Цель исследования – реконструкция условий накопления осадков с высоким содержанием органического вещества, формировавшихся в Камско-Кинельской системе прогибов (ККСП) на рубеже девона и карбона. Результаты основаны на детальном изучении так называемой сарайлинской толщи, выполняющей Нижнекамский сегмент ККСП. Задачи исследования включают уточнение возраста отложений, биофациальный анализ, оценку скорости накопления осадков разного типа, разработку схем осадконакопления для разных условий состояния бассейна.

Волго-Уральская нефтегазоносная провинция располагается на восточной окраине Восточно-Европейской платформы и в Предуральском прогибе, протягиваясь с юга на север вдоль Уральских гор на расстояние более 1500 км. Девонские и каменноугольные отложения провинции включают шесть промышленных нефтегазоносных комплексов: девонский терригенный, верхнедевонско-нижнекаменноугольный карбонатный, нижневизейский терригенный, верхневизейско-башкирский карбонатный, верейский карбонатный, каширско-гжельский карбонатный. Эти комплексы содержат несколько тысяч залежей нефти – разведанных и потенциальных ресурсов (Смелков и др., 2007).

Камско-Кинельская система прогибов обрамляет сводовые структуры Волго-Уральской провинции, представляя собой совокупность длинных, относительно узких (от 10 до 100 км), ветвящихся отрицательных структур, выполненных отложениями франского, фаменского, турнейского и визейского ярусов (Мирчинк и др., 1962, 1965; Мкртчян, 1964, 1980; Геология и нефтеносность…, 1970; Хачатрян, 1964, 1979, Хачатрян, Митрейкин, 1991; Лозин, 2002). Отложения франского, фаменского ярусов и нижнетурнейского подъяруса в осевых и бортовых частях ККСП представлены темноокрашенными глинисто-кремнисто-карбонатными породами с высоким содержанием органического вещества. В геологической литературе эти породы часто именуются доманикитами (5–25% органического вещества), доманикоидами (< 5% органического вещества), или доманиковыми фациями, и обычно рассматриваются как нефтематеринские породы (Грачевский, 1959; Kabanov et al., 2023a, b), а в последние годы как нетрадиционные низкопроницаемые резервуары (например, Чупахина и др., 2022 и др.). Отложения верхнетурнейского подъяруса (косьвинский горизонт) и визейского яруса представлены терригенными породами, слагающими верхнюю часть осадочной последовательности ККСП и полностью выравнивающими отрицательный рельеф ее впадин. Считается, что осевые и бортовые зоны ККСП, осложненные унаследованными локальными поднятиями биогермной природы, являются перспективными участками для выявления новых зон нефтегазоносности (Лозин, 2002).

Сарайлинская толща была выделена в начале 1950-х гг. при бурении Сарайлинской разведочной площади для обозначения мощной (до 400 м) преимущественно терригенной последовательности темноокрашенных пород, распространенной в пределах Нижнекамского сегмента ККСП (Познер, 1955; Клещев и др., 1957, 1959; Аверьянов, 1960). Впоследствии стало считаться, что сарайлинская толща распространена в ККСП повсеместно (Грачевский, 1959). Исследователи, изучавшие сарайлинскую толщу, уверенно прослеживали ее верхнюю границу по подошве перекрывающих визейских карбонатных пород (алексинский и тульский горизонты). Нижняя граница сарайлинской толщи определялась менее уверенно из-за ее налегания на внешне сходные темноцветные отложения доманиковой фации турнейского возраста (Грачевский, 1959). Постепенно сарайлинская толща стала пониматься как толща заполнения ККСП, включающая в нижней части доманиковые фации, а в верхней – терригенные отложения. По мере того, как терригенные отложения ККСП стали уверенно стратифицироваться на косьвинский, радаевский и бобриковский горизонты, сарайлинская толща часто рассматривалась как интервал, сложенный преимущественно доманиковыми фациями (Губарева, 2003). Между тем, по традиции сарайлинская толща до сих пор понимается некоторыми исследователями как терригенный комплекс, включающий глинистые, хрупкие и сыпучие породы, осложняющие бурение скважин (Саакян, 2010; Ахмадишин и др., 2023).

В данной статье мы рассматриваем сарайлинскую толщу в узком стратиграфическом объеме, который охватывает пограничный интервал девона и карбона и представлен доманикитами и доманикоидами, включающими тонкие подчиненные прослои известняков. Накопление осадков, исходных для формирования пород сарайлинской толщи, рассматривается здесь как взаимодействие биотических и осадочных процессов, происходивших как на дне бассейна, так и во всей толще водного столба бассейна, предполагаемая глубина (толщина) которого составляла от 50 до 150 и более метров. Биотические процессы в первую очередь представляли собой источник органического (сапропелевого) вещества бактериальной, фито- и зоопланктонной природы. В случае биотурбации биотические процессы перемешивали и перераспределяли материал осадка. Седиментационные процессы рассмотрены с точки зрения влияния физико-химических параметров (гидродинамика, содержание кислорода в осадке), скоростей осадконакопления и степени уплотнения первичного осадка. Результаты статьи могут иметь значение для расчета ресурсного потенциала пограничных девонско-каменноугольных отложений, распространенных в осевых и бортовых зонах ККСП.

Материал исследований происходит из керна двух скважин, пробуренных ПАО «Татнефть» в Нижнекамском сегменте ККСП. Скважина 1 (Первомайское месторождение) вскрыла сарайлинскую толщу в осевой зоне прогиба, скважина 2 (Бондюжское месторождение) – в бортовой зоне (рис. 1).

Суммарная толщина изученных отложений сарайлинской толщи составляет 72 метра. При описании скважин установлено более 220 уровней с макро- и микрофаунистическими остатками, изучение которых дало возможность выделить интервалы, перспективные для микропалеонтологических исследований. Всего к настоящему времени обработано (растворено) 110 проб для поиска конодонтов и другой микрофауны.

Более 60 образцов керна (средней толщиной 10 см) распилены вкрест напластования и по напластованию, пришлифованы и отсканированы с высоким разрешением. Из 10 образцов микробиальных карбонатных образований и смежных пород изготовлены шлифы. Пять образцов микробиальных образований изучены с помощью сканирующей электронной микроскопии, снабженной микрозондовым спектрометром.

Методы исследования керна включали послойное (непрерывное) макроописание керна с выявлением, определением и фиксацией седиментологических, ихнологических и биофациальных признаков горных пород непосредственно в Лабораторно-исследовательском комплексе ПАО «Татнефть». Керн перед изучением тщательно отмывался от бурового раствора. Очищенные породы изучались визуально, в сухом и влажном состоянии; с использованием линз и цифровых увеличительных приборов. При изучении керна в разрезе скважины на первом этапе выделялись интервалы (толщиной от первых метров до первых сантиметров), отличающиеся друг от друга по цвету, составу, размерности зерен, характеру слоистости, наличию переслаивания разных литологических типов, размерам и составу включений. Далее каждый интервал изучался и описывался детально; при этом дополнительно фиксировались: текстура, детали слоистости, сортировка, ритмичность переслаивания разных литотипов, характер включений, минерализация, остатки ископаемых организмов, наличие биотурбации, ихнофоссилии. Керн в аншлифах изучался как в продольном, так и в поперечном сечении. Одновременно изучались поверхности напластования пород. Породы при описании послойно (непрерывно) фотографировались; пришлифовки сканировались с высоким разрешением.

Пиролитические исследования пород с целью определения содержания органического углерода (TOC), количества подвижных углеводородов (S1), остаточного генерационного потенциала (S2), степени термической зрелости пород (Tmax), проведены по методу Rock-Eval. Аналитическая система состояла из пиролитической ячейки EGA/PY-3030D (Frontier Lab, Япония), хроматографа Agilent 7890B (Agilent, США) и масс-селективного детектора Agilent 5977B (Agilent, США). Размолотая порода помещалась в тигель и подвергалась разложению в токе гелия по следующей температурной программе печи: ступенчатый нагрев от 100 до 300° со скоростью 600 °/ мин, от 300 до 650° со скоростью 30 °/мин. На первой ступени нагрева происходит десорбция свободных, легких углеводородов (пик S1), дальнейший подъем температуры приводит к термическому разложению керогена (пик S2); температура (Tmax), при которой происходит максимальная генерация углеводородов в пике S2, характеризует степень катагенетической преобразованности органического вещества.

Породы по величине содержания ТОС подразделены, согласно классификации (Юдович, Кетрис, 1988) на низкоуглеродистые (1–3%), углеродистые (3–10%) и высокоуглеродистые (>10%).

Микрофаунистический анализ. Обработка проб на конодонты и другую микрофауну проводилась в лаборатории палеонтологии и стратиграфии Казанского федерального университета (КФУ) с использованием стандартной методики растворения карбонатных пород в 10% уксусной кислоте. Образец, весом около 200 г, дробился на куски размером 3–5 см, помещался в кислотоупорную посуду и заливался 10%-й смесью уксусной и муравьиной кислот в отношении 7:1. Обработка проводилась до полного растворения карбонатов. Нерастворимый осадок промывался от глинистых частиц, высушивался, делился на ситах. Отбор конодонтов и сопутствующей микрофауны выполнялся с помощью препарировальной иглы под микроскопом. Обнаруженные микрофоссилии помещались в камеры Франке и исследовались на стереомикроскопе Discovery V20. Наиболее важные экземпляры конодонтов фотографировались с помощью сканирующей электронной микроскопии, а также на оптическом микроскопе Nikon Eclipse LV 100 NDA (Япония) в лаборатории «Геотермохронологии» ИГиНГТ КФУ.

Электронно-микроскопический анализ проведен в Междисциплинарном центре «Аналитическая микроскопия» КФУ. Образцы, зафиксированные на держателе, помещались в камеру вакуумной установки Quorum Q 150T ES (Великобритания). Нанесение проводящего слоя проводилось методом катодного распыления сплавом Au/Pd в соотношении 80/20. Толщина нанесенного слоя составляет 15 нм. Измерения проводились на автоэмиссионном сканирующем электронном микроскопе Merlin (Carl Zeiss) (Германия), оснащенном спектрометром энергетической дисперсии AZtec X-Max (Oxford Instruments, Великобритания). Съемка морфологии поверхности осуществлялась при ускоряющем напряжении первичных электронов 5 кВ и зондовом токе 300 пА для минимального воздействия на объект исследования. Элементный анализ проводился при ускоряющем напряжении 20 кэВ и рабочем отрезке 10 мм, что позволяет избежать минимальных погрешностей для микрозондового анализа. Глубина зондирования составляла порядка 1 микрона.

Биофациальный анализ. В современной научной литературе известно более 100 определений термина «фация». Вслед за В.П. Алексеевым (2014, 2019) мы принимаем, что фация – это обстановка осадконакопления (элементарная единица палеоландшафта), овеществленная в осадке или горной породе. Последние могут сохранить определенное сочетание первичных признаков – минеральных, физических (гранулометрических), биотических, ихнологических, геохимических и др., – которые используются для реконструкции условий осадконакопления.

Для доманиковых отложений, отличающихся высоким содержанием органического вещества, мы используем термин «биофация» (Wignall, 1994; Flügel, 2010 и др.). Приставка «био-» акцентирует внимание на значении биоты палеобассейна – обитавшей как в осадке, так и водном столбе в целом – от дна до поверхности. Условия водного столба (редокс-режим, прозрачность, стратификация и др.) прямо определяли степень биопродуктивности и состав поступающего в осадок органического вещества. Эти же условия контролировали разнообразие и количество поступавших в осадок скелетных остатков планктона, псевдопланктона, нектона и бентоса, а также продуктов жизнедеятельности организмов (фекальных пеллет и пелоидов), напрямую влияя на компонентный и химический состав осадка, и, соответственно, на процентное содержание органического вещества. Таким образом, термин «биофация» охватывает весь спектр факторов, контролирующих накопление, сохранение и захоронение минеральных компонентов и органического вещества в осадках.

Биофациальный анализ проводился для каждого выделенного слоя и был направлен на качественную оценку содержания кислорода и гидродинамики в первичном осадке. Анализ включал обобщение результатов седиментологического, палеонтологического и ихнотекстурного исследований.

Уровень содержания кислорода в первичном осадке оценивался по качественной шкале с помощью определения биофаций с пониженным содержанием кислорода (oxygen-restricted biofacies) (Wignall, 1994). Этот метод основан на количественной оценке содержания в породе скелетных остатков экологических групп ископаемых (планктона, псевдопланктона, нектона и бентоса), а также на анализе текстур и ихнотекстур пород (Flügel, 2010). Метод позволяет выделять до шести биофаций с разным уровнем содержания кислорода (Wignall, Hallam, 1991).

Гидродинамические условия оценивались по результатам анализа литологических, седиментологических и палеонтологических признаков, включающих типизацию горных пород, характер слоистости, сортировки (отмученности) пород, особенности захоронения скелетных остатков фауны, отсутствие, наличие и интенсивность биотурбации (Buatois, Mangano, 2011; Flügel, 2010).

Признаки биофаций, отражающие воздействие биоты и сопряженных с ней процессов на формирование осадка, – такие как содержание органического вещества, количество и разнообразие скелетных остатков ископаемых организмов, наличие и морфология микробиальных построек, степень биотурбации первичной слоистости осадка – в данной статье для краткости обозначаются как «биоседиментологические признаки».

Скорости накопления осадков определялись с помощью метода актуализма. Минимальные скорости накопления осадков, наблюдаемые в современных условиях, экстраполировались на древние обстановки. Скорость карбонатной седиментации была принята равной 0,03 мм/ год, что соответствует минимальной скорости накопления карбонатного ила, зафиксированной в современном Мексиканском заливе и Карибском море (Emiliani, 1966). При такой скорости за один миллион лет при непрерывном осадконакоплении и отсутствии эрозии накопилось бы около 30 метров осадка. Для осадков с высоким и повышенным содержанием органического вещества принята скорость накопления 0,1 мм/год (или 10 см/1000 лет), что соответствует скорости современного накопления сапропеля в Черном море (Staffers et al., 1978). В таких условиях 100 метров осадочного слоя накопится за один миллион лет без учета эффекта уплотнения осадков.

Уплотнение осадков оценивалось на основе анализа литературных данных, согласно которым коэффициент уплотнения карбонатных осадков может достигать значений 1:2 (Shinn, Robbin, 1983; Croizé et al., 2013). Точные количественные данные по уплотнению древних осадков с высоким содержанием органического вещества отсутствуют. Большинство работ указывает (без детализации) на значительный коэффициент уплотнения (не менее 1:4) (Littke, Zieger, 2020).

Современные осадки, богатые органикой, уплотняются в течение первых 100–500 лет после формирования при минимальном давлении перекрывающих отложений (3–10 метров); чем выше содержание органического вещества, тем интенсивнее идут процессы уплотнения осадка (Keogh et al., 2021). Коэффициент уплотнения современных сапропелевых осадков Черного моря составляет 1:6 (т.е. 1 метр первичных осадков уплотняется до слоя толщиной 16,7 см) (Staffers et al., 1978). Эти данные относятся к осадкам, еще не подвергшимся диагенезу, который, возможно, увеличил бы степень уплотнения пород.

Уплотнение торфа, органического осадка континентального происхождения, может изменяться от 1:3 до 1:60 (Winston, 1986). В последнем случае из 1 метра первичного торфа сформируется угольный пласт толщиной 1,67 см. В данной статье для отложений с высоким содержанием органического вещества принят коэффициент уплотнения 1:10. Таким образом, мы принимаем, что из каждого метра первичных осадков образовались отложения мощностью около 10 см.

На рубеже девонского и каменноугольного периодов территория Волго-Уральской провинции располагалась в пределах пассивной континентальной окраины Восточно-Европейской платформы, представлявшей собой широкий (более 1000 км) пологий континентальный шельф, сочленяющийся через континентальный склон с Уральским океаном (Пучков, 2010; Силантьев и др., 2022, 2023). Сложная геоморфология дна бассейна способствовала тому, что в разных его частях одновременно накапливались осадки трех основных типов: терригенные, карбонатные и осадки с высоким содержанием органического вещества (рис. 2) (Nikishin et al., 1996, Silantiev et al., 2024).

В позднем девоне некоторые островные дуги Уральского океана придвинулись к восточной окраине Лавразии (Пучков, 2010). Это привело к активизации разломов фундамента платформы и разнонаправленным вертикальным движениям его составных частей. В результате возникла сложная сеть узких впадин, разделяющая более широкие приподнятые (сводовые) участки шельфа (Войтович, 2003). Сеть узких впадин, известная сегодня как Камско-Кинельская система прогибов (ККСП), оказала большое влияние на геоморфологию дна бассейна. Впадины отделяли друг от друга мелководные участки, на которых формировались карбонатные платформы; пологие и крутые склоны впадин способствовали образованию биогермных рифоподобных карбонатных структур; в осевых и бортовых зонах впадин накапливались осадки с высоким содержанием органического вещества (Губарева, 2003).

Стратиграфическое расчленение изученных скважин

Результаты анализа распределения конодонтов в разрезах изученных скважин позволили выделить несколько интервалов, отличающихся таксономическим составом конодонтов, наличием видов, характерных для зональных подразделений турнейского и фаменского ярусов (Сунгатуллина и др., 2025) (табл. 1).

Зональное расчленение девонско-каменноугольного интервала изученных скважин основано на сравнении установленных в них конодонтовых последовательностей с девонской конодонтовой зональной шкалой Западной Европы (Ziegler, 1962; 1969; 1971; Ziegler, Sandberg, 1984; 1990) и Российской конодонтовой зональной шкалой турнейского яруса (Постановления…, 2003; Alekseev et al., 2022). Первая базируется на эволюционном развитии рода Palmatolepis (Зональная стратиграфия…, 2006; Becker et al., 2020; Afanasieva et al., 2023), вторая – на филогении рода Siphonodella (Постановления…, 2003; Alekseev et al., 2022). Ниже приведена характеристика зональных подразделений, установленных (или не установленных) в разрезах изученных скважин.

Зона expansa по стратиграфическому объему соответствует озерскому и нижней части хованского горизонтов фаменского яруса девона (Ziegler, Sandberg, 1990; Зональная стратиграфия…, 2006). Она выделена в скважине 2 (интервал 1398,18–1391,6 м) и скважине 1 (интервал 1479,91–1479,80 м) (рис. 3) по присутствию видов Branmehla disparilis (Branson et Mehl), Bispathodus stabilis (Branson et Mehl), Mehlina strigosa (Branson et Mehl), Neopolygnathus carinus (Hass), Palmatolepis gracilis expansa Sandberg et Ziegler (зональный вид), Pal. gracilis gracilis Branson et Mehl, Pal. gracilis sigmoidalis Ziegler, Polygnathus sp., Pseudopolygnathus marburgensis Bischoff et Ziegler (рис. 4). Схожие комплексы конодонтов встречены в фаменских отложениях скважины Мелекесс-1 (зона expansa – Early praesulcata) (Фортунатова и др., 2023; Afanasieva et al., 2023) и Южного Урала (зоны expansa, Early и Middle praesulcata) (Мавринская и др., 2023; Пазухин, Кулагина, 2014).

Зона Siphonodella praesulcata, охватывающая верхи хованского – зиганский горизонты, и зона Siphonodella sulcata (гумеровский – основание малевского горизонтов) (Ziegler, Sandberg, 1990; Постановления…, 2003; Зональная стратиграфия…, 2006) в изученных скважинах пока не установлены. Интервалы, расположенные в рассматриваемых разрезах между зонами expansa и duplicata (в скважине 1 (1479,80–1477,95 м) и в скважине 2 (1391,6–1387,95 м), содержат в основном многочисленные обломки рамиформных элементов, которые не позволяют обосновать возраст отложений.

Зона Siphonodella duplicata отвечает верхней части малевского горизонта, она установлена в скважине 2 (интервал глубин 1387,95–1387,76 м) по появлению видов Siphonodella duplicata Branson et Mehl, Hindeodus cf. crassidentatus (Branson et Mehl), Elictognathus lacerates (Branson et Mehl) и сопоставима с одноименными зонами скважины Мелекесс-1 (Фортунатова и др., 2023; Afanasieva et al., 2023; Sandberg et al., 1971) и Южного Урала (Пазухин, Кулагина, 2014). В скважине 1 зона duplicata не выделена.

Зона Siphonodella belkae, соответствующая по объему упинскому горизонту, в разрезах изученных скважин не определена.

Зона Siphonodella quadruplicata, характеризующая нижнюю часть черепетского горизонта, установлена в обеих скважинах. В скважине 1 типичный зональный комплекс определен в интервале глубин 1477,95–1468,30 м, где встречены Bispathodus aculeatus aculeatus (Branson et Mehl), Dinodus sp., Elictognathus lacerates (Branson et Mehl), El. sp., Neopolygnathus carinus (Hass), Neopol. sp., Polygnathus purus purus Voges, Pol. purus subplanus Voges, Pol. sp., Pseudopolygnathus triangulus (Voges), Siphonodella cooperi Hass, S. cf. cooperi Hass, S. quadruplicata (Branson et Mehl), S. cf. quadruplicata (Branson et Mehl), S. lanei Zhuravlev et Plotitsyn, S. lobata (Branson et Mehl), S. obsoleta Hass и S. sandbergi Klapper, S. sp. Менее разнообразная, но характерная для зоны quadruplicata ассоциация конодонтов выявлена в интервале глубин 1375,00–1374,80 м скважины 2: Bispathodus sp., Dinodus sp., Polygnathus purus purus Voges, Pseudopolygnathus vogesi Ziegler, Siphonodella belkai Dzik, S. cooperi Hass, S. quadruplicata (Branson et Mehl), S. sandbergi Klapper. Зона коррелируется с зоной quadruplicata Южного Урала (Мавринская и др., 2023; Пазухин и Кулагина, 2014).

В отложениях, залегающих выше зоны quadruplicata, конодонты в основном представлены обломками рамиформных элементов и ювенильными формами видов, характерных для турнейского яруса карбона: Dinodus sp., Eotaphrus sp., Hindeodus crassidentatus (Branson et Mehl), Polygnathus proprius Kononova et Pistshikova, Siphonodella cooperi Hass, S. lanei Zhuravlev et Plotitsyn.

Таким образом, в девонско-каменноугольных отложениях Сарайлинского прогиба определены следующие конодонтовые зоны: в скважине 1 – expansa и quadruplicata; в скважине 2 – expansa, duplicata и quadruplicata. Интервалы, в которых предполагается граница между девоном и карбоном, содержат только многочисленные обломки мелких рамиформных элементов; платформенные конодонты в них не найдены.

Соотношение сарайлинской толщи со свитами Унифицированной стратиграфической схемы нижнего карбона Волго-Уральского субрегиона (Фортунатова и др., 2023), а также подтвержденные зональные интервалы конодонтовой шкалы, установленные в изученных скважинах, приведены на рисунке 5.

Стратотип пилюгинской свиты (черепетский + кизеловский горизонты) имеет мощность 350 м и характеризуется клиноформным залеганием, чем отличается от геологических тел (свит) сводовых структур. В Нижнекамском прогибе свита перекрывается глинами елховского горизонта и характеризуется разнородным литологическим составом (рис. 5, 6). Нижняя часть свиты (около 15 м) сложена доманикоидными породами и может быть отнесена к сарайлинской толще; верхняя часть (около 335 м) представлена карбонатными образованиями.

Стратотип маркетовской свиты (черепетский + кизеловский горизонты) имеет мощность 170 м и слагается чередованием пачек глинисто-карбонатных и карбонатных пород. Свита неоднородна по литологическим свойствам, что хорошо отражают каротажные кривые ГК и НГК. Как и в предыдущем случае, нижнюю часть свиты (около 20 м), сложенную доманикоидными породами, можно отнести к сарайлинской толще.

Стратотип малокустовской свиты (гумеровский + малевский + упинский горизонты) имеет мощность 34 м. Свита полностью сложена доманикоидными породами и по этому признаку целиком соответствует сарайлинской толще.

Анализ соотношения сарайлинской толщи со свитами Унифицированной стратиграфической схемы нижнего карбона Волго-Уральского субрегиона (Фортунатова и др., 2023) свидетельствует о необходимости разработки четких критериев выделения данного стратона (однородный литологический состав, высокое содержание органического вещества и др.), позволяющих распознавать толщу в разрезах скважин.

Скважина 1 (Первомайское). Разрез скважины условно разделен на три интервала.

Интервал 1449–1454 м представлен переслаиванием сланцеватых (без биотурбации) керогеновых пород (т.е. пород с повышенным и высоким содержанием органического вещества в форме керогена) и слабо биотурбированных терригенно-карбонатных пород. Разнообразие фаунистических остатков в этом интервале меньше в сравнении с нижележащими породами. Фаунистические остатки представлены замковыми и беззамковыми (орбикулоидеи, лингулиды) брахиоподами, аммоноидеями, радиоляриями. Верхняя часть интервала (1449–1450 м) сложена терригенно-глинистыми образованиями с тонкими прослоями керогеновых пород. Терригенно-глинистые породы характеризуются хорошо выраженной линзовидной слоистостью и сильной хрупкостью: в сухом состоянии они быстро превращаются в труху. Фауна в терригенно-глинистых породах представлена лингулидами, орбикулоидеями, продуктидами, конодонтами и проблематиками.

Интервал 1454–1476 м, наиболее мощный, сложен темноокрашенными керогеново-кремнистыми породами с большим количеством органического вещества. Биокласты радиолярий (сферы и полусферы) и вторично окремнелого детрита составляют 10–15%; керогеново-кремнистая пелитоморфная масса – 85–90%. В отдельных маломощных прослоях количество и разнообразие фаунистических остатков увеличивается, содержание органического вещества в них ниже. Особенностью интервала является присутствие и широкое развитие микробиальных построек (биогермов) разной формы и размеров. Биогермы представлены линзовидными, неслоистыми, вытянутыми в длину и слабоизогнутыми формами («хвост дракона»), а также слоистыми, полусферическими и столбчатыми строматолитами небольшого (первые сантиметры) размера.

Интервал 1476–1485 м сложен преимущественно сланцеватыми керогеново-кремнистыми, керогеново-карбонатными, а также смешанными керогеново-глинисто-кремнисто-карбонатными породами с горизонтальной слойчатостью, обусловленной наличием многочисленных реликтов радиолярий и кальцисфер. Биотурбация в породах отсутствует. В верхней части интервала (1476–1478 м) сланцеватые керогеновые породы переслаиваются со слабо биотурбированными глинисто-карбонатными породами с остатками раковин брахиопод, сколекодонтами, фрагментами скелета морских лилий.

Скважина 2 (Бондюжское). Разрез характеризуется более частым переслаиванием разных по своему составу пород; условно выделено три интервала.

Интервал 1365–1375 м сложен терригенно-глинистыми породами с линзовидной слоистостью, аналогичными верхней части разреза скважины 1 (1449–1454 м). Фаунистическое разнообразие в этом интервале достигает максимума; здесь встречены остатки продуктид, лингулид, аммонитов, трилобитов, криноидей и конодонтов.

Интервал 1375–1391 м представлен частым переслаиванием сланцеватых керогеново-кремнистых, керогеново-карбонатных и слабо биотурбированных глинисто-карбонатных пород. Органические остатки разнообразны: на отдельных глубинах встречены продуктиды, лингулиды, конодонты, радиолярии, фрагменты криноидей и др.

Интервал 1391–1401 м характеризуется частым переслаиванием керогеново-глинисто-кремнисто-карбонатных, карбонатно-глинистых и карбонатных пород с остатками лингулид, продуктид, конодонтов, криноидей и миоспор. Большая часть интервала (1392–1401 м) сложена тонким переслаиванием (прослои по 1–10 см) водорослево-детритовых микритовых известняков с биотурбированными глинисто-карбонатными породами. В известняках преобладают микробиально-водорослевые пелоиды (до 90% и более), встречаются редкие биокласты раковин замковых брахиопод, скелетов мшанок и иглокожих.

Значения общего органического углерода (ТОС) в породах скважины 1 (осевая зона прогиба) изменяются от 0,4 до 8,7% (среднее значение 3,7%), что соответствует значениям низкоуглеродистых и углеродистых пород. Породы скважины 2 (бортовая зона прогиба) имеют измеренные значения ТОС 0,2–13,8% (среднее значение 2,8%), что соответствует значениям низкоуглеродистых, углеродистых и высокоуглеродистых пород. В целом, значения ТОС повышены в сланцеватых керогеново-кремнистых, керогеново-карбонатных, а также в смешанных керогеново-глинисто-кремнисто-карбонатных породах, что позволяет рассматривать их в качестве нефтематеринских пород. Образование этих пород в бескислородных обстановках согласуется с глобальными закономерностями сохранности органического вещества (Walters, 2006, 2017), подтвержденными как в доманиковых бассейнах Восточно-Европейской платформы (Kabanov et al., 2023а, b; Silantiev et al., 2024), так и в зарубежных аналогах – в бассейнах Западной Канады (Ferri et al., 2021; Kabanov, 2022), в складчатом поясе Варисцид Центральной Европы (Myrow et al., 2014), в бассейнах Южного Китая (Liu et al., 2012; Xu et al., 2024).

Показатель термической зрелости (Tmax), т.е. температура максимального образования углеводородов при крекинге керогена, в предварительно экстрагированных образцах из скважины 1 составляет в среднем от 426 до 428°, а в образцах из скважины 2 – в среднем от 430 до 432°. Полученные значения соответствуют значениям Tmax поздней стадии протокатагенеза (ПК3) и не достигают отметки Tmax = 435°, традиционно считающейся граничным значением раннего мезокатагенеза (МК1) – начальной градации главной зоны нефтеобразования (Peters, Cassa, 1994; Баженова и др., 2004).

Значения индекса продуктивности (PI = S1/(S1+S2)), параметра, характеризующего степень преобразования органического вещества в углеводороды, не превышают 0,1 в образцах из обеих скважин. Низкие значения PI (<0,1) указывают на низкую степень зрелости органического вещества (ОВ) и подтверждают его соответствие стадии протокатагенеза, т.е. большая часть углеводородного потенциала остается в составе керогена и не преобразована в свободные углеводороды.

Значения водородного индекса (Hydrogen Index, HI, мгУВ/гТОС) в породах скважины 1 сильно варьируют, образуя три кластера: HI = 600–823 (соответствует керогену I типа), HI = 333–382 (кероген II типа), и HI = 267 (кероген смешанного II и III типов). В образцах из скв. 2 значения HI образуют два кластера: HI = 338–498 (кероген II типа) и HI = 175–203 (кероген III типа). Считается, что кероген I типа образован из продуктов биохимического разложения фитопланктона, в том числе из водорослей и бактерий, кероген II типа образован из смеси морского фитопланктона и высших растений, а кероген III типа образован преимущественно из наземной растительности, богатой лигнином и целлюлозой (Littke, Zieger, 2020)

Значения генерационного потенциала (S1 + S2; мг HC/г породы) образцов из обеих скважин находятся в диапазоне категорий от бедного (< 2; органическое вещество практически не способно к генерации нефти и газа) до отличного (> 20; богатое органическое вещество, способное к активной генерации углеводородов). Сильный разброс значений может быть связан как с условиями захоронения, сохранности и разбавлением органического материала, так и с его исходным составом (Юдович, Кетрис, 1988).

Породы осевой и бортовой зоны прогиба отличаются по значениям ТОС, типу керогена и другим параметрам. Так, в скв. 1 (осевая зона) породы имеют большие медианные значения ТОС, S2, S1, HI, то есть более обогащены органическим веществом по сравнению с породами скв. 2, расположенной на борту прогиба. В то же время, снижение значений HI в породах скв. 2 свидетельствует о возможном большем вкладе (привносе) в осадки бортовой зоны органического вещества высшей растительности континентального типа.

Детальное изучение нефтематеринских пород сарайлинской толщи позволило установить шесть биофаций, выявить их отличительные особенности, обосновать для каждой биофации признаки (литологические, текстурные и биоседиментологические), указывающие на обстановки накопления осадка. Установленные биофации отвечают бескислородным, слабокислородным и относительно кислородным обстановкам, разграничение которых основано на оценке содержания органического вещества, количества и разнообразия скелетных остатков ископаемых организмов (планктона, псевдопланктона, нектона и бентоса), микробиальных построек, текстур и ихнотекстур пород (Tyson, Pearson, 1991; Wignall, Hallam, 1991; Wignall, 1994; Flügel, 2010) (рис. 7, табл. 2).

Ниже приведена подробная характеристика каждой из шести установленных биофаций. Прежде всего рассмотрены литотипы (горные породы), которые могут быть к ним отнесены; биологические и седиментологические признаки обстановок осадконакопления, сохранившиеся в породах. На основе анализа этих признаков дана интерпретация условий осадконакопления применительно к рассматриваемому участку Камско-Кинельской системы прогибов.

Биофация 1. Бескислородная, с преимущественным накоплением сапропелевого органического вещества. Литотипы, относимые к данной биофации, представлены преимущественно породами, содержащими большое количество органического вещества сапропелевого типа (рис. 8).

Органическое вещество темно-коричневого, бурого, почти черного цвета образует либо обособленные волнистые линзочки, либо тонкие пленки, облекающие биокласты и минеральные зерна породы. Биокласты представлены главным образом кремнистыми раковинами радиолярий и их детритом. Встречаются зерна детрита, претерпевшие, возможно, вторичное окремнение. Биокласты карбонатного состава (кальцисферы, тентакулиты) имеют резко подчиненное значение. В целом, содержание биокластов в породе составляет не более 10–15%. Матрикс (85–90%) представлен керогеново-кремнистой (халцедоновой) пелитоморфной массой. Породы характеризуются сланцеватостью, горизонтальной слойчатостью, отсутствием биотурбации.

Указанные признаки свидетельствуют о том, что весь столб воды бассейна, имеющий по оценкам большинства исследователей толщину около 100 м, в том числе и самая верхняя фотическая зона (миксолимнион), характеризовался бескислородными сероводородными условиями, пригодными только для существования фотосинтезирующих анаэробных бактерий Chlorobiaceae. Бактерии Chlorobiaceae, как известно, являются одним из основных поставщиков органического вещества сапропелевого типа в осадки нефтематеринских пород при бескислородных условиях фотической зоны (Kabanov et al., 2023a, b). При кратковременном повышении содержания кислорода в фотической зоне, она становилась доступной для существования фито- и зоопланктона; о чем свидетельствуют остатки радиолярий, кальцисфер, тентакулитов.

Характерной особенностью биофации 1 является присутствие и широкое развитие микробиальных биогермов – продуктов карбонатного осадконакопления бактериальных построек разной формы и размеров. Микробиальные биогермы представлены линзовидными неслоистыми формами, а также слоистыми, полусферическими и столбчатыми строматолитами небольшого размера (первые сантиметры) (рис. 9). Вероятно, это первые достоверно зафиксированные находки столбчатых строматолитов непосредственно в нефтематеринских керогеновых породах (black shales). Строматолиты перекристаллизованы, однако, сохранили первичную слоистую текстуру, обусловленную чередованием прослоев с зернами микритовой и спаритовой размерностей.

Микробиальная природа известняков подтверждается находками бактерий и их колоний под электронным микроскопом (рис. 10) и является свидетельством формирования таких известняков в условиях пониженного содержания кислорода.

Способность фотосинтезирующих цианобактериальных и нефотосинтезирующих серобактериальных матов оказывать влияние на осадконакопление в условиях пониженного содержания кислорода широко известна (Wignall, 1994). Цианобактериальные маты способны существовать в недонасыщенных кислородом и богатых сероводородом условиях (Kazmierczak et al., 2012), а при использовании аноксигенного фотосинтеза могут формировать строматолиты даже в условиях полного отсутствия кислорода (Bosak et al., 2007). Такие условия среды являются неблагоприятными для большинства бентосных организмов.

Практически все высшие беспозвоночные не могут переносить длительные периоды аноксии. Широкое распространение многоклеточных, использующих осадок и микробиальные маты в качестве пищи (биотурбация, эрозия), стало решающим фактором в резком сокращении микробиальных построек в геологической летописи фанерозоя по сравнению с докембрием. Бескислородные обстановки подавляют активность многоклеточных и, как следствие, позволяют микробиальным сообществам жить и сохраняться без помех (Mata, Bottjer, 2012). Например, в баженовской свите накопление отложений которой преимущественно проходило в относительно глубоководных обстановках с сероводородным заражением, также встречаются микробиальные образования (Бумагина и др., 2024; Юрченко, 2017).

Нахождение столбчатых строматолитов в глубоководных аноксических обстановках биофации 1 требует небольшого пояснения. Считается, что основной причиной образования слоистой текстуры строматолитов является фотосинтез, для которого требуется фотическая зона и, следовательно, относительное мелководье. Между тем, некоторые современные микробиальные маты образованы микробными сообществами, не использующими фотосинтез в своей жизнедеятельности. В этих случаях, слоистая текстура и направление роста микробиальных матов определяются преимущественно скоростью осаждения поступающего извне матрикса (Lee et al., 2000).

Стоит также отметить, что на глубинах около 100 метров возможность фотосинтеза существует, поскольку зависимые от света экосистемы известны на глубинах до 150 метров (Loya et al., 2019). Столбчатые строматолиты при этом считаются наиболее типичными именно для относительно глубоководных обстановок (Zhang et al., 2021).

Микробиальные постройки и входящие в их состав бактерии, показанные на снимках сканирующего электронного микроскопа (рис. 10), представляют собой минерализованные образования с признаками перекристаллизации. Поэтому их современный вид не полностью отражает исходную форму клеток. Различия в очертаниях связаны с тем, что каждая бактерия минерализовалась отдельно, а интенсивность процесса зависела от количества поступающего минерального вещества. Позднейшая перекристаллизация могла ещё сильнее подчеркнуть эти различия. У некоторых шаровидных образований на рис. 10 заметны грани. Это не противоречит их бактериальной природе: в карбонатных осадках фоссилизация клеточной оболочки происходит очень быстро из-за высокой скорости кристаллизации кальцита и арагонита, что искажает первоначальную форму клеток и приводит к образованию более крупных кристаллов (Ископаемые бактерии…, 2011).

Подчеркнем, что бактерии на рис. 10 не относятся к фотосинтезирующим Chlorobiaceae, которые выше рассматривались как возможные основные производители органического вещества нефтематеринских пород. Изображенные обызвествленные коккоидные формы, вероятно, способствовали образованию известняков за счет биологически индуцированной минерализации.

Биофация 2. Бескислородная, с накоплением сапропелевого органического вещества, радиоляриевого и кальцисферового ила. Литотипы, относимые к этой биофации, представлены широким спектром пород, среди которых керогеново-кремнистые, керогеново-карбонатные, а также смешанные керогеново-глинисто-кремнисто-карбонатные породы с различным сочетанием входящих в их состав компонентов (рис. 11). Органическое вещество имеет сходство с органическим веществом биофации 1, образуя либо обособленные волнистые линзочки, либо тонкие пленки, облекающие биокласты и минеральные зерна.

Отличия пород, отнесенных к биофации 2 заключаются в том, что, во-первых, содержащиеся в них биокласты включают как кремнистые (радиолярии), так и карбонатные (кальцисферы) разновидности, а во-вторых, содержание биокластов увеличивается до 40–60% (рис. 12А). Высокое содержание биокластов приводит к появлению в породах отдельных прослоев радиоляритов и прослоев, обогащенных карбонатными кальцисферами (рис. 12). Эти прослои окрашены в более светлые оттенки, вследствие чего текстура породы приобретает «слоистый» облик. Матрикс, составляющий в породе 60–40%, представлен керогеново-кремнисто-карбонатной изотропной микрозернистой массой.

Большое содержание радиолярий и кальцисфер – одноклеточных планктонных организмов – свидетельствует о том, что столб воды бассейна осадконакопления имел в своей верхней части небольшую по толщине оболочку (миксолимнион), в которой содержание кислорода было пригодно для существования планктона. Одновременно, нижняя, большая по толщине, часть столба воды (монимолимнион), характеризовалась бескислородными сероводородными условиями, пригодными для существования фотосинтезирующих анаэробных бактерий Chlorobiaceae, поставлявших на дно органическое вещество сапропелевого типа.

Светлые желтовато-серые линзы, резко выделяющиеся на темном фоне породы (рис. 12А), представляют особый интерес. В поперечном сечении они действительно выглядят как линзообразные тела, но на поверхности напластования представляют собой протяженные ленты («хвосты дракона»), заполненные радиоляриями и фосфатизированными пелоидами, скрепленными раскристаллизованным кремнеземом. Содержание органического вещества в линзах резко снижено по сравнению с окружающей породой. Такой состав и морфология позволяют предположить, что эти образования могут представлять собой заполненные ходы донной бесскелетной макрофауны. Уплотнение первичного осадка может являться причиной приплюснутой линзовидной формы ходов в их поперечном сечении.

Наличие ходов донной макрофауны может указывать на периодическое кратковременное повышение содержания кислорода в придонных обстановках биофации 2. Океанографические исследования современного тихоокеанского побережья подтверждают эту возможность. В глубоководных районах континентальной окраины Северной (Thompson et al., 1985; Rhoads et al., 1991) и Южной Америки (Emeis et al., 1991) ниже бескислородного слоя водного столба обнаружен придонный горизонт с содержанием кислорода более 0,3 мл/л, который позволяет обитать бентосным организмам и биотурбировать осадок. Мы рассматриваем данную интерпретацию как рабочую гипотезу. Ее проверка требует отдельного ихнологического анализа ходов, в том числе с применением микротомографии.

Биофация 3. Слабокислородная с единичными признаками биотурбации. К этой биофации отнесены тонкие прослои (обычно 10 мм или первые сантиметры) глинисто-карбонатных пород, содержащих горизонтальные и вертикальные следы передвижения (ходы-норы) организмов-илоедов, нарушающие горизонтальную слойчастость первичного осадка (признаки биотурбации) (рис. 13, 14А). Следы сложены разноразмерными, несортированными и неокатанными минеральными зернами и биокластами. Последние представлены пелоидами, конодонтовыми элементами и костями рыб, т.е. как переваренными, так и непереваренными продуктами жизнедеятельности организмов-илоедов (рис. 14Б, В). В самих биотурбированных породах содержание органического вещества невелико, но в смежных прослоях содержание органического вещества может быть высоким.

Вышеуказанные признаки говорят о вероятном кратковременном повышении содержания кислорода в придонном слое воды и в осадке; благоприятном для обитания организмов-илоедов (червей и т.п.).

Биофация 4: Слабокислородная с бентосной фауной. Данная биофация включает тонкие прослои (обычно 10 мм или первые сантиметры) глинисто-карбонатных пород с ископаемыми остатками бентосных организмов: червей (сколекодонты), остракод, двустворчатых моллюсков, замковых брахиопод, иглокожих (фрагменты стеблей морских лилий). Биотурбация может отсутствовать (рис. 15А) или быть более или менее отчетливой (рис. 15Б, В). В самих породах или смежных прослоях может наблюдаться повышенное содержание органического вещества.

Наличие в породах остатков бентосных организмов свидетельствует о том, что на некоторых участках дна бассейна придонный слой воды и осадок характеризовались повышенным содержанием кислорода, которого было достаточно для существования довольно разнообразной, но мелкорослой, и в целом обедненной бентосной фауны. Можно предположить, что повышенное содержание кислорода наблюдалось на возвышенных участках дна бассейна, достигавших фотической зоны. После отмирания организмов, продукты разрушения их раковин и скелетов, совместно с карбонатным детритом, переносились придонными течениями в пониженные участки рельефа морского дна, где преимущественно накапливалось сапропелевое органическое вещество. Таким образом, в моменты повышения содержания кислорода в бассейне сапропелевый осадок начинал разбавляться биокластами бентосных организмов и карбонатным детритом, поступавшим с возвышенных «кислородных» участков дна бассейна.

Биофация 5. Кислородная с карбонатным водорослевым осадконакоплением. К данной биофации отнесены известняки микритовые пелоидные водорослево-детритовые. В породах преобладают микробиально-водорослевые пелоиды (до 90% и более); содержание биокластов раковин замковых брахиопод, скелетов мшанок и иглокожих составляет менее 10% (рис. 16).

Присутствие водорослей и остатков бентосной фауны указывает на высокое содержание кислорода в придонном слое воды и в осадке. Разный размер пелоидов и биокластов позволяет сделать вывод о слабой активности придонных течений, сила которых недостаточна для сортировки разноразмерных компонентов осадка.

Биофация 6. Кислородная с карбонатным гетерозойно-водорослевым осадконакоплением и максимальной биотурбацией. К этой биофации отнесены единичные тонкие прослои органогенно-обломочных биокластово-водорослевых известняков, встречающиеся в скважине 2 (Бондюжское) в верхней части фаменского яруса. Микробиально-водорослевые пелоиды образуют более 60% породы; биокласты брахиопод, мшанок, иглокожих составляют менее 40%; биотурбация максимальная (рис. 17).

Компонентный состав известняков и полная биотурбация первичного осадка свидетельствуют о максимальном содержании кислорода в придонном слое воды и в осадке. Большое количество несортированных разноразмерных пелоидов и биокластов является индикатором придонных течений.

Распределение биофаций в разрезах скважин 1 (Первомайское) и 2 (Бондюжское) представлено в виде литологических колонок и схем, включающих данные о текстурных признаках пород, уровнях с палеонтологическими остатками и таксономических группах организмов, обнаруженных на этих уровнях (рис. 18, 19).

Литологические колонки разделены на две части, левая из которых показывает породы с высоким содержанием органического вещества – доманикиты, доманикоиды и генетически связанные с ними микробиальные известняки, т.е. породы «черносланцевой» (black shales) нефтематеринской системы осадконакопления, отличающейся пониженным содержанием кислорода. Правая часть литологической колонки демонстрирует отложения, формировавшиеся преимущественно в кислородных условиях, при существенном привносе алевритового и глинистого материала из области сноса.

Доманикоиды и доманикиты в литологических колонках условно подразделены по своему внешнему облику на глинистые и алевритовые разности. В глинистых породах преобладают минеральные включения пелитовой размерности, в алевритовых – включения, биокласты и детрит алевритовой размерности. Отмечены также переходные глинисто-алевритовые разности.

Скважина 1, пройденная в осевой зоне прогиба, имеет наибольшее количество прослоев с включениями пелитовой и глинисто-алевритовой размерности, в то время как в скважине 2, пройденной на борту прогиба, включения в доманикитах и доманикоидах имеют алевритовую размерность.

Разрез обеих скважин завершается карбонатно-терригенными отложениями, формировавшимися в кислородных условиях. Это мягкие глинистые аргиллитоподобные и более плотные глинисто-алевритовые породы с хорошо выраженной линзовидной сланцеватостью, подчеркнутой прерывистыми микрослойками и линзочками. Породы пиритизированы и легко распадаются на отдельные линзы, а сами линзы при добавлении воды легко разрушаются с образованием черной суспензии.

Анализ распределения биофаций по разрезам изученных скважин (рис. 18 и 19) показывает, что в сарайлинской толще наблюдается частое (в среднем слойки по 10 мм) чередование биофаций с разным уровнем содержания кислорода, и соответственно с разным количеством органического вещества (ТОС). Наиболее четко это чередование выражено по всему разрезу скважины 2, характеризующей склоновую зону прогиба. В разрезе скважины 1, характеризующей осевую зону прогиба, частое чередование биофаций отмечено в фаменском интервале (заволжские слои), в нижних слоях турнейского яруса и в верхней части вскрытого разреза, в интервале смены доманикоидного (с пониженным содержанием кислорода) осадконакопления на терригенное «кислородное» осадконакопление.

Частое чередование биофаций позволяет сделать вывод о том, что уровень содержания органического вещества (ТОС) по разрезу сарайлинской толщи является очень неравномерным и контролируется многими факторами – уровнем кислорода в толще древнего бассейна; перемешиванием водного столба (перемешиванием бескислородных и кислородных вод); слабыми придонными течениями, перераспределявшими органические и минеральные компоненты осадка.

Биофациальный анализ верхней части разреза обеих скважин фиксирует повышение содержания кислорода в осадке. Это повышение обосновывается увеличением количества прослоев с остатками бентосных организмов, разнообразие которых повышается (пример – рис. 19, интервал 1365–1375 м). Кроме этого, в породах верхней части разреза наблюдается повышенное содержание органического вещества растительного происхождения (споры и проблематика) и глинисто-алевритового материала, что может быть связано с поступлением материала из области сноса (рис. 20).

Колебания кислородного режима, наблюдаемые в разрезах ККСП, сопоставимы с аналогичной изменчивостью в девонско-каменноугольных разрезах Западной Канады, (Ferri et al., 2021; Kabanov, 2022), Центральной Европы (Trapp et al., 2004; Myrow et al., 2014), Южного Китая (Liu et al., 2012; Xu et al., 2024). Сходная изменчивость зафиксирована в разрезе 150-тиметровой осадочной толщи с повышенным содержанием органического вещества континентального склона Перуанского побережья (Emeis et al., 1991), возраст которой оценивается в 2 млн лет (Kallmeyer et al., 2025).

Анализ скоростей накопления осадков позволяет выделить и обособить доманиковый интервал рассматриваемого разреза, относимый к сарайлинской толще. Доманикитовые и доманикоидные осадки накапливались с наименьшей скоростью по сравнению с породами других типов – карбонатными и терригенными (рис. 21). Скорость накопления (усредненная) доманикоидных пород, без учета коэффициента уплотнения осадков, составляет примерно 10 метров уплотненных пород за 1 млн лет (или 1 см/1000 лет; или 1 мм/100 лет). Полученные значения сопоставимы с оценками для конденсированных черносланцевых толщ события Hangenberg в Германии (Trapp et al., 2004), Польше (De Vleeschouwer et al., 2013), Южном Китае (Xu et al., 2024) и Западной Канаде (Ferri et al., 2021). Такая низкая скорость накопления доманиковых пород объясняет небольшие значения (первые сантиметры) толщин различных биофаций в разрезах скважин (рис. 18, 19).

Отметим, что при значении коэффициента уплотнения доманиковых пород равным 1:10, оценочная скорость накопления осадков, еще не подвергшихся литогенезу и уплотнению, будет иметь значения в 10 раз больше: 100 метров неуплотненного осадка за 1 млн лет (или 10 см/1000 лет; или 10 мм/100 лет). Эти значения близки к скоростям накопления современных глубоководных осадков с повышенным содержанием органического вещества (Kallmeyer et al., 2025).

Смена накопления осадков с повышенным содержанием органического вещества на накопление терригенных или карбонатных осадков приводит к резкому увеличению скорости осадконакопления – в 5 раз для терригенных осадков и в 10 раз для карбонатных осадков (рис. 21).

Исходя из полученных данных, можно высказать предположение о нецелесообразности объединения в одном стратиграфическом подразделении (свите, толще) осадков разных седиментационных систем, доманиковой (нефтематеринские породы), карбонатной и терригенной (потенциальные коллектора). Такое объединение приводит к тому, что на практике для разграничения интервалов с разными свойствами приходится использовать уточняющие детали (верхняя часть, нижняя часть и т.п.), что приводит к усложнению понимания стратиграфических терминов.

Интервал, относимый к «сарайлинской толще», целесообразно ограничить породами с высоким содержанием органического вещества (доманикитами и доманикоидами); интервалы с карбонатными (в том числе клиноформными) и/или терригенными породами целесообразно отделить от сарайлинской толщи и выделить под другими наименованиями, как это предложено в Актуализированной стратиграфической схеме нижнего карбона Волго-Уральского субрегиона (Фортунатова и др., 2023).

Обобщение полученных результатов по биоседиментологическому и биофациальному изучению керна и литературных данных по условиям накопления осадков с высоким содержанием органического вещества (Southam et al., 1982; Allison et al., 1995; Wignall, Hallam, 1991; Wignall, 1994; Emeis et al., 2000a, 2000b; Rohling, 1994; Warning, Brumsack, 2000; Flügel, 2010; Kabanov, Jiang, 2020; Kabanov et al., 2023a, b и др.) позволило предложить схемы осадконакопления отложений сарайлинской толщи для разных условий состояния бассейна.

Бескислородные сероводородные условия. В периоды, когда весь столб воды (толщиной около 100 м), характеризовался бескислородными сероводородными условиями, бассейн был пригоден только для существования фотосинтезирующих анаэробных бактерий Chlorobiaceae, которые являются основным поставщиком органического вещества сапропелевого типа в осадки нефтематеринских пород (рис. 22). В эти периоды на всем пространстве дна бассейна происходило накопление сапропелевого органического вещества (биофация 1).

Зоны полной эвксинии в ККСП аналогичны обстановкам, установленным в фаменско-турнейских черных сланцах Западной Канады (Ferri et al., 2021; Kabanov, 2022), Центральной Европы (Trapp et al., 2004; Myrow et al., 2014), Южного Китая (Liu et al., 2012; Xu et al., 2024).

Стратифицированный столб воды бассейна. В периоды, когда столб воды бассейна был стратифицирован, т.е. подразделен на две оболочки: верхнюю (миксолимнион), обогащенную кислородом, и нижнюю (монимолимнион), бескислородную, формировались осадки, различающиеся по своему составу (биофации 2, 3 и 4) (рис. 23). Верхняя оболочка водного столба характеризовалась высоким содержанием кислорода и была пригодной для существования планктонных (радиолярии, кальцисферы) и нектонных (конодонты, аммоноидеи, рыбы) организмов. Остатки этих организмов, по мере их отмирания, поставлялись на дно бассейна, где формировали, в частности, радиоляриевые и кальцисферовые слои (биофация 2).

В то же самое время, нижняя оболочка водного столба характеризовалась бескислородными сероводородными условиями, в которых обитали фотосинтезирующие анаэробные бактерии Chlorobiaceae, поставлявшие на дно органическое вещество сапропелевого типа (биофация 1).

В моменты перемешивания кислородного и бескислородного слоев воды (в результате штормового воздействия, течений и др.), когда вода, обогащенная кислородом достигала возвышенных участков дна бассейна, эти участки могли заселяться обедненным сообществом бентосных организмов (известковые водоросли, замковые брахиоподы, морские лилии). На таких участках формировались смешанные глинисто-карбонатные осадки с повышенным содержанием органического вещества и с признаками биотурбации (биофации 3 и 4). Продукты разрушения карбонатных скелетных тканей бентосных организмов могли переноситься придонными течениями на склоны поднятий и в понижения рельефа дна бассейна, где они смешивались с органическим веществом (биофация 2).

Сценарий с кислородной поверхностной зоной и бескислородным придонным слоем подтверждается не только данными по Восточно-Европейской платформе (Kabanov, Jiang, 2020; Kabanov et al., 2023a, b; Silantiev et al., 2024), но и аналогами в фаменско-турнейских черных сланцах Западной Канады (Ferri et al., 2021; Kabanov, 2022), Центральной Европы (Trapp et al., 2004; Myrow et al., 2014), Южного Китая (Liu et al., 2012; Xu et al., 2024), а также в современных обстановках (Emeis, et al., 1991; 2000a, 2000b; Rhoads et al., 1991; Rohling, 1994; Warning, Brumsack, 2000 и др.).

Кислородные условия. В кратковременные периоды, когда водная масса бассейна полностью насыщалась кислородом и очищалась от бескислородного слоя, заселенного анаэробными бактериями семейства Chlorobiaceae, эвфотическая зона достигала дна. Это позволяло бентосным организмам заселять всю поверхность дна, тогда как водная толща служила средой обитания для планктонных и нектонных форм (рис. 24).

Повсеместное расселение бентосных организмов приводило к накоплению органогенно-обломочных биокластово-водорослевых осадков (биофации 5 и 6). Разный размер пелоидов и биокластов в породах позволяет сделать вывод о слабой активности придонных течений, сила которых была недостаточной для сортировки разноразмерных компонентов осадка.

Периоды полной аэрации фиксируются и в других бассейнах с доманикоидными и эквивалентными отложениями (например, Ferri et al., 2021; Kabanov et al., 2023b и др.), где они сопровождаются массовым заселением дна бентосом и повышением разнообразия фауны.

В целом, предложенные схемы объясняют частое чередование биофаций в разрезе, увязывая его с изменением обстановок в водной толще бассейна и на поверхности его дна. Подчеркнем, что во всех изученных породах наблюдаются признаки постседиментационных преобразований, включая уплотнение осадка, вторичное окремнение и локальную перекристаллизацию карбонатного компонента. Эти процессы могли изменять структуру и текстуру пород, влияя на последующее перераспределение углеводородов в трещинно-поровом пространстве. Детальная реконструкция диагенетической и катагенетической истории требует отдельного комплекса данных и не входила в задачи данной работы. Выделенные биофации отражают первичные условия осадконакопления и сохранности органического вещества в изученном бассейне.

1. В пограничных девонско-каменноугольных отложениях скв. 1 (Первомайское) и скв. 2 (Бондюжское) Сарайлинского прогиба ККСП определены конодонтовые зоны стандартной конодонтовой шкалы: в верхней части фамена – зона expansa, в нижней части турне – зоны duplicata и quadruplicata.

2. Между выделенными зональными подразделениями девона и карбона в обеих скважинах имеется интервал, который предположительно отвечает конодонтовым зонам praesulcata (верхний фамен) и sulcata (основание турне), т.е. пограничным зонам девонской и каменноугольной систем. В скважине 1 этот интервал зафиксирован на гл. 1479,80–1477,95 м и имеет мощность 1,85 м. В скважине 2 этот интервал, мощностью 3 м, определен на гл. 1391,60–1387,95 м.

3. Отложения фаменского и нижней части турнейского ярусов Сарайлинской впадины ККСП формировались в глубоководной морской обстановке. В черепетское время произошло постепенное обмеление морского бассейна, сопровождавшееся увеличением привноса терригенного материала. Постепенность этих процессов подтверждается переслаиванием доманиковых и терригенных пород в верхней части разреза обеих скважин.

4. Установлены шесть биофаций, которые отвечают кислородным, слабокислородным и бескислородным обстановкам. Каждая биофация отличается количеством и разнообразием экологических групп ископаемых организмов (планктона, псевдопланктона, нектона и бентоса), интенсивностью развития микробиальных построек, а также текстурой и ихнотекстурой пород.

5. В разрезе сарайлинской толщи наблюдается тонкое (от первых метров до первых сантиметров) чередование горных пород, отвечающих биофациям с разным уровнем кислорода, и соответственно с разным процентным содержанием органического вещества. На склоновых участках (скв. 2) это чередование выражено наиболее четко. Таким образом, содержание органического вещества по разрезу сарайлинской толщи является неравномерным и контролируется многими факторами – уровнем кислорода в толще древнего бассейна; перемешиванием водного столба (бескислородных и кислородных вод); придонными течениями, перераспределявшими органические и минеральные компоненты осадка.

6. Скорость накопления (усредненная) доманикоидных отложений, с учетом уплотнения осадков, составляет 10 метров за 1 млн лет (или 1 см / 1000 лет; или 1 мм / 100 лет). Такая низкая скорость накопления осадков объясняет небольшие значения (первые сантиметры) толщин различных биофаций в разрезе скважин.

7. Смена осадконакопления осадков с повышенным содержанием органического вещества на накопление терригенных или карбонатных осадков приводила к резкому увеличению скорости осадконакопления – в 5 раз для терригенных осадков и в 10 раз для карбонатных осадков.

Мы благодарим компанию ПАО «Татнефть» за предоставленные данные и разрешение на их использование в данной публикации. Биофациальные исследования Д.Н. Мифтахутдиновой выполнены частично за счет средств субсидии, выделенной Казанскому федеральному университету для выполнения государственного задания проект № FZSM-2023-0023 в сфере научной деятельности.

Авторы выражают благодарность рецензентам и редактору за комментарии и замечания, позволившие значительно улучшить качество статьи.