. Визначення оптимальної величини депресії на пласт у процесі буріння свердловин є основоположний чинник для вибору величини депресії, яка не призводила б до змикання тріщин і зниження внаслідок цього продуктивності свердловин, а в деяких випадках запобігала б повному змиканню тріщин і руйнуванню колектора. Складовими ефективності застосування є: – зменшення на 60–70 % невдалих випробувань складно побудованих колекторів у процесі спорудження свердловин та усунення випадків змикання тріщин в разі створення надвисоких депресій на пласт; – підвищення достовірності результатів випробування випробувачами пластів карбонатів з колектором тріщинуватого типу;

140

– зменшення кількості об’єктів для випробування в експлуатаційних колонах (до 60–80 %) завдяки вилученню з випробування непродуктивних і водоносних горизонтів за результатами випробування цих об’єктів у процесі буріння. ЛІТЕРАТУРА 1. Нагуманов М. М. Конструктивные особенности регулятора депрессии, управляемого с поверхности/М. М. Нагуманов//Нефтяное хозяйство. – 1977. – № 2. – С. 25–29. 2. Пат. 30681 Україна, МПК Е 21В 33/12. Випробувач пластів багатоциклової дії/ Клименко Ю. О., Токарєв В. П., Ластовка В. Г., Рой М. М., Ластовка Ю. В.; заявник ПВ УкрДГРІ. – № 200708499; заявл. 24.07.07; опубл. 26.11.07 р. – Бюл. № 5. REFERENCES 1. Nagumanov M. M. Structural features of depression regulator, guided from a surface//Neftjanoe hozjajstvo. – 1977. – № 2. – P. 25–29. (Іn Russian). 2. Pat. Ukraine, MPK (2007) E 21B 33/12. Tester of layers of multicyclic action/Klymenko Yu. O., Tokariev V. P., Lastovka V. H., Roi M. M., Lastovka Yu. V.; zaiavnyk i patentovlasnyk PV UkrDHRI. – № 200708499; zaiavl. 24.07.2007; opubl. 26.11.2007, Biul. № 5. (Іn Ukrainian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 01.07.2015.

Н. Н. Рой, Полтавский национальный технический университет им. Ю. Кондратюка, В. Г. Ластовка, ООО “Карбон”, С. М. Клименко, Украинский государственный геологоразведочный институт ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ИСПЫТАТЕЛЯ ПЛАСТОВ МНОГОЦИКЛОВОГО ДЕЙСТВИЯ ДЛЯ СЕЛЕКТИВНОЙ ОЦЕНКИ НЕФТЕГАЗОНАСЫЩЕННОСТИ НИЗКОПРОНИЦАЕМЫХ ТРЕЩИНОВАТЫХ КОЛЛЕКТОРОВ МАЛОЙ МОЩНОСТИ В ПРОЦЕССЕ СТРОИТЕЛЬСТВА СКВАЖИН Предлагается усовершенствованная на уровне патента Украины конструкция многоциклового испытателя пластов для испытания карбонатных отложений в многоцикловом режиме с обеспечением регулирования величины депрессии на пласт в границах ее оптимальной величины и выполнения условий плавного запуска пласта в работу с целью сохранения природных коллекторских свойств трещиноватых коллекторов. Ключевые слова: испытатель пластов, селективные испытания, трещиноватые коллектора, депрессия на пласт.

N. N. Royi, Poltava national technical Yuri Kondratyuk University, V. H. Lastovka, LTD “Karbon”, S. M. Klimenko, Ukrainian State Geological Research Institute USE OF LAYERS TESTER OF MULTISEQUENCING ACTION FOR SELECTIVE ESTIMATION OF OIL AND GAS SATURATION LOW-PERAMBLE CRACKS COLLECTORS OF SMALL-YIELD IN THE PROCESS OF WELLS STRUCTURE The most difficult type of collector is a cracks type which needs the special approach at opening his boring drilling, and the high-quality opening of such layers plays exceptionally an important value for achievement of positive result at their test. One of perspective methods of layers estimation on the productivity there is a method of layers test and estimation of lauter parameters them on the stage of well-drilling, which is based on layers testers application. This method provides high authenticity of results of granular reservoirs test and maximally effective at the test of carbonate cracks collectors. It is set that in cracks collectors, lauter properties of which are determined permeability of cracks, but not porous permeability of breeds, in blocks, the action of high depressions at the proper terms results in disappearance of cracks. Lauter descriptions of layers can be considerably mionectic hereupon, sometimes irreversible, and on occasion wave from layers at high depressions it can be not got in general. In connection with it there is a necessity for the study of opening stage carbonate collectors of layer the boring drillings, when a layer is not yet damaged and saves the natural properties. Thus must be tested in the multicyclic mode with the gradual increase of depression on a layer, providing the smooth start of well in work. It is in this case suggested to test layers in the process of the boring drilling by improved at the level of patent of Ukraine of multicyclic tester of layers, which is able to provide implementation of the put tasks at the test of cracks type collectors, not violating them natural properties. Keywords: tester of layers, selective tests, cracks type collectors, depression on a layer.

141

УДК 622.244.6

М. М. Рой, канд. техн. наук, старший викладач (Полтавський національний технічний університет ім. Ю. Кондратюка), ongp1@ukr.net, В. Г. Ластовкa, заступник директора з упровадження нової техніки та випробування свердловин ТОВ “Карбон”, С. М. Клименко, канд. техн. наук, начальник експлуатаційної дільниці (УкрДГРІ)

ПІДВИЩЕННЯ НАДІЙНОСТІ ВИПРОБУВАННЯ СКЛАДНОПОБУДОВАНИХ ТРІЩИНУВАТИХ КОЛЕКТОРІВ ІЗ ЗАСТОСУВАННЯМ ДВОПАКЕРНОЇ СИСТЕМИ ПІД ЧАС СЕЛЕКТИВНОГО ЇХ ВИПРОБУВАННЯ ЗАВДЯКИ ВДОСКОНАЛЕННЮ ТЕХНІЧНИХ ЗАСОБІВ Запропоновано новий технологічний підхід до випробування в процесі буріння складнопобудованих тріщинуватих колекторів із застосуванням двопакерної системи завдяки вдосконаленим технічним засобам: гідравлічному навантажувачу на пакер, пристрою гальмування пакерування, вирівнюванню перепаду тиску між пакерами, ясові гідравлічного закритого типу, що дає можливість підвищити якість проведення робіт. Ключові слова: пакер, яс гідравлічний, перепад тиску, низькопроникні колектори.

Резервним напрямом підвищення видобутку вуглеводнів у Вкраїні є нарощування об’єму пошукових робіт у низькопроникних тріщинуватих колекторах малої потужності (зокрема і в карбонатах), які, згідно з геолого-геофізичними дослідженнями, є найперспективнішими щодо приросту запасів нафти й газу. Але пошукові роботи в таких колекторах здебільшого ускладнюються через техніко-технологічні причини. Це особливо відчувається під час випробування свердловин випробувачами пластів у процесі буріння для своєчасного виявлення продуктивних пластів і визначення їх ємнісно-продуктивних характеристик за умови збереження природних колекторських властивостей. Наявні на сьогодні технологічні прийоми й технічні засоби випробування пластів у процесі буріння свердловин не забезпечують можливості повністю надійно та ефективно проводити випробування відкладів з низькопроникними тріщинуватими

пластами, які часто чергуються й мають різне флюїдонасичення. Це підтверджує досвід випробування складнопобудованих колекторів у Дніпровсько-Донецькій западині: серед проаналізованих 647 спусків випробувачів пластів у свердловини в 410 випадках (63,4 %) не досягнуто однозначних результатів – не виявлено характер насичення пластів і не з’ясовано перспективність колектора. Перешкодою до вдалого випробування означених багатопластових низькопроникних складнопобудованих колекторів малої потужності є недосконалість технічних засобів і технологічних прийомів, які могли б вирішити цю проблему за умови їх удосконалення. Суттєвим недоліком наявного обладнання під час селективного випробування об’єктів є неконтрольованість установлення нижнього пакера. З іншого боку, можливі випадки, коли при передачі осьового навантаження на пакери в процесі

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

142

їх установлення навантаження на нижній пакер передається не повністю, що стає причиною негерметичного пакерування. Варто нагадати, що герметичність установлення нижнього пакера на поверхні не контролюється. У зв’язку з цим, технологічними вимогами під час встановлення двох пакерів є необхідність загальмування в часі (до 30–40 с) установлення верхнього пакера щодо нижнього. За цей час мусить відбуватися спочатку встановлення нижнього пакера й слідом за ним – верхнього. Для здійснення цієї можливості рухомий шток верхнього пакера має бути обладнаний гальмувальним пристроєм. У відомих конструкціях пакерів такі пристрої відсутні. Крім того, відсутність у пакера пристрою для вирівнювання перепаду тиску в надпакерному просторі з підпакерним з одночасним перекриттям прохідного осьового каналу пакера під час випробування не дає можливості використовувати відомі пакери як нижній пакер під час селективного випробування пластів. Під час випробування об’єктів із застосуванням пакерних систем, як свідчить досвід, виникають випадки, коли при значних величинах температури й перепаду тиску на гумові ущільнювальні елементи пакера останній знімається з місця його встановлення після завершення випробування зі значним осьовим розтягувальним навантаженням, яке може досягати граничних величин. Використання багатоциклових випробувачів пластів пов’язане з необхідністю осьового переміщення бурильної колони для управління клапанною системою випробувача, що призводить до значного зниження навантаження на пакер і можливої розгерметизації випробовуваного об’єкта. Подібна проблема існує також і в разі застосування пакерів в експлуатаційних колонах. На цей момент пристрої допоміжного навантаження на пакер відсутні, що стримує впровадження методу селективного випробування пластів. Не менш суттєвим чинником, який негативно впливає на селективне випробування свердловин випробувачами пластів,

є відсутність у його компоновці пристрою, який під час установлення його над нижнім пакером міг би забезпечити надійне перекриття прохідного осьового каналу пакера під час пакерування для ізолювання випробовуваного пласта від підпакерного простору й вирівнювання перепаду тиску в надпакерному просторі з підпакерним після завершення випробування. Відома конструкція серійного пакера із зрівнювальним клапаном має недоліки, які знижують надійність і працездатність пакера. До основних недоліків належать: – у разі порушення співвісності й прохідного каналу пакера й запірної голки остання руйнується й приводить конструкцію в неробочий стан; – у процесі спуску пакера потоком промивальної рідини ущільнювальний гумовий елемент запірної голки руйнується, тому під час входження голки в осьовий канал штока порушується герметичність перекриття каналу; – за наявності навіть незначного ушкодження прохідного каналу штока на поверхні контакту його із запірною голкою порушується герметичність перекриття каналу. Для підвищення надійності та якості селективного випробування об’єктів випробувачами пластів як у процесі буріння, так і у свердловинах, обсаджених експлуатаційними колонами, розроблено, виготовлено та запропоновано виробничим підприємствам для впровадження у виробництво для випробування складнопобудованих колекторів з частим чергуванням пластів і з невеликим віддаленням (5–10 м) один від одного такі вдосконалені технічні засоби: – пакер механічний з пристроєм гальмування пакерування верхнього пакера; – гідравлічний навантажувач на пакер; – пристрій вирівнювання перепаду тиску нижнього пакера. Технологія селективного випробування колекторів за допомогою випробувачів пластів на трубах ґрунтується на застосуванні двох пакерів, які дають змогу ізолювати випробовуваний пласт від інших

143

пластів, відмінних від нього іншим видом флюїдонасиченості, розміщених зверху й знизу від цього пласта на незначному (5–10 м) віддаленні від об’єкта випробування. Суттєвим недоліком наявних пакерів під час селективного випробування є неконтрольованість установки нижнього пакера. При цьому можливі випадки, коли при передачі осьового навантаження на випробувальний інструмент для встановлення пакерів більша його величина припадає на верхній гумовий елемент пакера й спричинює недоходження необхідної величини навантаження на нижній пакер, що може стати причиною його негерметичності. І тоді отримання припливу через нижній пакер з пласта, розміщеного під нижнім пакером, може стати причиною отримання недостовірної інформації. В умовах нестійкого колектора можуть виникати ситуації з ускладненням зняття пакера з місця його встановлення в разі значного затікання гумового ущільнювального елемента під опору пакера й прихоплення його внаслідок цього або в разі значних затяжок опорного хвостовика. Тому для уникнення таких ускладнень рекомендується в компоновку випробувального інструменту залучати яс гідравлічний закритого типу. Яс за принципом дії є гідравлічний, спускається у свердловину на бурильних трубах і керується осьовим переміщенням колони бурильних труб. Відомий яс гідравлічний закритого типу [1], який має замкнену, герметичну, заповнену мастилом гідравлічну камеру, в якій розміщений поршень з кільцевим каналом і встановленими в них стержнями, що утворюють щілинний лабіринтовий капілярний канал, порожнистий шток, гальмувальний елемент. При передачі розтягуючих зусиль під час ліквідації прихоплень опірного хвостовика чи пакера мастило повільно перетікає з-під поршня в надпоршневий простір по лабіринтовій кільцевій щілині в поршні, забезпечуючи зусилля розтягування бурильної колони

144

до найбільш допустимого навантаження, після якого спрацьовує яс. Але така конструкція має недолік: швидкість переміщення поршня, від якої залежить сила удару яса, значною мірою залежить від температури у свердловині, яка негативно впливає на густину мастила, прискорюючи пересування поршня, що зменшує зусилля на розтяг колони й внаслідок цього зменшує силу удару яса. Отже, зміною довжини капілярного каналу не досягається можливість проводити регулювання сили удару для конкретних умов, оскільки більший вплив має не довжина капілярного каналу, а температура середовища. Окрім цього, капілярний щілинний лабіринтовий канал схильний до закупорювання, що призводить до відмови в роботі яса. Проблема вирішилася завдяки тому, що в ясі гідравлічному закритого типу [2] рухомий силовий порожнистий шток у нижній частині оснащений поршнем і жорстко з’єднаний з додатковим порожнистим штоком з поршнем у нижній частині і вони утворюють герметичну гідравлічну камеру. Додатково яс містить перехідник, в якому виконано центральний осьовий отвір і периферійні наскрізні канали. Причому через центральний осьовий отвір пропущено додатковий порожнистий шток, середня частина якого має більший діаметр та оснащена ущільнювальними елементами, він рухомо взаємодіє зі звуженою внутрішньою поверхнею центрального осьового отвору перехідника, а в його периферійних наскрізних каналах установлено регульований робочий клапан і перепускний зворотний клапан. Гальмувальний елемент складається з регульованого робочого клапана в поєднанні з порожнистим штоком і поршнем. Такий гідравлічний яс закритого типу має високу надійність та працездатність, а його робота не залежить від температурних умов у свердловині. Підсумовуючи вищевикладене, можна констатувати таке: 1. Під час випробування складнопобудованих колекторів малої потужності з незначним віддаленням (5–10 м) пластів

один від одного, особливо в разі чергування пластів з різним типом флюїдонасичення, доцільно проводити селективне випробування пластів з роз’єднанням їх один від одного пакерами, причому один пакер має встановлюватися в підошві, а другий – у покрівлі пласта. 2. Для підвищення надійності встановлення пакерів з почерговим пакеруванням стовбура свердловини спочатку нижнім пакером і через 20–30 с верхнім пакером необхідно застосовувати верхній пакер із пристроєм гальмування пакерування. 3. Під час селективного випробування пластів у багатоцикловому режимі для утримання заданого навантаження на верхній пакер під час керування роботою випробувача пластів осьовим переміщенням бурильної колони необхідно над верхнім пакером установлювати гідравлічний навантажувач на пакер, а над нижнім пакером має бути встановлений пристрій вирівнювання перепаду тиску нижнього пакера з можливістю перекривання зв’язку підпакерного простору з міжпакерною зоною під час випробування. Указані технічні засоби забезпечують можливість своєчасно, ще на стадії розкриття пластів бурінням, виявляти складнопобудовані колектори, оцінювати їх продуктивність та фільтраційні параметри задовго до завершення спорудження свердловин.

Завдяки вирішенню поставлених завдань вважається за можливе значно зменшити час на спорудження свердловин, одночасно зменшити грошові витрати на пошукові роботи з оперативним цілеспрямуванням і зосередженням ресурсів на перспективнішому напрямку пошукових робіт для прискорення введення в експлуатацію нових родовищ нафти й газу. ЛІТЕРАТУРA 1. Карнаухов М. П., Рязанцев Н. Ф. Справочник по испытанию скважин/М. Карнаухов, Н. Рязанцев. – М.: Недра, 1984. – 286 с. 2. Патент 11939. Україна, МПК Е21 В 31/113. Яс гідравлічний закритого типу/Клименко Ю. О., Токарєв В. П., Ластовка В. Г., Рой М. М., Ластовка Ю. В.; № 83833, заявник і патентовласник ПВ УкрДГРІ; Заявл. 12.12.07; Опубл. 26.08.08, – Бюл. № 16. REFERENCES 1. Karnauhov M. P., Rjazancev N. F. Reference book on the wells test. – Moskva: Nedra, –1984. – 286 p. (In Russian). 2. Pat. Ukraine, MPK (2007) E21 B 31/113. Yas hydraulic the closed type/Klymenko Yu. O., Tokariev V. P., Lastovka V. H., Roi M. M., Lastovka Yu. V., zaiavnyk i patentovlasnyk PV UkrDHRI. – № 83833; saiavl. 12.12.2007; opubl. 26.08.2008, – Biul. № 16 (In Ukrainian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 01.07.2015.

Н. Н. Рой, Полтавский национальный технический университет им. Ю. Кондратюка, ongp1@ukr.net, В. Г. Ластовка, ООО “Карбон”, С. М. Клименко, УкрГГРИ ПОВЫШЕНИЕ НАДЕЖНОСТИ ИСПЫТАНИЯ СЛОЖНОПОСТРОЕННЫХ ТРЕЩИННЫХ КОЛЛЕКТОРОВ С ПРИМЕНЕНИЕМ ДВУХПАКЕРНОЙ СИСТЕМЫ ПРИ СЕЛЕКТИВНОМ ИХ ИСПЫТАНИИ ЗА СЧЕТ УСОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ ТЕХНИЧЕСКИХ СРЕДСТВ Предлагается новый технологический подход к испытанию в процессе бурения сложнопостроенных трещинных коллекторов с применением двухпакерной системы за счет усовершенствования технических средств: гидравлического нагружателя на пакер, устройства торможения пакеровки, выравнивания перепада давления между пакерами, яса гидравлического закрытого типа, применение которых дает возможность повысить качество проведения работ. Ключевые слова: пакер, яс гидравлический, перепад давления, низкопроницаемые коллектора.

145

N. N. Roy, Poltava national technical Yuri Kondratyuk University, ongp1@ukr.net, V. G. Lastovka, LTD, “Karbon”, S. M. Klimenko, Ukrainian State Geological Research Institute INCREASE OF RELIABILITY OF DIFFICULT CRACKS COLLECTORS TEST WITH THE USE OF TWO-PAKERS SYSTEM AT THEIR SELECTIVE TEST FOR ACCOUNT OF HARDWARES IMPROVEMENT New technological approach which is offered is based therefore on testing by two pakers for the isolation of examinee interval. With the purpose of increase of pakers establishment reliability of with by turn paker setting of wells barrel of at paker setting at first lower paker and in 20–30 seconds overhead paker, it is necessary to apply overhead paker with a device paker setting braking. At selective a layers test in the multicyclic mode for maintenance of the set loading on overhead paker during a management the axial moving of boring column work of layers tester it is necessary above overhead paker to set a hydraulic loader, and above lower paker there must be the set device of smoothing lower paker pressure overfall with possibility of ceiling of under-paker space connection with a between-pakers area during a test. For avoidance of possible complications at the paker removal from the place of his establishment in the cases of considerable folding-in of rubber element under support of paker and grabbing of him, or in the cases of considerable tightening of supporting tailpress it is recommended in arrangement of proof-of-concept instrument to include yas hydraulic the closed type. Keywords: paker, yas hydraulic, overfall of pressure, low-permeable collector.

146

УДК 551.71(477)

В. П. Кирилюк, д-р геол.-мінерал. наук, професор (Львівський національний університет ім. Івана Франка), Kyrylyuk.V@i.ua

ЩЕ РАЗ ПРО ПРОБЛЕМИ СТРАТИГРАФІЇ ПОБУЗЬКОГО ГРАНУЛІТОВОГО КОМПЛЕКСУ (з нагоди складання нової регіональної стратиграфічної схеми нижнього докембрію Українського щита) Стаття 2. Співвідношення світ побузького стратиграфічного комплексу У попередній статті циклу (стаття 1) було показано, що в складі побузького стратиграфічного комплексу на геолого-формаційній основі чітко розрізняють шість світ (знизу вгору): березнинську, тиврівську, зеленолевадівську, кошаро-олександрівську, хащуватозавалівську, сальківську. Більшість з них, крім сальківської світи, залучено як підрозділи різного рангу (товщ або світ) у чинну “Кореляційну хроностратиграфічну схему раннього докембрію Українського щита” (КХС УЩ). Але при цьому для всіх підрозділів показано спотворені, порівняно з пріоритетними авторськими уявленнями, стратиграфічні обсяги підрозділів або їх відносну послідовність чи характер співвідношень. У статті для кожної світи наведено й детально розглянуто наявні протиріччя між КХС УЩ та стратиграфічним розчленуванням побузького комплексу на геолого-формаційних засадах. Показано, що ці протиріччя зумовлені тим, що автори КХС УЩ недооцінюють відомі опубліковані геологічні й структурно-стратиграфічні спостереження й зловживають ізотопно-геохронологічними визначеннями. Розглянуто геологічні дані щодо обсягу, відносної стратиграфічної послідовності та співвідношення всіх світ, які свідчать про їх згідне залягання й стратиграфічну єдність побузького стратиграфічного комплексу. Ключові слова: нижній докембрій, архей, протерозой, побузький гранулітовий комплекс, стратиграфічний комплекс, суперкрустальна формація, світа, стратиграфічна схема, Український щит.

Вступ. У статті 1 було обґрунтовано поділ побузького стратиграфічного комплексу на світи й показано його зведений розріз. Цей розріз базується на матеріалах багаторічних планомірних геолого-формаційних і структурно-стратиграфічних досліджень, які охопили всю територію поширення комплексу – Верхнє й Середнє Побужжя й Придністров’я. Унаслідок цих досліджень у складі побузького комплексу було відокремлено сім суперкрустальних формацій, яким у системі стратиграфічного поділу відповідають світи (знизу вгору): березнинська (кінцигітова форма-

ція), тиврівська (ендербіто-гнейсова ф.), зеленолевадівська (лейкогранулітова ф.), кошаро-олександрівська (високоглиноземисто-кварцитова ф.), хащувато-завалівська (мармур-кальцифірова й кондалітова ф.), сальківська (ритмічно-шарувата глиноземисто-базитова ф.). Більшість матеріалів, які покладено в основу цього поділу й зведеного розрізу, було опубліковано раніше, опорні місця для виявлення відносних співвідношень світ уже давно визначено [14, 15, 23 та ін.] й вони є доступні для повторних спостережень. Але до сьогодні існують принципові розбіжності

ISSN 1682-3591. Збірник наукових праць УкрДГРІ. № 3/2015

147

між стратиграфічною схемою побузького комплексу на геолого-формаційній основі та чинною вже понад 10 років КХС УЩ [20], які напередодні формування нової стратиграфічної схеми знову потребують висвітлення, передусім у частині співвідношення й обсягу світ. Співвідношення березнинської й тиврівської світ. Під такими назвами світи було виділено на території Верхнього Побужжя наприкінці 60-х років ХХ ст. на підставі реальних структурно-стратиграфічних спостережень, місця яких було чітко вказано й задокументовано [14, 23]. За цими спостереженнями березнинську світу, яка відповідає кінцигітовій формації переважно гранатвмісних гнейсів, було визначено як найнижчу в розрізі й таку, що згідно та з поступовим переходом перекрита тиврівською світою – формацією гіперстенових гнейсів і кристалічних сланців, пізніше перейменованою на ендербіто-гнейсову формацію. Водночас було доведено, що кінцигітова формація заміщується так званими “чуднівсько-бердичівськими гранітами”, а ендербіто-гнейсова формація – ендербітами й чарнокітами, що дало змогу інтерпретувати площі поширення останніх як ядра синклінальних структур, а чуднівсько-бердичівські граніти із залишками кінцигітової формації – як ядра суміжних антикліналей. Ці висновки, які було зроблено на підставі геолого-формаційних і супутніх структурно-стратиграфічних спостережень, повністю збігалися з результатами попередніх геологічних досліджень території Верхнього Побужжя. Так, М. П. Щербак у своїх ранніх роботах теж зазначав, що бердичівські граніти й гранатові мігматити складають ядра антиклінальних структур [42–44]. За результатами геологічного картування В. А. Рябенко дійшов висновку, що “найдавнішими утвореннями північно-західної частини Верхнього Побужжя є гранат-біотиткордієритові гнейси, що підтверджується геологічною структурою району. Піроксен-плагіоклазові гнейси й чарнокіти становлять синклінальні складки й розміщені

148

вище мігматитів (вінницитів) і кордієритових гнейсів” [30, с. 49]. М. П. Семененко в “Стратиграфічній схемі докембрію України” у західній частині щита виділяв “кордієрит-гранатову гнейсо-мігматитову серію р. Гнилоп’ять” як найдавніший стратиграфічний підрозділ західної частини Українського щита й вищу за неї “бузьку серію піроксенових гнейсів і чарнокітів” [33, табл. 3, с. 17–18], а ще раніше зазначав, що “в антиклинории этой складчатой зоны выступает массив чудново-бердичевских гранитов” [32, с. 7]. О. І. Слензак [35] на підставі детальних структурних досліджень з позиції нетрадиційних, “нестратиграфічних” уявлень про ендогенну розшарованість земної кори теж дійшов висновку про найнижче положення катюжанської світи гранатвмісних порід у розрізі чарнокітової серії Придністров’я. Тривалий час березнинську й тиврівську світи взагалі не визнавали як такі й уперше їх було введено в ранзі “товщ” у “Региональную стратиграфическую схему докембрийских образований Украинского щита”, яку прийняли архейська й нижньопротерозойська секції Українського регіонального міжвідомчого стратиграфічного комітету (УРМСК) 1 лютого 1983 р., але у зворотній послідовності й без будь-яких нових переконливих даних. У пояснювальних матеріалах до згаданої схеми зазначено: “Рабочая группа архейской и нижнепротерозойской секции УРМСК признала целесообразным на данном этапе выделить в днестровскобугской серии (снизу вверх) тывровскую и березнинскую толщи” [8, с. 13]. При цьому підстави, які використали автори виділення світ та їх попередники для визначення стратиграфічної послідовності світ, не розглядалися взагалі. Натомість визначалося, що “стратиграфические соотношения между отдельными толщами изучены слабо”, але це не завадило зробити висновок, що “во всех антиклинальных структурах Верхнего Побужья породы, составляющие толщи гранат-пироксеновых и высокоглиноземистых гнейсов (березнинська світа. – В. К.), залегают,

очевидно, (без будь-яких доказів очевидності. – В. К.), на образованиях толщи пироксеновых гнейсов и кристаллосланцев (тиврівська світа. – В. К.)” [8, с. 12]. Наступну спробу обґрунтувати іншу послідовність світ, порівняно з пріоритетною авторською, зробив Ю. К. Пийяр зі співавторами [28], а, крім того, її було повторено у відомій свого часу монографії [37]. У цих роботах знову зазначено, що позицію формацій-світ у розрізі не можна вважати надійно визначеною [28], що товщі мають “не вполне ясные стратиграфические взаимоотношения” [37, с. 46]. “Е. М. Лазько, В. П. Кирилюк и другие считают, что выделяемая ими тывровская свита (кальцифир-кристаллосланцевая формация) залегает на кинцигитовой формации (березнинская свита) или замещающих ее чудново-бердичевских гранитоидах. Действительно, в некоторых случаях толща высокоглиноземистых пород падает под пироксеновые гнейсы и кристаллосланцы и вроде бы перекрывается ими. В других местах наблюдаются обратные соотношения (пгт Браилов, с. Комаров и др.). Можно вполне предположить, что в первом случае имеем дело с опрокинутыми залеганиями, явлением весьма обычным в интенсивно деформированных докембрийских толщах. В пользу более древнего возраста тывровской толщи свидетельствует наиболее высокий метаморфизм слагающих ее пород и уменьшение его интенсивности по мере перехода к березнинской толще. Расшифровка структур с помощью геофизических методов показывает, что тывровская толща слагает, как правило, ядра антиклинальных складок” [37, с. 47]. Залучення уявлень про перекинуте залягання, ступінь метаморфізму та геофізичних методів як засобів визначення стратиграфічної послідовності світ у цьому разі є абсолютно умоглядним й використане лише для того, щоб поставити під сумнів результати попередніх досліджень і перевести світи в категорію “товщ” з невизначеними співвідношеннями. Такі ж декларативні й уявлення В. В. Зюльцле

[11] про нижчу за березнинську стратиграфічну позицію тиврівської світи. До того ж, автор виділив між ними самостійну перехідну вінницьку світу, яка “сложена в основном переслаивающимися гранатбиотитовыми, гранат-пироксеновыми и биотит-пироксеновыми гнейсами (500 м)” [11, с. 83]. У наступній праці автор теж перевів “світи” в “товщі” та перейменував вінницьку світу на гніванську товщу [12]. У такому вигляді стратиграфію гранулітового комплексу Верхнього Побужжя затвердив УРМСК 1984 року й вона існує до цього часу [20]. До питання про доцільність виділення самостійного проміжного стратиграфічного підрозділу між березнинською й тиврівською світами повернемося нижче. А нині нагадаємо, що питання стратиграфічної послідовності кінцигітової та ендербітової суперкрустальних формацій і, відповідно, березнинської й тиврівської світ детально розглянуто в нашій спеціальній роботі [17], опублікованій напередодні попереднього чергового “вдосконалення” та затвердження нині чинної КХС УЩ [20]. У ній наведено всі основні відомості щодо висновків різних дослідників з цього питання й висвітлено реальні структурно-стратиграфічні співвідношення світ-формацій. А відтак підсумовано думку про те, що стратиграфічна послідовність березнинська світа (нижче) → тиврівська світа (вище) є найбільш обґрунтованою геологічними спостереженнями. Це твердження досі залишається незмінним, і в такій самій послідовності названі підрозділи в ранзі світ, у повній відповідності з принципом наукового пріоритету, має бути показано в новій стратиграфічній схемі докембрію Українського щита. Що ж до наполегливого бажання деяких дослідників замінити авторську послідовність світ на зворотну, то в цьому виявляється не що інше як багаторічне прагнення окремих науковців “узгодити” стратиграфію з ізотопною геохронологією, віддаючи явну довіру та перевагу останній, а не геологічним спостереженням. Йдеться про те, що аналітичні визначення давно й систематично дають більш

149

молоді значення ізотопного віку для березнинської світи, порівняно з тиврівською. На цій підставі М. П. Щербак ще 1975 року в “Геохронологической схеме докембрия западной части Украинского щита” зарахував нижню серію, що відповідає тиврівській світі, до архею, а середню (подільську) серію, в обсязі березнинської світи, – до протерозою [44, с. 233]. У вже згадуваній наступній монографії [37] стосовно березнинської світи зазначено: “Не исключено, что эта толща вообще имеет раннепротерозойский возраст, как и считал в свое время Н. П. Щербак, выделивший ее под названием подольской серии” [37, с. 47]. У ще пізніший публікації йдеться про те, що “породы тывровской толщи … судя по данным Sm-Nd модельного датирования … формировались в палеоархее” [7, с. 141]. Стосовно ж порід березнинської світи зазначено таке: “Распространено мнение, что они формировались в палеоархее. Однако данные Sm-Nd модельного датирования показывают, что эти породы не могут быть древнее 2 600–2 500 млн лет, т. е. они не архейские, а древнейшие палеопротерозойские образования” [7, с. 140]. Розглянута конкретна ситуація, яка нібито показує протиріччя між реальними геологічними спостереженнями стосовно відносного віку березнинської й тиврівської світ і лабораторними аналітичними визначеннями їх ізотопного “абсолютного віку”, є досить типовою й поширеною і насправді свідчить лише про недосконалість інтерпретації результатів ізотопногеохронологічних досліджень. На користь цього можна зауважити, що геологічні структурно-стратиграфічні співвідношення світ формувалися одноактно, вони могли бути завуальовані, але не радикально змінені під час метаморфізму. Водночас ізотопні системи метаморфічних порід і мінералів постійно змінювалися у віковому діапазоні протягом усього раннього докембрію, про що свідчать численні розбіжності визначень щодо одних і тих самих порід і мінералів за різними методами та ізотопними парами. І яким саме етапам і

150

процесам відповідають ті чи інші визначення варто не констатувати, а доводити, як і пояснювати розбіжності ізотопних визначень щодо одних і тих самих комплексів. Співвідношення тиврівської й зеленолевадівської світ. Стратиграфічна послідовність і згідні співвідношення тиврівської й зеленолевадівської світ, на відміну від попередньої пари, є загальновизнані. Уперше стратиграфічні підрозділи, близькі за обсягом і складом до цих світ – нижня, суттєво чарнокітова (гіперстеново-гнейсова) світа й середня (чаусівська) світа переважно рожевих і рожево-сірих мігматитів – виділив А. Я. Древін [9, 10]. У подальшому таку послідовність світ було підтверджено спостереженнями багатьох дослідників, зокрема й під час проведення геолого-формаційних і супутніх структурно-стратиграфічних досліджень [14, 23]. Утім за такої одностайності щодо розуміння стратиграфічної послідовності світ існують певні протиріччя стосовно уявлень про місце окремих частин розрізу цих формацій у структурі побузького грануліто-гнейсового комплексу й зведеному стратиграфічному розрізі Побужжя й Придністров’я. Вони частково зумовлені слабкою відслоненістю території й тому можливістю використання умоглядних припущень замість реальних спостережень, а також явно помилковим офіційним уявленням щодо співвідношення березнинської й тиврівської світ, які показано в табл. 1. Припущення про залягання у Верхньому Побужжі березнинської товщі вище тиврівської товщі, поряд з реальним заляганням у Середньому Побужжі зеленолевадівської світи вище тиврівської світи, привело до такого висновку: “Представляя верхи разреза днестровско-бугской серии в юго-восточной части Днестровско-Бугского района, эта толща (зеленолевадовская. – В. К.) является, очевидно, стратиграфическим аналогом березнинской толщи, развитой в западной части этого района” [37, с. 47]. Ці уявлення ввійшли до “Стратиграфических схем докембрийских образований Украинского щита для геологических карт нового

Таблиця 1. Стратиграфічна схема нижнього архею Дністровсько-Бузького району Українського щита (за працею [38])

Вікова шкала, млн років

Вікові рубежі в млн років

Ератема

Місцеві стратиграфічні розрізи

Дністровсько-Бузький район

Середній – AR 2 (азовій)

Еонотема

Загальна стратиграфічна шкала

3400

ДНІСТРОВСЬКО-БУЗЬКА СЕРІЯ

Нижній – AR 1 (дністровій)

3500

3600

3700

3800

Березнинська товща Гнейси й кристалосланці біотитові, гранат-біотитові, силіманіт- і кордієритвмісні; кальцифіри Гніванська товща Гнейси й кристалосланці біотитові, гранат-біотитові, гранат-біотит-гіперстенові, біотит-двопіроксенові, часто гранатвмістні

Зеленолевадівська товща Гнейси лейкократові біотитові, гранат-біотитові з лінзами та пластами кристалосланців піроксенових, гнейсів біотитграфітових, амфіболітів і кварцитів Павлівська товща Гнейси й кристалосланці магнетит-гранат-гіперстенові, кордієрит-гранат-гіперстенові, магнетит-гіперстенові кварцити

Тиврівська товща. Кристалосланці піроксенові, двопіроксенові, амфіболпіроксенові, іноді магнетитовмісні; кальцифіри

поколения” [38], фрагмент яких показано в табл. 1, а згодом і в “Легенду геологической карты Украины масштаба 1:200 000. Серия Центрально-Украинская” [24], і в такому вигляді зберігаються донині [20]. Для всіх геологів, які спостерігали в природних польових умовах березнинську й зеленолевадівську світи та їх гніванську й павловську складові частини, очевидна чітка структурно-речовинна відмінність цих світ і відсутність будь-яких підстав для їх зіставлення. Така кореляція є неприродна, явно штучна ще й тому, що в жодному

з регіонів розвитку глибокометаморфізованого нижнього архею, зокрема на добре відслонених щитах, невідомі такі різкі латеральні фаціальні зміни й, навпаки, все ще домінують уявлення про латеральну структурно-речовинну та геолого-формаційну однорідність і витриманість стратиграфічних підрозділів грануліто-гнейсових комплексів, які свідчать про відсутню або дуже незначну геотектонічну й палеогеографічну диференційованість територій їх формування. Але ця ситуація виявляється штучною передусім тому,

151

що в Придністров’ї, у басейні лівих приток р. Дністер річок Мурафа та Мурашка, можна спостерігати стратиграфічну зміну в розрізі (знизу вгору) березнинської світи та її похідних гранатвмісних гранітоїдів тиврівською світою з ендербітоїдами, а останню – зеленолевадівською світою із супутніми гранітоїдами. Цей розріз уперше описав ще наприкінці 50-х років ХХ ст. О. І. Слензак [35], який виділив у Придністров’ї катюжанську, рекеченську, саїнську, клембівську та русавську світи, серед яких катюжанська, саїнська та русавська відповідають типовим породним асоціаціям березнинської, тиврівської й зеленолевадівської світ з характерними супутніми ультраметаморфічними похідними, а рекеченська й клембівська світи – пограничним зонам поступових переходів між світами. Наприкінці 60-х років цей розріз описав Г. М. Яценко [23, рис. 1, с. 40], він став одним з опорних розрізів для обґрунтування стратиграфічної послідовності кінцигітової, кальцифір-кристалосланцевої (ендербіто-гнейсової) та лейкогранулітової формацій. Згодом автор мав можливість особисто дослідити цей розріз і навіть запропонував виділити лейкогранулітову формацію в Подільському мегаблоці під назвою “черневецькa світа” [14]. Однак через її невеликий територіальний розвиток у Подільському мегаблоці на неї поширилася назва “зеленолевадівська світа” як єдиний підрозділ для всього Дністровсько-Бузького району. Отже, для закінчення тривалого протистояння різних уявлень щодо відносної стратиграфічної послідовності березнинської й тиврівської світ, а також надуманого зіставлення березнинської й зеленолевадівської світ як латерально-фаціальних стратиграфічних аналогів, варто не шукати нових “кабінетно-лабораторних доказів”, а лише знову дослідити розріз грануліто-гнейсового комплексу в басейні річок Мурафа та Мурашка і або спростувати геологічні спостереження попередніх дослідників, або відмовитися від протилежних поглядів.

152

Таке ж штучне й стратиграфічне зіставлення гніванської й павлівської товщ. Гніванська товща – це перехідна частина розрізу між березнинською й тиврівською світами, в якій перешаровуються типові породи цих світ – гранатвмісні гнейси й плагіогнейси та гіперстенвмісні плагіогнейси й кристалічні сланці. Дуже рідко трапляються тіла кальцифірів, нетипові для березнинської світи (кінцигітової формації) і, навпаки, характерні для нижньої частини тиврівської світи, яку певний час у Верхньому Побужжі навіть виділяли як самостійну “кальцифір-кристалосланцеву формацію” [14, 23]. Потужність товщі становить 400–800 м. Її границі умовні, за наявністю гранатових гнейсів цю частину розрізу зараховували до кінцигітової формації (березнинської світи), верхню границю якої проводили за зникненням з розрізу гранатвмісних гнейсів, нетипових для тиврівської світи [23]. Ми для цієї перехідної частини розрізу свого часу пропонували назву “вехньоберезнинська підсвіта” [15]. Павлівська товща являє собою строкату за складом ритмічно побудовану перехідну частину розрізу між тиврівською світою (ендербіто-гнейсовою формацією) та зеленолевадівською світою (лейкогранулітовою формацією) [27]. Основний склад товщі визначають породи цих двох формацій, до яких додаються високоглиноземисті кордієритвмісні породи з гранатом, гіперстеном, силіманітом, шпінеллю, кварцити карбонатні та іноді графітовмісні породи. Усі компоненти товщі збагачені магнетитом, унаслідок чого її поширення чітко проявлене в магнітному полі. Уміст магнетиту часто досягає складу магнетит-силікатних і магнетит-карбонатних руд [45]. Ці дві товщі є принципово різні за структурно-речовинними особливостями й не мають жодних ознак для стратиграфічної кореляції, що є абсолютно природно й зрозуміло, зважаючи на їх різне місце в розрізі грануліто-гнейсового комплексу. Не умоглядний, як у табл. 1, а справжній, підтверджений геолого-формаційними й

структурно-стратиграфічними спостереженнями розріз нижньої частини побузького комплексу зображено в табл. 2. Усі показані в ній підрозділи пов’язані між собою поступовими переходами, мають визначені, хоч і умовні, границі. Їх ранг відповідно до “Стратиграфічного кодексу України” [40], а саме: які з підрозділів можуть бути світами, а які підсвітами, заслуговує на окреме обговорення. Але очевидно, що ці підрозділи та їх співвідношення не можуть залишатися в такому вигляді, як їх нині показано в КХС УЩ [20]. Співвідношення зеленолевадівської й кошаро-олександрівської світ. Головне питання щодо співвідношення зеленолевадівської й кошаро-олександрівської світ полягає не у відносній стратиграфічній послідовності, яка не викликає сумніву, а в їх згідному чи незгідному стратиграфічному заляганні. Тут спочатку треба зауважити, що кошаро-олександрівська світа має дуже обмежене поширення як у корінних виходах, так і у фундаменті взагалі. Її відслонення відомі всього в декількох місцях: у долині р. Південний Буг (селища Завалля й Хащувате, села Кошаро-Олександрівка, Красненьке, Кам’яна Балка) та на р. Синиця (с. Шамраївка). Не набагато більше місць на правобережжі р. Південний Буг, у межиріччі Кодима-Савранка,

де, імовірно, кошаро-олександрівська світа розкрита свердловинами. У зв’язку з надзвичайно обмеженим поширенням кошаро-олександрівської світи питання її співвідношення із зеленолевадівською світою в геолого-картографічному аспекті не принципове і не впливає на розуміння структури території її розвитку, але воно має дуже важливе історико-геологічне та геоеволюційне значення. Тривалий час на підставі матеріалів геологічного картування й тематичних робіт загальновизнаними були уявлення, що породні асоціації, які виділяють нині під назвами зеленолевадівської та кошаро-олександрівської світ, належать до однієї серії або комплексу [1, 4, 15, 19, 23, 29 та ін.]. Але згодом, знову-таки на підставі визначень ізотопного віку у 2800 млн років з нібито теригенного циркону кошаро-олександрівської світи, її разом з іншими світами бузької серії було вилучено з архею й зараховано до нижнього протерозою [21]. При цьому зазначалося, що “наряду со значениями, обосновывающими раннепротерозойский возраст серии, опубликованы данные, допускающие отнесение ее к архею” [21, с. 10]. Цю позицію вікової невизначеності кошаро-олександрівської світи було повторено в уже згадуваній монографії [37,

Архей нижній (понад 3 800 млн років)

Суперкрустальні формації* Лейкогранулітова

Світи* Зеленолевадівська

Ендербіто-гнейсова (гіперстенова гнейсо- Тиврівська кристалосланцева)

Товщі** Зеленолевадівська Павлівська Тиврівська Гніванська

Кінцигітова

Березнинська Березнинська

Серія** Вік** Еоархей - палеоархей (понад 3 400 млн р)

Вік

Дністровсько-бузька серія

Комплекс*

Побузький стратиграфічний комплекс

Таблиця 2. Стратиграфічне розчленування нижньої частини побузького грануліто-гнейсового комплексу на геолого-формаційній основі та його зіставлення з КХС УЩ

* – за В. П. Кирилюком [14, 15] та Є. М. Лазьком зі співавторами [22, 23]. ** – назви товщ за КХС УЩ [20] та їх справжнє положення в розрізі.

153

с. 72], в якій її однак теж залучено до складу нижнього протерозою. При цьому зазначалося, що “породы кошаро-александровской свиты …согласно залегают на интенсивно гранитизированных гнейсах зеленолевадовской толщи днестровско-бугской серии” [37, с. 73], “структурное несогласие на контакте обычно не фиксируется, что объясняется, скорее всего, тектонической перестройкой более древнего фундамента” [37, с. 56]. Незважаючи на подальші цілеспрямовані ізотопно-геохронологічні дослідження [25, 36], результати яких заслуговують на окремий розгляд і які наведено в наступній статті, “абсолютний вік” літостратогенезу кошаро-олександрівської світи, тобто її “стратиграфічний” вік, і нині не можна вважати визначеним, і навряд чи взагалі його можна визначити для окремої світи. Водночас геологічні дані про згідне залягання світ, їх структурнотектонічну та метаморфічну єдність, а також генетичний зв’язок кошаро-олександрівської світи із зеленолевадівською світою, про що йтиметься нижче, свідчать про їх входження до одного побузького стратиграфічного комплексу. Проте останнім часом черговий раз зроблено спробу в демагогічно-нав’язливому стилі утвердити думку про відірваність кошаро-олександрівської світи (високоглиноземисто-кварцитової формації) від зеленолевадівської світи (лейкогранулітової формації) з великою перервою в осадконагромадженні [18]. У цій роботі зокрема зазначено: “О “единстве” (непрерывности) разрезов днестровско-бугской и бугской, западно-приазовской и центрально-приазовской серий не может быть и речи. Дело в том, что в основании разрезов бугской и центрально-приазовской серий залегает своеобразная парагенетическая ассоциация, которая выделена геологами Львовской школы в ранге формации высокоглиноземистых гнейсов и кварцитов. По определению такая формация формируется за счет продуктов выветривания и переотложения палеоархейских? (в данном случае) пород и в немалой степени вторичных кор выветривания.

154

Время формирования пород данного формационного комплекса базируется на реперной датировке 2 800 млн лет (окатанные цирконы шамраевских кварцитов кошаро-александровской свиты). То есть, породы данного формационного комплекса не могут быть древнее 2 800 млн лет. По нашему мнению, оснований для продолжения дискуссии по поводу наличия-отсутствия региональных несогласий на границе неоархея и палеоархея нет. Свидетельством наличия резких несогласий и перерыва в осадконакоплении на границе этих таксонов является целый формационный комплекс, который легко диагностируется и в полевых условиях” [18, с. 63]. Стосовно згаданих підрозділів Приазов’я зауважимо, що, на думку геологів Львівської школи, західноприазовська серія відповідає діафторованій ендербітогнейсовій (гіперстеновій гнейсово-кристалосланцевій) формації, а центральноприазовська – лейкогранулітовій формації [13]. Подібні формації на Побужжі залучено в КХСУЩ до однієї палеоархейської дністровсько-бузької серії як тиврівська й зеленолевадівська товщі [20]. Щодо формації високоглиноземистих гнейсів і кварцитів в основі центральноприазовської серії, як пишуть автори праці [18], то її тут просто немає. Нижня частина центральноприазовської серії представлена строкатою за складом і невитриманою за потужністю (100–1500 м) товщею, в якій поруч з типовими породами західноприазовської серії беруть участь “кальцифіри, мармури, залізисті та безрудні кварцити, гранатити, метаморфічного й плутонічного вигляду глиноземисті породи (з силіманітом, кордієритом, корундом, гранатом), графітові кристалічні сланці та плагіогнейси, кристалосланці ультраосновного складу” [26, с. 35]. До цієї частини серії належать такі залізорудні родовища Приазов’я, як Куксунгурське, Корсацьке, Новоукраїнське та інші, а також низка рудопроявів графіту й високоглиноземистої сировини. За складом ця нижня частина центральноприазовської серії подібна пав-

лівській товщі дністровсько-бузької серії, що може слугувати ще одним доказом на користь об’єднання обох серій Приазов’я в один приазовський комплекс. Повертаючись до кошаро-олександрівської світи (справжньої високоглиноземисто-кварцитової формації), варто зазначити, що вона, виходячи із загальногеологічних уявлень, очевидно, як і вказують автори праці [18], значною мірою утворена перевідкладеними продуктами звітрювання. До того ж, можна стверджувати, що джерелом матеріалу для неї була саме лейкогранулітова формація, на якій (і тільки на якій у всіх відомих місцях!) залягає кошаро-олександрівська світа. Її головні члени – кварцити й високоглиноземисті породи – за складом є комплементарні продукти диференціації кори вивітрювання саме кислої на загал лейкогранулітової формації. І з цього погляду їх уже можна вважати певною мірою генетично пов’язаними. Додатковою ознакою генетичного зв’язку цих світ-формацій є те, що типові визначальні породи кошаро-олександрівської світи – кварцити та високоглиноземисті породи – у вигляді окремих шарів і прошарків кварцитів, а також пачок їх перешаровування з високоглиноземистими силіманіто- та кордієритовмісними породами й лейкократовими гнейсами трапляються по всьому розрізу лейкогранулітової формації, а не лише перекривають її. Їх можна спостерігати всередині зеленолевадівської світи вздовж р. Південний Буг біля с. Люшневате, нижче с. Кам’яна Балка та в інших місцях. У публікаціях багатьох дослідників їх згадують біля хутора Соломія, нижче м. Гайворон. В. А. Рябенко зі співавторами [31] описав їх нижче с. Зелена Левада на р. Південний Буг та у с. Болеславчик на р. Синюха. Вони розкриті численними свердловинами. На підставі неодноразового спостереження в розрізі кварцитів і супутніх їм характерних утворень саме всередині “толщи розовых и розово-серых мигматитов с согласными пластовыми телами аплит-пегматоидных розовых гранитов” [10, с. 95] середньої

(чаусівської) світи автор виділив “кошаро-олександрівський опорний горизонт”. Цей підрозділ охоплював розрізнені виходи однакових порід усередині світи, а також вихід біля сіл Кошаро-Олександрівка й Красненьке, у якого є чітко визначена підошва залягання на зеленолевадівській світі, але немає визначеної покрівлі. Лише пізніше на підставі матеріалів буріння й спостережень у Завалівському кар’єрі Г. Г. Виноградов довів залягання самостійної суттєво кварцитової товщі на переважно гнейсовій синицівській світі та її перекривання карбонатною хащуватською світою й виділив окрему кошароолександрівську світу [4]. Такі співвідношення будь-яких стратигенних підрозділів, метаморфізованих чи неметаморфізованих, за яких типові породи одного з них розміщені в сусідньому підрозділі, зазвичай навіть без генетичної інтерпретації вважають ознакою згідного залягання й належності до одного комплексу чи серії. У цьому конкретному разі в генетичному аспекті можна стверджувати про те, що вже під час формування протолітів типових порід зеленолевадівської світи (лейкогранулітової формації) періодично, імовірно, під час внутрішньоформаційних перерв, виникали умови для їх звітрювання й формування протолітів майбутніх кварцитів і високоглиноземистих порід. З часом накопичення зеленолевадівської світи (“протолейкогранулітової формації”) остаточно припинилося, на певний тривалий час утвердилися умови формування протолітів кошаро-олександрівської світи, які у свою чергу змінилися умовами накопичення вихідних карбонатних порід хащувато-завалівської світи. При цьому, зважаючи на однаковий склад і вигляд кварцитів і високоглиноземистих порід обох формацій, очевидно, можна припускати однакові умови їх формування, що знову-таки свідчить на користь належності їх до одного етапу геологічного розвитку з відповідним режимом, а не до значно розірваних у часі принципово різних етапів та умов формування.

155

Як бачимо, усі геологічні відомості щодо співвідношення зеленолевадівської й кошаро-олександрівської світ – згідне залягання, спільний структурний план, однаковий гранулітовий метаморфізм і, головне, наявність перешаровування порід обох підрозділів – відповідно до загальновизнаних уявлень свідчать про їх згідне залягання й входження до однієї серії й комплексу. До речі, у розрізах світ відомі не тільки кварцити й високоглиноземисті породи в зеленолевадівській світі, а й поодинокі тіла типових порід зеленолевадівської світи в кошаро-олександрівській світі, зокрема лейкократових двопольовошпатових гнейсів, які різні дослідники називали мігматитами, лептитами, лептитоподібними гнейсами тощо. Про це відомо й В. М. Клочкову зі співавторами, які в “Пояснювальній записці” до Державної геологічної карти масштабу 1:200 000 аркуша “Первомайськ” зазначають, що в стратотиповому районі, біля с. КошароОлександрівка, в основі кошаро-олександрівської світи “залягає потужна (до 100 м) пачка польовошпатових кварцитів з малопотужними (перші метри) прошарками глиноземистих і лептитоподібних (курсив наш. – В. К.) гнейсів. У складі світи в цілому переважають кварцити. На долю глиноземистих гнейсів припадає не менше третини об’єму розрізу. Значно рідше спостерігаються двопіроксенові та ортопіроксенові кристалосланці та зовсім рідко лептитоподібні гнейси. Переходи між різновидами здебільшого поступові” [6, с. 19]. Отже, зі свідчень на користь відірваності кошаро-олександрівської світи від зеленолевадівської світи й існування між ними тривалої перерви в осадконакопиченні залишаються лише визначення віку нібито обкатаних цирконів з кварцитів, за якими кошаро-олександрівська світа не древніша за 2 800 млн років. Ці визначення розглянуто нижче у зв’язку з обговоренням віку побузького комплексу загалом, і, як буде показано, вони зовсім не однозначні. До того ж, зауважимо, що із зеленолевадівської світи, щодо якої фактично

156

й передбачається перерва в розрізі кошаро-олександрівської світи, узагалі немає ізотопних визначень, що робить підхід до питання про їх незгідні співвідношення винятково на ізотопно-геохронологічних засадах просто некоректним. Обсяг хащувато-завалівської світи та її нижня границя. Головним питанням щодо хащувато-завалівської світи є її обсяг і поширення. Тривалий час, протягом 30–50-х років ХХ ст., породну асоціацію світи залучали в нерозчленовану тетерівсько-бузьку серію чи групу. Мабуть, уперше назву “хощевато-завальевская свита” використано у фундаментальній монографії [5]. У наведеній у ній схемі стратиграфії Українського кристалічного масиву М. П. Семененка світу показано як самостійний підрозділ нижнього архею, який становлять: “а) мраморы, б) графитовые биотитовые гнейсы с прослоями кварцитов; в) силлиманито-биотитовые гнейсы, ультрабазиты и метабазиты (древние эффузивы и экструзивы), прослои гранатовых и железистых кварцитов” [5, табл. 7, с. 82–83]. Водночас у цій же монографії, поруч зі світою під назвою “хощевато-завальевский комплекс” фігурує поширений “на площади в несколько тысяч квадратных километров своеобразный комплекс древних осадочно-метаморфических пород”, які “либо слагают крупные синклинальные структуры, либо залегают в виде ксенолитов среди розово-красных гранитов и чарнокитов или пачек среди мигматитов и полимигматитов” [5, с. 94]. У такому вигляді комплекс, за сучасними уявленнями багатьох науковців, об’єднував утворення різних стратиграфічних рівнів. Цей підрозділ – світа або комплекс, який виступав як характерна петрографічна група, природно, не мав і не міг мати чітко визначених стратиграфічних границь і, отже, визначеної потужності. Стосовно його лише зазначалося, що “наиболее детально этот комплекс пород изучен в крупных синклинальных структурах сс. Хощевато и Завалье” [5, с. 94]. Г. Г. Виноградов за матеріалами структурно-профільного буріння, про-

веденого 1966 р., склав розріз комплексу в районі с. Завалля й уперше чітко визначив структурну позицію та обсяг кошаро-олександрівської й завалівської світ. Остання, за його даними, це “свита кальцифиров с прослоями сланцев и мелкими линзами доломитов. Установленная мощность – 1,5 км. Характерные особенности: существенно карбонатный состав” [4, с. 358]. Вона згідно залягає на кошаро-олександрівській світі, що має в цьому розрізі потужність 0,8 км і характерною особливістю якої є “пестрота литологии, ритмичное чередование пачек кварцитов и глиноземистих пород, насыщенность интрузивными телами базитов и ультрабазитов” [4, с. 358]. Зауважимо, що базити й ультрабазити Г. Г. Виноградова за сучасною термінологією – це основні кристалічні сланці, які є третім головним членом високоглиноземисто-кварцитової формації – кошаро-олександрівської світи [23]. У свою чергу кошаро-олександрівська світа залягає на синицівській світі “преимущественного развития биотитовых, большей частью мигматизированных парагнейсов” [4, с. 358], потужністю не менше ніж 4 км. Синицівська світа в сучасній стратиграфічній схемі відповідає зеленолевадівській світі. Структуру ділянки, яку перетинає розріз, Г. Г. Виноградов визначив як моноклінальне залягання, хоч до того “Завальевская структура рассматривалась как опрокинутая на юг синклинальная складка субширотного простирания” [4, с. 357]. Розріз Г. Г. Виноградова було прийнято за стратотип бузької серії в “Стратиграфічній схемі докембрійських утворень Українського щита”, яку затвердив пленум УРМСК 19 березня 1970 р. У цій схемі назву “завальевская свита” було замінено на “хащуватсько-завалівську” [1, 1970]. Останню було чітко визначено як таку, “що представлена карбонатними породами й має потужність 0,8 км” [1, с. 142]. Проте вже в наступній фундаментальній монографії під назвою “хащувато-завальський комплекс Середнього

Побужжя” знову було об’єднано утворення різних стратиграфічних рівнів, про що свідчать посилання на конкретні ділянки. “Комплекс” об’єднував як карбонатну, власне хащувато-завалівську частину розрізу, так і усі відомі природні й розкриті свердловинами виходи так званих “безрудних кварцитів”, а також “залізистих кварцитів”, що за своєю петрографічною характеристикою відповідають “евлізитам”. Він охоплював і різноманітні високоглиноземисті та графітовмісні породи й навіть “грануліти як текстурну відміну глиноземистих гнейсів, що характеризується дуже специфічною “стебельчатою структурою” [41, с. 119]. Зауважимо, що ці останні породи є однією з визначальних петрографічних груп зеленолевадівської світи. Під назвою “хащувато-завалівська світа” в обсязі Г. Г. Виноградова та “Стратиграфічної схеми УЩ” 1970 р. цей підрозділ було показано й в “Стратиграфічній схемі” УЩ 1978 р. з наступними змінами й доповненнями 1980 та 1983 рр. Але в монографії 1985 р., яка присвячена стратиграфії докембрію УЩ [37] і в основу якої покладено світи цих схем, крім стратотипової “Хащевато-Завальевской синклинальной структуры” перераховано численні синклінальні структури Середнього Побужжя, в яких нібито поширена хащувато-завалівська світа. У цій самій праці зазначено, що “наиболее полный разрез хащевато-завальевской свиты представлен в Секретарской структуре, юго-западное крыло которой перебурено профилем структурных скважин” [37, с. 75]. Саме цей розріз наведено в книзі як еталонний замість стратотипового розрізу Г. Г. Виноградова в районі с. Завалля. На всі наступні роки аж до останнього часу розріз Секретарської структури став опорним для відображення “хащувато-завалівської світи” на картах Середнього Побужжя. У ньому, як і в його корелятах, карбонатні породи вже зведено майже до рівня другорядних, наявні карбонатні породи, на відміну від власне хащувато-завалівських, майже безмагнетитових, часто

157

магнетитовмісні, як і багато інших порід цієї асоціації. Більшу частину розрізу цієї “хащувато-завалівської світи” складають типові породи тиврівської й зеленолевадівської світ, між якими в розрізі вона реально й розміщена. Основна відмінність від досить витриманих за складом тиврівської й зеленолевадівської світ полягає в строкатому складі цієї перехідної між світами частини розрізу. У ній поруч з гнейсами й кристалічними сланцями обох світ значний обсяг становлять високоглиноземисті й дуже різноманітні за складом магнетитовмісні силікатні, а також карбонатні породи. Розрізи відокремлених ділянок “хащувато-завалівської світи” відрізняються за відносним умістом різних порід, що навіть дало підстави для виділення їх у декілька просторово відокремлених підсвіт [6]. Таке виділення недоцільне і взагалі методично помилкове. Знаючи особисто розрізи району Хащуватого й Завалля та розміщені нижче за течією розрізи Середнього Побужжя, які видаються за “хащувато-завалівську світу”, з усією відповідальністю можу стверджувати, що серед останніх немає ні петрографічних (петропарагенетичних), ні стратиграфічних аналогів стратотипової хащувато-завалівської світи. Більшість з них може бути впевнено зарахована до перехідної частини від тиврівської до зеленолевадівської світи й належить до нижньої частини лейкогранулітової формації – зеленолевадівської світи, яка відповідає “павлівській товщі” КХС УЩ [20]. Таку їх структурно-стратиграфічну позицію показано на “Карті геологічних формацій докембрію Українського щита” [13]. Деякі з них, порівняно невеликі й малопотужні тіла, розміщені на вищих рівнях зеленолевадівської світи. Усі ці виходи відзначено магнітними аномаліями, разом з ними ніде не виявлено кошаро-олександрівської світи, яка розміщена нижче від хащувато-завалівської світи в стратотиповому розрізі. Саме тому, імовірно, між цими світами в КХС УЩ [20] і показано стратиграфічну незгідність, хоч її ніхто й ніколи не спостерігав і не описував.

158

У Середньому Побужжі є лише два виходи хащувато-завалівської світи, звідки й походить її назва (рис. 1). Один з них розміщений на південь від смт Завалля. Тут верхню частину світи розкрито Завалівським кар’єром, а її нижню частину й контакт з кошаро-олександрівською світою розбурено численними свердловинами. Другий вихід розміщений на північній околиці с. Хащувате. Його окремі відслонення можна спостерігати в ярах по берегах р. Південний Буг. У Завалівському виході розкрито повний розріз світи з його підошвою й покрівлею. У Хащуватському виході нижній контакт – стратиграфічний, а верхній – тектонічний, у зв’язку з чим майже відсутня верхня частина світи. У повному розрізі хащувато-завалівської світи в районі смт Завалля чітко розрізняються дві частини: а) нижня – карбонатна, яка майже повністю складена доломітовими мармурами та доломіт-кальцитовими й кальцитовими кальцифірами й має потужність 700–1 500 м; б) верхня – графітовмісна, у складі якої беруть участь графітові, графітовмісні та безграфітові метапеліти (гнейси й кристалічні сланці), кальцифіри, різноманітні гранат-піроксен-магнетит-кварцові породи, які об’єднуються загальною назвою “евлізити” (потужність 350–450 м). Нижня відповідає мармуркальцифіровій суперкрустальній формації, а верхня – кондалітовій формації [23]. У зв’язку з різною геолого-формаційною належністю, ми навіть пропонували виділити дві окремі світи – завалівську (нижнью) та андріївську (верхню) [14]. Але у зв’язку з тим, що, як з’ясувалося пізніше, кондалітова формація на Побужжі складає один єдиний вихід у районі смт Завалля, виділення її в окрему світу недоцільне, проте її можна відокремити як верхню підсвіту хащуватозавалівської світи. Хащуватський вихід хащувато-завалівської світи представлений майже винятково нижньою (карбонатною) підсвітою, яка має тектонічний контакт із сальківською світою. Лише на північно-східній околи-

ці с. Хащувате свердловинами розкрито графітові гнейси, які, можливо, належать верхній підсвіті. Інші місця, де б були поширені товщі, подібні за складом до стратотипової хащувато-завалівської світи, у побузькому комплексі невідомі.

Сальківська світа. Із сальківською світою вже тривалий час пов’язана, на наш погляд, найважливіша й найзагадковіша проблема в стратиграфії гранулітового комплексу Побужжя. Світа добре відслонена по обох берегах р. Південний Буг

Рис. 1. Схематична геолого-формаційна карта (І) та розріз (ІІ) Хащувато-Завалівської ділянки долини р. Південний Буг (Середнє Побужжя): 1–5 – світи (формації): 1 – сальківська (ритмічно-шарувата глиноземисто-базитова); 2–3 – хащувато-завалівська: 2 – верхня підсвіта (кондалітова), 3 – нижня підсвіта (мармур-кальцифірова); 4 – кошаро-олександрівська (високоглиноземисто-кварцитова); 5 – зеленолевадівська (лейкогранулітова); 6 – стратиграфічні контакти світ-формацій (а), розлом (б) * – місце, де взято пробу, з циркону якої отримано визначення ізотопного віку, що становить 3 780 млн років [2]

159

між с. Хащувате й смт Завалля, зокрема в с. Салькове, розміщеному приблизно в центральній частині виходу, звідкіля світа й одержала свою назву. Розріз світи детально вивчали в 1967–1969 рр. В. П. Кирилюк та А. О. Сиворонов, на підставі чого в складі побузького комплексу було виділено окрему залізорудно-гнейсову формацію, якій пізніше було надано назву сальківська світа [23]. Парадоксальність ситуації із сальківською світою полягає в тому, що ця, досі офіційно не визнана, суперкрустальна формація й стратиграфічний підрозділ, що їй відповідає, від самого початку геолого-формаційного дослідження Побужжя були й залишаються найґрунтовніше й детально вивченими як щодо складу й внутрішньої структури, так і стосовно визначеності свого положення в розрізі. Цьому сприяє виняткова доступність району й унікальна для Українського щита майже повна стовідсоткова природна відслоненість формації в долині р. Південний Буг, що дає можливість перевірити будьякі дані, які стосуються обґрунтування геолого-формаційної й стратиграфічної самостійності сальківської світи. Світу-формацію було спочатку детально описано у фондових звітах 1968 та 1970 рр., всебічно розглянуто в дисертації А. О. Сіворонова [34]. Основні структурно-речовинні результати дослідження світи-формації було досить детально висвітлено в монографії Є. М. Лазька зі співавторами [23]. Її структурно-стратиграфічну позицію було уточнено дещо пізніше [14, 15]. Сальківська світа увійшла до “Стратиграфического словаря СССР. Нижний докембрий” (1989), який, як зазначено в анотації, охоплює підрозділи, “выделенные на территории СССР и соответствуют правилам, принятым Межведомственным стратиграфическим комитетом СССР” [39]. Однак і дотепер дані щодо складу й структурної позиції сальківської світи не було ані спростовано, ані прийнято до використання. Навколо них створилася своєрідна “змова мовчання”: за більш ніж 40 років з часу опублікування сальківську

160

світу не було включено в жодну офіційну стратиграфічну схему докембрію Українського щита й це питання, незважаючи на багаторазові рекомендації, навіть не розглядали в нижньодокембрійській секції УРМСК. Розвинута тут породна асоціація традиційно на картах і в публікаціях належить до так званого гайворонського чарнокіт-ендербітового комплексу з реліктами заміщеної ним тиврівської світи. Причина такого ставлення полягає, на наш погляд, у тому, що визнання самого верхнього положення сальківської світи в стратиграфічному розрізі побузького гранулітового комплексу, з урахуванням одержаних на цей час загальновизнаних надійних найдавніших геохронологічних визначень у 3 780 млн років [2], веде до необхідності кардинально переглянути наявні на сьогодні й прийняті більшістю дослідників стратиграфічні, історико-геологічні та еволюційні уявлення про західну частину Українського щита й навіть про весь щит. Хащувато-Завалівська ділянка Побужжя є єдине місце, де відома нині сальківська світа. З погляду структури вона належить до ядра великої синклінальної структури, яку виділив ще А. Я. Древін [10] як Хащувато-Завалівський синклінорій. Нижню границю сальківської світи можна спостерігати у верхній частині північного борту Завалівського графітового кар’єру, де вона згідно підстилається верхньою, графітовою підсвітою хащувато-завалівської світи. Цей же контакт, ще до того, як він став відслоненим під час розширення кар’єру на початку 80-х років ХХ ст., виявив і описав Г. Г. Виноградов [4] за результатами структурно-профільного буріння, а після цього контакт ще багаторазово було розкрито свердловинами. Контакт має круте (до 80°) падіння на північ з паралельним розміщенням смугастості (шаруватості) в обох світах. Іноді біля контакту можна спостерігати “дзеркала ковзання”, звичайні на границях різних за складом деформованих товщ, але при цьому немає жодних ознак багатоамплітудного розривного порушення, яке

припускають деякі дослідники, виходячи з уявлень про різний вік контактувальних комплексів. На північному фланзі поширення сальківської світи, у районі с. Хащувате, вона по широтному розлому контактує з нижньою, карбонатною підсвітою хащуватозавалівської світи. Сальківську світу під назвою “залізорудно-гнейсова формація” детально описано в монографії Є. М. Лазька зі співавторами [23] і нещодавно в путівнику геологічних екскурсій у Середньому Побужжі [3], тому ми детально не розглядатимемо її в цій роботі. Як уже зазначалося, світа дотепер залишається найбільш вивченою в складі побузького комплексу. Цьому значною мірою сприяли дві обставини: унікальна для Українського щита відслоненість світи-формації й висока диференційованість її складу, а разом з ним і внутрішньої структури, що дає можливість досить легко розчленовувати її на підсвіти (товщі), ритми різних порядків і за необхідності, наприклад у разі детального картування, і на окремі шари, а також розрізняти нормальне й перекинуте залягання. У будові світи як приблизно рівноправні складові беруть участь гранатові гнейси, гіперстенові гнейси та плагіогнейси й основні кристалічні сланці, переважно двопіроксенові, нерідко роговообманково-піроксенові, іноді з гранатом. Крім них, у різко підпорядкованому обсязі (не більш 1–2 % об’єму) перебувають магнетитовмісні породи, що представлені безпольовошпатовими магнетит-піроксен-гранаткварцовими, магнетит-гранат-кварцовими, магнетит-кварц-гранатовими породами й магнетитовими кварцитами, що об’єднуються загальною назвою евлізити. Для гіперстенових гнейсів і основних кристалічних сланців на всій площі характерне безперервне поширення, тоді як гранатові гнейси подекуди відсутні в розрізі. За цією ознакою всю світу-формацію, потужність якої становить близько 2 500 м, може бути розділено на чотири частини або товщі чи підформації (рис. 2): 1) нижню двокомпо-

нентну; 2) нижню чотирикомпонентну, 3) верхню двокомпонентну та 4) верхню чотирикомпонентну. Евлізити приурочено в основному до чітко ритмічно побудованих чотирикомпонентних товщ, в яких вони займають закономірну позицію на границі асиметричних (односторонніх) ритмів між основними кристалічними сланцями й гранатовими гнейсами. У двокомпонентних товщах трапляються лише поодинокі тіла евлізитів. Основу розчленування формації-світи становили спостереження в центральній і північній частинах території її поширення, між селами Хащувате й Салькове. Саме для цієї частини ще в 1967–1969 роках щодо лівого берега р. Південний Буг було складено майже безперервний для всієї світи, а щодо правого берега – для великих її ділянок, розріз масштабу 1:10 000 та подекуди 1:5 000, на підставі якого було побудовано геологічну карту (рис. 2) й зроблено висновки щодо розчленування й внутрішньої будови сальківської світи. Двокомпонентні товщі за складом і будовою дійсно нагадують тиврівську світу, до якої сальківську світу й зараховують на офіційних картах за відсутності останньої в стратиграфічних схемах Українського щита. Однак для будь-якого геолога, який би порівняв не окремі відслонення цих різних світ, а площу поширення сальківської світи із сумірною територією тиврівської світи, різниця в складі й будові розрізів цих світ стала б очевидною. Вона полягає, поперше, у наявності гранатових гнейсів, які становлять до третини сальківської світи й відсутні в тиврівській світі. По-друге, це зовсім інші за зовнішнім виглядом і петрографічним складом гранатові гнейси, ніж гранатові гнейси березнинської світи (кінцигітової формації), які іноді трапляються в тиврівській світі, зокрема в її нижній частині. По-третє, за наявності гранатових гнейсів у розрізі сальківської світи стає явною її ритмічна будова й постійна присутність у ритмах магнетитовмісних евлізитів, через що її спочатку навіть було виділено як “залізорудно-гнейсову формацію” [23]. Згодом її теж не зовсім вдало

161

Рис. 2. Геологічна карта (I) та розріз (II) уздовж долини р. Південний Буг, між с. Хащувате й смт Завалля: 1–5 – сальківська світа (ритмічно-шарувата глиноземисто-базитова формація): 1 – верхня чотирикомпонентна товща, 2 – верхня двокомпонентна товща, 3 – високоглиноземисто-кварцитова пачка у складі верхньої двокомпонентної товщі, 4 – нижня чотирикомпонентна товща, 5 – нижня двокомпонентна товща; 6–7 – хащувато-завалівська світа: 6 – верхня, графітовмісна товща (кондалітова формація), 7 – нижня, карбонатна товща (мармур-кальцифірова формація); 8 – кошароолександрівська світа (високоглиноземиста формація); 9 – зеленолевадівська світа (лейкогранулітова формація – тільки в розрізі); 10 – залягання шаруватості нормальне (а) та перекинуте (б); 11 – стратиграфічні контакти світ і товщ; 12 – тектонічний контакт; 13 – лінії розрізів * – місце, де взято пробу, з циркону якої отримано визначення ізотопного віку, що становить 3 780 млн років [2]

162

перейменовано в “евлізитову формацію” [14] і нарешті в “ритмічно-шарувату глиноземисто-базитову формацію” [16]. Усі ці відмінності, не говорячи вже про різну структурно-стратиграфічну позицію тиврівської й сальківської світ, є достатні для їх відокремлення в складі побузького комплексу, тому сподіваюся, що сальківська світа знайде нарешті своє місце в новій стратиграфічній схемі докембрію Українського щита. ЛІТЕРАТУРА 1. Бабков Ю. Б. Стратиграфическая схема докембрийских образований Украинского щита/Ю. Б. Бабков, Д. С. Булаевский, Д. С. Зайцев//Геол. журнал – 1970. – Т. 30. – № 4. – С. 139–148. 2. Бибикова Е. В. Древнейшие породы Земли: изотопная геохронология и геохимия изотопов/Е. В. Бибикова//Минерал. журнал. – 2004. – Т. 26. – № 3. – С. 13–20. 3. Бобров А. Б. Гранулитовые структурно-формационные комплексы Украинского щита – европейский стратотип/А. Б. Бобров, В. П. Кирилюк, С. В. Гошовский и др. – Львов: ЗУКЦ, 2010. – 160 с. 4. Виноградов Г. Г. О генезисе пироксеновых гнейсов и некоторых вопросах стратиграфии докембрия Среднего Побужья/Г. Г. Виноградов//Петрография докембрия Русской платформы. – К.: Наукова думка, 1970. – С. 352– 357. 5. Геология СССР. Т. V. Украинская ССР. Молдавская ССР. Часть І. Геологическое описание платформенной части//Ред. В. А. Ершов, Н. П. Семененко. – М.: Госгеолтехиздат, 1958. – 1000 с. 6. Державна геологічна карта України. Масштаб 1:200 000. Серія Центральноукраїнська. Аркуш М-36-ХХХІ (Первомайськ). Пояснювальна записка. – К: УкрДГРІ, 2004. – 175 с. 7. Довбуш Т. И. Результаты изучения докембрийских пород западной части Украинского щита изотопным методом/Т. И. Довбуш, В. М. Скобелев, Л. М. Степанюк//Минерал. журнал. – 2000. – Т. 22. – № 2/3. – С. 132–142. 8. Докладная записка по уточнению корреляционной стратиграфической схемы докембрийских образований Украинского щита/ И. М. Этингоф, Я. П. Билынская, Б. З. Берзенин и др. – К.: Мингео Украины, ЦТЭ, 1983. – 51 с.

9. Древин А. Я. Структура, стратиграфия Среднего Побужья и поисковые критерии на силикатный никель: Автореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук/А. Я. Древин. – К., 1966. – 23 с. 10. Древин А. Я. Опыт изучения докембрия Среднего Побужья на основе литологоструктурного метода/А. Я. Древин//Проблемы осадочной геологии докембрия. – Вып. 2. – М.: Недра, 1967. – С. 88–96. 11. Зюльцле В. В. К вопросу о стратиграфии метаморфических пород юго-западной части Украинского щита/В. В. Зюльцле// Стратиграфия докембрийских образований Украинского щита. Тезисы докладов І регионального стратиграфического совещания (Днепропетровск, сентябрь 1983 г.). – К.: Наукова думка, 1983. – С. 83–85. 12. Зюльцле В. В. К вопросу о стратиграфии докембрийских образований юго-западной части Украинского щита/В. В. Зюльцле// Геол. журнал. – 1986. – Т. 46. – № 3. – С. 10–18. 13. Карта геологических формаций докембрия Украинского щита. Масштаб 1:500 000. Объяснительная записка/В. П. Кирилюк, В. Д. Колий, В. И. Лашманов и др. – К.: ЦТЭ, 1991. – 116 с. 14. Кирилюк В. П. Стратиграфия докембрия западной части Украинского щита (на формационной основе). Статья I. Стратиграфические комплексы докембрия и формации раннего архея/В. П. Кирилюк//Геол. журнал. – 1982. – № 3. – С. 88–103. 15. Кирилюк В. П. О стратотипических районах и стратотипах докембрия западной части Украинского щита/В. П. Кирилюк// Геол. журнал. – 1986. – № 2. – С. 36–46. 16. Кирилюк В. П. Формационное расчленение и корреляция гранитно-метаморфических комплексов щитов территории СССР: Автореф. дис. … д-ра. геол.-минерал. наук/ В. П. Кирилюк. – К., 1986. – 40 с. 17. Кирилюк В. П. Про співвідношення кінцигітової та ендербіто-гнейсової суперкрустальних формацій західної частини Українського щита (історія та стан проблеми)/ В. П. Кирилюк, О. І. Іноземцев//Вісник Львів. ун-ту. Серія геол. – 2002. – Вип. 16. – С. 33–48. 18. Клочков В. М. Старые и новые проблемы геологии раннего докембрия Украинского щита (обзор результатов ГДП-200)/ В. М. Клочков, С. В. Клочков, А. Н. Шевченко//Збірник наук. праць УкрДГРІ. – 2012. – № 2. – С. 58–71. 19. Коваль В. Б. Хащувато-Завальський комплекс Середнього Побужжя/В. Б. Коваль,

163

І. Б. Щербаков//Стратиграфія УРСР. Т. І. Докембрій//Відп. ред. М. П. Семененко, Л. Г. Ткачук. – К.: Наукова думка, 1972. – С. 117–121. 20. Кореляційна хроностратиграфічна схема раннього докембрію Українського щита (пояснювальна записка)/К. Ю. Єсипчук, О. Б. Бобров, Л. М. Степанюк та ін. – К.: УкрДГРІ, 2004. – 30 с. 21. Корреляционная стратиграфическая схема докембрийских образований Украинского щита и условные обозначения для крупномасштабных геологических карт кристаллического основания/Я. П. Билынская, В. Г. Злобенко, В. М. Клочков и др. – К.: ЦТЭ Мингеол. УССР, 1980. – 65 с. 22. Лазько Е. М. Стратиграфическая схема нижнего докембрия Украинского щита (на формационной основе)/Е. М. Лазько, В. П. Кирилюк, А. М. Лысак и др.//Геол. журнал. – 1986. – № 2. – С. 18–26. 23. Лазько Е. М. Нижний докембрий западной части Украинского щита (возрастные комплексы и формации)/Е. М. Лазько, В. П. Кирилюк, А. А. Сиворонов, Г. М. Яценко//Львов: Вища школа, 1975. – 239 с. 24. Легенда геологической карты Украины масштаба 1:200 000. Серия Центрально-Украинская. Объяснительная записка/Я. П. Билынская, Б. Д. Возгрин, В. М. Клочков и др. – К.: ГГП Геопрогноз, 1996. – 26 с. с приложениями. 25. Лесная И. М. Цирконы из кварцитов с. Шамраевка (бугская серия)/И. М. Лесная, Г. В. Легкова, Н. В. Теплякова, А. В. Гринченко//Геохимия и рудообразование. – 1995. – № 21. – С. 69–73. 26. Лисак А. М. Основні риси докембрійської тектонічної структури Приазовської грануліт-зеленокам’яної області Українського щита/А. М. Лисак, В. Г. Пащенко, С. М. Стрекозов, Б. В. Бородин//Геодинаміка. – 2004. – № 1 (4). – С. 32–39. 27. Лысак А. М. Формационная принадлежность и стратиграфическое положение железо-кремнистых образований Павловской группы магнитных аномалий (Среднее Побужье)/А. М. Лысак, В. Г. Пащенко, В. В. Зюльцле//Геол. журнал. – 1983. – № 5. – С. 99–109. 28. Пийяр Ю. К. Некоторые вопросы стратиграфии докембрийских метаморфических образований Подольского блока и Голованевской шовной зоны/Ю. К. Пийяр, В. М. Клочков, В. Г. Пастухов//Геол. журнал. – 1983. – Т. 43. – № 5. – С. 39–44. 29. Половинкина Ю. Ир. Стратиграфическое расчленение и реконструкция исходного материала гнейсовой серии Украинского кри-

164

сталлического массива/Ю. Ир. Половинкина// Проблемы осадочной геологии докембрия. Вып. 2. Вопросы литологии и рудоносности докембрийских метаморфических толщ. – М.: Недра, 1967. – С. 113–119. 30. Рябенко В. А. Геологічна структура кристалічної основи Верхнього Побужжя і пов’язані з нею рудопрояви/В. А. Рябенко// Питання мінералогії і петрографії України. – К.: Вид-во АН України, 1962. – С. 46–67. 31. Рябенко В. А. Углеродистая формация западной части Украинского щита/В. А. Рябенко, О. Д. Моськина, И. Ф. Злобенко. – К.: препринт ИГН АН УССР, 1980. – 52 с. 32. Семененко Н. П. Геолого-тектоническая карта Украинского кристаллического щита/Н. П. Семененко. – К.: Изд-во АН УССР, 1964. – 14 с. и карта. 33. Семененко М. П. Стратиграфічна схема докембрію України/М. П. Семененко//Стратиграфія УРСР. Т. І. Докембрій. – К.: Наукова думка, 1972. – С. 15–20. 34. Сиворонов А. А. Геологические условия образования докембрийских железорудных формаций западной части Украинского щита: Автореф. дис. … канд. геол.-минерал. наук/А. А. Сиворонов. – Львов, 1970. – 23 с. 35. Слензак О. И. Чарнокиты Приднестровья и некоторые общие вопросы петрологии/ О. И. Слензак. – К.: Изд-во АН УССР, 1960. – 212 с. 36. Степанюк Л. М. К вопросу о возрастных рубежах формирования кошаро-александровской свиты бугской серии Побужья/ Степанюк Л. М., Бибикова Е. В., Клаэссен С. и др.//Международная научно-практическая конференция “Стратиграфия, геохронология и корреляция нижнедокембрийских породных комплексов фундамента Восточно-Европейской платформы”. Тез. докл. – К.: УкрГГРИ, 2010. – С. 208–211. 37. Стратиграфические разрезы докембрия Украинского щита/Н. П. Щербак, К. Е. Есипчук, Б. 3. Берзенин и др. – К.: Наукова думка, 1985. – 168 с. 38. Стратиграфические схемы докембрийских образований Украинского щита для геологических карт нового поколения. Графические приложения. – Листы 1–3. – К., 1993. 39. Стратиграфический словарь СССР. Нижний докембрий. – Л.: Наука, 1989. – 397 с. 40. Стратиграфічний кодекс України/Відп. ред. П. Ф. Гожик. – К., 2012. – 66 с. 41. Стратиграфія УРСР. Т. І. Докембрій/ Відп. ред. М. П. Семененко, Л. Г. Ткачук. – К.: Наукова думка, 1972. – 348 с.

42. Щербак М. П. Геологія і акцесорна мінералізація докембрію верхів’я р. Тетерева/ М. П. Щербак. – К.: Вид-во АН УРСР, 1961. – 86 с. 43. Щербак М. П. Бердичівські граніти/ М. П. Щербак//Стратиграфія УРСР. Т. І. Докембрій. – К.: Наукова думка, 1972. – С. 123– 132. 44. Щербак Н. П. Петрология и геохронология докембрия западной части Украинского щита/Н. П. Щербак. – К.: Наукова думка, 1975. – 271 с. 45. Ярощук М. А. Железорудные формации Белоцерковско-Одесской металлогенической зоны (западная часть Украинского щита)/М. А. Ярощук. – К.: Наукова думка, 1983. – 224 с. REFERENCES 1. Babkov Ju. B., Bulaevskij D. S., Zajcev D. S. et al. Stratigraphic Scheme of Precambrian formations of the Ukrainian shield// Geologicheskij zhurnal. – 1970. – V. 30. – № 4. – P. 139–148. (In Russian). 2. Bibikova E. V. Oldest Rocks of Earth: isotopic geochronology and geochemistry of isotopes//Mineralohichnyі zhurnal. – 2004. – V. 26. – № 3. – P. 13–20. (In Russian). 3. Bobrov A. B., Kyrylyuk V. P., Goshovskyi S. V. et al. Granulite structural-formational complexes of the Ukrainian shield – European stratotype. – Lvov: ZUKC, 2010. – 160 p. (In Russian). 4. Vinogradov G. G. About genesis of the pyroxenic gneisses and some questions of the Precambrian stratigraphy of Middle Bug Area/ Petrografija dokembrija Russkoj platformy. – Kiev: Naukova dumka, 1970. – Р. 352–357. (In Russian). 5. Geology of the USSR. Volume V. Ukrainian SSR and Moldavian SSR. Part I. Geological description of platform part. – Moskva: Gosgeoltehizdat, 1958. – 1000 p. (In Russian). 6. State geological map of Ukraine. Scale 1:200 000. Central Ukrainian Series. Sheet M-36XXXI (Pervomaisk). Explanatory note. – Kyiv: UkrDHRІ, 2004. – 175 p. (In Ukrainian). 7. Dovbush T. I., Skobelev V. M., Stepanjuk L. M. The results of the study of Precambrian rocks of the western part of the Ukrainian shield using isotopic method//Mineralohichnyi zhurnal. – 2000. – V. 22. – № 2/3. – P. 132–142. (In Russian). 8. The report to elaborate on the correlation stratigraphic scheme of Precambrian formations of the Ukrainian shield/I. M. Jetingof, Ja. P. Bi-

lynskaja, B. Z. Berzenin et al. – Kiev, 1983. – 51 p. (In Russian). 9. Drevin A. Ja. Structure, stratigraphy of Middle Bug Area and search criteria on silicate nickel: Avtoreferat dissertacii kandidata geologomineralogicheskih nauk. – Kiev, 1966. – 23 p. (In Russian). 10. Drevin A. Ya. Results of studying the Precambrian of Middle Bug Area on the basis of lithological-structural method//Problemy osadochnoj geologii dokembrija. – Iss. 2. – Moskva: Nedra, 1967. – P. 88–96. (In Russian). 11. Zjulcle V. V. On the question of the stratigraphy of the metamorphic rocks of southwestern part of the Ukrainian shield//Stratigrafija dokembrijskih obrazovanij Ukrainskogo shhita. Tezisy dokladov І regionalnogo stratigraficheskogo soveshhanija (Dnepropetrovsk, sentjabr 1983). – Kyiv: Naukova dumka, 1983. – P. 83–85. (In Russian). 12. Zjulcle V. V. On the question of the stratigraphy of the metamorphic rocks of south-western part of the Ukrainian shield//Geologicheskij zhurnal. – 1986. – V. 46. – № 3. – P. 10–18. (In Russian). 13. Map of geological formations of Precambrian of the Ukrainian shield. Scale 1:500 000. Explanatory note/V. P. Kyrylyuk, V. D. Kolij, V. I. Lashmanov et al. – Kiev: CTJe, 1991. – 116 p. (In Russian). 14. Kyrylyuk V. P. Stratigraphy of Precambrian of Western part of the Ukrainian shield. Article 1. Stratigraphic complexes of Precambrian and formations of Early Archean//Geologicheskij zhurnal. – 1982. – V. 42. – № 3. – P. 88–103. (In Russian). 15. Kyrylyuk V. P. About the stratotypical areas and stratotypes of the Precambrian of the western part of the Ukrainian shield//Geologicheskij zhurnal. – 1986. – V. 46. – № 2. – P. 36–46. (In Russian). 16. Kyrylyuk V. P. Formational division and correlation of the granite-metamorphic complexes of shields of the USSR: Avtoreferat dissertacii … doktora geologo-mineralogicheskih nauk. – Kiev, 1986. – 40 p. (In Russian). 17. Kyrylyuk V. P., Inozemtsev O. I. On the relation of the kintsigitic and enderbit-gneissic supercrystal formations of western part of the Ukrainian Shield (history and state of the issue)// Visnyk Lvivskoho universytetu. Seriia heolohichna. – 2002. – Iss. 16. – P. 33–48. (In Ukrainian). 18. Klochkov V. M., Klochkov S. V., Shevchenko A. N. Old and new problems of Geology of the Early Precambrian of the Ukrainian Shield (overview of the results GDP-200)/Zbir-

165

nyk naukovykh prats UkrDHRI. – 2012. – № 2. – P. 58–71. (In Russian). 19. Koval V. B., Shcherbakov I. B. The Haschevato-Zavalje Complex of the Middle Bug Area/Stratyhrafiia URSR. Vol. I. Dokembrii. – Kyiv: Naukova dumka, 1972. – P. 117–121. (In Ukrainian). 20. The correlation сhronostratigraphic scheme of Early Precambrian of the Ukrainian shield (explanatory note)/K. Yu. Yesypchuk, O. B. Bobrov, L. M. Stepaniuk et al. – Kyiv: UkrDHRІ, 2004. – 30 p. (In Ukrainian). 21. The correlation stratigraphic scheme of Precambrian formations of the Ukrainian shield and symbols for large-scale geological maps of the crystal basis/Ja. P. Bilynskaja, V. G. Zlobenko, V. M. Klochkov et al. – Kiev: Ministerstvo geologii USSR, 1980. – 65 p. (In Russian). 22. Lazko E. M., Kyrylyuk V. P., Lysak A. M. et al. Lower Precambrian stratigraphic scheme of the Ukrainian shield (on formational basis)//Geologicheskij zhurnal. – 1986. – V. 46. – № 2. – P. 18–26. (In Russian). 23. Lazko E. M., Kyrylyuk V. P., Sivoronov A. A., Jacenko G. M. Lower Precambrian of the western part of the Ukrainian shield. (Age complexes and formations). – Lviv: Vyshcha shkola, 1975. – 239 р. (In Russian). 24. Legend of the Geological Ukraine map of scale 1:200 000. Series Central Ukrainian. Explanatory note/Ja. P. Bilynskaja, B. D. Vozgrin, V. M. Klochkov et al. – Kiev: Geoprognoz, 1996. – 26 р. (In Russian). 25. Lesnaja I. M., Legkova G. V., Tepljakova N. V., Grinchenko A. V. Zircons from quartzites of the Shamrayevka village (Bug series)// Geohimija i rudoobrazovanie. – 1995. – № 21. – Р. 69–73. (In Russian). 26. Lysak A. M., Pashchenko V. H., Strekozov S. M., Borodyn B. V. The main features of the Precambrian tectonic structure of the Azov granulite-greenstone region of the Ukrainian Shield//Heodynamika. – 2004. – № 1 (4). – P. 32– 39. (In Ukrainian). 27. Lysak A. M., Pashhenko V. G., Zjulcle V. V. The formational affiliation and stratigraphic position of the iron-siliceous formations of the Pavlovsk group of magnetic anomalies (the Middle Bug Area)//Geologicheskij zhurnal. – 1983. – V. 43. – № 5. – P. 99– 109. (In Russian). 28. Pijjar Ju. K., Klochkov V. M., Pastuhov V. G. Some questions on the stratigraphy of Precambrian metamorphic formations of the Podolsk block and Golovanevsk suture zone// Geologicheskij zhurnal. – 1983. – V. 43. – № 5. – P. 39–44. (In Russian).

166

29. Polovinkina Ju. Ir. Stratigraphic division and reconstruction of the source material gneiss series of the Ukrainian crystalline massif//Problemy osadochnoj geologii dokembrija. – Iss. 2. Voprosy litologii i rudonosnosti dokembrijskih metamorficheskih tolshh. – Moskva: Nedra, 1967. – Р. 113–119. (In Russian). 30. Riabenko V. A. The geological structure of the crystalline basement of the Upper Bug Area and the related ore manifestations//Pytannya mineralohii i petrohrafii Ukrainy. – Kyiv: vydavnytstvo AN URSR, 1962. – P. 46–67. (In Ukrainian). 31. Rjabenko V. A., Moskina O. D., Zlobenko I. F. Carbon-bearing formation of the western part of the Ukrainian shield. – Kiev: preprint Instituta geologicheskih nauk AN USSR, 1980. – 52 p. (In Russian). 32. Semenenko N. P. Geological-tectonic map of the Ukrainian Shield. – Kiev: izdatelstvo AN USSR, 1964. – 14 p. and map. (In Russian). 33. Semenenko M. P. Precambrian stratigraphic scheme of Ukraine/Stratyhrafiia URSR. Vol. I. Dokembrii. – Kyiv: Naukova dumka, 1972. – P. 15–20. (In Ukrainian). 34. Sivoronov A. A. Geological conditions of forming of Precambrian ferriferous formations of the western part of the Ukrainian shield: Avtoreferat dissertacii … kandidata geologo-mineralogicheskih nauk. – Lvov, 1970. – 23 p. (In Russian). 35. Slenzak O. I. Charnockites of the Dniester Area and some related general petrology questions. – Kiev: Іzdatelstvo AN USSR, 1960. – 212 p. (In Russian). 36. Stepanjuk L. M., Bibikova E. V., Klajessen S. et al. On the question of the formation age boundaries Kosharo-Alexandrovka suite of the Bug series of Bug Area//Mezhdunarodnaja nauchno-prakticheskaja konferencija “Stratigrafija, geohronologija i korreljacija nizhnedokembrijskih porodnyh kompleksov fundamenta Vostochno-Evropejskoj platformy”. Tezisy dokladov. – Kiev: UkrGGRI, 2010. – P. 208–211. (In Russian). 37. Stratigraphic sections of Precambrian of the Ukrainian shield/Shherbak N. P., Esipchuk K. E., Berzenin B. Z. et al. – Kiev: Naukova dumka, 1985. – 168 р. (In Russian). 38. Stratigraphic schemes of the Precambrian formations of the Ukrainian shield for the new generation of geological maps. Graphic applications. – Sheets 1–3. – Kiev, 1993. (In Russian). 39. Stratigraphic Dictionary of the USSR. Lower Precambrian. – Leningrad: Nauka, 1989. – 397 p. (In Russian).

40. Stratigraphic Code of Ukraine/Responsible editor P. F. Hozhyk. – Kyiv, 2012. – 66 p. (In Ukrainian). 41. Stratigraphy of the UkrSSR. Vol. І. Precambrian/Responsible editor M. P. Semenenko, L. H. Tkachuk. – Kyiv: Naukova dumka, 1972. – 348 p. (In Ukrainian). 42. Shcherbak M. P. Geology and auxiliary mineralization of the Precambrian headwaters r. Teteriv. – Kyiv: Vydavnytstvo AN URSR, 1961. – 86 p. (In Ukrainian).

43. Shcherbak M. P. Granites of Berdichev// Stratyhrafiia URSR. Vol. I. Dokembrii. – Kyiv: Naukova dumka, 1972. – P. 123–132. (In Ukrainian). 44. Shherbak N. P. Petrology and geochronology of Precambrian of the western part of the Ukrainian shield. – Kiev: Naukova dumka, 1975. – 271 p. (In Russian). 45. Jaroshhuk M. A. Ferriferous formations of the Belaja Cerkov-Odessa metallogenic zone (western part of the Ukrainian shield). – Kiev: Naukova dumka, 1983. – 224 p. (In Russian).

Р у к о п и с о т р и м а н о 08.04.2015.

В. П. Кирилюк, Львовский национальный университет им. Ивана Франка, Kyrylyuk.V@i.ua ЕЩЕ РАЗ О ПРОБЛЕМАХ СТРАТИГРАФИИ ПОБУЖСКОГО ГРАНУЛИТОВОГО КОМПЛЕКСА (в связи с составлением новой региональной стратиграфической схемы нижнего докембрия Украинского щита) Статья 2. Соотношение свит побужского стратиграфического комплекса В предыдущей статье цикла (статья 1) было показано, что в составе побужского стратиграфического комплекса на геолого-формационной основе отчетливо различают шесть свит (снизу вверх): березнинскую, тывровскую, зеленолевадовскую, кошароалександровскую, хащевато-завальевскую, сальковскую. Большая часть из них, кроме сальковской свиты, включена в качестве подразделений разного ранга (толщ или свит) в действующую “Корреляционную хроностратиграфическую схему раннего докембрия Украинского щита” (КХС УЩ). Однако при этом для всех подразделений в КХС УЩ показаны искаженные, по сравнению с приоритетными авторскими представлениями, стратиграфические объемы подразделений или их относительная последовательность, или характер соотношений. В статье для каждой свиты приведены и детально рассмотрены существующие противоречия между КХС УЩ и стратиграфическим расчленением побужского комплекса на геолого-формационных основаниях. Показано, что эти противоречия обусловлены недооценкой авторами КХС УЩ известных опубликованных геологических и структурно-стратиграфических наблюдений и злоупотреблением ими изотопно-геохронологическими определениями. Рассмотрены геологические данные, касающиеся объема, относительной стратиграфической последовательности и соотношения всех свит, которые свидетельствуют об их согласном залегании и стратиграфическом единстве побужского стратиграфического комплекса. Ключевые слова: нижний докембрий, архей, протерозой, побужский гранулитовый комплекс, стратиграфический комплекс, суперкрустальная формация, свита, стратиграфическая схема, Украинский щит.

V. P. Kyrylyuk, Lviv National University of the name of Ivan Franco, Kyrylyuk.V@i.ua REVISITING THE ISSUES WITH THE STRATIGRAPHY OF THE BUG AREA GRANULITE COMPLEX (A commentary on forming a new regional stratigraphic scheme for the Lower Precambrian of the Ukrainian Shield) Article 2. The relations between the suites of the Bug Area stratigraphic complex The previous article in the series (Article 1) demonstrated that the Bug Area stratigraphic complex can be divided into six distinct suites, on the basis of their geological formations. Majority of them are included as subdivisions of different rank (rock masses or suites ) into the current “Correlational

167

Chronostratigraphic Scheme of the Early Precambrian of the Ukrainian Shieldâ€? (CCS US). However, either the stratigraphic boundaries of the subdivisions, or their relative order and the character of relations for all subdivisions shown are distorted, when compared to the authorâ€™s ideas. The article shows and analyzes in detail the existing discrepancies between the CCS US and the stratigraphic division of the Bug Area complex on geological-formational basis for each suite. It shows that these discrepancies are due to the underestimation of the known published geological and structural-stratigraphic observations by the authors of the CCS US, and the unjustified preference they gave to the isotope-geochronological data. It examines the geological data concerning the extent, the relative stratigraphic order and the relations of all suites that indicate their common stratification, as well as the stratigraphic unity of the Bug Area stratigraphic complex. Keywords: Lower Precambrian, Archean, Proterozoic, Bug Area granulite complex, stratigraphic complex, supercrustal formation, suite, stratigraphic scheme, Ukrainian Shield.

168

ПАМ’ЯТІ ІГОРЯ СТЕПАНОВИЧА ПАРАНЬКА 18 липня 2015 року українська геологія зазнала величезної втрати: на 64-му році передчасно пішов з життя видатний український учений, педагог, геолог-виробничник Ігор Степанович Паранько. Народився Ігор Степанович 15 вересня 1951 р. в с. Чижиків Пустомитівського району Львівської області. Шкільне навчання розпочав у Чижиківській восьмилітній школі (1958–1966 рр.) і з успіхом завершив у Львівській середній школі № 29 у 1968 р. У 1974 р. закінчив геологічний факультет Львівського державного (нині національного) університету ім. Івана Франка й отримав диплом інженера-геолога за спеціальністю “Геологічна зйомка та пошуки родовищ корисних копалин”. У 1987 р. після аспірантури при кафедрі регіональної геології й корисних копалин цього ж університету захистив кандидатську дисертацію на тему “Формаційна приналежність докембрійських конгломератів Українського щита та деякі питання їх металоносності”. У 1997 р. на спеціалізованій вченій раді Львівського університету захистив докторську дисертацію на тему “Ряди стратифікованих формацій і формаційні типи протерозойських метаморфічних комплексів Українського щита”. Трудова діяльність Ігоря Степановича була вражаюче різноманітною: 1968–1969 рр. – слюсар-зварник проектно-конструкторського дослідного заводу (м. Львів); 1969–1974 рр. – навчання у Львівському державному університеті; 1974–1975 рр.– інженер-геолог Львівського державного інституту водного господарства (м. Львів); 1975–1976 рр. – інженер-геолог Комплексної науково-дослідної лабораторії природних газів (м. Львів); 1976–1984 рр. – інженер-геолог, молодший науковий співробітник Комплексної науково-дослідної лабораторії рудоносних формацій Львівського державного університету (м. Львів); 1984–1994 рр. – геолог, старший геолог, провідний геолог Криворізької геологорозвідувальної експедиції (м. Кривий Ріг); з 1994 р. – викладач, доцент, професор, а з 1997 р. по 2009 р. – завідувач кафедри загальної геології та розвідки родовищ корисних копалин Криворізького технічного університету; з вересня 2009 р. – професор географічного факультету Криворізького державного педагогічного університету (м. Кривий Ріг). Науковий доробок Ігоря Степановича становить понад 250 опублікованих праць. Окрім того, це численні монографії, державні геологічні карти, Атлас “Геологія і корисні копалини України”, підручники та навчальні посібники Міністерства освіти та науки України. Наукові роботи І. С. Паранька присвячено питанням геолого-формаційного розчленування докембрію Українського щита, стратиграфії, металогенії й прогнозування пошуків корисних копалин у докембрійських породних комплексах, вивченню ранньої історії геологічного розвитку Землі, екології геологічного середовища й довкілля. Він є апологетом пропагування нового наукового напряму в геології “Антропогенна геологія”.

169

За досягнення у вивченні докембрію Українського щита І. С. Паранька нагороджено Срібним нагрудним значком Спілки геологів України (2002 р.), медаллю ім. В. І. Лучицького (2003 р.), пам’ятним знаком ім. Л. І. Лутугіна “За заслуги в розвідці надр” (2005 р.). Йому присвоєно звання “Почесний розвідник надр України” (2007 р.). За здобутки в науково-педагогічній роботі 2002 р. Міністерство освіти та науки України удостоїло І. С. Паранька знаком “Відмінник освіти України”, 2004 р. йому вручено Грамоту ректорату Криворізького технічного університету, а 2008 р. – Почесну грамоту Міністерства освіти та науки України. І. С. Паранько був членом експертної ради з природничих і математичних наук Державної акредитаційної комісії України, експертом Державного комітету по запасах корисних копалин України, членом Національного стратиграфічного комітету України, членом науково-редакційної ради Державної геологічної служби України, членом спеціалізованої вченої ради Львівського національного університету ім. Івана Франка, членом спеціалізованої вченої ради Криворізького державного педагогічного університету. І. С. Паранька вирізняв високий професіоналізм, довершене знання широкого кола проблемних питань та скрупульозність їх вивчення. Порядність, почуття гумору, надійність – усе це було притаманне нашому колезі, що впродовж останніх десятиріч виріс у знаного в Україні й світі вченого-геолога. На жаль, Ігор Степанович тепер не з нами. З глибоким сумом висловлюємо щире співчуття рідним і близьким Ігоря Степановича, співробітникам та колегам. Світла пам’ять про нього назавжди буде в наших серцях, а життя стане добрим прикладом для наслідування. Геологи України, колеги, друзі

170

ДО ВІДОМА АВТОРІВ Редакція журналу “Збірник наукових праць УкрДГРІ” приймає оригінальні, раніше не опубліковані статті геологічної, геолого-мінералогічної та технічної тематик. Статті надсилаються в друкованому (два примірники) й електронному вигляді, бажано українською мовою. Електронний варіант приймається на компакт-диску чи електронною поштою. Обсяг однієї наукової статті – до 20 сторінок машинопису через два інтервали (разом з таблицями, фото, рисунками та підписами до них, бібліографічним списком, анотацією), оглядової – 10–15 сторінок, інформаційного повідомлення – три–чотири сторінки. До рукопису необхідно додати акт експертизи, лист-рекомендацію й такі відомості про автора/авторів: прізвище, ім’я та по батькові (повністю); вчене звання і вчений ступінь; посада чи професія; місце роботи (назва установи чи організації); робоча адреса, номер телефону; домашня адреса, номер телефону, електронна адреса. До кожної статті обов’язково наводяться: номер УДК, анотація, назва статті та ключові слова (українською, російською та англійською мовами), бібліографічний список за алфавітом (оформлений відповідно до сучасних вимог), таблиці, рисунки та підписи до них (окремі файли). У тексті посилання на літературу надаються у квадратних дужках за номером у списку. До друку приймаються лише структуровані наукові статті, які мають такі необхідні елементи: вступ з обґрунтуванням мети досліджень; аналіз останніх досліджень і публікацій за темою статті; опис об’єктів і методів досліджень; виклад отриманих наукових результатів та їх обговорення; висновки. Комп’ютерні макети рисунків приймаються за дотриманням таких умов. Р а с т р о в а графіка: чорно-біле зображення – *.TIF чи *.PSD (Adobe PhotoShop 7.x, 8.х); повнокольорове зображення – *.TIF, *.EPS, *.PSD-формат, розрізнення 300 dpi. Кольорова модель CMYK, чорний колір в одному каналі. В е к т о р н а графіка: файли формату *.Al, *.EPS (Adobe Іllustrator v. 8.x, 9.х) чи *.CDR (Corel Draw v. 11.x, 12.х, 13.х). Використані шрифти мають бути подані окремо або переведені в криві. Растрову графіку до векторного макета не заносити. Для подальшого підвищення наукового рейтингу журналу та його дописувачів варто звернути увагу на такі вимоги: 1. Єдиним джерелом інформації щодо змісту статті для іноземних спеціалістів є анотація англійською мовою. Тому її обсяг може бути більшим (до 250 слів) за обсяг анотації українською мовою (російською). Вимоги до анотацій англійською мовою: інформативність (відсутність загальних слів); змістовність (відображення основного змісту статті та результатів досліджень); застосування термінології, характерної для іноземних спеціальних текстів; єдність термінології в межах анотації; відсутність повторення відомостей, що містяться в заголовку статті. Перед анотаціями надається ПІБ усіх авторів, назва організації та назва статті. В англійськомовному варіанті прізвища авторів статей надаються в одній з прийнятих міжнародних систем транслітерації. Автоматизувати процес транслітерації можна безкоштовно, скориставшись для російського тексту: http://translit.ru/, для українського тексту: http://translit.kh.ua/. Для повного й коректного створення профілю автора дуже важливо наводити місце його роботи. Застосування в статті офіційної, без скорочень, назви організації англійською мовою запобігатиме втраті статей у системі аналізу організацій та авторів. Бажано вказувати в назві організації її відомство за належністю.

171

2. Крім звичайного списку посилань, складеного за алфавітом, в аналітичній системі SСОРUS необхідно наводити окремим блоком списки використаної літератури (References) латиницею. Для українсько- та російськомовних статей з журналів, збірників, матеріалів конференцій структура бібліографічного опису така: автори (транслітерація), переклад назви статті англійською мовою, назва джерела (транслітерація, курсив), вихідні дані, в дужках – мова оригіналу (іn Russian, in Ukrainian). Якщо в списку є посилання на іноземні публікації, вони повністю повторюються в списку, який створюється в латинському алфавіті. Найточнішу ідентифікацію статей з електронних журналів можна отримати, якщо навести унікальний ідентифікатор (Digital Object Identifier – DOI). За наявності в статті DOI посилання на статтю буде однозначно правильно визначено. Матеріали надсилати відповідальному секретарю збірника А. Я. Парфеновій за адресою: 04114, м. Київ-114, вул. Автозаводська, 78. Тел.: 432-34-07. Е-mail: parfenova_а@ukr.net. Відомості про публікації нашого журналу можна знайти на офіційному сайті УкрДГРІ – www.ukrdgri.gov.ua, на сайті Національної бібліотеки України імені В. І. Вернадського – http://www.irbis-nbuv.gov.ua/cgi-bin/irbis_nbuv/cgiirbis_64.exe?Z21ID=&I21DBN=UJRN&P21 DBN=UJRN&S21STN=1&S21REF=10&S21FMT=juu_all&C21COM=S&S21CNR=20&S21P01 =0&S21P02=0&S21P03=PREF=&S21COLORTERMS=0&S21STR=UDGRI, Автори відповідають за точність викладених фактів, даних, цитат, бібліографічних довідок, написання географічних назв, власних імен, геологічних термінів тощо.

172