Российская академия наук
Уральское отделение Институт геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого
М.Т.Крупенин
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СИДЕРИТОНОСНОЙ БАКАЛЬСКОЙ СВИТЫ НИЖНЕГО РИФЕЯ (ЮЖНЫЙ УРАЛ)
Екатеринбург
1999
Российская академия наук
Уральское отделение Институт геологии и геохимии им. акад. А.Н.Заварицкого
М.Т.Крупенин
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СИДЕРИТОНОСНОЙ БАКАЛЬСКОЙ СВИТЫ НИЖНЕГО РИФЕЯ (ЮЖНЫЙ УРАЛ)
Екатеринбург
1999
УДК 552.143+553.315:551.72(470.5)
Крупенин М.Т. УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СИДЕРИТОНОСНОЙ БАКАЛЬСКОЙ СВИТЫ НИЖНЕГО РИФЕЯ (ЮЖНЫЙ УРАЛ): Екатеринбург: УрО РАН, 1999. ISBN 5-7691-09-26-2
Рассмотрены условия седиментации бакальского времени нижнего рифея в районе крупнейших в мире Бакальских сидеритовых месторождений на основе методики детального литолого-фациального анализа. Накопление терригенно-карбонатной толщи бакальской свиты проходило в прибрежно-и удаленно морских, реже лагунных мелководных условиях. В составе отложений выделено четыре фациальных комплекса, 14 фаций и 32 генетических типа осадков. Фациальная природа рудовмещающих карбонатных горизонтов бакальской свиты определялась активным динамическим режимом кислородсодержащей водной среды, что исключало осадочное сидеритообразование. Проиллюстрирован эпигенетический характер сидеритового оруденения относительно осадочных карбонатных фаций и седиментационной цикличности. Ритмичность отложений обусловлена периодичностью тектонических движений, определивших положение источников сноса терригенного материала. Дан анализ моделей сидсритообразования, обоснован механизм элизионно-катагенетического метасоматического рудогенеза, приуроченного к раннсвендскому этапу тектоно-термальной перестройки в структуре Башкирского мегантиклинория.
Ил. 60. Табл. 16. Библиогр. 258 назв.
Ответственный редактор:
доктор геолого-минералогических наук Л.В. Анфимов
Рецензент:
доктор геолого-минералогических наук Г.А. Мизенс
ISBN 5-7691-09-26-2
к 1Л99) К8П6(03)БО "8
© УрО РАН, 1999г.
ВВЕДЕНИЕ
Изучение условий образования сидеритоносной бакаль-г к<»li свиты представляет значительный интерес как со стороны практической, поскольку к ее отложениям приурочены крупнейшие в мире стратиформные сидеритовые Бакальские мес торождения с запасами железной руды порядка 1 млрд т, । пк и для детализации процессов накопления карбонатно-тер-I ни спной толщи осадков мощностью около 1,5 км, завершающей седиментационный бурзянский цикл в стратотипической 'inn рифейского периода местности. Благодаря длительным । ео ногоразведочным и горнодобычным работам на Бакальс-к их месторождениях достигнута высокая степень обнаженно-< । и различных уровней бакальской, а также ниже- и вышележащих свит. В настоящее время в результате более чем 200-нг । пего изучения здесь весьма детально разработаны вопро-। ы г гратиграфии вмещающих отложений, размещения месторождений, строения рудных тел, основные вопросы тектони-|<п. магматизма и метаморфизма всего рудного района. Было • •публиковано несколько монографий, в том числе “Бакальс-к иг железорудные месторождения и их генезис” А.Л. Яниц-lutro и О.П. Сергеева [1962], “Минералогия карбонатных руд и имсщающих их карбонатных пород Бакальского железоруд-। и и о месторождения на Южном Урале” В. А. Тимескова [1963], "Метаморфизм в связи с диабазами в районе Бакальского руд-iioi о ноля” А.С. Варлакова [1967] и огромное количество ста-icii. 11есмотря на это, проблема генезиса как вмещающих пород, гак и сидеритового оруденения однозначно не решена. < 'у щсствует две основные точки зрения на происхождение сидеритовых руд: осадочная и гидротермально-метасоматическая, у каждой есть сторонники и соответствующая система доказательств. Между тем долгое время на доступных для изу
3
чения разрезах бакальской свиты в районе сидеритовых месторождений не было проведено изучения условий накопления рудовмещающего комплекса пород. Решению этой задачи - проведению детального комплексного литолого-фациального анализа отложений бакальской свиты с реконструкцией условий седиментогенеза и выяснению возможности осадочного рудообразования - и посвящена данная работа. Кроме того, рассматриваются важные для установления генезиса вопросы взаимоотношения сидеритового оруденения с осадочными карбонатными фациями бакальского седиментационного бассейна, а также различными геологическими образованиями, определяющими положение оруденения в геологической истории развития региона.
Сделана попытка обобщения широкого спектра данных по генезису сидеритового оруденения и обоснования современной модели элизионно-катагенетического рудообразования. Для рифейских отложений литолого-фациальный анализ с такой степенью детальности проводится впервые благодаря уникальной обнаженности, общегеологической изученности объекта и возможности применения для карбонатно-терригенного комплекса пород бакальской свиты методики детального литолого-фациального анализа. Изучение физико-химических и палеогеографических параметров среды седиментации, а также эволюции осадконакопления и цикличности, проведенное в сравнении с процессами осадконакопления конца бурзяния на всей территории Волго-Уральской области, позволяет лучше представить закономерности седиментации этого времени и может быть использовано для изучения других разрезов, синхроничных нижнерифейскому стратотипу.
В работе приведены данные геологических наблюдений в эксплуатационных карьерах, шахте и приводится докумен-
4 .
11 щи я разведочных скважин первой половины 1980-х годов -времени максимальной разработки Бакальских месторождений. В настоящее время возможности геологического изучения в Бакальском рудном поле значительно уменьшились ввиду । < II < >. что часть горных выработок погашена и горнодобывающие работы ведутся в сокращенных объемах. Поэтому прове-нгнные наблюдения зачастую уникальны и могут быть повторены не скоро.
Автор выражает искреннюю признательность Л.В/Ан-фимону за помощь в проведении литолого-фациальных иссле-'111111ШНЙ, Г.А. Мизенсу за ряд ценных замечаний методичес-i’«»i •» характера и А.В. Маслову за плодотворное обсуждение про* 1ПСМ верхнедокембрийского осадконакопления. Техничес-। нм помощь при оформлении работы к печати была оказана • * и рудниками Института геологии и геохимии УрО РАН Г. А.
1|нп.цевым, С.В. Колотовым, Н.В. Гладышевой и Л.А. Дерга-•|ец<>й. Всем перечисленным коллегам я также благодарен.
Ныполнение исследований по палегеографии бакальско-. и седиментационного бассейна проведено при частичной фннасовой поддержке РФФИ (грант 97-05-65107).
5
Глава 1.
КРАТКИЙ ОЧЕРК ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
Бакальская свита нижнего рифея распространена в северной части Башкирского мёгантиклинория - структуре второго порядка, входящей в Центрально-Уральское поднятие. Основные разрезы свиты находятся в Бакало-Сагкинском горнорудном районе (рис. 1).
. В Башкирском мегантиклинории на западном склоне Южного Урала распространены отложения верхнего докембрия - здесь находятся стратотипические разрезы рифея [Стратотип рифея..., 1983], а также верхнего венда (рис. 2). С запада структура граничит с Западно-Уральской зоной складчатости и Предуральским краевым прогибом, на северо-востоке -с Уфалейским и Уралтауским антиклинориями и с Зилаирс-ким синклинорием на юго-востоке. Мегантиклинорий состоит из ряда антиклинориев и синклинориев (рис. 3); бакальская свита расположена в южной части Тараташского антиклинория, сочленяющегося к юго-западу с Инзерским синклинорием, к югу - с Ямантауским антиклинорием, с востока - с Таганайско-Иремельским антиклинорием. По интенсивности метаморфических преобразований пород, строению разрезов и характеру магматизма Башкирский мегантиклинорий разделяется на западную и восточную зоны. Граница между ними устанавливается по региональному Зюраткульско-Караташс-кому разлому, отделяющему в северной части мегантиклино-рия Тараташский и Таганайско-Иремельский антиклинории, а в средней и южной частях - Ямантауский антиклинорий от Маярдакского антиклинория и Верхнебельского синклинория. Современное тектоническое строение Башкирского мегантик-линория довольно сложное и обусловлено длительной историей формирования. В рифее на платформенном предрифто-
6
Г । к I. ()бзорная карта Бакало-Саткинского горнорудного района
। t iiiioM этапе накопились осадочные образования общей мощное ri.io до 15-17 км. В венде произошла значительная тектоническая перестройка, связанная с подъемом территорий, ло-| ц ui.iii.im континентальным рифтогенезом, проявлением складни । не ги в центральной и восточной частях мегантиклинория 111 уч коп, 1997; Маслов, Крупенин, 1998]. В среднем ордовике
7
Рис. 2. Схематическая геологическая карта Башкирского меган-тиклинория, по материалам В.И.Козлова, И.Д. Соболева [Маслов, Крупенин, 1991].
1-6 - отложения: 1 - тараташского метаморфического комплекса (археи -нижний протерозой); 2 - бурзяния; 3 - юрматиния; 4 - каратавия; 5 - венда; 6 - палеозоя
8
m к точнее Башкирского мегантиклинория имел место рифто-iciie'* с формированием океанической коры и последующим him иканием бассейна в среднем палеозое [Формирование земной..., 1986; и др.]. Коллизия в среднем и верхнем палеозое, существенно усложнила складчато-блоковое строение регио-||ц | Камалетдинов, 1974]. Этап растяжения земной коры Ура-UII и гриасе [Иванов, 1998], видимо, также несколько преобра-м и in 11 структуру мегантиклинория. Рифейские толщи Башкир-11« и о мегантиклинория оказались вновь выведенными на земцу к । поверхность и начали размываться с верхнепермского 1*1 и *мсни (по нахождению в конгломератах и песчаниках соот-|м  । <• снующего возраста Предуральского прогиба “обломочно-материала, характерного для ашинской, зильмердакской и некоторых других свит верхней части разреза древних толщ 1ч1шкнрского антиклинория” [Даргевич, 1958. С. 139]). По мнению Г.А. Мизенса [1997], размыв рифейских толщ начал-• н г раннепермского времени (артинский век). Денудационные 11 роцессы, связанные с развитием нижнемезозойской коры ш.шетривания, проявились интенсивно и способствовали формированию современного эрозионного среза этой струк-। у । и .11 Вахрушев, 1949]. Неотектонические движения способ-• । попили воздыманию структуры до 500 м [Смирнов, 1992].
Стратиграфия рассматриваемого региона в настоящее нремя разработана достаточно детально. Наиболее древними н рпчрезе Башкирского мегантиклинория являются гранито-। иейсовые образования тараташского метаморфического ком-н кекса, залегающие в ядре Тараташского антиклинория. Они ||цесматриваются как выступ кристаллического фундамента Русской платформы и по возрасту относятся к архею и нижнему протерозою [Соболев, 1969]. Отложения рифея образу-н • г три стратона (рис. 4) - бурзяний, юрматиний и каратавий, имеющие общую мощность более 12 км. Стратоны представ-
9
10
Рис. 3. Структурно-тектоническая схема Башкирского мегантик-линория [Тектоническая карта1986].
Границы структур: 1 - первого порядка; 2 - второго порядка; 3 - третьего порядка; 4 - четвертого порядка; 5 - западной и восточной подзон; 6 - Западно-Уральской и Центрально-Уральской структурно-формационных зон. I -восточная окраина Русской платформы; II - Предуральский краевой прогиб; III - Западно-Уральская внешняя зона складчатости; IV - Центрально-Уральское поднятие; V - Тагило-Магнитогорский прогиб. А - Западно-Уральская формационная зона (Башкирский мегантиклинорий), А, - Западная подзона; А2 - Восточная подзона; Б - Центрально-Уральская формационная зона (Уралтауская подзона); IV, - Башкирский мегантиклинорий; IV2 - Зила-ирский мегасинклинорий; IV3 - Таганайско-Уралтауский антиклинорий; IV,1 - каратауский структурный комплекс. Антиклинории: IV,2 - Алатауский; IV,4 - Ямантауский; IV,5 - Таганайско-Иремельский; IV,7 - Маярдакский; IV,’ - Тараташский; IV,9 - Сулеймановский. Синклинории: IV,3 - Инзерский; IV,6 - Верхнебельский
ляют собой трансгрессивные циклы осадконакопления общей мощностью каждый 3-5 км и отделяются друг от друга стратиграфическими перерывами. Базальные части циклов имеют грубообломочный состав; в основании бурзяния и юрма-тиния присутствуют вулканиты (базальты и трахибазальты, трахилипариты, образование которых связывают с процессами континентального рифтогенеза [Парначев, 1987; и др.]), верхние части циклов сложены глинисто-карбонатными комплексами пород. Отложения верхнего венда, представленные существенно терригенными образованиями ашинской серии (моласса, по Ю.Р. Беккеру [1968]), присутствуют на западной и восточной периферии мегантиклинория (см. рис. 2).
Магматические образования в Башкирском мегантикли-пории развиты ограниченно и распределены неравномерно как в пространстве, так и во времени. В соответствии с геотектоническими этапами развития региона выделяются до-рифейская, рифейско-вендская и ордовикско-пермская эпохи магматизма [Алексеев, 1984]. В дорифейское время формиро-
U
Подразделения докембрия	Возраст, млн лег	Западная зона		Центральная зона
		Тараташско-Ямантауский и Ямангау-Нугушский район	Иремель-Кривопукский район	Златоустовский район
Венд	650±	Зиганская (350 м) Куккараукская (100-350) Басинская (450) Урюкская (200-350) Бакеевская (140) Укская (165-300) Миньярская (500-650) Инзерская (250-800) Катавская (210-480) Зипьмердакская (1215-2360)	Басинская (150-300) Урюкская (100-350) Криволукская (400-500) Укская (185-350) Миньярская (500-650) Инзерская (700-800) Катавская (400-600) Зипьмердакская (1050-1450)	Уйташская ==?===
Карата-внй	20 1050+50			
Подразделения докембрия	Возраст, млн лет	Западная зона		Центральная зона
		Тараташско-Ямантауский и Ямантау-Нугушский район	Иремель-Криволукский район	Златоустовский район
Юрмати-ний	1350+	Авзянская (850-1650) Зигазино-комаровская (950-1200) Зигальгинская (250-400) ==	Машакская (750- 1 1 1 1 1 1 1 II 1	J50) Бакальская (1200-1400) Саткинская (2500-2850) Айская (1700-2500)	Авзянская (750-1250) Зигазино-комаровская (800-1200) Зигальгинская (250-400) Машакская (2800-3320) Юшинская (650-1050) Суранская (1900-3000) Болынеинзерская (2150)	Уреньгинская (2000) Таганайская (250-1000) ^^9== Кувашская (1500-3000) —. -?	
Бурзя-ний	50 1650+			
Нижний протерозой	50	Тараташский метаморфический комплекс	1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1	1 1 1 1 1 1 1 1 1 1
Рис. 4. Схема стратиграфического расчленения Западно-Уральской формационной зоны в пределах Башкирского мегантиклинория [Стратиграфические схемы1993]
вались вулканиты и интрузивные образования тараташского и александровского метаморфических комплексов. В рифейс-ко-вендскую эпоху последовательно формировались нижне-рифейские субщелочно-базальтоидные ассоциации айской свиты [Ленных, Петров, 1974] с возрастом 1635±30 млн лет [Козлов и др., 1989], среднерифейские субщелочные липарит-базальтовые ассоциации машакской свиты [Ротарь, 1975] с возрастом 1348±30 млн лет [Краснобаев, 1986], бердяушские граниты рапакиви с возрастом 1354±24 млн лет [Козлов и др., 1989] и габбро-гранитные расслоенные интрузии Кусинской группы [Штейнберг, 1969], разновозрастные габбро-диабазовые лайковые комплексы (нижне- средне- и верхнерифейс-кие, а также вендские и палеозойские, по А.А. Алексееву [1984]). Магматические образования приурочены, в основном, к осевой части мегантиклинория и восточному крылу в области сочленения с зоной Уралтау. Здесь имеются небольшие гранитные массивы (Бурангуловский, Ахмеровский) предположительно верхнерифейско-вендского возраста [Алексеев, 1984; Горожанин, 1995].
Полезные ископаемые в рифейских отложениях Башкирского мегантиклинория представлены широко известными сидеритовыми и бурожелезняковыми месторождениями Бакальской группы и рядом других железорудных районов, крупнейшими месторождениями кристаллического магнезита Сат-кинской группы и рядом других, небольшими месторождениями полиметаллов и барита. В последнее время обнаружены промышленные флюоритовые месторождения Суранской группы в отложениях нижнего рифея, фосфоритоносные горизонты в основании саткинской свиты нижнего рифея. Большинство этих месторождений относится к стратиформным, имеет признаки как осадочных, так и связанных в своем образовании с процессами литогенеза и перераспределения руд-
14
Рис. 5. Схематическая геологическая карта северной части Башкирского мегантиклинория (по И.Д. Соболеву, 1971).
I - образования тараташского метаморфического комплекса; 2 - терригенные породы айской свиты; 3 - терригенно-карбонатные породы саткинской спиты; 4 - карбонатно-терригенные породы бакальской свиты; 5 - вулкано-i енно-терригенные породы машакской свиты; 6 - кварцитовидные песчаники зигальгинской свиты; 7 - терригенно-глинистые породы зигазино-ко-мпровской свиты; 8 - карбонатно-терригенные породы авзянской свиты; 9 -терригенные породы зильмердакской свиты; 10 - терригенно-карбонатные породы катавской, инзерской и миньярской свит; 11 - отложения палеозоя;
12 - гранитоиды; 13 - габброиды; 14 - тектонические нарушения
15
ных компонентов в гидротермальных условиях [Анфимов, 1997; и др.]. В расслоенных габбровых интрузиях Кусинской группы известны титаномагнетитовые месторождения.
В геологическом строений Бакало-Саткинского горнорудного района [Гарань, 1957] принимают участие породы всех трех стратонсв рифея (от саткинской свиты бурзяния до миньярской свиты каратавия). Разрезы саткинской и бакальской свит бурзяния и зигальгинской и зигазино-комаровской свит юрматиния обнажены в южной части района (рис. 5).
Саткинская свита (R( st) залегает согласно на айской свите и имеет сланцево-карбонатный состав. В ее составе выделено пять подсвит (снизу вверх): нижнекусинская - доломиты, иногда кремнистые, строматолитовые; верхнекусинская - доломиты мергелистые и филлитовидные сланцы; половинкин-ская - филлитовидные серицито-глинистые сланцы с прослоями мергелистых доломитов; нижнесаткинская - доломиты, иногда песчанистые и мергелистые с прослоями филлитовидных сланцев; верхнесаткинская - доломиты полосчатые и брекчиевые с небольшими прослоями мергельных сланцев. К нижней части верхнесаткинской подсвиты (карагайский горизонт) приурочены основные месторождения кристаллического магнезита Саткинской группы [Анфимов и др., 1983]. По комплексу первичных литологических признаков отложения саткинской свиты М.И. Гарань [1969] считал мелководными морскими образованиями. В восточном направлении карбонатные породы свиты обогащаются терригенным материалом, что указывает на его привнос в саткинское время с востока. Мощность свиты составляет 2000-2400 м, в восточном направлении резко сокращается.
Бакальская свита (R,b) представлена глинистыми и филлитовидными сланцами кварц-хлорит-серицитового состава, алевролитами, алевропесчаниками, а также известняками и
16
доломитами, вмещающими сидеритовые и бурожелезняковые залежи. Свита развита на сравнительно небольшой территории между городами Бакалом и Саткой, где в обнажениях и карьерах находятся ее стратотипические разрезы. Южнее г. Бакала отложения бакальской свиты в значительной степени уничтожены предзигальгинским размывом, но в юго-западном направлении прослеживаются до г. Юрюзань. В восточном направлении они прослеживаются до отрогов хребтов Б. Сука, Уван, Маткаль на расстояние до 20 км от Бакала (ко-рельская толща, [Тарань, 1957]). Стратиграфия бакальской свиты разработана весьма детально благодаря изучению огромного количества геологоразведочных и горных выработок М.И. Гаранем [1939,1946], А.Е. Малаховым и др. [1957 и др.], Ю.А. Давыденко [1958 и др.], О.П. Сергеевым [1963]. Бакальская свита расчленяется на две подсвиты: нижнюю (макаровскую) существенно песчано-сланцевую и верхнюю (малобакальскую) - терригенно-карбонатную. Последняя расчленяется по литологическим особенностям на десять пачек (рис. 6). К карбонатным пачкам приурочены уникальные по запасам месторождения сидеритов и развитых по ним бурых железняков. В шуйдинском горизонте размещены все известные в бакальской свите залежи кристаллического магнезита. Мощность отложений свиты в районе Бакала составляет 1200-1400 м. Ко-рсльская толща (восточная фация бакальской свиты) имеет, по данным Ю.С. Глызина (1978 г.), в своем составе две терригенных пачки и одну карбонатную. Они скоррелированы Ю.С. I лызиным с отложениями Макаровской (R'b,) подсвиты, бе-резовской (R(b2’) и иркусканской (Rtb22) пачек малобакальской иодсвиты (рис. 7).
Отложения юрматинской серии (зигальгинская свита) залегают с размывом и угловым несогласием' на карбонатнотерригенных породах бурзяния (бакальская свита) и распрос-
17
оо
Рис. 6. Литолого-стратиграфическая колонка Бакальского рудного поля, по данным [Анфимов и др., 1984].
1-8 - литологические типы пород: 1 - кварцитовидные конгломераты; 2 -кварцитовидные песчаники темно-серые мелкозернистые; 3 - кварцитовидные песчаники светло-серые мелко- и крупнозернистые; 4 - углеродсодержащие филлитовидные глинистые сланцы черного цвета; 5 - филлитовидные глинисто-серицито-кварцевые сланцы темно-серые; б - филлитовидные кварцево-серицито-глинистые сланцы темно-серые; 7 - известняки; 8 -доломиты. Текстуры: 9 - строматолитовая; 10 - “червячковая”. Оруденение: 11 - сидеритовое; 12 - магнезитовое. Пачки бакальской свиты: Ь, - Макаровская, Ь2‘ - березовская, Ь22- иркусканская, b22,b22bb22c- горизонты пачки, Ь23-шуйдинская, b2J*b23bb2’c- горизонты пачки, Ь24- надшуйдинская, Ь25- гаевс-кая, Ь26- надгаевская, Ь27- шиханская, Ь2‘ - надшихаиская, Ь2’ - верхнебакаль-ская, Ь210- буландихинская; zg - зигальгинская свита, zgp zgj, zg3 - горизонты пачки, zk, - зигазино-комаровская свита, нижнебуланская подсвита
гранены южнее полосы развития последних. В рассматриваемой части района развита нижняя обломочно-глинистая часть среднерифейского седиментационного цикла, представленная отложениями зигальгинской и зигазино-комаровской спит. Восточнее района, к востоку от Зюраткульского регионального разлома, развиты метаморфизованные вулканогенно-терригенные отложения машакской свиты, являющейся базальной свитой юрматиния. На них согласно залегают кварцитовидные песчаники зигальгинской свиты.
На Бакальском рудном поле, выше поверхности предзи-iальпийского размыва, под кварцитовидными песчаниками и линзами конгломератов зигальгинской свиты описаны маломощные образования терригенного состава, известные под названием “сланцы перемыва” [Яницкий, Сергеев, 1962; и др.]. Это осветленные (салатно-серого оттенка) кварцево-се-рицит-гидрослюдистые, иногда с примесью хлорита сланцы <• отчетливой кристаллизационной сланцеватостью. Мощность их изменяется от первых сантиметров под линзами зи-
19
Рис. 7. Схема литологической изменчивости отложений малобакальской подсвиты в широтном направлении (по данным Ю.С. Глызина, 1978 г.).
I - песчаник кварцитовидный зигальгинской свиты; 2-8 - отложения бакальской свиты: 2 - глинисто-кварцевый сланец; 3 - кварцево-серицито-глинистый сланец; 4 - известняк мергельный; 5 - известняк; 6 - известняк строма-толитовый; 7 - доломит; 8 - доломит строматолитовый; 9 - сидерит; 10 -бурый железняк; b^bj6 - соответствуют индексам на рис. 6
гальгинских конгломератов и над карбонатными пачками бакальской свиты до первых десятков метров в областях развития терригенных пачек бакальской свиты. А.Н. Заварицким [1939], О.П. Сергеевым [Яницкий, Сергеев, 1962] и рядом других исследователей они отнесены к образованиям пред-зигальгинской коры выветривания (местами перемещенной). По предположению В.П. Парначева [1987] и Б.М. Михайлова [1995], данные отложения являются тефрогенными (содержат пепловый материал) и параллелизуются с вулканитами машакской свиты.
Зигальгинская свита (R,zg) залегает с угловым несогласием в 10-15° и размывом на породах бакальской свиты [Яницкий, Сергеев, 1962]. В пределах Бакальского рудного поля размыв отложений бакальской свиты достигает 700 м, что отчетливо считывается с детальной (1:10 000) геологической карты (рис. 8). Свита представлена в основном кварцитовидными песчаниками (экстракварцевыми), которые формируют основные положительные формы рельефа региона. М.И. Гаранем она расчленена на три подсвиты: нижнюю, среднюю, верхнюю (см. рис. 6). Мощность свиты в районе Бакала составляет около 100 м, восточнее возрастает до 400-500 м.
Зигазино-комаровская свита (R^zk) связана постепенным
21
Рис. 8. Схематическая геологическая карта и разрезы Бакальского рудного поля (по О.П. Серге-
Ю-3 A-А	с.в
500 0 500 1000 м 1-х I. I. I
еву [ 1962], с дополне-
ниями).
С-3	Ю-В Ь5 - отложения
Ф свит: 1 - песчано-глинистые сланцы зигазино-500 комаровской (R2zk); 2 -кварцитовидные песча-уу у j>yu iuuu м ники зигальгинской
(R2zg); 3- пачки терригенных пород бакальской (R,b); 4 - пачки карбонатных пород бакальской (Rjb); 5 - индексы пачек бакальской, соответствуют таковым на рис. 6; 6 -
22
дайки габбро-диабазов; 7 - месторождения сидеритов и бурых железняков: 1 - Петлинское, 2 - им. ОГПУ, 3 - Ново-Бакальское, 4 - Объединенное, 5 -Буландихинское, 6 - Восточное, 7 - северо-западный склон горы Иркускан, 8 - юго-восточный склон горы Иркускан, 9 - Шихане кое, 10 - Рудничное; 8 -тектонические нарушения; 9 - поверхность межформационного несогласия; 10 - скважины, документация которых использована при литолого-фациальном изучении; 11 - скважины, задокументированные автором; 12 -геологические разрезы, задокументированные автором; 13 - литолого-фациальные профили, составленные автором. Схематические геологические разрезы через Бакальское рудное поле: 35 - поперечный, А-А - продольный
переходом с зигальгинской и распространена в основном в южной части Бакало-Сагкинского района. Сложена она различного рода филлитовидными сланцами, алевролитами, реже кварцевыми и кварц-полевошпатовыми песчаниками. Подчиненную роль играют карбонатные породы. По литологическому составу свита расчленена М.И. Гаранем на три подсвиты. К первой из них приурочены линзы и конкреционные слои диагенетических сидеритов, а также обогащенные тонкорассеянным углеродом (до 4% [Крупенин и др., 1992]) глинистые сланцы и горизонты с фосфатными гальками [Филиппов, 1983]. Мощность свиты достигает 1200 м.
В тектоническом отношении район характеризуется складчато-блоковым строением с северо-восточной ориентировкой структур. Кроме Зюраткульского глубинного разлома па востоке района закартирован крупный Бакало-Саткинский надвиг, отделяющий отложения бурзяния Тараташского антиклинория от образований каратавия Инзерского синклинория в западной части района (см. рис. 5). Основными складчатыми структурами района являются Бердяушская, Чернореченс-кая и Уванская антиклинали, а также Саткинская и Бакальская синклинали. К последней приурочено Бакальское рудное поле. Бакальская синклиналь шириной 8-12 км и длиной более 20
23
км полого погружается на юго-запад. С северо-запада Бакаль-ская синклиналь сопряжена с Сулеинской моноклиналью, с юго-востока - с Уванской синклиналью. Структура осложнена складками высокого порядка шириной 0,2-0,5 км и амплитудой в сотни метров. Кроме описанной складчатости, которой подвержены породы всех наблюдаемых в разрезе свит, выявляется дозигальгинская складчатость субширотного простирания [Давыденко, 1958], которая реставрируется по субширотной зоне глубокого размыва бакальской свиты в южной части Бакальского рудного поля. Очевидно, в период дози-гальгинского размыва бакальская свита была смята в пологую антиклиналь широтного простирания, к северному крылу которой приурочено Бакальское рудное поле [Яницкий, Сергеев, 1962]. Дизъюнктивные нарушения северо-восточного простирания и очень редко субширотные значительно усложняют структуру рудного поля. Они имеют сбросо-взбросовый характер с амплитудой до 500 м; для них характерны также небольшие сдвиговые перемещения и крутое падение. Бака-ло-Саткинский надвиг падает под углом 80° на юго-восток, имеет амплитуду до 1500 м (южнее рудного поля он носит название Зильмердакского). Основными дизъюнктивами на Бакальском рудном поле, по данным геологоразведочных работ Бакальской ГРП (Б.Д. Бусыгин и др. 1982 г. и др.), являются (с запада на восток): Второй западный сброс (80)1, Первый западный сброс ОГПУ (120), Первый восточный сброс ОГПУ (180), Второй восточный сброс (500), Верхне-Рудничный взброс (120), Восточно-Рудничный сброс (100), Западно-Ир-кусканский взброс (400), Восточно-Иркусканский взброс (200), Восточно-Рудничный сброс (100), Южно-Иркусканский сброс (30.0), Березовский и Подушкинский сбросы. Около тектони
1 Здесь и далее в скобках вертикальная амплитуда в метрах.
24
ческих нарушений породы в значительной степени кливажи-рованы и рассланцованы.
Магматические образования в отложениях бакальской свиты представлены дайками и силлами диабазов, а также уванским трахиандезитовым комплексом. Последний проявлен в восточной части района (д. Сибирка) в терригенных отложениях бакальской свиты. Он представляет собой жер-иовину древнего вулканического аппарата, выполненную вул-капокластическими породами с цементом трахиандезитовых пироксеновых порфиритов. Породы подвержены интенсивному щелочному метасоматозу и содержат редкометальную минерализацию [Еськова, 1976]. Возраст данного комплекса предположительно относится к венду - раннему палеозою | Алексеев, 1984]. Для диабазовых даек отмечается максимальное развитие в отложениях нижнего рифея, в зигальгинской и in и вино-комаровской свитах среднего рифея их значительно меньше [Гарань, 1957]. Наблюдения в стенках карьеров пока-и.шают, что мощные диабазовые дайки, прорывающие отложения бакальской свиты, как правило, не проникают, за редким исключением, в вышележащие кварцитовидные песчаники зигальгинской свиты. А. А. Алексеевым [1984] по геоло-। пческим соотношениям пород и петрохимическим данным ||ыдслен нижнерифейский шуйдинский комплекс дифференцированных диабаз-пикритов и среднерифейский буландихин-гкпй комплекс недифференцированных пикрит-диабазов, на-ьл|одаемых, в том числе, и в карьерах Бакальского рудного ноля. Для последних характерна лучшая сохранность клинопироксена, амфибола, более высокая железистость и титани-•  и »сть, хотя оливин превращен в хлорит и серпентин. Для таборе « диабазов одной из подобных даек (Главная дайка мЬщно-। । ню до 100 м в Новобакальском карьере) получен возраст (Аг-Аг метод) 896±11 млн лет по породе в целом [Крупении и др., 1'>97|.
25
В связи с диабазами на Бакальских месторождениях развиты контактовые метаморфические явления, детально изученные А.С. Варлаковым [1967] и имеющие принципиальное значение для определения генезиса сидерита. На контактах с известняками наблюдаются чаще всего мраморизация и серпентинизация. На контактах с доломитами шуйдинской пачки и магнезитами развиты дедоломитизация и бруситизация. На контактах с карбонатно-глинистыми и кварцево-глинистыми сланцами наблюдаются серицитизация, элементы ороговико-вания, скарнирования [Винокуров, Дымкин, 1957], местами -лиственитизация [Сазонов, 1978]. На контактах диабазовых даек с сидеритовыми залежами в зоне экзоконтакга местами выражена зона мраморизации. Эта зона, а иногда и диабазы в зоне эндоконтакта, подвержены сидеритизации. В сидеритах на контакте с диабазами не обнаружено зон развития магнетита, несмотря на то, что образование в сидерите магнетита на контакте с послерудными диабазами является закономерным процессом, описанным для сидеритовых месторождений Зигерланд в Германии [Заварицкий, 1939]. Этот факт является важным доказательством дорудного внедрения диабазов и, следовательно, эпигенетического характера сидеритового оруденения. Автором обнаружено уникальное для Бакала явление образования магнетита в виде зоны интенсивной вкрапленности мощностью до 1 м на контакте диабазов поздних генераций с сидеритовым оруденением [Крупенин, Шатило, 1986], что подтверждает факт существования наряду с доруд-ными и послерудных даек и наличие горячих контактов их с вмещающими карбонатными породами. Для диабазовых до-рудных даек, измененных процессами сидеритового метасоматоза (серицитизированных и хлоритизированных), неоднократно были получены К-Аг методом значения возраста порядка 650 млн лет [Гаррис, 1963; Варлаков, 1967].
26
Железные руды Бакальских месторождений представлены двумя типами: эпигенетическими сидеритовыми залежами и бурыми железняками зон окисления сидеритов. Месторождения разрабатываются уже около 240 лет и высококачественные бурожелезняковые руды в значительной степени отработаны. Запасы сидеритов составляют около 1 млрд т |Яницкий, Сергеев, 1962], что позволяет рассматривать Ба-кальские месторождения в разряде уникальных. В рудном поле площадью 150 км2 известно порядка 200 рудных тел, приуроченных к карбонатным пачкам и прослоям в малобакальской подсейте. Рудные тела имеют пластообразную, линзо- и гнездообразную форму; сидеритовые жилы промышленного значения не имеют. Всего в рудном поле выделялось более 20 месторождений, в настоящее время действует три рудника, на ко торых добыча сидеритовой руды ведется открытым спосо-Ьом: Новобакальский, Иркускан, Шуйдинский (в последнем добывают также и остатки высококачественных гематит-гид-цогетитовых руд - турьитов) и шахта “Сидеритовая”. Всего за нремя эксплуатации Бакальских рудников в XX в. добыто, (устное сообщение Н.В. Гринштейн) 105647 тыс. т сидеритов и 110464 тыс. т бурожелезняковых руд (рис. 9). Всего, таким образом, добыто более 236 млн т железной руды.
Основная масса рудных залежей и запасов руды (до, 85%) приурочена к поверхности межформационного несогласия между отложениями бакальской и зигальгинской свит [Давы-цгнко, 1958; Яницкий, Сергеев, 1962]. К пластообразным и цинзообразным залежам приурочено основное количество рудных запасов. Отдельные пластообразные залежи достигают длины 2-3 км, максимальная мощность их определяется мощностью рудовмещающей карбонатной пачки и может до-<• тпгать 80 м. Отношение максимальной мощности к длине у ннастообразных залежей колеблется от 1:20 до 1:60; линзовид-
27
Рис. 9. Динамика добычи железных руд на Бакальских месторождениях в XX в. (по данным Н.В. Гринштейн), тыс. т.
1 - сидерит, 2 - бурый железняк, 3 - общая добыча
ные залежи имеют соотношения от 1:8 до 1:15, а гнездообразные - от 1:1 до 1:6. Рудные жилы широко развиты, мощность их может достигать до 2 м (по данным Бакальской ГРП, Б.Д. Бусыгин и др., 1982 г.). В пределах сидеритовых месторождений обнаружено также несколько проявлений сульфидно-полиметаллической (с галенитом, сфалеритом, баритом) и медной (халькопиритовой) минерализации [Тимесков, 1963].
Кроме сидеритов и бурых железняков, в Бакальском рудном поле известны пластообразные залежи кристаллических магнезитов в доломитах шуйдинской пачки бакальской свиты (хр. Шуйда, гора Иркускан [Гарань, 1957]). Магнезиты имеют повышенную железистость, вопрос об их использовании пока не поставлен.
Для рудовмещающих глинистых низкоуглеродистых сланцев бакальской свиты обнаружена способность интенсивно вспучиваться при обжиге за счет окисления тонкорассеян
28
ного шунгитоподобного углерода. Это свойство может найти практическое применение для получения пористого щебня -наполнителя легких бетонов с пониженной теплопроводностью. Запасы подобного сырья на Бакале огромны [Крупеник и др., 1994].
29
Глава 2.
ФАЦИАЛЬНЫЙ СОСТАВ ОТЛОЖЕНИЙ БАКАЛЬСКОГО СЕДИМЕНТАЦИОННОГО БАССЕЙНА
Условия накопления отложений бакальской свиты установлены путем изучения первичных седиментационных признаков литологических типов пород, что позволило выделить генетические типы осадков и проследить их взаимоотношения в разрезе и на площади.
2.1.	ОБЗОР ПРЕДШЕСТВУЮЩИХ ЛИТОФАЦИАЛЬНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Первые высказывания о фациальном составе бакальской свиты принадлежат Д.В. Наливкину [1931,1934]. Эти отложения он рассматривал как континентально-лагунные, преимущественно дельтовые образования, имеющие сходство с “отложениями дельт больших материковых рек, подходящих по мощности и по площади распространения ”. Характерная для пород ритмичная слоистость рассматривалась им как годовая. Д.В. Наливкин впервые связал сидеритообразование с фациальными условиями осадконакопления. По его представлениям, отложение сидеритов происходило в большом солоноватоводном бассейне, подобном современному Каспию, совместно с доломитами и известняками. Железо выносилось в лагуну большой рекой, размывавшей залежи железных руд в докембрийских отложениях Балтийского щита. А.Н. Завариц-ким [1939] было высказано сомнение относительно лагунного характера седиментационного бассейна в бакальское время, который он представлял как морской. Сидеритовое оруденение он считал эпигенетичным относительно вмещающих пород.
М.И.Гарань [1946] отмечал мелководный характер «по
30
лузамкнутых и замкнутых водоемов», где происходило осадконакопление в бакальское время. Исходя из сопоставления отложений рудного поля с восточной частью разреза бакальской свиты - корельской толщей им было выдвинуто предположение о привносе обломочного материала в бакальское время с востока [Гарань, 1969]. Ю.А. Давыденко [1962] отметил । юстоянство фациального состава стратиграфических подразделений свиты, мелководный характер бассейна седиментации и отложение осадков в подвижных аэрируемых морских подах. Л.В. Анфимовым [1982] выдвинуто предположение о формировании карбонатных пород шуйдинской пачки в условиях лагуны. Однако детальное изучение фациального состава отложений сидеритоносной бакальской свиты в пределах рудного поля, за исключением попытки изучения фациальной изменчивости карбонатных пачек рудоносной подсвиты Бакальской ГРП, предпринятой в тематической работе Бакальской ГРП (О.П; Сергеев и др., 1964), не выполнено. Исследования под руководством О.П. Сергеева позволили значительно уточнить геологическое строение месторождений и дета-инзировать прогнозы относительно поиска новых рудных тел, но вопроса о фациальной природе осадков не решили, так как методически не были сориентированы на детальный литоло-। о-фациальный анализ. При изучении вопросов рудогенеза в отложениях бакальской свиты З.М. Старостиной [1959,1962] ьыл предложен фациальный латеральный ряд смены осадков: известняк - доломит - сидерит - глинистые образования. Однако, как теперь выяснено, он представлял собой умозрительную схему, предложенную без составления детальных крупномасштабных литолого-фациальных профилей. Подобным же образом рассуждали О.Г. Лазур и др. [1981. С. 194], наметившие в Бакальском рудном поле ряд осадочных карбонатных фаций по сменяемости в направлении “с северо-запада к
31
юго-востоку известняковых и доломит-известняковых пород сугубо доломитовыми и даже магнезит-доломитовыми и магнезитовыми породами магнезиально-железисто-брейнеритового, ряда с сидеритовыми напластованными телами, местами в виде мощных протяженных по слоистости линз ”. Данное рассуждение также не подкреплено фактическим материалом по конкретным геологическим разрезам. Бассейн осадконакопления бакальского времени представлялся этим авторам как “осолоненный залив ”, в котором накапливались переотложенные продукты железных шляп древних кор выветривания, поступавшие преимущественно с юго-востока. И.П. Дружинин [1971, 1978] пытался найти место сидеритовым залежам среди осадочных фаций с помощью применения фациально-циклического метода. В качестве объекта исследования им была выбрана толща переслаивания карбонатных известково-глинистых пород надшуйдинской пачки в Центральном карьере рудникаИркускан. По мнению И.П. Дружинина, сидеритовые рудные тела приурочены к трансгрессивным частям выделенных им в отложениях пачки седиментационных циклов. Это позволяет рассматривать сидеритовые прослои как закономерные члены седиментационных циклов и трактовать их как седиментогенные образования. Л.В. Анфимовым [1977] на примере гаевской пачки было показано, что сидеритовое оруденение пересекает осадочные фациальные границы карбонатных отложений. В последующем автором настоящей работы, при проведении детальных литолого-фациальных исследований в рудном поле, этот вывод был подтвержден на примере всех рудоносных пачек и горизонтов и показана невозможность существования фациальных обстановок, благоприятных для осаждения сидерита во время накопления карбонатных осадков бакальской свиты.
32
2.2.	МЕТОДИКА ЛИТОЛОГО-ФАЦИАЛЬНОГО ИЗУЧЕНИЯ
Литолого-фациальные исследования являются основным методой для изучения физико-географических условий накопления осадков, состава и источников материала, мобилизуемого для осадконакопления, изменений этого материала при транспортировке и отложении. В работе использан метод детального литолого-фациального анализа, разработанный в трудах Ю.А. Жемчужникова и развитый П.П. Тимофеевым. ()п основан на выделении в составе отложений генетических типов осадков и изучении их взаимоотношений между собой. 11роведение анализа начинается с выделения в составе отложений литологических типов пород со всем комплексом первичных (седиментационно-диагенетических) и вторичных (постдиагенетических) признаков [Тимофеев, 1968, 1969, I ‘>75]. Анализ первичных признаков дает возможность установить те или иные генетические типы осадков, под которыми понимается один или несколько литологических (гранулометрических) типов осадков, обладающих совокупностью I и «дственных первичных признаков, отражающих общность их накопления [Тимофеев, 1969,1975]. Изучение взаимоотношений генетических типов осадков, проводимое с помощью по-• । роения литолого-фациальных профилей и схем, позволяет • удить о физико-географических условиях их накопления. Это нь шочает для бассейнов удаленность от берега, положение в И1Г1ОЙН0М водоеме или с подвижной средой, его глубины и • и. (Жемчужников, Яблоков, 1956]. Автор присоединяется к • •нрсдслению фации в понимании П.П. Тимофеева, которым ниц фацией понимается “не только совокупность физико-гео-•1>11фических условий среды осадконакопления, в результате > гществования которых сформировались один или несколько снетнческих типов, но и сами осадки, обладающие соответ
33
ствующим определенным комплексом первичных признаков (условия + осадок) ” [Тимофеев, 1975. С. 187].
Необходимо отметить особенности фациальных исследований отложений сидеритоносной бакальской свиты. Во-первых, методика, разработанная для фанерозойских отложений, здесь применена для фаунистически немых образований нижнего рифея. Попытки проведения литолого-фациального анализа рифейских отложений в регионе предпринимались для разреза верхней части саткинской свиты [Сидоренков, 1966; Бусыгин, 1991] в целях установления генезиса доломитовых пачек, вмещающих магнезитовое оруденение и для отложений каратавия [Маслов, 1988 и др.] в целях реконструкции верхнерифейского бассейна седиментации. А.В. Масловым [1997; и др.] проведены также крупномасштабные обобщения фациального состава отложений всего рифейского стратотипа и одновозрастных отложений Волго-Уральской области. Во-вторых, отложения бакальской свиты содержат карбонатные породы со значительными метасоматическими изменениями, что существенно затрудняет расшифровку седиментационных первичных (реликтовых) признаков пород.
Соотношения генетических типов осадков изучались с помощью литолого-фациальных профилей, которые строились со снятием тектонических деформаций, с использованием истинных мощностей отложений [Ботвинкина, 1956; Иши-на и др., 1956]. Профили расположены в продольном относительно геологической структуры Бакальского рудного поля (юго-запад - северо-восток) и поперечном (юго-восток - северо-запад) направлениях (см. рис. 8) и базируются на условной горизонтальной линии контакта Макаровской и малоба-кальской подсвит - профили продольный по оси синклинали “Центральный” (рис. 10), поперечные по геологоразведочным линиям 240 (рис. 11), 90 (рис. 12), -35 (рис. 13), 3 (рис. 14).
34
Профиль продольный «Восточный» (рис. 15) базируется на линии контакта между иркусканской и шуйдинской пачками. При построении использовалась документация керна разведочных скважин и стенок карьеров, выполненная автором, а также документация керна скважин Бакальской ГРП.
Наиболее полную картину условий осадконакопления дают литолого-фациальные схемы. Они отражают распространенность литофаций (в понимании В. Крумбейна и Л. Слосса [I960]) и построены для большинства пачек разреза бакальской свиты. При построении площадных литолого-фациаль-иых схем карбонатных пачек учитывался литологический состав (известняки или доломиты), первичные текстуры, “тер-рнгенность” разреза. Последнее свойство является суммарной s; (рактеристикой терригенной составляющей разреза карбонат-HI.IX пачек, выраженной в процентах в каждой точке наблю-цсния (разрезе, скважине). Терригенная составляющая - это ьоличество терригенных компонентов в породах разреза пач-Mi, выраженное через условную мощность. Она вычислялась путем измерения условных мощностей (в метрах) каждого •in гологического типа пород. Условные мощности составляли для прослоев обломочно-глинистых пород -100% мощно-• । и, глинистых разностей карбонатов (известняков, доломи-। • tn, сидеритов) -15 % мощности прослоя, мергельных карбо-iiiiioii - 30 %, карбонатно-глинистых сланцев - 60 %, частого и< ||селаивания терригенных и карбонатных пород - 50 %.
После вычисления условных мощностей терригенной • tn' гввляющей отдельных литотипов вычислялась суммарная , । конная мощность терригенной составляющей в данной пач-। • । нпреза и ее доля в процентах от всей мощности пачки. Эта inn кгдняя величина и указана на литолого-фациальных схе-• ни н виде изолиний “терригенности”. Для шуйдинской пач-। и 1Г1ОИИНИИ построены через 5%, для отдельных пачек - че-
35
Рис. 10. Продольный литолого-фациальный профиль через Ба-кальское рудное поле “Центральный”.
1-2 - фации прибрежного морского мелководья: 1 - алеврито-песчаные осадки литоральной зоны, 2 - песчано-алевритовые осадки зоны морских волнений; 3-4 - фации относительно удаленного морского мелководья: 3 - алеврито-пелитовые осадки зоны спокойных вод, 4 - карбонатно-глинистые осадки зоны волнений; 5-7 - фации удаленного моркого мелководья: 5 -интракласты и однородные известковые илы, 6 - мелкослоистые известковые илы зон с ослабленной гидродинамикой, 7 - строматолитовые известковые банки; 8-9 - фации высокомагнезиальных карбонатов лагуны: 8 - интракласты и однородные илы, 9 - мелкослоистые илы; 10-11 - комплексы переслаивания карбонатных и терригенных морских осадков периодов с неустойчивым положением береговой линии: 10 - известковых и алевропе-литовых осадков, 11 - песчано-глинистых осадков и строматолитовых банок; 12 - сидеритовые рудные тела; 13 - линия предзигальгинского размыва бакальской свиты; 14 - фациальные границы; 15 - фациальные границы пред-। юлагаемые; 16 - колонки скважин; 17 - осевые линии и номера скважин; 18 - пачки бакальской свиты (см. рис. 6)	'	“
рез 10%. Литолого-фациальные схемы терригенных пачек строились также с учетом литологического состава и текстур пород в точках наблюдения (скважина, карьер). Здесь выделены песчано-глинистые, глинистые, карбонатно-глинистые породы. В последних обозначены области с рассеянной карбонат-ностью, с мелкими прослоями карбонатов и со строматоли-1'овыми прослоями. “Песчанистость” отложений определялась по той же схеме, что и “терригенность” для карбонатных пачек: вычислялась сначала условная мощность песчаной составляющей отдельных литотипов, затем высчитывалась суммарная мощность этой составляющёй по пачке и ее доля в процентах от мощности пачки. При этом было принято, что “песчанистость” прослоев песчаников -100% мощности прослоев, алевропесчаников - 80%, переслаивания алевропесчани-ков, песчаников и глинистых сланцев - 50%, переслаивания песчаников, алевропесчаников и алевролитов - 50%, пересла
37
ивания алевролитов с прослоями алевропесчаников - 30%, редко встречаемого переслаивания алевропесчаников с карбонатно-глинистыми сланцами - 30%, для алевролитов -10%, частых переслаиваний терригенных пород с карбонатными -в два раза ниже, чем для соответствующего типа чисто терригенных пород. Такое сочетание вертикального и площадного изучения литологических параметров стратиграфических пачек способствует, на наш взгляд, повышению обоснованности палеогеографических выводов.
2.3.	ЛИТОЛОГИЧЕСКИЕ ТИПЫ ПОРОД
Под литологическим типом пород понимается естественный тип пород, характеризующийся устойчивым сочетанием признаков - состава, структуры, текстуры, органических остатков, характера границ, выдержанности на площади и других, позволяющих отличать его от других типов пород [Фролов, 1960]. В определении литологического типа нет еще конкретного генетического толкования, и само выделение его является первым методическим приемом в последовальнос-ти операций детального литолого-фациального анализа [Фролов, 1965].
В результате детального изучения всего разреза свиты в районе Бакальского рудного поля доступных наблюдению по керну скважин и в карьерах проведено выделение литологических типов пород (литотипов). Они подразделяются на ряд групп: обломочные, глинистые и карбонатно-глинистые, смешанные (частые переслаивания), карбонатные породы. Выделено 65 литологических типов пород, перечисленных в табл. 2.1 и 2.2.
38
Таблица 2.1.
Литологические типы обломочных и карбонатно-глинистых пород
Обломочные	Глинистые и карбонатноглинистые	Частые переслан вания
Конгпомератобрекчия песчаника, алевролита	Глинистый сланец малоуглеродистый черный массивный и горизонтальнослоистый	Мелкозернистый песчаник и алевролит с линзовидной слоистостью и “червячко-вый”
Конгломератобрекчия глинистого сланца и карбоната	Глинистый сланец зеленовато-серый полосчатый	Алевропесчаник, алевролит и глинистый сланец с линзовидной слоистостью и “червячковый”
Песчаник грубо-, сред-псзсрнистый кварцевый массивный	Карбонатно-глинистый сланец массивный и тонкогоризонтальнослоистый	Алевропесчаник и глинистый сланец
Песчаник средне-, мелко-зернистый глинисто-кпарцевый косослои-г гый		Карбонатно-глинистый сланец тонкогоризон-тально-слоистый “чер-вячковый”	Алевролит и глинистый сланец с мелкой волнистой слоистостью
11есчаник мелкозерни-<• । ый кварцевый массивный	Карбонатно-глинистый алевропелитовый сланец линзовидно- и косослоистый	Алевролит, карбонатноглинистый сланец волнисто-слоистый
Песчаник мелко-, тонкозернистый глинистокварцевый линзовидно-гпоистый и “червячко-|»ЫЙ2					Алевролит, карбонатноглинистый сланец, карбонат массивный и мелкослоистый
Алевролит глинисто-кварцевый линзовидно-с попетый и “червячко-ны1Г			
2.3.1.	Группа обломочных пород
Литологические типы обломочных пород приведены в । иГ>л. 2.1. Распространенность типов в разрезе свиты неоднородна: песчаники встречаются значительно реже, чем алевролиты, а конгломератобрекчии в виде маломощных, не бо-
39
юв
200 ' 150	100	50 Ом
I 7:kr I
2504-нй
2505
2503
аанша
J— | |~| q—-nraauir^ntuiaia^i
2502 -ttttf ««I . <cccl I
; ‘ <«<1 11	f—1.1 _'('p J'
<«<•
2506	-
к
II
Cc«| ««I

< Чй
11,0 \ / ',
11
M
600 ц
400*
200*
0-U
1903-
1904 fl
1906- H-J
।	j	----
(^тнивгшрнЕилнтвншЕ ь ।—* 1—4ЯЖНннкнуцБЗСТВ1 _f * * I * । 1 Tiii\ B^_L г_±_г_1_-ряв^==«
I!
C3_1
HE
7T b£
40
115?] 2|%°l з0 4[л?3 5ЁЗ бЕЭ7ЕТ|
80 90 10м ll|T2|12gg 13^14^
15|Ц1бШ 17g§ 18g§ 19^20 Р73 21К5
22^2?Ы
Б 1Го
8
9П юИ «0 «И «ПиЕ
19г~120 «» 21 [Д
80 9[g] 100 НЕ 15ГИ 16F117 Г®Л 18 [•
12 W
6^ 70| 1з|Г7] 14|~="1 20ЕЯ21Г*~
5 !
19 ®
22.| I
Рис. И. Поперечный литолого-фациальный профиль по разведочной линии 240
Условные обозначения к литолого-фациальным профилям и колонкам.
А - литологические колонки скважин: 1-7 - терригенные породы: 1 - конгломерат; 2 - песчаник кварцитовидный средне- мелкозернистый; 3- алевро-несчаник кварцитовидный; 4 - алевролит; 5 - глинистый сланец; 6 - карбонатно-глинистый сланец; 7 - карбонатно-алеврито-глинистый сланец; 8-12 -пачки частого переслаивания: 8 - кварцитовидных песчаников и алевропес-чаников; 9 - алевропесчаников и алевролитов; 10 - алевропесчаников и гли
41
нистых сланцев; 11 - алевролитов и глинистых сланцев; 12 - глинистых сланцев и карбонатов; 13-22 - карбонатные породы: 13 - известняк; 14 - доломит; 15 - известняк доломитовый; 16 - доломит известковистый; 17 - известняк глинистый (10-20% глинистого материала); 18 - известняк мергельный (20-50% глинистого материала); 19 - сидерит; 20 - сидерит доломитовый; 21 -сидерит глинистый; 22 - магнезит.
Б - фации осадков: 1-3 - фациального комплекса терригенных осадков морского прибрежного мелководья (МП): 1 - алеврито-песчаные осадки зоны сублиторали; 2 - песчано-алевритовые осадки зоны морских волнений; 3 -алеврито-песчаные осадки морских течений; 4-5 - фациального комплекса относительно удаленного морского мелководья (МП): 4 - алевропелитовых осадков зоны спокойных вод; 5 - карбонатно-глинистых осадков зоны волнений; 6-8 - фациального комплекса карбонатных и терригенных осадков зоны с неустойчивым положением береговой линии (МН): 6 - алевропелитовых осадков с прослоями строматолитовых биогермов; 7 - переслаивания алевропелитовых карбонатно-глинистых осадков и биостромов; 8 - переслаивания алевропелитовых и карбонатных осадков; 9-12 - фациального комплекса известковых осадков удаленного морского мелководья (МУ): 9 - седиментационные брекчии и массивные известковые илы зон течений и волнений; 10 - мелко - и толстослоистые известковые илы; 12 - известковые строматолито-вые биогермы; 13-14 - фациального комплекса высокомагнезиальных карбонатных осадков лагуны: 13 - седиментационные брекчии и массивные известковые илы зон течений и волнений; 14 - мелко - и толстослоистые карбонатные илы; 15-16 - метасоматические залежи: 15 - сидериты; 16 -магнезиты; 17 - линия поверхности предзигальгинского размыва; фациальные границы: 18 - установленные; 19 - предполагаемые; 20 - скважины; 21 -пачки бакальской свиты (см. рис. 6).
В - текстуры пород: 1-11 седиментационные: 1 - массивная; 2 - мелковолнистослоистая; 3 - комковато-пятнистая; 4 - седиментационная брекчия (стру л-тура); 5 - строматолитовая; 6 - косослоистая однонаправленная; 7 - косослоистая разнонаправленная; 8 - линзовидно-слоистая; 9 - ритмичная слоистость; 10 - знаки ряби; 11 - трещины усыхания; 12-17 - эпигенетические текстуры: 12 - стилолитовая; 13 - линзовидно-”червячковая”; 14 - полосчатая; 15 - прожилковая; 16 -,прожилково-”червячковая”; 17 - гнездовая; 18 -присутствие углеродистого органического вещества; 19 - отсутствие углеродистого органического вещества; 20 - тектоническая брекчия; 21 - гемати-тизация; 22 - лиственитизация
42
Рис. 12. Поперечный литолого-фациальный профиль по размолочной линии 90. Усл. обозначен, на рис. 11
43
400	300	200	100	0 м
। ’ > .........1
Рис. 13 Поперечный литолого-фациальный профиль по разве дочной линии -35. Усл. обозначен, на рис. 11
44
Рис. 14. Поперечный литолого-фациальный профиль по разведочной линии 3. Усл. обозначен, на рис. 11
45
М Рис. 15. Продольный литолого-фациальный профиль “Вос-1500-м ТОЧНЫЙ”.
1 -известко-юоо- вые осадки фации МУВ; 2 - строма-500-	толитовые биогер-
мы фации МУБ; 3 0	- высокомагнези-
альные карбонаты
г-г-1 фации ЛУВ; 4 - пе-1 I I I реслаивание кар-
г—। бонагных и глини-2 | Я I стых осадков фаци-
з L1
4
5
6
7
«и
ального комплекса МН; 5 - карбонатно-глинистые осадки фации МОВ; 6 -алеврито-песчаные осадки фации МПВ; 7 - песчаные осадки фации МПЛ; 8 - сидеритовое оруденение; 9 - линия предзи-гальгинского размыва; 10-скважи-
10 □
46
лее 10 см, прослоев и линз эпизодически, в верхней части иркусканской и буландихинской пачек. Выделяется тип обломочных образований глинисто-карбонатного состава. Он представлен обломками глинистых сланцев и карбоната от неокатанных до слабоокатанных в глинисто-карбонатном цементе (седиментационная брекчия) и образует маломощные прослои и линзы, пользующиеся ограниченным распространением, как правило, на контактах терригенных и карбонатных пачек.
2.3.2.	Группа глинистых и карбонатно-глинистых пород
Литологические типы этой группы представлены в табл.
2.1.	Глинистые сланцы широко распространены в разрезе свиты. Они содержат до 10% карбонатного вещества, имеют алев-ропелитовую структуру, преимущественно черный цвет. Карбонатно-глинистые сланцы содержат от 10 до 30% карбонатного вещества [Справочное руководство..., 1958], часто имеют тонкослоистую и “червячковую” текстуру, реже косовол-п исто-слоистую, темно-серый, иногда зеленовато-серый цвет.
2.3.3.	Группа смешанных пород (частых переслаиваний)
Литологические типы представлены в табл. 2.1. К этой । руппе относятся породы смешанного состава. Они характеризуются незначительным преобладанием в составе одного и । гранулометрических компонентов (алевритового, глинис-IOIO или песчаного) и частой сменой преобладающего компонента [Верзилин, Окнова, 1983]. Наибольшим развитием в । руппе пользуются частые переслаивания существенно алев-ронитовых и существенно глинистых сланцев с мелкомасш-। попой волнистой слоистостью. Мощность индивидуальных
47
прослойков колеблется от первых миллиметров до 10 см. При большей мощности они могут выделяться как самостоятельные литологические типы. В этой группе часто развиты “чер-вячковые”1 текстуры.
Литологические типы трех указанных выше групп слагают в разрезе свиты терригенные пачки. Преобладающим развитием пользуются среди них алевролиты и глинистые сланцы.
2.3.4.	Группа карбонатных и глинисто-карбонатных пород и руд
Литологические типы представлены в табл. 2.2. Выделено четыре подгруппы по литологическому составу карбонатных пород: известняки, доломиты, сидериты, магнезиты. Во всех подгруппах по содержанию терригенно-глинистой примеси карбонатные породы подразделяются на чистые (примесь 0-5%), глинистые (5-20%), мергельные (20-50%), глинистые мергельные (50-70%) в. соответствии с общепринятым делением [Справочное руководство..., 1958]. В известняках широко развиты типы толсто- и мелкослоистые, а также массивные, скорлуповатые (строматолитовые), в глинистых разностях - “червячковые”, редко встречаются конгломератобрекчиевые, спорадически - тип с оползневой (?) текстурой. В доломитах и сидеритах отмечаются литологические типы, текстурно аналогичные известнякам, но, кроме того,
1 Текстура получила название по наличию изогнутых ориентированных под разными углами к слоистости линзочек более чистого карбонатного материала в глинисто-карбонатной основной массе. Эти линзы расположены беспорядочно или субпараллельно; длина от 2-5 см до 10-20 см. Их образование может быть связано с инъекциями карбонатного ила в слабо литифицированный карбонатно-глинистый субстрат в процессе уплотнения и дегидратации - прожилки гидроразрыва [Басков, 1976].
48
Таблица 2.2
Литологические типы карбонатных и глииисто-карбонатных пород
Известняк	Поломит	Сидерит	Магнезит
Толстослоистый Мелкослоистый Скорлуповатый Массивный Пятнистый “Червячковый” Стилолитовый “Оползневый” Конгломератобрекчиевый Брекчиевый	Толстослоистый Мелкослоистый Скорлуповатый Массивный Пятнистый “Червячковый” Стилолитовый “Оползневый” Конгломератобрекчиевый Брекчиевый Полосчатый Гнездовопятнистый Прожилковый 	Гравулитррый		Толстослоистый Мелкослоистый Скорлуповатый Массивный Пятнистый “Червячковый” Стилолитовый “Оползневый” Конгломератобрекчиевый Брекчиевый Полосчатый Гнездовопятнистый Прожилковый Гранулитовый	Скорлуповатый Массивный Стилолитовый Брекчиевый Полосчатый Гнездовопятнистый Прожилковый
широко развиты типы с полосчатой, пятнисто-гнездовой, “гранулитовой” и прожилковой текстурой. Последние из перечисленных текстур широко развиты в различных литологических типах магнезитов. Кроме того, для магнезитов, приуроченных к доломитам шуйдинской пачки, характерно крупнозернистое, стрельчатое строение. Стилолитовые текстуры, а также брекчиевидные менее характерны для известняков, чем для карбонатов других подгрупп.
При изучении литологических типов карбонатных пород обращает на себя внимание тот факт, что вторичные текстуры, связанные с перекристаллизацией карбонатного вещества, развиты шире в магнезитах, сидеритах, а также в доломитах, нежели в известняках. Одним из объяснений может ныть более интенсивное преобразование данных карбонатных пород под воздействием гидротермальных флюидов.
49
2.4.	Краткая характеристика вещественного состава пород
Изучение вещественного состава пород рудовмещающей бакальской свиты на крупнейшем сидеритовом месторождении мира проведено достаточно подробно [Заварицкий, 1939; Малахов, 1957, 1959; Яницкий и Сергеев, 1963; Давыденко, 1958,1972;Бургеля, 1962;Тимесков, 1963 и др.; Варлаков, 1967; Анфимов 1982,1997, и др.; Сульман и Демчук, 1984 и др.]
Карбонатные породы представлены кристаллически зернистыми разностями и разделяются на пелитоморфные (размер зерен менее 0,01 мм), тонкозернистые (0,01-0,05 мм), мелкозернистые (0,05-0,2 мм), среднезернистые (0,2-0,5 мм), крупнозернистые (более 0,5 мм, по М.С. Швецову [1958]). Фазово-минеральный состав подробно был изучен В.А. Ти-месковым [1963]. На основе комплексных исследований, включающих термический анализ с применением рентгеноструктурного, оптического и химического методов, в составе карбонатных пород им выявлены, кроме карбонатных, окисные и гидроокисные, силикатные (преимущественно глинистые) минералы, сульфиды и тонкодисперсное органическое вещество. Карбонатная часть породы представлена одной или более минеральными фазами (кальцит, доломит, анкерит, сидерит, магнезит).
Известняки в бакальской свите приурочены ко всем карбонатным горизонтам2. Они не имеют непосредственных контактов с сидеритовыми телами, граничат только с доломитами и имеют максимальное развитие среди карбонатных пород. По кристаллической структуре известняки пелитоморфные, местами перекристаллизованные тонкозернистые. Для
2 Исключением является нижний горизонт шуйдинской пачки (R, Ь23а), сложенный доломитами с залежами магнезита.
50
известняков характерно постоянное присутствие примесей магния, железа и марганца, повышающееся по мере приближения к зонам доломитизации. Наиболее чистые разности известняков обнаружены на периферии рудного поля (табл. 2.3) и представлены кальцитовыми разностями. В других местах известняки, как правило, содержат, кроме основной кальцитовой фазы, еще и примесь доломита [Сульман и др., 1980] и имеют повышенную магнезиальность (см. табл. 2.3). В однофазных известняках с помощью термического и рентгеновского анализов установлен магнезиальный кальцит с содержанием MgCO3 0,7-3,7%, подобный современным морским осадкам;
Таблица 2.3 Химический состав карбонатных пород бакальской свиты, мае. %
Состав	248к	278к	62к	220к	ИЗ.к	АГК	314к
SiO2	0,20	0,59	3,40	0,50	3,08	0,12	1,18
TiCh	0,01	0,01	0,05	0,01	0,02	0,01	0,01
AI2O3	0,10	0,10	0,93	0,10	0,82	0,12	0,22
FC2O3	0,10	0,18	0,38	0,73	0,70	0,86	0,10
FeO	0,10	0,10	1,79	1,40	3,20	12,11	0,76
МпО	0,01	0,02	0,05	0,15	0,27	0,71	0,02
СаО	54,81	52,29	47,66	29,67	28,70	27,35	28,80
MgO	0,11	1,08	2,49	19,84	17,90	13,93 '	21,30
Na2O	0,05	0,05	0,23	0,07	0,15	0,15	0,15
К2О	0,02	0,02	0,17	0,03	0,16	0,10	0,10
Р2О5	<0,05	<0,05	<0,05	<0,05	<0,05	<0,05	<0,05
Н2О		-	-	0.10-	-	-	-
S	-	-	<0,05	<0,05	<0.05	<0,05	<0,05
СО2	-	-	40,13	45,38	42,98	41,21	45,19
П.п.п.	43,58	44,36	41,89	46,83	44,57	44,47	46,74
Сумма	99,14	99.58	99,14	99,53	99,67	100,03	99,43
Примечание. 248к - известняк, г. Бакал, фундамент дома по ул. Пугачева, березовская пачка; 278к - известняк, карьер Карелка, бере-ювская пачка; 62к - известняк, Новобакальский карьер, шиханская пачка; 220к - Нижнебакальский карьер, березовская пачка; 113к - Пет-линский карьер, шуйдинская пачка; АГК - Центральный карьер рудники Иркускан, гаевская пачка; 314к - Петлинский карьер, шуйдинская пачка.
51
возможно, он представляет собой реликтовую почти не измененную постдиагенетическими процессами доломитизации карбонатую породу.
Доломиты в отложениях бакальской свиты развиты широко, но уступают известнякам по объему. Они имеют кристаллически зернистую (мелко- и (или) крупнозернистую) структуру. В.А. Тимесковым [1963] среди них были выделены нормальные и железистые разности, в последних содержание железа составляет более 1 мас.%. Основная масса доломитов, образующих, как правило, широкие площадные зоны вокруг сидеритовых залежей, относится к маложелезистой разновидности вне зависимости от удаленности от сидеритов с содержанием FeO в количестве 1-2% в виде изоморфной примеси к магниевой составляющей доломита (см. табл. 2.3). В узких контактовых зонах с сидеритовыми рудными телами содержание железа в чистых от терригенной примеси доломитах может достигать 11% [Демчук и др., 1996]; такие разновидности принято относить к анкеритам. Отмечена прямая зависимость содержания железа в карбонатной части доломитов и от количества терригенно-глинистой примеси [Сульман и др., 1980]. Доломиты нижнешуйдинского горизонта несколько отличаются от остальных не только стратиграфическим распространением по данному горизонту, но и близким к теоретическому соотношением MgO и СаО, незначительной примесью железа и марганца, относительной чистотой от терригенной примеси (см. табл. 2.3).
Сидериты представлены кристаллически зернистыми разностями, как правило, с обилием гнезд и прожилков перекристаллизованного карбоната. В составе сидеритовых рудных тел выделено В.А. Тимесковым [1963] три типа по минеральному составу: мономинеральные, биминеральные й по-лиминеральные. Мономинеральные руды содержат более 30%
52
FeO и не более 1,5-2% СаО, 1,5-2% МпО и 5-12% (до 19%) MgO (табл. 2.4), состоят из сидерита с изоморфной примесью Са, Mg, Мп, причем с Mg изоморфизм полный (ряд сиде-роплезит - пистомезит). Биминеральные руды состоят из двух кристаллических фаз - сидероплезит-пистомезита и железистого доломита-анкерита, находящихся в разном процентном отношении. Содержания FeO достигают здесь 30%, СаО -10-15%. Полиминеральные руды содержат железистый доломит, анкерит, иногда мезитит и кальцит. Содержание FeO составляет 10-30%, СаО - более 15%. Рудные залежи сложены в основном моно- и биминеральными рудами, причем первые преобладают в верхних частях залежей; полиминеральные
Таблица 2.4
Химический состав сидеритов Бакальских месторождений
Состав	1	2	3	4	5
SiOz	0,36	0,50	0,60	3,90	2,10
Т1О2	0,01	0,01	0,01	0,02	0,04
АИОз	0,42	0,11	0,32	1,24	1,45
FezOi	4,38	0,10	0,10	3,26	1,77
FeO	45,70	43,65	48,05	38,10	46,26
МпО	1,55	1,33	1,43	1,08	0,39
СаО	0,49	1	0,33	0,68	1,80
MgO	8,10	12,60	9,88	13,44	8,18
NazO	0,15	0,10	0,15	0,12	0,11
K2O	0,1	0,1	0,1	0,18	0,16
P2O5	0,05	0,05	0,05	0,05	0,05
S	0,05	0,05	0,05	0,41	0,05
CO2	-	-	36,98	37,73	38,0
П.п.п.	38,98	40,14	39,0	35,0	34,0
Сумма	100,34	99,74	100,70	99,07	96,31
Сидерит	95,5	96	99	90	94
Доломит	-	3	-	-	-
НМО	4.5	1	1	10	6
Примечание. 1- 235к - шахта “Сидеритовая”, березовская пачка; X - 387к - Иркускан, Центральный карьер, шуйдинская пачка; 3 - СГК-I - Иркускан, Центральный карьер, гидротермальная жила; 4 - 456-4 -Кварцитовый (Сидеритовый) карьер, шиханская пачка; 5 - 453-1 - Вос-। очно-Буландихинский карьер, верхнебякальская пачка. Содержание сидерита, доломита, НМО (нфастворимого минерального остатка) вычислено по данным химического анализа.
53
руды слагают фланги рудных тел.
Обломочно-глинистые породы. Обломочный материал терригенных пород представлен преимущественно кварцем алевритовой и псаммитовой размернос ти и различной степени окатанности. Сортировка и окатанное ть материала в песчаниках хорошая. В виде небольшой примеси присутствует альбит, редко обломки глинистых сланцев, чешуйки мусковита, акцессорные минералы представлены “сквозными” для рифейских обломочных толщ цирконом, турмалином, апатитом, гранатом и магнетитом, а также зернами кварцита. По данным М.Т. Орловой [1960], тяжелая фракция кварцитовидных песчаников бакальской свиты является существенно цирконовой (73,2%) с повышенным содержанием ильменита (5,2%), магнетита (8,2%), пироксена (7,7%!), амфибола (1,7%) и эпидота (1%). Общая доля неустойчивых минералов тяжелой фракции составляет около 10,4%. Химический состав кварцевого кварцитовидного среднезернистого песчаника с массивной текстурой из прослоя в пачке переслаивания шуйдин-ского горизонта (b23b) приведен в табл. 2.5. Кварцевые песчаники и алевролиты имеют конформно-регенерационные структуры, характерные для обломочных пород, испытавших глубинный катагенез.
Глинистые породы в виде прослойков среди алевритопесчаных или карбонатных, а также мощных, до сотен метров (макаровская и иркусканская пачки), пластов представлены глинистыми филлитовидными сланцами3 с заметной сланцеватостью (кливаж течения). Последняя ориентирована, как
3 Классификация глинистых пород, подверженных эпигенетическим изменениям, не является окончательно разработанной. По классификации Л.В. Анфимова [1997], глинистые породы бакальской свиты относятся к петрографическим типам пелитовых микросланцев и филлитовидных сланцев. Однако термин “глинистые сланцы*’ активно используется при стадиальном анализе [Логвиненко, 1968; Карпова, 1983; Япаскурт, 1992], если речь не идет об указании * конкретной минеральной фации литогенеза.
54
Таблица 2.5
Химический состав обломочно-глинистых пород бакальской свиты
Состав	1	2	, 3	4	5	6
SiCh	59,19	58,21	57,65	55,46	51,85	90,79
TiOi	0,78	-	0,86	0.81	0,96	0,15
АЬОз	19,23	18,34	17,04	21,44	24,53	4,74
FezOi	1,83	8,37	4,26 •	1,8	7,48	0,18
FeO	5,86	0,88	3,17	5,97	0,16	0,60
MnO	0,07		0,11	0,02	0,07	0,01
CaO	0,29	0,55	1,20	0,75	0,32	<0,1
MgO	1,76	2,26	2,38	2,15	1,52	0,31
Na2O	0,45	0,76	0,93	0,2	0,30	<0,1
K2O	4,56	3,96	4,18	4,64	7,95	1,45
P2O5	0,11		0,09	0,05	0,08	<0,05
SO3	0,09	0,11	1,05	0,15	>0,05	0,11
CO:	1,13	1,17	1,1	0,88	-	0,13
П.п.п.	5,19	5,65	-	6,15	5,14	0,89
C	0,60		0,35		-	-
НгО*	3,79	-	6,19*	-	-	
H2O	0,64			-		
Сумма	99.32	100.26	. LQQM,-	99.26		100-43	99.37
Примечание.* - общая вода; 1 - бакальская свита, 44 пробы; 2 -глинистые толщи Русской платформы, рифей (765 образцов из 17 проб [Справочник по геохимии..., 1990]); 3 - пелитовые осадки Русской платформы, поздний протерозой [Справочник по геохимии..., 1990]; 4 - 129к - черный глинистый сланец, Восточно-Буландихинский карьер, верхнебакальская пачка; 5 - 231 к - кварц-серицитовый глинистый сланец (“белик”) - Малосукинское месторождение, скв. 1135/44,7 шуйдинская пачка; 6 - 375к - кварцитовидный среднезернистый песчаник, Александровский карьер, пачка Ьгзь.
правило, под острым углом к слоистости. Породы темно-серые до черных из-за примеси тонкорассеянного углерода в количестве 0,5-1%, представленного шунгитом с температурой начала выгорания 560° С, максимального пика - 670°С и окончания выгорания - 735°С [Крупенин и др., 1994]. Глинистые сланцы имеют массивную или мелкослоистую текстуру, обусловленную присутствием алевритовых прослойков, алев-ропелитовую или пелитовую структуру. В ряде случаев наблю-
55
дается неотчетливая полосчатость, обусловленная неравномерным распределением кварцевого алевритового материала, реже карбоната. Мощность полос - от 1-2 до 10 мм. Светлые преимущественно алевритовые полосы имеют иногда микролинзовидное строение, местами приобрели кварцитовидную структуру, крупные участки сложены кварцем (содержание 20-40%), гидрослюдой и карбонатом (количество последнего достигает 10-15%, представлен микрокристаллическим кальцитом, иногда мелкими секущими прожилками и ромбоэдрами железистого доломита). Темные прослойки сложены раскристаллизованным тонкозернистым агрегатом магнезиально-железистого хлорита и гидрослюды (размер кристаллооптически ориентированных зерен 0,005-0,01 мм) при некотором количественном преобладании последней. Границы слойков, как правило, неотчетливые, реже резкие. Шунгит наблюдается либо в виде тонкорассеянной примеси в основной ткани сланцев, либо приурочен к тонким (0,05-0,15 мм) пологоволнистым пленкам кливажа течения, развитым субпараллельно или под острым углом к слоистости с интервалом 0,05-0,1 мм и иногда образующим микросетчатость.
Ренттеноструктурное изучение гидрослюдистой составляющей глинистых пород показало, что слюды представлены мелкочешуйчатым мусковитом (серицитом) хорошей степени окристаллизованности (острые рентгеновские рефлексы 10,0; 4,98 и 2,49 ангс.). На удалении от Бакальского рудного поля преобладают слюды полиморфной модификации 2М1 (рентгеновские рефлексы 3,21; 3,0 и 2,87 ангс.), а непосредственно в зоне сидеритообразования присутствует смесь модификаций 2М]+1М и 2М(»1М. Для последней характерны рефлексы 2,69 и 3,08 ангс. Слюды имеют существенно алюминиевый состав: параметр b составляет 8,99-9,02 ангс., иногда они очень слабо гидратированы: параметр с - 9,97-10,02 ангс. [Дем-
56
чук и др., 1997]. Гидратированность слюдистых минералов подтверждается присутствием на термограммах филлитовидных сланцев небольших эндоэффектов в интервале 100-200°С и 500-700°С. Слюда мусковитового типа имеет небольшой пологий эндоэффект в интервале 800-1000°С. Магнезиальножелезистый хлорит на дифрактограммах имеет ослабленные нечетные рефлексы (14,2; 4,7; 2,84 ангс.) и более интенсивные четные (7,2; 3,60 ангс.). На термограммах железистый хлорит фиксируется по интенсивным эндоэффектам в интервале 500-650°С. Ширина и асимметричность этого эндоэффекта свидетельствует о невысокой степени кристалличности и тон-кодисперсности, особенно для образцов глинистых пород, отобранных на удалении от сидеритовых залежей. В мощных глинистых пачках бакальской свиты (макаровская, иркусканская) обнаружено присутствие рентгеноаморфной тонкодисперсной фазы разбухающих глинистых минералов, дающих на дифрактограммах насыщенных образцов слабые рефлексы монтмориллонита (18,1 ангстрем) и вермикулита (17,7 ангс.). Для подобных разностей глинистых пород хорошо проявлена способность вспучиваться при обжиге, используемая для производства шунгизита - керамзитоподобного строительного материала [Крупенин и др., 1994].
По содержанию основных породообразующих компонентов глинистые породы бакальской свиты являются типичными для глинистых пород платформенных ассоциаций [Справочник ..., 1990]. Незначительные отличия, возможно, частично связаны с вторичными изменениями в литогенезе и проявились в преобладании закисного железа над окисным (FeO/ 1'с2О3 составляет 4,1 против 0,74 для рифейских глинистых сланцев), повышенном содержании К^О, свободного .углерода и пониженном - Na2O, СаО (см. табл. 2.5, пробы 1-4).
57
2.5.	ВЗАИМООТНОШЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД В РАЗРЕЗЕ БАКАЛЬСКОЙ СВИТЫ
Вопрос о соотношении сидеритового оруденения и вмещающих карбонатных пород является одним из важнейших в установлении генезиса руд. А.Н. Заварицким [1939], О.П. Сергеевым [1962], Ю.А. Давыденко [1972] и рядом других исследователей было показано, что сидеритовое оруденение пересекает слоистость и другие элементы текстуры осадочных пород, являясь наложенным, вторичным образованием. Для него характерны такие признаки метасоматического образования (по Д.С. Коржинскому [1953]), как сложная форма контактов рудных тел, наличие останцов доломитов внутри сидеритовых залежей и рудных сателлитов во вмещающих карбонатных породах, сохранение реликтовых минералов, не подвергшихся замещению (глинистых минералов и обломочного кварца). М.Т. Крупениным и Л.В. Анфимовым [1985] установлено, что сидеритовое оруденение наложено и на магнезитовое4. Л.В. Анфимовым и Н.В. Гринштейн [1981] было показано, что в гаевской пачке бакальской свиты, сложенной строматолитовыми карбонатами, широко развит явно метасоматический сидерит со строматолитовой текстурой, причем рудные тела свободно переходят в карбонатные породы слоистой и массивной текстур. Количество таких руд в гаевской пачке достигает 1/3 запасов всего рудного поля (более 300 млн т). Если эти руды связаны с эпигенетическими процессами, то можно предположить, что рудные тела в других карбонатных пачках сформированы также в результате наложенных
4 Необходимо отметить, что ряд сторонников седиментогенного си-деритообразования объясняет явление наложенности сидеритового оруденения на осадочные текстуры процессами метаморфизма рудных тел [Ушаков, 1934]; Малахов, 1959; Дружинин, 1978; и др.].
58
процессов. Этот вывод нашел свое подтверждение при детальных литолого-фациальных исследованиях автора в карьерах Бакальского рудного поля и неоднократно иллюстрирован ниже (см. главу 4).
2.6.	ПЕРВИЧНЫЕ (СЕДИМЕНТОГЕННЫЕ) ПРИЗНАКИ ЛИТОЛОГИЧЕСКИХ ТИПОВ ПОРОД
Под первичными признаками здесь понимаются те из них, которые отражают условия переноса и накопления отложений в седиментационном бассейне [Жемчужников, Яблоков, 1956, и др.]. К их числу относятся петрографический состав, структура и гранулометрический состав, окатанность и сортировка обломочных зерен, седиментационные текстуры, цвет, органические остатки, следы жизнедеятельности, минеральные включения и выделения, мощность слоев. К числу признаков, отражающих взаимоотношения различных типов осадков, относится характер контактов и переходов. Определенное значение для реконструкции условий седиментогене-за имеют некоторые минералогические и геохимические характеристики отложений. Возможность их использования для подверженных эпигенезу и низкотемпературному метаморфизму пород обоснована в работах О.М. Розена [1970 и др.], А.А. Предовского [1980 и др.], В.А. Мележика [1992 и др.], Т. Доннели и др. [Donnelly, Jakson, 1988] и ряде других.
Петрографический состав для литотипов глинистых и карбонатных пород свиты является недостаточно информативным первичным признаком из-за значительных постдиагенетических трансформаций вещественного состава. Для обломочных песчаных и алевритовых пород состав слагающих их минералов дает информацию о петрографии областей размыва и условиях седиментации. Для песчаников и алевролитов, как отмечалось выше, характерно преобладание квар
59
цевых обломков (редко встречаются обломки микрокварцита), встречаются зерна альбита, иногда фрагменты глинистых сланцев, листочки серицита и “сквозные” для стратотипического разреза рифея акцессорные минералы, среди которых преобладают наиболее устойчивые - циркон и магнетит. Контрастный состав тяжелой фракции - преобладание, с одной стороны, сверхустойчивого циркона, а с другой - неустойчивых пироксенов и амфиболов свидетельствует, по мнению М.Т. Орловой [1960], как об интенсивном и длительном выветривании осадочного материала, так и привносе свежих фрагментов основных пород.
Сохранение минералов основных пород в отложениях бакальской свиты, подверженным в литогенезе значительным (вплоть до начального метагенеза [Анфимов, 1997 и др.]) преобразованиям, указывает на то, что в бассейне седиментации этих минералов могло быть значительно больше (часть их преобразована в литогенезе).
Структура понимается как совокупность тех признаков внутреннего строения породы, которые обусловлены формой и размерами ее составных частей [Швецов, 1958]. Это один из основных седиментогенных признаков обломочных пород, указывающий на интенсивность динамики водной среды, дальность переноса обломочного материала, удаленность зоны осадконакопления от береговой линии бассейна седиментации. Выделение структур проводилось по преобладающей размерной фракции (более 60%, [Справочное руководство..., 1958]) на основе классификации В.Т. Фролова [1983], содержащей градации десятичной шкалы и учитывающей физические свойства пород (табл. 2.6).
Форма обломочных зерен песчаной и алевритовой размерности (преимущественно кварца) в терригенных образованиях бакальской свиты чаще изометричная, реже уцлинен-
60
Таблица 2.6
Гранулометрическая классификация структур осадочных пород (По В.Т.Фролову [1983], с сокращениями)
№ Л..П.	Размерность, мм	Структура
I. Яснозеонистые (крупнее 0,05 мм)		
1	Крупнее 100 100-10	Грубомерные: грубообломочные (псефитовые) Щебенковые, брекчиевые, галечные, конгломеоатовые
2	10-2	Крупномерные: крупнообломочно-дресвяные, гоавийные
3	2-0,05 2-1 1-0,5 0,5-0,25 0,25-0,1 	 0.1-0.05		Мелкомерные: песчаные (псаммитовые), зернистые Грубозернистые Крупнозернистые Среднезернистые Мелкозернистые Тонкозеонистые (тонкочешуйчатые)
II. Незернистые (i		телитомоосЬные. афанитовые)
1 а б	0,05-0,001 0,05-0,001 0,05-0,010 0,010-0,005 0,005-0,001 0.001-0.0001	Микромерные: микрообломочные (алевритовые), микрозернистые, чешуйчатые Алевритовые Крупноалевритовые Среднеалевритовые Мелкоалевритовые (грубопелитовые) Субколлоидные (пелитовые)
2	Без зерна	АмооЛная
ная (реликтовая форма зерен в породах, имеющих конформно-регенерационную структуру). По степени окатанности преобладают окатанные и среднеокатанные зерна; изредка встречаются неокатанные. Последние характерны чаще для алевритовой размерности. В породах бакальской свиты щироко распространены тонкозернистые песчаники, содержащие зерна алевритовой размерности (алевропесчаники). Среди псаммитов преобладают разности отсортированные и окатанные. Редко наблюдаемые в отложениях всех типов (как терригенных, так и карбонатных) линзы конгломератобрекчий характеризуются слабой сортированностью и окатанностью обломков. Первичная структура карбонатных пород выражена в из
61
вестняках участками с реликтовой пелитоморфной и сгустко-вой структурой. В остальных типах карбонатных пород наблюдается вторичная перекристаллизация.
Седиментогенные текстуры осадочной породы вслед за Н.Б. Вассоевичем понимаются как “совокупность таких черт ее внутреннего строения, которые обусловлены пространственным взаимоотношением отдельных компонентов и их ориентировкой по отношению как к поверхности наслоения, так и к Земле” [Вассоевич, 1983. С. 46]. Анализ текстурного рисунка породы, в первую очередь слоистости, разработан достаточно детально в работах В. Твенхофела [1936], Ю.А. Жемчужникова [1940], Д.В. Наливкина [1956] и др. Л.Н. Ботвинкиной [1965] была выполнена морфологическая классификация типов слоистости, позволяющая проводить стандартное описание текстур и давать их генетическую трактовку.
Выделяется две категории седиментогенных текстур: внутренняя текстура породы и текстура поверхностей наслоения. В отложениях бакальской свиты в результате детального анализа среди внутренних осадочных текстур породы выделены различные типы слоистости (для терригенных пород - табл. 2.7, для карбонатных - табл. 2.8), а также внутренние текстуры, и текстуры поверхностей наслоения (для терригенных пород - табл. 2.9). Для последних нередко характерны знаки ряби волнения и течения, трещины усыхания (рис. 16).
Наличие слоистости указывает на определенную периодичность в отложении осадочного материала и его сортировку по крупности, форме частиц и плотности. Это определяется изменениями гидродинамического режима бассейна седиментации. Основными признаками слоистости, определяющими эти изменения, являются форма и размеры слоев (соответственно выделяются группы и типы слоистости). Масштаб слоистости обусловлен интенсивностью движения
62
водной среды (чем выше интенсивность, тем больше масштаб), а морфология - характером гидродинамики: при поступательном движении водной среды формируется косая слоистость, при колебательных - волнистая, при отсутствии подвижности - горизонтальная тонкая [Тимофеев, 1969]; в случае интенсивного перемешивания гетерогенного осадка в придонной зоне образуется массивная текстура.
Классификация слоистости в породах бакальской свиты проведена по Л.Н. Ботвинкиной [1965]. Выделяются группы простых и сложных типов слоистости для терригенных и карбонатных пород. Подтип слоистости (масштаб) оценивается мощностью элементарной серии слойков: мелкая -100-10 мм, очень мелкая -10-1 мм, тонкая - менее 1 мм. Вид слоистости определяется по соотношению границ серий: параллельная -непараллельная, сильно или слабо срезанная, для горизонтальной слоистости - серийная, равномерная, неоднородная. Разновидность слоистости определяется по форме слойков, их направленности: выпуклая, вогнутая, в т. ч. мульдообразная, S-образная, однонаправленная, разнонаправленная. В терригенных породах количественно преобладают мелковолнисто-и линзовиднослоистые текстуры. Характерные типы слоистости терригенных пород приведены на рис. 17. В карбонатных породах широко развиты мелковолнисто- и линзовиднослоистая, а также массивная, строматолитовая, указывающий на заметную гидродинамическую активность среды осадконакопления. Основные типы слоистости карбонатных пород показаны на рис. 18.
Органическое углеродистое вещество присутствует в глинистых породах в виде тонкодисперсной примеси шунгита (0,5-1%). В других типах пород содержание органического углерода, видимо, существенно ниже. По аналогии с породами саткинской свиты [Сидоренков, 1971] его содержание опре-
63
Типы слоистости терригенных пород
Таблица 2.7
ПРОСТЫЕ ТИПЫ СЛОИСТОСТИ				
Тип	Подтип	Вид	Разновидность	Индекс характерной (Ьании*
Косая	Мелкая Очень мелкая	Непараллельная слабосрезанная Непараллельная слабосоезанная	S-образная или слабовыпуклая разнонапрвленная Мульдообразная	МПЛ-2 МПЛ-2 МПЛ-3
Косоволнистая	Очень мелкая	Непараллельная слабо срезанная	Вогнуто-выпуклая разнонаправленная	МПЛ-3 МПЛ-4 МПВ
* Волнистая, иногда линзовидная	Очень мелкая	Непараллельная слабо срезанная	Вогнуто-выпуклая	МПТ, МНО, МПЛ-2,3,4 МПВ-1.2
Горизонтальная	Очень мелкая	Неравномерная	Серийная	МПЛ-5 МОС-1
	Тонкая	Неравномерная	Простая	МОС-1, МНП-2, 	MHO-J	
СЛОЖНЫЕ ТИПЫ СЛОИСТОСТИ ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД				
Основной простой тип	Сложный тип			Индекс характерной фации
Косая	Косая мелкая и очень мелкая непараллельная,прямолинейная, разнонаправленная Косая очень мелкая мульдообразная, волнистая очень мелкая непараллельная Косая мелкая и очень мелкая прямолинейная непараллельная; мульдообразная очень мелкая; волнистая очень мелкая непараллельная Косая мелкая и очень мелкая мульдообразная; горизон-	тальная неравномерная прерывистая				МПЛ-2 МПЛ-2 МПЛ-2 МПЛ-2
64
Окончание табл. 2.7
Основной простой тип	Сложный тип	Индекс характерной
Косоволнистая	Косоволнистая очень мелкая слабосрезанная вогнуто-выпуклая разнонаправленная; волнистая очень мелкая непараллельная, вогнуто-выпуклая Косоволнистая очень мелкая слабосрезанная, вогнуто-выпуклая линзовидно-полосчатая, очень мелкая Косоволнистая очень мелкая, слабосрезанная вогнуто-выпуклая, разнонаправленная; волнистая очень мелкая непараллельная вогнуто-выпуклая; горизонтальная неравномерная простая	МПЛ-3,4 МПВ-2 МОВ-2 МПЛ-3
Горизонтальная	Горизонтальная неравномерная прерывистая; волнистая очень мелкая прерывистая Горизонтальная неравномерная прерывистая; линзовидно-полосчатая очень мелкая Горизонтальная неравномерная сплошная или прерывистая; неправильно-линзовидная Горизонтальная тонкая неравномерная; горизонтальнополосчатая	МПЛ Ml 113-6 МПВ-1 мос
* - Значения индексов фаций приведены в этом разделе ниже
делено для чистых карбонатов 0,05%, глинистых - 0,18%, а пелитовых сланцев - до 1,5-2%. Повышенные концентрации органического углерода на бакальском уровне бурзянской серии косвенно могут свидетельствовать о теплом гумидном климате конца раннего рифея.
Следы жизнедеятельности в отложениях бакальской свиты выражены строматолитами и онколитами - образованиями синезеленых водорослей, наблюдающимися в виде био-। ермов и биостромов. Кроме того, в глинистых отложениях « ниты известны остатки микрофоссилий, описанные Т.В. Янкаускасом и др. [Стратотип рифея...,1982]. В доломитах шуй-ципской пачки в Петлинском карьере автором встречен ребристый отпечаток с примесью углеродисто-глинистого материала, по форме напоминающий отпечаток кубковидного кишечнополостного из нижнерифейских алевролитов удоканс-
65
Типы слоистости карбонатных пород
Таблица 2.8
ПРОСТЫЕ ТИПЫ СЛОИСТОСТИ						
Тип	Подтип		Вид	Разновидность		Индекс характерной Фации
Пологоволнистая (иногда линзовидная)	Очень мелкая		Непараллельная	Равномерная и неравномерная		МУВ-2, ЛУВ-2, МНУ-2
Горизонтальная	Очень мелкая		Неравномер-	ная		Простая		МУВ-1
СЛОЖНЫЕ ТИПЫ СЛОИСТОСТИ						
Основной простой тип		' Сложный тип			Индекс характерной (Ьании	
Волнистая		Пологоволнистая, мульдообразная очень мелкая и мелкая			МУВ-2, ЛУВ-2,	
Волнистая (грубая)		Пологоволнистая; иногда линзовидная; мульдообразная очень мелкая и мелкая; неслоистая.			МУВ-3, ЛУВ-3	
Горизонтальная		Горизонтальная очень мелкая неравномерная; неслоистая			ЛУВ	
кой серии Восточной Сибири, описание которого дано Б.М. Келлером и др., [1982]. Активное развитие следов жизнедеятельности, типичных для нижнего рифея в отложениях бакальской свиты, свидетельствует о морских и лагунных мелководных условиях осадконакопления в теплом гумидном климате.
Окраска отложений определяется типом присутствующих пигментов. Породы бакальской свиты имеют первичную сероцветную окраску, обусловленную присутствием органического углерода. Карбонатные отложения имеют чаще светло-серую окраску, типичную для отложений морского генезиса. Серый и светло-серый цвет характерен и для песчано-алевритовых отложений сублиторальной зоны.
Темно-серая до черной окраска алевропелитовых и гли-
66
Таблица 2.9
Седиментационные текстуры терригенных пород
Группа текстур	Тип	Вид	Разновидность	Индекс характерной (Ьации
Внутренние текстуры пород	Массивная Эрозионные размывы			МПЛ, МОС, МПТ, МНП-1 МПЛ, МПТ
Текстуры поверхностей наслоения	Трещины усыхания Рябь волнений Рябь течений	Замкнуто-полигональные и лапчатые (недоразвитые) Крупная 10-40 см Мелкая 1-10 см Мелкая 1-10 см Серповидные, овальные	Выпуклая симметричная Вогнуто-выпуклая слабо асимметричная Вогнуто-выпуклая асимметричная	МПЛ-3 МПЛ-2, МПЛ-3 МПЛ-2, МПВ-1 МПЛ-3
нисто-карбонатных пород связана с присутствием тонкодисперсного углерода в ассоциации с глинистым материалом. При малом содержании органики глинистые породы имеют зеленовато-серый оттенок, обусловленный окраской хлорита и слюд. Красноцветные и пестроцветные отложения обнаружены в Восточно-Буландихинском карьере в верхней части буландихинской пачки бакальской свиты. Возможно, наличие вишнево-красных и розово-буроватых алевролитов и глинистых сланцев, насыщенных тонкими (около 0,01 мм) игольчатыми кристаллами гематита, свидетельствует о накоплении или нахождении после захоронения слабо литифицированных терригенно-глинистых илов в континентальных субаэральных условиях. Подобного типа вторичная эпигенетическая крас-ноцветность формируется на этапе континентального режима при инфильтрации через толщи осадков атмосферных насыщенных кислородом вод. Она описана для различных современных (Байя Калифорния, Мексика [Walker, 1967]) и ис-
67
Рис. 16. Текстуры активноводных отложений:
а) трещины усыхания в алевролитовом прослое приливно-отливной зоны; б) промоина в линзовидно-слоистом алевролите, выполненная алеврито-глинистым материалом; (иркусканская пачка бакальской свиты. Александровский
карьер, Иркускан); в) градаци-
онная и косоволнистая текстура в карбонатно-глинистом сланце (надшуйдинская пачка бакальской свиты. Центральный карьер, Иркускан).
копаемых отложений (терригенно-глинистые толщи верхне-пермского возраста Передового хребта Колорадо в США [Hubert, 1960; Walker, 1967], Предуральского прогиба [Крупе-нин, 1991]).
Характер контактов и переходов между слоями пород в основном ровный резкий или постепенный; редко на границах пластов отмечаются признаки размыва. Постепенные переходы, проявляющиеся в изменениях седиментационных
68
Рис. 17. Типы слоистости терригенных отложений.
1-4 - простые типы слоистости: 1 - косая мелкая непараллельная слабосрезанная слабовыпуклая разнонаправленная; 2 - косая очень мелкая непараллельная слабо срезанная мульдообразная; 3 - косоволнистая очень мелкая непараллельная вогнуто-выпуклая разнонаправленная; 4 - волнистая, очень мелкая неравномерная.
5-8 - сложные типы слоистости: 5 - комбинация косой мелкой прямолинейной и S-образной разнонап
равленной очень мелкой волнистой и горизонтальной; 6 - комбинация ко-
сой мелкой непараллельной слабовогнутой однонаправленной косоволнистой очень мелкой и горизонтальной; 7 - комбинация косоволнистой очень мелкой разнонаправленной и горизонтальной прерывистой; 8 - комбинация горизонтальной неравномерной прерывистой и волнисто-линзовидной очень мелкой.
признаков, часто наблюдаются в алевропелитовых осадках прибрежного морского мелководья и в карбонатных отложениях удаленного морского мелководья. Резкие отчетливые контакты характерны для смены литологических типов пород прибрежно-морского генезиса и связаны с изменениями условий осадконакопления: глубины и динамики водной среды.
69
Рис. 18. Типы слоистости карбонатных отложений.
1 -4 - удаленного морского мелководья: 1 - комбинация пологоволнистой очень мелкой и косоволнистой очень мелкой; 2 -комбинация очень мелкой горизонтальной пологоволнистой и косоволнистой; в верхней части брекчиевидная текстура; 3 - комбинация пологоволнистой и косоволнистой разнонаправленной; 4 - толстослоистая: чередование серий с пологоволнистой, косоволнистой, седиментаци-онных брекчий и массивных прослойков. 5-8 -
карбонатных осадков лагуны: 5 - комбинация пологоволнистой и косой очень мелкой разнонаправленной непараллельной; 6 - комбинация пологоволнистой косоволнистой очень мелкой; 7 - комбинация пологоволнистой очень мелкой и косоволнистой очень мелкой; 8 - толстослоистая: чередование серий с пологоволнистой горизонтальной косоволнистой седиментационных брекчий и массивных прослойков.
Эрозионные контакты характерны для алеврито-песчаных отложений сублиторальной зоны прибрежного морского мелководья и песчаных осадков зоны морских течений. Они имеют неровную форму, иногда с обломками нижележащих пород. Резкие контакты с тупыми выклиниваниями присущи строматолитовым биогермам. Между литологическими типами известняков и доломитов, доломитов и сидеритов всегда существуют резкие латеральные тупые или ступенчатые кон
то
такты, что связано с магнезиально-железистым метасоматозом и не имеет отношения к процессам седиментогенеза.
Минерально-геохимические первичные признаки определяются наличием индикаторных минералов или геохимических отношений элементов для реставрации конкретных условий седиментации. Наиболее часто используются соотношения редких элементов, свидетельствующие о признаках аридной седиментации. В.П.Парначевым [1987] было отмечено присутствие повышенных концентраций бора (до 240 г/т) в алевропелитах бакальской свиты, а также высокие содержания новообразованного турмалина, что может быть свидетельством повышенного содержания бора в осадках. Им же получены данные о высоком содержании фтора в карбонатных породах свиты (до 425 г/т в доломитах и до 500 г/т в известняках). Последнее обстоятельство интерпретировалось либо как следствие привноса вулканического пеплового материала, либо как указание на наличие в осадках тонкорассеянного флюорита, что рассматривалось как признак эвапоритовой седиментации.
В составе тонкозернистых известняков восточной (ко-рельской) фации (Корельский карьер) и березовской пачки (гора Березовая) бакальской свиты нами отмечены тонкие прожилки фиолетового флюорита, составляющие местами до 1 мас.%. Содержание редкоземельных элементов в известняках и флюоритах характеризуется весьма низкими концентрациями, при этом распределение лантаноидов в известняках является типичным для современных морских карбонатов и морских вод [Morteani et al., 1982], а во флюоритах характеризует раскристаллизацию из осадочных карбонатных пород [Krupenin et al., 1996].
Сульфаты, отмеченные В.П. Парначевым [1987] в составе карбонатных пород бакальской свиты в качестве признака
71
эвапоритовой седиментации, представлены гидротермальными образованиями барита в различных карбонатных пачках и единичной находкой кристаллического ангидрита в крупнозернистом доломите [Тимесков, 1963]. Отнесение этих эпигенетических минералов к седиментогенным перекристаллизованным образованиям является сомнительным.
М.В. Рыкусом и др. [1993] была предпринята попытка применить геохимические индикаторы для оценки условий осадконакопления углеродсодержащих комплексов рифея, в том числе бакальской свиты. Отмечена обедненность глинистых сланцев Макаровской подсвиты почти всем спектром малых элементов, кроме цинка, а для верхней подсвиты указаны относительно повышенные содержания Со и Си. Повышенные значения гидролизатного модуля (Al2O3+TiO2+Fe2O3+ FeO/SiO2=0,43) и алюмокремниевого модуля Al2O3/SiO2=0,33 указывают на относительную зрелость продуктов химического выветривания, поступавших в область седиментации в ба-кальское время.
Индикатором палеосолености служит отношение C/S [Berner, Raiswell, 1983], применимое и для протерозойских отложений [Donnelly, Jekson, 1988] (определяемое по соотношению органического углерода и сульфидной серы). Выполненный нами анализ 14 проб бакальской свиты, отобранных из глинистых сланцев Макаровской и иркусканской пачке, дал значения С от 0,65 до 1,4%, S - от 0,02 до 0,16%; средняя величина отношения С/S составляет около 75, что характерно для пресноводных отложений [Крупенин и др., 1995]. Наличие опресненных (лагунных) обстановок седиментации в ир-кусканское время предполагается и на основе структурно-текстурных признаков. Для вышележащих глинистых отложений зигазино-комаровской свиты получены величины С/S от 1 до 4, что хорошо коррелируется с мелководно-морским, време
72
нами застойным (эвксинным) характером бассейна седиментации.
2.7.	ФАЦИИ БАКАЛЬСКОГО СЕДИМЕНТАЦИОННОГО БАССЕЙНА
По характеру первичных признаков всех проанализированных литологических типов пород и взаимоотношений генетических типов осадков отложения бакальского седиментационного бассейна отнесены к мелководным морским и заливно-лагунным образованиям. Следует отметить, что отсутствие фауны и флоры (за исключением строматолитовых образований), ограниченная площадь развития бакальской свиты, ее удаленность от предполагаемых стратиграфических аналогов обусловливают некоторую условность выделяемых фациальных обстановок.
Среди морских отложений выделен ряд фациальных комплексов (макрофаций, по П.П. Тимофееву, [1969]): 1) терригенные осадки морского прибрежного мелководья с устойчивым положением береговой линии; 2) известково-глинистые осадки морского относительно удаленного мелководья с устойчивым положением береговой линии; 3) известковые осадки морского удаленного мелководья с устойчивым положением береговой линии; 4) известковые и терригенные осадки морского мелководья с неустойчивым положением береговой линии. Лагунные образования представлены одним комплексом - высокомагнезиальными карбонатами лагуны.
Фациальные комплексы состоят из нескольких близких по условиям формирования и литологическому составу фаций осадков, каждая из которых отвечает одному или нескольким генетическим типам осадков. Выделено 14 фаций и 32 генетических типа осадков (табл. 2.10). Для удобства пользования названиями генетических типов осадков и фаций приме-
73
Таблица 2.10
Классификация фациальных подразделений бакальского седиментационного бассейна
Фациальные комплексы	Фации	Генетические типы осадков
1. Терригенные осадки морского прибрежного мелководья с устойчивой береговой линией (МП)	1.	Пелито-алеврито-песча-ные и псефитовые осадки приливно-отливной равнины (литорали и сублиторали МПЛ) 2.	Песчано-алевритовые осадки зоны морских волнений (МПВ) 3.	Алеврито-песчаные осадки морских течений (МПТ)	1.	МПЛ-1 щебне-галечные отложения 2.	МПЛ-2 песчаные массивные и косослоистые 3.	МПЛ-3 переслаивание песчаных и алевритовых осадков 4.	МПЛ-4 алевритовые и алевропе-литовые осадки 5.	МП Л-5 пелитовые осадки 6.	МПВ-1 частое переслаивание алевритовых и песчаных осадков 7.	МПВ-2 частое переслаивание алевритовых и пелитовых осадков 8.	МПТ-1 песчаные мелкозернистые отложения 9.	МПТ-2 песчано-алевритовые осадки
2. Глинистые и и^-веспсово-глини-стые осадки относительно удаленного мелководья с устойчивым положением береговой линии (МО)	4. Глинистые и известково-глинистые осадки зоны морских спокойных вод (МОС) 5 .Известково-глинис-тые осадки зоны морских волнений (МОВ)	10.	МОС-1 глинистые осадки тонко-горизонтально-слоистые 11.	МОС-2 карбонатно-глинистые осадки тонко-горизонтально-слои-стые 12.	МОВ-1 карбонатно-глинистые осадки линзовидно- и волнисто-слоистые 13.	МОВ-2 карбонатно-глинистые осадки линзовидно- и косослоистые
3. Известковые осадки удаленного морского мелководья с устойчивым положением береговой линии (МУ)	6. Известковые аллохемы зоны морских течений (МУТ) 7. Известковые образования водорослевых строматолитовых банок на глубинах фотосинтеза (МУБ) 8. Известковые и известково-глинистые осадки зоны морских волнений (МУВ)	14.	МУТ-1 известковые интракласты 15.	МУТ-2 известковые и глинистоизвестковые аллохемы 16.	МУБ-1 известковые образования строматолитовых банок 17.	МУБ-2 известковые отложения онколитовых банок 18.	МУВ-1 глинисто-известковые и известковые илы неслоистые 19.	МУВ-2 глинисто-известковые и известковые илы мелкослоистые 20.	МУВ-3 глинисто-известковые и известковые илы толстослоистые
74
Окончание табл. 2.10
Фациальные комплексы	Фации	Генетические типы осадков
4. Терригенные и известковые осадки морского мелководья с неустойчивым положением береговой линии (МН)	9.	Алеврито-песчаные осадки морского мелководья с максимальным приближением береговой линии (МНП) 10.	Карбонатно-глинистые осадки морского мелководья с относительным удалением береговой линии (МНО) 11.	Известковые осадки морского мелководья с максимальным удалением береговой линии (МНУ)	21.	МНП-1 песчаные осадки 22.	МНП-2 алеврито-пелитовые осадки 23.	МНО-1 карбонатно-глинистые мелко- и тонкослоистые илы 24.	МНО-2 карбонатно-глинистые интракласты 25.	МНУ-1 известковые строматолито-вые биогермы и биостромы 26.	МНУ-2 известковые неслоистые и мелколоистые илы
5. Высокомагнезиальные карбонатные осадки лагуны с устойчивым положением береговой линии (ЛУ)	12.	Высокомагнезиальные карбонатные аллохемы зоны течений (ЛУТ) 13.	Высокомагнезиальные карбонаты строматолитовых банок на глубинах фотосинтеза (ЛУБ) 14.	Высокомагнезиальные карбонатные иловые осадки зоны волнений на мелководье (ЛУВ)	27.	ЛУТ-1 высокомагнезиальные карбонатные интракласты 28.	ЛУТ-2 высокомагнезиальные карбонатные аллохемы 29.	Высокомагнезиальные карбонатные биостромы 30.	ЛУВ-1 высокомагнезиальные карбонатные илы неслоистые 31.	ЛУ.В-2 высокомагнезиальные карбонатные илы мелкослоистые 32.	ЛУВ-3 высокомагнезиальные карбонатные илы толстослоистые
йена система индексов, представляющая собой аббревиатуру. Генетическая группа отложений обозначена заглавной буквой: М - морские, Л - лагунные. Нужно отметить, что некоторые алеврито-глинистые и карбонатно-глинистые образования по ряду генетических признаков тяготеют к лагунным, но недостаточное количество признаков аномальной солености по-
75
зволяет рассматривать их как морские. Фациальные комплексы осадков обозначены второй заглавной буквой: П - прибрежные, У - удаленные, О - относительно удаленные , Н - периодов с неустойчивым положением береговой линии. Фациальную принадлежность определяет третья заглавная буква: П - пересыхающее мелководье, В - волнений на мелководье, С - спокойных вод (спокойный гидродинамический режим), Т - течений, Б - биостромовая. Цифрами обозначены генетические типы отложений. К примеру, МПП -1 - щебне-галеч-никовые отложения морского прибрежного пересыхающего мелководья.
2.7.1.	Фациальный комплекс терригенных осадков морского прибрежного мелководья (МП)
Этот фациальный комплекс представлен обломочными и обломочно-глинистыми образованиями. По совокупности первичных признаков в его составе выделяются 3 фации. Их сравнительная характеристика приведена в табл. 2.11.
Фация пелито-алеврито-песчаных осадков пересыхающего мелководного побережья (МПП). Отложения этой фации наблюдались на ограниченной территории (карьер Александровский и несколько скважин в районе рудника Иркускан) в разрезах общей мощностью первые десятки метров. Совокупность первичных признаков и взаимоотношения генетических типов осадков в пространстве позволяют предполагать, что накопление исходных осадков происходило в пределах периодически пересыхавшей прибрежной зоны бассейна: мелководное ровное периодически пересыхающее побережье с активным привносом терригенно-глинистого ма-, териала. Преобладающим развитием в составе рассматриваемой фации пользуются прослои мощностью от 5-7 до десят-
76
Таблица 2.11
Фациальный комплекс терригенных осадков морского прибрежного мелководья
Генетические признаки пород	Фация пелито-алеврито-песчапых осадков приливно-отливной равнины	Фация песчано-глинисто-алевритовых осадков зоны морских волнений	Фация алевритопесчаных осадков зоны морских течений
Литологический состав	МПЛ Конгломератобрекчии, песчаники кварцевые и кварцево-глинистые, алевролиты, глинистые сланцы	МПВ Переслаивание алевролитов с глинистыми сланцами и песчаниками	МПТ Песчаник, алевролит кварцевый
Структуры	От псефитовой до пелитовой	От мелкопсаммитовой до алевропелито-вой	
Текстуры	Линзовидно- и волнистослоистая косоволнистая массивная, микроразмывы, знаки ряби, трещины усыхания	Линзовидно- и волнистослоистая косоволнистая	Массивная волнистослоистая
Геологические тела	Пласты *		
Мощность, м	пх 10	пх 10	0,2-1.5
Парагенетические ассоциации	МПВ, МПТ	МПЛ, МОС, МОВ, МПТ	МПЛ, МПВ
ков сантиметров алеврито-тонкопесчаных осадков с флазер-иой пологоволнистой и мелкой косоволнистой слоистостью, местами мульдообразной со знаками ряби волнения и течения. Встречаются прослои косослсистых крупно-грубозернистых кварцевых и лититовых песчаников с крупной рябью, равно как и прослои горизонтально-слоистых алевропелито-ных осадков.
Согласно существующим достаточно детальным классификациям [Рейнек, Сингх, 1981; Обстановки осадконакопления..., 1990], наблюдаемые разрезы могут быть отнесены к отложениям микроприливных барьерных островов (шенье-рам), либо к побережьям с приливно-отливными отмелями и эстуариями. Характерной является цикличность отложенчй, с развитием как трансгрессивной, так и регрессивной ветвей цикла. Последние выражены чередованием прослоев тонкослоистых глинистых алевролитов и алевропесчаников с лин
77
зовидно-волнистой слоистостью, мелкозернистых песчаников с флазерной и косоволнистой слоистостью, крупно- и среднезернистых песчаников с косой разнонаправленной слоистостью, связанной с приливно-отливной деятельностью [Klein, 1970]. Мощность циклов первые метры. Современные и ископаемые примеры подобных отложений многочисленны. Часто наблюдается уменьшение вверх зернистости, что отражает наступление приливно-отливной отмели. Подобные, алеврито-песчаные осадки, образованные мигрирующей приливно-отливной дельтой, детально описаны для побережья Джорджии, пролив Оссабо, США [Обстановки осадконакопления ..., 1990. С. 227]. Для них характерны укрупняющаяся или уменьшающаяся кверху зернистость, развитие троговой косой слоистости в баровых песках, текстур ряби в тонких песках, волновой и полосчатой слоистости в пачках переслаивания тонких песков и глин отложений меандрирующих проток. В формации Графуотер (ордовик, Южная Африка) общей мощностью 70 м циклы мощностью 1-4 м из косослоистых кварцевых аренитов с размывами и аргиллитов с трещинами усыхания характеризуют наступающую приливно-отливную отмель [Tankard, Hobday, 1977]. С.И. Романовским [1985] подобные отложения описаны из нижнедевонской формации Уан-Каза в Южном Тунисе. Они интерпретируются как ватты и содержат терригенные циклы мощностью до 6 м. Полный цикл начинается слоем раковинного детрита в песчаном базисе. Выше - слой песчаника с плоскопараллельной и корытообразной косой слойчатостью. Далее наблюдается чередование маломощных слоев песчаника и сланца с параллельной и корытообразной косой и флазерной слоистостью. Четвертый член цикла - чередование сланцев с полосчатыми алевролитами. Пятый - чистые глинистые сланцы. Данный цикл характеризует отложения внутриприливной зоны при
78
ливно-отливной наступающей равнины от песчаных кос к песчаным и илистым отмелям и илистой лагуне. Неполные циклы оказываются двучленными: песчаная часть в основании (соответствует приливному течению) и более глинистая - в кровле (отливное течение).
Среди отложений докембрия подобные разрезы пользуются также большим развитием. Например, крайне мелководные, типа ваттов, комплексы отложений описаны в разрезах усть-илинской свиты нижнего рифея Анабарского массива [Беляков, 1966] и представлены пачками переслаивания глинистых пород, алевролитов с преобладанием текстур мелкой асимметричной ряби волнения и течения, перекрестной, мульдообразной и градационной слоистости, слепков трещин усыхания. Подобного типа отложения описаны для песчано-алевритовых разрезов стрельногорской свиты среднего рифея Ту-руханского района [Мирошников, 1968], терригенных разрезов потоскуйской, погорюйской и других свит рифея Енисейского кряжа [Рифейские отложения..., 1973], терригенно-кар-бонатных разрезов омахтинской свиты нижнего рифея Учу-ро-Майского региона [Вейс, Петров, 1994]. В составе свиты Телемак (рифей юга Норвегии) крайне мелководные образования представлены песчаниками, алевролитами и глинистыми сланцами с перекрестной косой мульдовидной слоистостью, знаками ряби и флазерной слоистостью, трещинами усыхания [Singh, 1969]: В разрезах формации Сноуслип надсерии Белт в терригенных отложениях широко развита косая, линзовидная и флазерная слоистость, знаки ряби, трещины усыхания и плоскообломочные брекчии [Horodiski, 1983].
Наблюдаемая в разрезе верхней части иркусканской пачки цикличность с развитием как регрессивных, так и трансгрессивных ветвей циклов, может быть связана с осциллирующими движениями береговой линии, вызванными изменени
79
ями скорости прогибания дна бассейна и, соответственно, миграцией различных зон прибрежного мелководья (зон баровых валов, сублиторали, приливной равнины). Следует отметить, что такое неустойчивое, осциллирующее положение береговой линии, связанное, видимо, с неравномерным во времени прогибанием и (или) эвстатическим изменением уровня моря, является характерной особенностью комплексов осадков в различных частях разреза бакальской свиты, причем не только терригенно-тинистых, но и терригенно-кар-бонатных. В отложениях фаций пересыхающего побережья выделено пять генетических типов осадков.
Тип МПП-1 - щебне-галечные отложения. Представлены песчано-алевритовой конгломерато-брекчией светло-серого цвета. Обломки уплощенные, состоят из гальки, щебня и гравия алевролитов и песчаников массивной и слоистой текстуры разной степени окатанности, размером 1-5 см в песчано-тинистом базисе. Слагает редко наблюдаемые линзы мощностью до 10 см в алеврито-песчаных отложениях фации МПП. Нижний контакт эрозионный, верхний постепенный. Образование данного типа может быть связано с зоной литорали (сублиторали).
Тип МПП-2 - песчаные косослоистые осадки. Отложения представлены светло-серыми и серыми песчаниками от грубо до мелкозернистых. Обломочный материал хорошо отсортирован и окатан. Выделяется несколько подтипов по текстурному рисунку (по типам слоистости): с горизонтальной мелкой прерывистой; с косой мелкой непараллельной S-об-разной или слабо выпуклой разнонаправленной; с очень мелкой мульдообразной; с мелкой волнистой; а также ряд типов со сложными сочетаниями слоистости (см. табл. 2.8), основанными на комбинации косой мелкой й очень мелкой прямолинейной и мульдообразной с волнистой и горизонталь
80
ной. Появление мелкой косой разнонаправленной прямолинейной слоистости может быть связано с течениями во время приливов и отливов, а очень мелкой мульдообразной - с волнениями на мелководье. Иногда на плоскостях напластования песчаников наблюдаются знаки ряби волнения. Рябь имеет длину волны от 3-5 см до 40 см и амплитуду от 0,3-0,5 см до 4-5 см. Форма рифелей симметричная или слабо асимметричная с вогнутыми склонами у мелких знаков (длина волны до 10 см) и выпуклыми у крупных. В Александровском карьере азимут простирания валиков ряби изменяется от 28° до 75°. Отмечено наличие интерференционной ряби. В верхней части волн крупной ряби наблюдается наиболее грубозернистый песчаный материал (размер зерен до 2 мм), содержащий, кроме кварца, обломки глинистых пород. Песчаники образуют пласты и линзы мощностью до первых метров и контактируют с отложениями типов МПП-3 и МПП-4. Данный тип отложений, как предполагается, формировался в зоне сублиторали или песчаных пересыпей (баров).
Тип МПП-3. Переслаивание мелкозернистых песчаных и алевритовых осадков. Представлены частым чередованием мелкозернистых кварцитовидных песчаников, алевролитов, глинистых сланцев. Выделены подтипы: кварцитовидный алевропесчаник с прослоями глинистого сланца; алевролит с прослоями кварцитовидного алевропесчаника. Мощность слойков литологических разновидностей варьируется от 1 до 5 см, составляя в среднем 2-3 см. Структура псаммо-алевритовая, окатанность и степень сортировки в пределах прослоев хорошая. Текстура пород линзовидно-слоистая, реже косоволнистослоистая слабо срезанная ритмическая мелкая и очень мелкая. Встречается флазерная слоистость и рябь волнения на мелководье, образованная вследствие облекания алевритовым илом песчаных гребней ряби волнения [Рейнек,
81
Сингх, 1981]. На поверхности напластования присутствуют также рифели течения округло-овальной и серповидной формы. Наличие мелких эрозионных врезов, выполненных песчаным материалом мощностью до 10 см, предполагает существование течений на мелководье. В песчано-алевритовых отложениях наблюдаются трещины усыхания, которые приурочены к алевритовым прослоям. Они выполнены песчаным кварцевым материалом вышележащего слоя и имеют вид полигональной сетки со стороной 10-20 см, V-образное или округлое сечение, обычно смятое в результате последующего уплотнения глинисто-алевритового материала (см. рис. 16). В отложениях данного типа широко распространена нарушенная слоистость, очень напоминающая следы биотурбации, характерные для мелководных прибрежных отложений фанеро-зоя [Петтиджон и др., 1976]. Тип МПП-3 образует прослои и линзы мощностью до первых метров в контакте с телами песчаников (МПП-2) и алевролитов (МПП-4).
Тип МПП-4. Алеврито-пелитовые ритмично-слоистые отложения. Представлены рассланцованными алевролитами серыми и темно-серыми с очень мелкой ритмичной линзовидной слоистостью. Обломочный кварцевый материал отсортирован в пределах слойков, умеренно и слабо окатан. Текстура линзовидно- и косоволнистослоистая, слоистость очень мелкая слабо срезанная. Слойки и линзы алевритового материала имеют мощность от 1 мм до 2 см, в среднем 2-4 мм, алеврито-глинистого - от 1 до 10 мм, в среднем 2-3 мм. Контакты слойков резкие, нижний контакт иногда эрозионный. Мощность пластов, находящихся в контакте с отложениями генетических типов МПП-3 и МПП-5, до нескольких метров. Предполагается их образование в зоне слабых волнений на мелководье.
Тип МПП-5. Глинистые тонкослоистые осадки. Отло
82
жения представлены черными филлитовидными сланцами массивными и тонкослоистыми рассланцованными с алев-ро-пелитовой структурой. Под микроскопом наблюдается серицито-глинистый агрегат с рассеянными алеврито-пелитовыми зернами кварца, реже карбоната с примесью тонкодисперсного углерода, дающего на поверхности напластования проблематичные пластинчатые включения размером до 5 мм. Отложения данного типа образуют прослои и линзы мощностью до 50 см среди глинистых алевролитов; нижний контакт обычно постепенный, верхний резкий, иногда с размывом. Предполагается формирование их в зоне гидродинамически спокойного осадконакопления (илистая отмель?).
Фация песчано-алевритовых осадков зоны волнений морского прибрежного мелководья (МПВ). Отложения этой фации являются наиболее распространенными в комплексе осадков морского прибрежного мелководья. Представлены они переслаиванием тонкозернистых песчаников, крупно- и мелкозернистых алевролитов и глинистых сланцев. Окатанность обломочного существенно кварцевого материала хорошая и средняя, а сортировка зерен в слойках очень хорошая. Текстура линзовидно-слоистая, иногда косоволнистослоистая. Слоистость очень мелкая разнонаправленная слабо срезанная. Текстуры этих отложений указывают на то, что образовались они в зоне действия волнений на мелководье. Из-за постоянной примеси углеродисто-глинистого материала отложения имеют темно-серый цвет. Мощность образований данной фации в условиях широкого развития прибрежно-морских образований в бакальское время достигает десятков метров. Пласты и вытянутые линзы довольно устойчивы по простиранию, но местами переходят в отложения пересыхающего прибрежного мелководья (иркусканская и Макаровская пачки), морских течений (иркусканская, буландихинская пачки), фа
83
циального комплекса относительно удаленного мелководья (шуйдинская, надшуйдинская пачки). Не исключено, однако, что в ^некоторых пачках отложения, относимые к данной фации, могут принадлежать к заливно-лагунным образованиям, в случаях, когда они имеют повышенную глинистость, - мелкий и часто нерезкий текстурный рисунок. Выделено два генетических типа осадков.
Тип МПВ-1. Частое переслаивание алевритовых и песчаных осадков. Рассматриваемый тип представлен алевролитами и мелкозернистыми песчаниками серого и темно-серого цвета. Сортировка материала в слойках хорошая, окатанность средняя и хорошая. Текстура линзовидно- и волнистослоистая, иногда косоволнистая слабо срезанная разнонаправленная, образована слойками различного гранулометрического состава и глинистости. Карбонатность отложений достигает 5-15%, выражена тонкодисперсной карбонатной примесью и тонкими прослойками карбонатного материала. Мощность слойков отдельных разновидностей пород 1-5 см.
Тип МПВ-2. Частое переслаивание алевритовых и пелитовых осадков. Отложения имеют серый до черного цвет, хорошую сортировку алевритового материала в слойках. Текстура линзовидно- и волнистослоистая, слоистость иногда горизонтальная прерывистая и линзовидно-полосчатая, очень мелкая. Мощность слойков варьируется от долей до 10 мм, в среднем 2-5 мм. Слойки различаются по гранулометрическому составу и глинистости.
Фация алеврито-песчаных осадков морских течений (МПТ). Отложения этой фации пользуются ограниченным развитием среди различных морских фаций, в том числе карбонатных, в виде выдержанных прослоев светло-серого мелкозернистого хорошо отсортированного песчаника или алевропесчаника. Нижний контакт прослоев резкий, иногда
84
неровный эрозионный. Текстура массивная волнистослоистая прерывистая горизонтальная. По-видимому, образование таких песчаников связано с деятельностью морских течений, сохраняющих в придонных осадках отсортированный хорошо окатанный кварцевый песчаный материал и выносящих весь более мелкий материал [Ботвинкина и др., 1956]. В составе фации выделено два генетических типа осадков.
Тип МПТ-1. Мелкозернистое песчаные отложения. Представлены песчаниками кварцитовидными мелкозернистыми светло-серыми. Зерна хорошо окатаны, размер 0,2-	0,3
мм. Текстура массивная, но чаще содержит включения и нечеткие линзочки алеврито-глинистого материала, формирующие горизонтальную прерывистую слоистость. Местами порода содержит уплощенные обломки глинистого алевролита размером от первых миллиметров до 1-2 сантиметров в нижних частях прослоев. Представляется, что это материал нижележащих слабо литифицированных алевритовых слойков, захваченных потоком. Сходные образования описаны для склоновых зерновых массовых потоков, возникающих в различных обстановках осадконакопления даже при очень небольших углах наклона (около 1°) отложений [Carter, 1975]. Мощность выдержанных прослоев от 0,3 до 1,5 м. Прослой данного типа отложений наблюдался в буландихинском горизонте (Ь210) в западном борту Восточно-Буландихинского карьера среди глинистых алевролитов, содержащих эрозионные линзы кварцевых песчников.
Тип МПТ-2. Песчано-алевритовые линзовидно-слоис-тые отложения. В разрезе породы представлены кварцитовидными песчаниками и алевролитами светло-серого цвета с мелкопсаммитовой и крупноалевритовой структурой, линзовид-но-слоистой текстурой, подчеркнутой послойным распределением глинистого материала. Отложения образуют прослои
85
и линзы с нижним эрозионным контактом мощностью от первых сантиметров до 1,5 м среди глинистых алевролитов фации морских волнений на мелководье в шуйдинской и бу-ландихинской пачках.
Э.С. Щербаковым [1977] при проведении фациальноциклического анализа девонских отложений севера Урала среди фаций терригенных отложений мелкого моря описаны песчано-алевритовые осадки морских течений. Они представлены рядом генетических типов: песчаники мелкозернистые- с косой крупной разнонаправленной пологой слоистостью мощностью 3-10 м; песчаники мелкозернистые - алевролиты крупнозернистые однородные неяснослоистые и неслоистые хорошо отсортированные, иногда с горизонтальной и мелкой однонаправленной косой слоистостью мощностью 1-10 м; песчаники и алевролиты с мелкой однонаправленной косой слоистостью, чередующейся с горизонтальной, образующие линзы мощностью 3-20 см, разделенные маломощными прослоями аргиллитов в пачках общей мощностью до 5 м. Эти отложения рассматриваются как результат периодических ’‘висячих ’’ морских течений "переносивших терригенный материал примерно одной крупности ” [Щербаков, 1977. С. 67], при этом в донных отложениях косая слоистость может не возникать [Твенхофел, 1936; Ботвинкина, 1965].
2.7.2.	Фациальный комплекс глинистых и известково-глинистых осадков относительно удаленного морского мелководья (МО)
Отложения этого комплекса формировались в области более удаленной от берега, чем отложения комплекса морских прибрежных фаций, фактически они являются переходными к карбонатным осадкам морского удаленного мелководья и располагаются в латеральном и вертикальном рядах меж
86
ду отложениями терригенных (фациальный комплекс МП) и карбонатных фаций (фациальный комплекс МУ). Приурочены они ко всем терригенно-глинистым пачкам свиты. Фации представлены тонкозернистыми, иногда с повышенной кар-бонатностью осадками. Выделяются фация зоны спокойных вод МОС и фация зоны волнений МОВ (табл. 2.12). В разрезе отложения представлены глинистыми сланцами, карбонатно-глинистыми сланцами и глинистыми известковыми мергелями. Структура алевропелитовая, разноокатанный алевритовый материал представлен кварцем, реже карбонатом. Формирование текстурного рисунка связано, с одной стороны, со средой седиментации (различные типы слоистости), с другой стороны - с преобразованием неравновесного карбонатно-глинистого осадка в диагенезе (“червячковая” текстура). Образуют пласты мощностью в десятки метров.
Фация глинистых и известково-глинистых осадков зоны спокойных вод (МОС). Отложения выражены глинистыми и карбонатно-глинистыми сланцами с алевропелитовой структурой, тонкогоризонтально-слоистой текстурой. Слоистость часто неясная тонкая выявляется под микроскопом. В карбо-
Таблица 2.12
Фациальный комплекс глинистых и известково-глинистых осадков морского относительно удаленного мелководья с устойчивым положением береговой линии (МО)
Генетические признаки пород	Фация алеврито-пелитовых карбо-' ватно-глинистых осадков зоны спокойных вод МОС	Фация алеврито-пелитовых карбопат-по-глипистых осадков зоны волнений МОВ
Литологический состав Структура Текстура Г еологические тела Мощность, м Парагенетические ассоциации	Глинистый и карбонатноглинистый сланец Алевропелитовая Тонкая горизонтально- и вол нистослои стая Пласты До 10 МОВ, МПТ, МПВ, МУВ	Карбонатно-глинистый сланец, известковый мергель Алевропелитовая Мелкая линзовидно- и косоволнистослоистая Пласты, линзы До 20 МОС, МПВ, МУВ, МУБ, МУТ
87
натно-глинистых разностях местами развита «прожилково-червячковая» текстура. Не исключено, что образование карбонатно-глинистых осадков зоны спокойных вод связано с относительно глубокими частями бассейна седиментации, где карбонатонакопление затухало из-за неблагоприятных условий (недостаток освещенности, пониженные температуры), и преобладало накопление тонкоотмученного тонкослоистого (внешне без слоистости) алеврито-глинистого материала, обогащенного карбонатным илом в зонах, приближающихся к карбонатной седиментации. Выделено два генетических типа осадков.
Тип МОС-1. Алевропелитовые глинистые осадки. Представлены в виде черных глинистых сланцев, рассланцован-ных под углом к слоистости. Структура пелитовая и ал евро-пелитовая. Слоистость сложная: внешне нечеткая в виде полосчатости, под микроскопом тонкая горизонтальная; подчеркивается плоскими карбонатно-пиритовыми конкрециями и скоплениями алевритовых зерен кварца и карбоната (до 20%) в углеродисто-серицито-глинистой основной массе. Горизонтальная полосчатость образуется за счет неравномерного распределения алевропелитового кварцевого, пелитового глинистого и карбонатного материала, в составе полос с нечеткими границами мощностью 5-10 мм. Отложения образуют пласты мощностью первые десятки метров (например в низах иркус-канской пачки), контактируют с осадками различных фациальных комплексов.
Тип МОС-2. Алевропелитовые известково-глинистые осадки. Отложения представлены карбонатно-глинистыми сланцами с алевропелитовой структурой. Тонкогоризонтальная слоистость часто неясная, подчеркивается тонкими, от долей до 2 мм слойками существенно карбонатного состава. В породах часто развиты диагенетические “прожилково-чер-
88
вячковые“ текстуры. Среди образований данного фациального комплекса отложения этого типа образуют пласты мощностью до нескольких метров и на контакте с терригенными отложениями фации волнений на мелководье.
Фация известково-глинистых осадков зон морских волнений (МОВ). Отложения представлены карбонатно-глинистыми сланцами, глинистыми мергелями с волнисто- и косоволнистослоистой текстурой, а также “червячковой”. Отложения этой фации образуют пласты и линзы мощностью до 20 м. Данная фация характеризует осадки переходные от терригенно-глинистого к карбонатному накоплению и может быть связана с условиями как минимум двух типов: 1) зона относительно удаленных от берега отложений, куда терригенный материал почти не доносится; 2) зона относительно глубоководная, переходная от глубоких тиховодных участков дна с глинистой седиментацией к мелководным участкам с преобладающей карбонатной седиментацией и повышенной гидродинамической активностью, (краевая часть карбонатных платформ). В составе данной фации выделено два генетических типа осадков.
Тип МОВ-1. Известково-глинистые линзовидно-слоистые осадки. Представлены карбонатно-глинистыми сланцами и глинистыми мергелями с алевропелитовой структурой, очень мелкой линзовидно- и .волнистослоистой текстурой5. Слоистость образована слойками известкового тонкозернистого материала в алеврито-глинистом матриксе толщиной в первые миллиметры. Отложения образуют пласты мощностью до 10 м (надшиханская, верхнебакальская пачка), контактируют с отложениями генетических типов МПВ-2, МОС-2 и рядом других.
Тип МОВ-2. Известково-глинистые алевропелитовые
5 Широко развита здесь диагенетическая червячковая текстура.
89
осадки. Представлены карбонатно-глинистыми сланцами и рассланцованными глинистыми мергелями с алевропелито-вой структурой, сложной косоволнистой и линзовидно-по-лосчатой градационной слоистостью. Линзы карбонатно-глинистого алевропелитового материала с косоволнистой и мульдообразной слоистостью размещаются в кварцево-глинистом алевропелитовом субстрате, имеют нижний эрозионный или просто резкий контакт и верхний резкий или постепенный с глинистым вмещающим матриксом. Толщина линз достигает 1-2 см. Мощность отложений составляет несколько метров, они ассоциируют с отложениями фаций глинисто-кар-бонатных осадков морского мелководья (надшуйдинская, над-гаевская пачки). Образование таких осадков могло происходить при ритмическом поступлении карбонатного и алеврито-глинистого материала в мелководной зоне действия волнений в краевой части бассейна карбонатонакопления. Это закономерно определяется максимальным развитием данного генетического типа осадков стратиграфически выше и ниже крупного строматолитового купола гаевского времени.
2.7.3.	Фациальный комплекс известковых осадков удаленного морского мелководья МУ
Отложения фациального комплекса известковых осадков удаленного морского мелководья приурочены к карбонатным первично известняковым пачкам бакальской свиты. В область удаленного мелководья почти не попадает обломочный терригенный материал, и осадконакопление носит хемо-биогенный автохтонный характер [Уилсон, 1980]. Комплекс включает отложения нескольких ландшафтных зон, выделяемых в зависимости от глубины и динамики водной среды. Классификация фаций известковых осадков удаленного морс-
90
Таблица 2.13
Фациальный комплекс известковых осадков морского удаленного мелководья (МУ)
Генетические признаки пород	Фация известковых интракластов морских течений МУТ	Фация строматолитовых банок на глубинах Фотосинтеза МУБ	Фация известковых илов зоны волнений на мелководье МУВ
Литологический состав Структура Текстура Геологические тела Мощность, м Парагепетичес-кие ассоциации	Известняковая конгломератоб-рекчия, калькаренит Псефитовая, псаммитовая Массивная косослоистая Линзы с нижним эрозионным контактом пх 1,0 МПВ, МОВ, МУБ, МУВ	Известняк, глши Пелитом Строматолиго-вая, онколитовая Биогермы, биостромы с тупыми выклиниваниями пх МОВ, МУТ, МУВ	стый известняк орфная Массивная мелкослоистая Пластообразные с постепенными переходами 10 I МОС, МОВ, 1 МУТ. МУБ
кого мелководья приведена в табл. 2.13. Необходимо подчеркнуть, что в разрезах бакальской свиты отложения данного фациального комплекса выражены не только известняками, но и метасоматическими доломитами и сидеритами, образующими дискордантные по форме геологические тела относительно реставрируемых осадочных фациальных тел (прослоев известковых илов, линз известковых интракластов, строматолитовых биогермов).
Определение палеогеографической обстановки накопления отложений данного фациального комплекса в первом приближении’ не представляет труда - это несомненно морские мелководные образования. Существенно карбонатный состав пластов мощностью до первых сотен метров на площади в сотни квадратных километров может свидетельствовать об удаленности бассейна от береговой линии, которых не достигали терригенно-глинистые осадки. Актуалистическое срав
91
нение с современными мощными разрезами карбонатных осадков показывает, что в общем виде зона нескелетного (хе-могенного, биохемогенного) карбонатообразования зависит преимущественно (сравнительно выше других факторов) от температуры и солености бассейна и “ограничена экваториальным поясом между широтами ЗОР" [Обстановки осадконакопления..., 1990. Т.2. С. 9]. Известно, что атмосферные (по содержанию СО2) и климатические (температурные) условия верхнего докембрия отличались от современных в сторону повышенных значений указанных параметров [Чумаков, 1995], что несколько расширяет географические рамки карбонатной седиментации и, в определенной мере, глубины активного хемобиогенного карбонатообразования из морской воды. Однако глубины не должны были резко отличаться от величины фотической зоны опять же по причине неблагоприятного для карбонатонакопления уменьшения температуры воды с глубиной. Следовательно, можно предполагать, что и в рифее карбонакопление происходило интенсивно в условиях морского мелководья в теплом климате. Как замечено Дж. Л. Уилсоном [Уилсон, 1980. С. 29], обобщившим все многообразие современных и ископаемых обстановок карбонатной седиментации “...карбонатоотлагающая система действует с перерывами и очень чувствительна. Это значит, что она может резко остановиться и потом снова начать действовать, как только условия станут благоприятными’’.
Подавляющее большинство фанерозойских карбонатных разрезов, обобщенных в работах Дж.Л. Уилсона [1980], коллективной сводке [Обстановки осадконакопления..., 1990. Т. 2] и многих других публикациях, формировалось в мелководных прибрежно-шельфовых условиях. Часто описываются не только аквальные, но и субаэральные карбонатные отложения в составе карбонатных платформ (пляжевые и барь
92
ерные калькарениты и т.п.). При этом отложения, расположенные ниже базиса волнений и, тем более, штормовых волн (за исключением прослоев карбонатных темпеститов [Циклическая и событийная..., 1985]), представлены в основном бассейновыми глинистыми осадками [Уилсон, 1980.С. 212; и др.].
Докембрийские разрезы отличаются от фанерозойских отсутствием фауны и, соответственно, явно выраженных рифовых построек, являющихся главным элементом фанерозойских карбонатных платформ. Тем не менее для многих карбонатных верхнедокембрийских и палеозойских разрезов характерны признаки мелководности и даже периодического осушения. Проблема необычайно широкого развития ископаемых карбонатных тайдалитов (венд-кембрий Сибирской платформы, девон-нижняя пермь Восточно-Европейской платформы, кембрий-ордовик-силур Северо-Американской платформы) широко обсуждается сейчас. В.Г. Кузнецовым [1997. С. 224] предложено рассматривать их в качестве крайне мелководных перекомпенсированных “осадков надплатформенных морей в которых, в силу крайней мелководности, приливные явления были редуцированы. В рифейских разрезах крайне мелководные карбонатные отложения развиты также чрезвычайно широко как в разрезах стратотипа (саткинская, бакальская, ав-зянская, катавская, инзерская, миньярская свиты) [Маслов, 1997], так и в разрезах рифея Учуро-Майского региона (омах-тинская свита нижнего рифея [Семихатов, Серебряков, 1983]) и ряде других регионов.
Аналогичным образом обстановки накопления карбонатных пачек бакальской свиты также можно рассматривать не с позиций удаленности от берега, а с позиций приуроченности к относительно мелководным областям “надплатформенных морей” широкого плоского шельфа, наиболее пригодных для хемо- и фитогенного карбонатонакопления по сравнению с
93
приглубыми областями существенно терригенно-глинистой седиментации (фациальный комплекс глинистых и карбонатно-глинистых относительно глубоководных (?) осадков). Развитие текстур оползания, специфических раннедиагенетических “прожилково-червячковых” текстур в глинистых известняках и доломитах шуйдинской, шиханской и верхнебакальс-кой пачек, горизонтов и линз седиментационных карбонатных брекчий во всех пачках может свидетельствовать о пологом неровном рельефе дна седиментационного бассейна. В такой трактовке области карбонатонакопления могут рассматриваться как зоны относительных поднятий с активноводными условиями седиментации. Однозначная фациальная трактовка изучаемого разреза затруднена вследствие ограниченной для прослеживания контрастных фациальных изменений площади распространения отложений.
Необходимо кратко остановиться и на климатических условиях осадконакопления. Руководствуясь комплексом генетических признаков, можно говорить о гумидном теплом климате. Об этом свидетельствует сероцветность отложений, обогащенность глинистых пород органическим веществом, интенсивное карбонатонакопление, широкое развитие строматолитовых биогермов (в современных морях строматоли-товые купола развиты в области между северным и южным тропиками [Седиментология, 1980]).
Фация известковых аллохем зоны морских течений (МУТ). Отложения этой фации представлены седиментоген-ными конгломератобрекчиями и брекчиевидными и комковатыми карбонатами. Состоят из карбонатных обломков различной формы, размера и строения, сцементированных тонким глинисто-карбонатным материалом. Р.Л. Фолком [Folk, 1959] для подобных образований был предложен термин “аллохемы”. В зависимости от морфологии и происхождения выде
94
ляют несколько типов аллохем. Карбонатные обломки, образованные из слабо нотифицированных карбонатных осадков, разрушенные и переотложенные внутри бассейна карбонато-накопления, названы Р.Л. Фолком [Folk, 1959] “интракластами”, в зависимости от размеров обломков относимых к калькаренитам или кальцирудитам [Петтиджон, 1981]. Парагенетически ассоциируют с карбонатно-глинистыми отложениями активноводных фаций (МОВ, МУВ, МУБ). Л.Н. Ботвинкина [1965] связывает образование седиментационных брекчий с зонами окраин бассейна карбонатонакопления. В.Т. Фролов [1979,1983] считает, что подобные образования представляют собой горизонты физического элювия и связаны с перерывами в осадконакоплении.
Отложения этой фации образуют в разрезе невыдержанные по простиранию линзы мощностью до 2 м и залегают, как правило, на карбонатно-сланцевых прослоях в низах карбонатных горизонтов. В верхней части линз наблюдается постепенный переход в массивный карбонат с мелкозернистой структурой. Совокупность первичных признаков позволяет предполагать связь этих образований с морскими течениями или со штормами. Выделено два генетических типа осадков.
Тип МУТ-1. Известковые интракласты. В разрезе представлены известняками, доломитами и сидеритами с конгломератобрекчиевой структурой. Породы состоят из несортированных, уплощенных, иногда слабо окатанных, карбонатных обломков (интракластов) размером 1-5 см, погруженных в глинистый карбонатный матрикс. Наблюдаются прослои и линзы интракластов псаммитовой размерности. Содержание глинистой примеси в обломках и базисе варьируется в различных соотношениях. Интракласты занимают от 60 до 90% объема, уплощенные обломки расположены субпараллельно границам слоя. Образуют невыдержанные по простиранию лин-
95
зы, иногда с нижним эрозионным контактом мощностью от нескольких сантиметров до 2 м, обычно на границе терригенных и карбонатных пачек.
Тип МУТ-2. Известковые аллохемы. В разрезе представлены известняками, доломитами и сидеритами с пятнистой (комковатой) текстурой. Порода серого цвета, массивного сложения, содержит темно-серые изометричные и вытянутые выделения, обогащенные тонкорассеянным глинистым веществом и аутигенным кварцем. Размер пятен 0,5-5 мм, в среднем 3-4 мм. Прослои встречаются внутри массивных карбонатных пород генетического типа МУВ-2 шиханской пачки и имеют с ними постепенные переходы. Возможно как бассейновое биохимическое образование данного типа, так и диагенетическое, в результате избирательной сегрегации глинистого вещества [Уилсон, 1983],.
Фация известковых образований водорослевых банок на глубинах фотосинтеза (МУБ). К этой фации относятся образования, связанные с деятельностью синезеленых водорослей (строматолитов и онколитов). Актуалистическое сопоставление их с современными строматолитами позволяет предполагать, что они образовывали колонии на морском мелководье в условиях теплого климата и достаточной освещенности для процессов фотосинтеза (глубины до 30 м, по Ф.Дж. Пет-тиджону, [1981]), активной динамики водной среды, способствовавшей формированию строматолитов с коническим типом арок [Петров, 1996] и слабого привноса терригенного материала [Седиментология, 1980].
В разрезах карбонатных пачек строматолиты и онколиты образуют пластообразные тела (биостромы) и линзообразные, а также куполовидные постройки (биогермы), имеющие, как правило, локальное распространение. Отдельные биогермы и биостромы имеют мощность от первых сантиметров (он
96
колиты) до десятков метров (строматолиты), простираются на десятки и сотни метров и, как правило, не образуют определенного стратиграфического горизонта. Контакты биогермов и биостромов с другими типами карбонатных отложений обычно тупые, четкие. Обычно они находятся в парагенети-ческой связи с массивными и мелкослоистыми карбонатами фации МУВ, отмечено их сонахождение с линзами седиментационных брекчий фации МУТ (гаевская пачка). Отдельные строматолитовые биогермы заключены в карбонатно-глинистые сланцы (верхний горизонт верхнебакальской пачки). В бакальской свите строматолиты присутствуют во всех карбонатных пачках и в некоторых терригенных. Иногда они нацело слагают отдельные горизонты и пачки (гаевская). Как правило, они приурочены к верхней части разреза карбонатных пачек. В составе данной фации выделено два генетических типа осадков.
Тип МУБ -1. Известковые образования строматолитовых банок. В разрезе представлены известняками, доломитами и сидеритами со строматолитовой текстурой. Глинистость различная, вплоть до строматолитовых мергелей с прослоями глинистых сланцев. Цвет от светло- до темно-серого. Сгро-матолитовая текстура состоит из вложенных друг в друга конусов пелитоморфного карбонатного материала, разделенных более глинистыми карбонатными оболочками и представляет собой в продольном сечении систему вложенных конусов, в поперечном - вложенных окружностей. Конусы направлены выпуклостью вверх и закруглены, диаметр, от первых сантиметров до первых дециметров. Совокупность таких “особей”, расположенных субпараллельно, имеет вид плотно уложенной “поленницы” с вертикальным, но в обнажениях и стенках карьеров часто наклонным расположением. Высота “особей”, как и самого биострома, от первых десятков санти
97
метров до десятком метров. Часто пластообразные и линзообразные тупо выклинивающиеся колонии строматолитов находятся в оболочке карбонато-глинистых сланцев. Выделены следующие роды строматолитов Conophiton garganicus Masi., С. cylindricus Masi., C. Litus Masi. [Крылов, 1975; Козлов и др., 1989].
Тип МУБ-2. Известковые онколитовые образования. Они представлены неясно- и мелкослоистыми чистыми и глинистыми известняками со скоплениями мелких, менее 1 см и микроскопических эллипсоидальных онколитов. Онколиты обнаружены преимущественно в березовской и шиханской пачках (Vesicularites rotundus Z.Zhur., Osagia pulla Z.Zhur., Radiosus kussiensis Zabr. [Крылов, 1975; Козлов и др., 1989]). В верхней части верхнебакальской пачки встречены колонии округлой формы в карбонатно-глинистых сланцах диаметр отдельных округло-концентрических онколитов составляет от 5-10 см до 90 см (западный борт Восточно-Буландихинского карьера).
Фация известковых и глинисто-известковых иловых осадков в зоне волнений на морском удаленном мелководье (МУВ). Отложения этой фации представлены алеврито-пелитовым известковым материалом с глинистой примесью, обычно не превышающей 5-10%. Это типичные для мелководной части шельфа карбонатные осадки с массивной и мелкослоистой текстурой, характерной для зоны волнений мелководья. Отложения этой фации располагаются обычно в средней части разреза карбонатных пачек, характеризуются выдержанностью по латерали, устойчивой мощностью горизонтов, составляющей десятки метров, постепенными взаимными переходами слагающих их генетических типов. Выделено три генетических типа карбонатных осадков, содержащих редкие глинистые прослои.
98
Тип МУВ-1. Известковые илы однородные неслоистые. Отложения представлены литотипами: массивными известняками, доломитами и сидеритами. Породы имеют цвет светло-серый, иногда содержат штриховые скопления углеродисто-глинистого материала. Данный тип широко распространен, слагает пласты мощностью до десятков метров, переслаивающиеся с отложениями других типов фации МУВ. Выдержанные на большой площади пласты массивных карбонатных пород образовались, очевидно, во время длительных периодов интенсивных волнений, приводивших к перемешиванию слабо литифицированного или несцементированного известкового ила. Приурочены они к верхней и нижней частям карбонатных пачек.
Тип МУВ-2. Известковые мелкослоистые илы. Отложения представлены в разрезах мелкослоистыми известняками, доломитами и сидеритами различной глинистости, цвет от светло- до темно-серого. Слоистость очень мелкая, иногда тонкая пологоволнистая и линзовидно-волнистая или сложная, с прослойками тонкогоризонтально-слоистого и косоволнистослоистого карбонатного материала мощностью 1-2 см. Слоистость обусловлена обогащением мелких слойков и линзочек мощностью от долей до нескольких миллиметров углеродисто-глинистым материалом. Пластообразные тела данного типа широко развиты и достигают мощности несколько десятков метров. Образование этого типа отложений происходило в зонах ослабленной динамики водной среды. Таким условиям отвечают или относительно глубокие участки морского дна, или изолированные от интенсивных волнений области мелководного шельфа.
Тип МУВ-3. Известковые илы толстослоистые. Отложения представлены толстослоистыми известняками, доломитами и сидеритами. Порода состоит из чередующихся про
99
слоев и линз мощностью до 10 см, в среднем 3-5 см, каждый из которых имеет свою текстуру и различную степень глинистости. Текстура отдельных прослоев массивная слоеватая, мелкослоистая (волнисто- и косоволнистослоистая), структура может быть псефитовая. В слойках повышенной глинистости развита “червячковая” текстура. Образует пластообразные тела мощностью до нескольких метров. Возникновение таких типов связано с периодическим изменением интенсивности волнового воздействия на известковый осадок и флуктуациями привнося терригенной примеси.
2.7.4.	Фациальный комплекс терригенных и известковых осадков морского мелководья с неустойчивым положением береговой линии МН
Отложения этого комплекса представлены различными по своему строению пачками чередования терригенных и карбонатных пород. Первые представлены преимущественно глинистыми сланцами, вторые - массивными и (или) слоистыми известняками. Наличие последних в виде устойчивых пластов мощностью до нескольких метров, их латеральная фациальная устойчивость позволяют предполагать их морское происхождение. Анализ цикличности разреза выявил как трансгрессивные, так и регрессивные ветви циклов. Эти признаки могут свидетельствовать об осадконакоплении в условиях миграции береговой линии относительно области седиментации [Романовский, 1985].
Описываемые отложения имеют вертикальные переходы в образования как прибрежного, так и удаленного морского мелководья и больше характерны для верхней половины разреза свиты. Мощность отдельных генетических типов осадков различных фаций составляет от нескольких дециметров до 3-5 м, а мощность всего комплекса может достигать 30-
100
40 м. Его образования приурочены к иркусканской, шуйдинской, гаевской, надгаевской, шиханской, надшиханской пачкам верхнебакальской подсвиты.
Отложения несколько напоминают “илистые разрезы” мелководного сублиторального происхождения, характеризующие эпиконтинентальный “шельф без рифов”, описанные для нижнего палеозоя Центральных Аппалач [Laporte, 1971], среднеюрского континентального шельфа северо-западной Европы, циклических глинисто-известняковых сублиторальных и шельфовых отложений нижней юры в Итальянских Альпах [Обстановки осадконакопления..., 1990], известняково-доломитово-глинистые мелководно-шельфовые циклы (лофериты) из разрезов верхнего триаса в Австрийских Альпах [Дафф и др., 1971]. В указанных и многочисленных других ископаемых примерах наблюдается циклическое чередование илистых глинистых и карбонатно-глинистых отложений с карбонатными мелкослоистыми и массивными калькаренитами с обилием биодетрита. Карбонатные прослои иногда содержат признаки формирования в литоральных обстановках: следы осушения, текстуры “птичий глаз”, ископаемые почвы в лофе-ритах и т.п. Глинистые прослои характеризуют или отложения лагун замкнутого шельфа с ослабленной гидродинамикой (средняя юра северо-западной Европы), или удаленные от берега зоны глубокого шельфа эпиконтинентальных бассейнов ниже базиса действия штормовых волн в неритовой части [Уилсон, 1980].
Однако единого взгляда на палеогеографические условия формирования циклически построенных карбонатно-терригенных разрезов даже для фаунистически охарактеризованных отложений нет. Например, две точки зрения существуют на происхождение морских карбонатно-глинистых отложений Пенсильвания юго-западной части США, образующих циклы
101
мощностью 10-30 м: прослои тонкослоистых глинистых илов могут интерпретироваться здесь как осадки относительно глубоководных, ниже базиса действия штормовых волн, зон бассейна, так и отложения тиховодных прибрежных отмелей, где карбонатонакопление было подавлено вследствие активного привноса терригенного материала или неблагоприятных температурных (климатических) условий [Дафф и др., 1971].
Преобладание зернистых (калькаренитовых) осадков с обилием фауны является характерной чертой фанерозойских разрезов и свидетельствует об их мелководности и активном гидродинамическом режиме осадконакопления. Для докембрийских разрезов, вследствие отсутствия скелетообразующих организмов, обломочные отложения менее характерны и представлены оолитовыми, пизолитовыми известняками и линзами плоскообломочных брекчий. Они ассоциируют с прослоями строматолитов, известняками и доломитами с линзовидной, волнистой и флазерной слоистостью. Отложения характеризуются чрезвычайной мелководностью. Терригенно-карбонатные отложения данного типа широко распространены на различных уровнях рифея Учуро-Майского региона. По данным А.Ф. Вейса и П.Ю. Петрова [1994], их формирование проходило в широком комплексе обстановок приливно-отливной равнины. Карбонатно-терригенные мелководные бассейновые (ниже базиса действия штормовых волн) отложения описаны для формации Баклундтоппен мощностью до 600 м на о. Шпицберген. Здесь оолитовые, микритовые, реже стро-матолитовые мелкослоистые известняки чередуются с подчиненными прослоями алевролитов, песчаников, и глинистых сланцев [Knoll, Sweet, 1990].
В отложениях бакальской свиты пачки переслаивания терригенно-глинистых и карбонатных отложений не имеют контрастных первичных признаков, позволяющих однознач
на
но отнести их к тайдалитам или образованиям каких-либо других обстановок. Поэтому, по аналогии с упомянутыми выше примерами, они рассматриваются как образования мелководного шельфа с неустойчивым положением береговой линий. Предполагается, что приближение зоны осадконакопления к последней влекло за собой образование алеврито-глинистых прослоев. В этом отношении показательны шуйдинская и гаевская пачки. В северо-восточном направлении в среднем горизонте шуйдинской пачки и в гаевской пачке нарастает количество и мощность терригенных (алеврито-глинистых, реже кварцево-песчаных) прослоев с линзовиднослоистой текстурой и брекчиевой структурой. Перемежающиеся с ними карбонатные прослои имеют мелковолнистослоистую и массивную текстуру, характерную для волнений на мелководье и свя-
Таблица 2.14
Фациальный комплекс терригенных и известковых осадков морского мелководья с неустойчивым положением береговой линии (МН)
Литологические признаки пород	Фация алеврито-песчаных осадков морского мелководья с максимальным приближением береговой линии	Фация известково-глинистых осадков морского мелководья с относительным удалением береговой линии	Фация известковых осадков морского мелководья с максимальным удалением береговой линии'
	МНП	МНО	МНУ
Литологический состав	Песчаник кварцитовидный, .алевролит, глинистый сланец	Известково-глинистый сланец, мергель, известково-глинистая осадочная брекчия	Известняк глинистый
Структуры	От мелкопсаммитовой до алевгюпелитовой	От псефитовой до алевгюпелитовой	Пелитоморфная
Текстуры	Массивная тонковолнистослоистая	Массивная грубослоистая, линзовиднослои-. стая, тонкогоризонтальнослоистая		Массивная, строма-толитовая. мелкослоистая
Геологические тела	Линзы и пласты		
Мощность, м	До 5	ДоЗ	До 5
Параге-нетические ассоциации	МПВ. МУВ. МУТ. мно. МНУ	МОВ, МУТ, МУВ, МНП, МНУ, МОВ	МОВ, МУВ, МУБ, МНП, МНО
103
заны, видимо, с периодами, когда обломочный материал не достигал области седиментации.
В фациальном комплексе МН выделено три фации. Сравнительная характеристика их приведена в табл. 2.14. Представляется, что собственно с миграцией береговой линии связаны наиболее мощные прослои карбонатных и терригенных пород (более 1 м). Количество таких прослоев достигает обычно не более 7-10 в комплексе. Образование более мелких пачек переслаивания могло быть связано с течениями, нестабильно доносившими глинистый, изредка песчаный материал до бассейна седиментации. Для подобных образований (по мощности, составу, характеру контактов прослоев, хотя более глубоководных по генезису) доманикового горизонта Южного Урала Н.М. Страховым [1939. С.74] показано, что решающей причиной их возникновения «являются переменчивые, неустойчивые по силе и траектории течения, циркулировавшие в верхних слоях воды и аналогичные по типу течения срединной части современного Черного моря».
Фация алеврито-песчаных осадков морского мелководья с максимальным приближением береговой линии (МНП). Рассматриваемая фация объединяет два генетических типа.
Тип МНП-1. Песчаные мелкозернистые кварцевые осадки. Представлены кварцитовидным песчаником с конформно-регенерационной текстурой, хорошей сортировкой и ока-танностью зерен, массивной текстурой светло-серого цвета. Песчаники образуют прослои мощностью до 0,2-0,3 м с резкими контактами, ассоциирующими с различными типами осадков фациального комплекса МН. Образование их может быть связано с морскими течениями (по аналогии с песчаноалевритовыми осадками, связанными с течениями в отложениях фации волнений прибрежного мелководья), так как любые иные механизмы образования менее вероятны.
104
Тип МНП-2. Алеврито-глинистые мелкослоистые осадки. Отложения представлены глинистыми кварц-хлорит-се-рицитовыми сланцами с алевропелитовой структурой, тонкой волнистослоистой и массивной текстурой черного или темно-зелено-серого цвета. Породы образуют линзы и пласты с резкими, иногда эрозионными или постепенными контактами, испытывают фациальные переходы в карбонатноглинистые сланцы на протяжении первых сотен метров.
Фация известково-глинистых осадков морского Мелководья относительно удаленных от береговой линии (МНО).
Отложения рассматриваемой фации формировались, видимо, на границе карбонатного и терригенного осадконакопления; здесь выделено два генетических типа осадков.
Тип МНО-1. Карбонатно-глинистые осадки. Представлены карбонатно-глинистыми сланцами с алевропелитовой структурой, тонкогоризонтальной и мелкой линзовидно-вол-нистой слоистостью и линзовидно-”червячковой” текстурой, темно-серого цвета. Отложения формируют пласты и линзы мощностью до 3 м, испытывающие фациальные переходы в глинистые сланцы и известняки. Контакты постепенные, с известняками иногда наблюдаются контакты через частое переслаивание.
Тип МНО-2. Интракласты глинистые, карбонатно-глинистые и известковые. Литологический состав обломков в слое может быть либо существенно терригенным, либо карбонатным. Структура псефитовая, размер обломков 1-5 см, средний 1-3 см. Глинистые обломки остроугольные угловатые, слабо окатанные, карбонатные - слабо и среднеокатанные, погружены в глинисто-карбонатный базис, составляющий до 30-70%. Текстура грубослоистая. Брекчии образуют маломощные линзы и прослои, быстро выклиниваются. Связаны с алевропелитовыми прослоями типов МНП-2 и МНО-1. Об
105
разование конгломератобрекчий, возможно, связано с перерывами в осадконакоплении и переотложением слабо лити-фицированных карбонатных и терригенных осадков под действием волнений и течений.
Фация известковых осадков морского мелководья с максимальным удалением береговой линии (МНУ). Отложения данной фации формировались в обстановках ограниченного поступления терригенно-глинистого материала, видимо, вследствие удаления источников сноса. Выделено два генетических типа осадков.
Тип МНУ-1. Известковые строматолитовые биогермы. Представлены строматолитовыми известняками, а также доломитами и сидеритами со строматолитовой текстурой. Строматолиты образуют локальные постройки среди известковых и глинистых осадков мощностью до 2-3 м. Формирование осадков рассматриваемой фации происходило в области мелководья (фотической зоны) с ослабленным привносом терригенного материала.
Тип МНУ-2. Известковые массивные и мелкослоистые осадки. Представлены чистыми или глинистыми известняками и доломитами с маломощными (до 0,2 м) прослоями глинистых сланцев. Текстуры подобны таковым для осадков фации известковых осадков зоны волнений морского мелководья. Отложения наблюдаются в виде пластов и линз мощностью до 5 м, имеют фациальные переходы в отложения других фаций рассматриваемого комплекса.
2.7.5.	Фациальный комплекс высокомагнезиальных карбонатных (протодоломитовых) осадков лагуны
с устойчивым положением береговой линии (ЛУ)
Отложения фациального комплекса доломитовых осадков лагуны приурочены к нижнешуйдинскому горизонту шуй-
106
динской пачки. Лагуной, по определению Д.В. Наливкина [1956], называется мелководный отделенный от моря полосой пересыпей бассейн с аномальной соленостью. Карбонатные осадки современных лагун часто высокомагнезиальные, после литификации содержат доломит и водномагнезиальные карбонаты. Отложения нижнешуйдинского горизонта имеют ряд особенностей, позволяющих сравнивать их с лагунными: 1 - отсутствие известняков среди отложений данного горизонта; 2 - наибольшая близость шуйдинских доломитов к стехиометрическому составу по сравнению с доломитами других пачек, образующих зоны вокруг сидеритовых залежей; 3 - наличие только в этом горизонте бакальской свиты магнезитовых залежей; 4 - наличие в доломитах тонкорассеянной магнезитовой минерализации [Анфимов, Бусыгин, 1982]; 5 - мелководный характер текстур доломитов. Изучение генетических признаков этих отложений показывает большое сходство их с признаками осадков известковых фаций (МУ). Здесь так-
Таблица 2.15
Фациальный комплекс высокомагнезиальных карбонатных (протодоломитовых) осадков лагуны с устойчивым положением береговой линии (ЛУ)
Литологические признаки пород	Фация высокомагпе-зиальных карбонатных аллохем зоны течений (ЛУТ)	Фация высокомагнезиальных карбонатов строматолитовых банок на глубинах фотосинтеза (ЛУБ)	Фация высокомагнезиальных карбонатных осадков в зоне волнений па мелководье (ЛУВ)
Литологический состав Структуры Текстуры Геологические тела Мощность, м Парагенетические ассоциации		Доломитовая конгломерато-брекчия Псефитовая, псаммитовая Массивная, мелкопятнистая Линзы, прослои До5 ЛУВ, МОС-2	Доломит, иногда гл Пелитом Строматолитовая Биостромы с тупыми выклини ваниями До4 ЛУТ, ЛУВ	инистый доломит орф н ая Массивная, мелкослоистая, грубослоистая Пластообразные с постепенными переходами п х 10 ЛУТ, ЛУБ
107
же выделяются фация аллохем зоны морских течений (ЛУТ), фация карбонатных илов в зоне волнений на мелководье (ЛУВ), включающая участки различной гидродинамической активности лагунного мелководья, фация строматолитовых банок на глубинах фотосинтеза (ЛУБ) (табл. 2.15).
Необходимо отметить, что хотя осадки данного фациального комплекса называются протодоломитовыми, седимен-тогенные исходные илы могли иметь другой минеральный состав. Наблюдения над современными процессами карбо-натонакопления не позволили установить доломит в свежих осадках [Патрунов, 1976], и он не был получен при нормальных условиях экспериментально [Казаков и др., 1957; Казанский, 1983; Нечипоренко, Бондаренко, 1984]. Поэтому можно предполагать, что лагунные осадки в шуйдинское время были представлены метастабильными высокомагнезиальными карбонатами, преобразованными в доломит уже в стадию диагенеза [Анфимов, Бусыгин, 1982]..
Фация высокомагнезиальных карбонатных аллохем зоны течений (штормовых волнений) (ЛУТ). Отложения этой фации по ряду генетических признаков сходны с таковыми фации МУТ и представлены двумя генетическими типами.
Тип ЛУТ-1. Высокомагнезиальные карбонатные интракласты. Породы представлены доломитами и сидеритами с конгломератобрекчиевой структурой; состоят из несортированных слабо окатанных, иногда уплощенных обломков размером до 3-4 см, погруженных в пелитоморфный глинистодоломитовый базис. Эти образования наблюдались в юго-западной части рудного поля (Петлинский карьер) в низах шуй-динской пачки, гце образуют невыдержанные по простиранию линзы мощностью до 1 м. Отложения этого типа имеют парагенетическую связь с прослоями сланцев и доломитов фации ЛУВ.
108
Тип ЛУТ-2. Высокомагнезиальные карбонатные аллло-хемы. Представлены доломитом и сидеритом пятнистой текстуры: среди однородной серого цвета карбонатной массы присутствуют более темные изометричные и уплощенные по слоистости выделения размером 2-10 мм, обогащенные кварцево-глинистым материалом. Отложения образуют пласты мощностью до 5 м (руцник Иркускан, Новобакальский карьер) внутри пласта массивных доломитов. По-видимому, их образование связано с переотложением обломочных внутрибас-сейновых карбонатных образований (аллохем) под действием волнений и течений.
Фация высокомагнезиалъных карбонатов строматолитовых банок на глубинах фотосинтеза (ЛУБ). Отложения представлены локальными маломощными биостромами в низах шуйдинской пачки, сложенными строматолитовыми доломитами и сидеритами; наблюдались кристаллические магнезиты со следами строматолитовой текстуры (рудник Иркускан). Строматолиты Collenia simmetrica Walk., С. undosa Walk. [Крылов, 1975], скорлуповатые слои которых имеют уплощенную блюдцеобразную форму, диаметр 10-40 см; они образуют биостромы мощностью от дециметра до 4 м, локально развиты в низах горизонта и встречены на трех уровнях (Центральный карьер рудника Иркускан).
Фация высокомагнезиалъных карбонатных осадков в зоне волнений на мелководье (ЛУВ). Отложения этой фации характеризуются выдержанностью по латерали, постепенными переходами между генетическими типами, выделенными по видам слоистости. В отложениях данной фации выделено три генетических типа.
Тип ЛУВ-1. Высокомагнезиальные карбонатные илы однородные неслоистые. Представлены массивными доломитами, сидеритами и кристаллическими магнезитами. Данный
109
текстурный тип пользуется широким распространением.
Тип ЛУВ-2. Высокомагнезиальные карбонатные илы мелкослоистые. Представлены мелкослоистыми доломитами, сидеритами, полосчатыми кристаллическими магнезитами. Слоистость очень мелкая полого- и косоволнистая, местами горизонтальная, мощность серий до 1-2 см. Слойки толщиной в первые миллиметры, часто нечеткие, подчеркиваются скоплением глинистого алевропелитового вещества. Этот генетический тип широко распространен в средней части разреза горизонта. Образование связано, видимо, с зоной слабых волнений лагунного мелководья.
Тип ЛУВ-3. Высокомагнезиальные карбонатные илы с толстослоистой текстурой. Представлены доломитами и сидеритами. Породы содержат слои различной глинистости и различного текстурного рисунка, подобно грубослоистым известнякам, фации МУВ. В прослойках мощностью 1-10 см (в среднем 2-3 см) встречается доломит массивный мелкослоистый (линзовидная и горизонтальная слоистость), брекчиевидный глинистый “червячковый”.
по
Глава 3.
ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ БАКАЛЬСКОГО ВРЕМЕНИ
Фациальная изменчивость и вопросы палеогеографии отложений бакальской свиты рассматриваются на основе изучения взаимоотношений выделенных выше генетических типов осадков в разрезах и на площади.
3.1. Фациальная изменчивость отложений бакальской свиты
Разрез бакальской свиты начинается терригенными отложениями макаровской подсвиты (ЯД), согласно залегающей на карбонатных породах саткинской свиты. В составе подсвиты выделяется пять горизонтов (рис. 19). Переходы между ними постепенные. Породы представлены алевролитами и глинистыми сланцами с прослоями алевропесчаников, реже песчаников, карбонатно-глинистых сланцев и глинистых карбонатов. Текстура массивная в тонкозернистых породах и мелковолнистослоистая, иногда ритмичная градационная в алевролитах и песчаниках. Мощность подсвиты 400-650 м. В нижней и верхней частях пачки дважды наблюдается возрастание гранулометрического размера зерен до алевропесчаников, а для средней характерны тонкозернистые глинистые породы с прослоями карбонатов. Это может быть следствием двукратного приближения бассейна седймента-ции к источникам сноса. О фациальной латеральной изменчивости отложений судить трудно вследствие слабой обнаженности. В кровле пачки наблюдается закономерное увеличение гранулометрии обломочных зерен от тонкоалевритовых на западе до алевропесчаных на востоке, что может указывать на восточное положение источников сноса в конце Ma-
in
Мощность, м	Пачка	Литология 1		Текстура
700 600 500 400 зоо" 200' 100	Ь2	JTJ" т-Н-	1^5
	Ь1		
		<< г 1	
	ь?	- I- ’  I-	
			
	Л bl	-ф-	
0	stl		
Рис. 19. Лито-лого-фациальная колонка и геотектоническая кривая Макаровской пачки(построена с учетом данных геоло-гической съемки Ба-кальского рудного поля м-ба 1:10000 по руководством Л.В. Зуева по трем пересечениям пачки скважинами). Усл. обозначен, см. на рис. И.
112
каровского времени. На терригенных отложениях Макаровской подсвиты залегает толща переслаивающихся карбонатных и терригенных отложений малобакальской подсвиты, начинающихся карбонатной березовской пачкой.
Отложения березовской пачки (R,bt') залегают на глинистых породах Макаровской подсвиты с резким контактом. Пачка сложена преимущественно известняками. Мощность отложений в центральной части рудного поля колеблется от 140 до 256 м и в среднем составляет более 200 м. К югу от профиля 90 мощность пачки уменьшается до полного выклинивания южнее профиля 3 по неровной линии субширотного простирания (рис. 20). Разрез начинается известняками с конгломератобрекчиевой и массивной текстурой. В средней части разреза преобладают мелкослоистые карбонаты, в верхней - массивные. В последних в северной части рудного поля развиты водорослевые биостромы (тип МУБ-2). Они образуют тела пласто- и линзообразной формы мощностью десятки метров и протяженностью до нескольких километров (см. рис. 10-14) с тупыми выклиниваниями. Отложения, как правило, лишены глинистой примеси (содержание ее менее 5%), лишь в низах и верхах пачки развиты глинистые карбонаты с “чер-вячковой” текстурой. Местами развиты прослои глинистых и карбонатно-глинистых волнистослоистых сланцев.
Восточнее рудного поля в Зюраткульской синклинали отложения березовской пачки имеют мощность 150 м. Юго-восточнее рудного поля на хребте Б. Сука известняки березовской пачки «несут терригенный материал в качестве видных невооруженным взглядом песчинок»'. Таким образом, в березовское время бассейн карбонатонакопления был обшир-
1 Данные Л.В. Зуева и др. из рукописного отчета о геологической съемке масштаба 1:10 000 в районе Бакальского рудного поля. Фонды Бакальской ГРП,1966.
из
Рис. 20. Схема изопахит (м) березовской пачки
ным и распространялся на север от рудного поля. По своему характеру он был мелководным, вероятно, с ровным дном. Береговая линия располагалась к югу. Рельеф области сноса, прилегавшей к бассейну, был низменный ровный. Выклинивание карбонатов березовской пачки в южном направлении рассматривалось Ю.А. Давыденко [1962] как следствие пре-диркусканского размыва карбонатных образований. Подобные явления локального характера наблюдались нами в юго-западном борту Новобакальского карьера (рис. 21). На контакте березовской пачки, представленной полосчатым сидеритом и иркусканской пачки, образованной линзовиднослоистым глинистым сланцем, наблюдается локальное угловое несогласие: в полосчатом сидерите (текстура перекристаллизации, унаследованная от первичной слоистости и параллельная прослою глинистого сланца в сидерите) падает под углом 27-29°, а полосчатость в глинистом сланце - под углом 50-52° при сходном азимуте падения обеих пачек около 300°. В верхних горизонтах карьера прослеживается субсогласное налегание иркус-канских сланцев на карбонатную березовскую пачку. Представ-
114
О 2	4 м
Рис. 21. Локальное угловое несогласие между карбонатными отложениями березовской и глинистыми сланцами иркусканской пачек бакальской свиты. Новобакальский карьер, юго-западный борт, гор. 570.
I - сидерит полосчатый; 2 - доломит мелковолнистослоистый; 3 - сланец плеврито-глинистый линзовиднослоистый и полосчатый темно-серый;	4
- брекчия седиментационная карбонатно-глинистая
ляется, что это выклинивание имеет фациальный характер. Суммарная мощность этих двух горизонтов сохраняет примерно постоянную величину (см. рис. 10). Это позволяет предположить, что они представляют собой один горизонт, в пределах которого происходит фациальная смена карбонатных пород терригенное. Наблюдаемые закономерности карбона-гонакопления не противореча! этому. Разрез карбонатной пачки завершается строматолитами и в южной, и в северной частях рудного поля, но на юге мощность пачки составляет 20-40 м, а на севере - около 200 м, т.е. в южной части наблюдает-
115
Рис. 22. Литолого-фациальная схема березовской пачки.
1 - массивные и слоистые известковые илы; 2 - строматолитовые биогермы; 3-6 - градации “терригенности”, %: 3 - более 10; 4 - более 20; 5 - более 30; 6 -более 40; 7 - точки наблюдения (карьеры, скважины); 8 - точка совмещения всех схем (условный центр рудного поля); 9 - литолого-фациальные границы: а - по данным интерполяции; б - по данным экстраполяции; 10 - линия фациального выклинивания березовской пачки
ся сокращенный по мощности разрез карбонатонакопления. Здесь же фиксируется и характерная для зон выклинивания повышенная “терригенность” (рис. 22). Таким образом, можно предположить, что в березовское время граница карбона-
нб
тонакопления смещалась на север.
Терригенные отложения иркусканской пачки (Rtb22) залегают согласно на карбонатных породах березовской пачки. Они представлены алевролитами и глинистыми сланцами с прослойками и пластами алевропесчаников и песчаников, редкими прослоями карбонатно-глинистых сланцев, известняков и доломитов. Иркусканская пачка подразделяется на три горизонта и обнаруживает как вертикальную, так и латеральную фациальную изменчивость, свидетельствующую о юго-восточном положении источников сноса.
Ее нижний горизонт представлен монотонными алев-ропелитовыми и пелитовыми сланцами черного цвета с массивной, неяснополосчатой и тонкогоризонтальной слоистостью (фация МОС). Вверх по разрезу гранулометрический состав пород постепенно возрастает до алевролитового. Горизонт пользуется развитием в средней и южной частях рудного поля (см. рис. 10), его мощность возрастает к югу. Как указано выше, это предположительно связано с фациальным замещением глинистых отложений карбонатными в пределах одного стратиграфического горизонта (г нашем понимании). Это приводит к общему увеличению мощности иркусканской пачки к югу (рис. 23).
Средний горизонт сложен алевролитами фации МПВ, среди которых на северо-востоке и юго-востоке рудного поля появляются линзы кварцитовидных песчаников, а в центральной и северо-восточной частях - прослои строматолитовых карбонатов. Мощность горизонта составляет до 90 м. Для терригенных пород характерна тонкая карбонатная примесь. Биостромы сложены обычно глинйстым известняком, иногда доломитом, мощность их от долей до 3-5 м (в скважинах 1809 до 14 м, см. рис. 12), количество их в разрезе достигает 7 (см. рис. 10, скв. 2503). Можно предполагать, что образование кар-
117
изопахит иркус-канской пачки (м)
'Рис. 23. Схема
бонатных биостромов связано с временным прекращением поступления терригенного материала в локальных зонах прибрежного мелководья, хде начиналось стромалитообразование. Строматолитовые прослои на 40% сложены доломитом, что может свидетельствовать о заливно-лагунных условиях кар-бонатонакопления.
Верхний горизонт представлен мелкопсаммитовыми и алевролитовыми существенно глинисто-кварцевыми отложениями, за исключением западной и юго-западной части (месторождения Новобакальское, Петлинское), где развиты глинистые, иногда слабо карбонатные сланцы. Мощность составляет от 30-50 до 90 м. Глинисто-кварцевые алеврито-песчаные отложения по генетическим признакам отнесены и фации пересыхавшего мелководного побережья (МПП). Они обнаруживают признаки субаэральных условий накопления осадков (трещины усыхания, знаки ряби волнения и течения, флазерная и косая слоистость). В верхней части этих отложений наблюдается цикличность. Циклы полные с хорошо вы-
118
Рис. 24. Литолого-фациальный разрез отложений верхней части ир-кусканской пачки (Ь22с) в Александровском карьере рудника Иркускан.
Усл. обозначен, см. на рис. 11. В колонке “циклы”: Т -трансгрессивная ветвь цикла, Р - регрессивная ветвь цикла. Мощность разреза 12 м
Генетический тип	Литология	Текстуры	Гранулометрическая кривая, мм 0,001 0,1 бона№1 Р		Циклы
ЛУВ-1		О		11 1 (	
ЛУБ ЛУВ-		г\ -О-О		III 1111	
ЛУВ-3				Illi	V
ЛУВ-1	> J J 1	О		-1111	
МПЛ-4	ж		1 |\ i |		Tv
	-А. шлш.				V
МПЛ-3	оф.		!1 \’ ।		
			' । Q		л “tv
МПЛ-5	***	о	i/i ,1		3v_
МПЛ-2?			iHzl		
	•9-	оо			p
			1 11		111
			1 1 1		— III
	•ф»				Till
мплЛ					— ШШШ
					
					
МПЛ-3	&	Tgige			Р.Я
	чн	О©*	1 * у		11
	-а- е-	«о			TT
МПЛ-5		а				11
МПЛ-4	и»		I! 111		
		«о			
	-А.		1 * Д1		TH
мпл-г\			11 ’bl		11
МПЛ-3	-ф-	ФО	। |Ун		
МПЛ-4	«А»	•Egg:	(!Д 11		PI
МПЛ-5					
		О			T
		оо		ill 1	JL
МПЛ-3				1 1 1 !	
			I j 1		T1
	• *				
МПЛ-2	•		1 1 1 1 1		•• — —
			11 1 11		
раженными регрессивной и несколько хуже трансгрессивной ветвями (рис. 24). Выделение циклов проведено по точкам изгиба гранулометрической кривой на максимумах шкалы размерности [Иванов, 1956]. Их присутствие наряду с характерными генетическими признаками пород может указывать на миграцию зоны прибрежного мелководья (возможно, береговых валов и сублиторали) под действием внешних факторов (эвстатические колебания уровня моря, неравномерное прогибание, латеральная миграция зон привнося терригенного материала с континента и т. д.).
Отложения фации МПП характеризуются повышенной “песчанистостью”, причем на северо-востоке рассматриваемой территории есть зоны “песчанистости” до 30% и даже
Рис. 25. Литолого-фациальная схема иркусканской пачки.
1 - алеврито-глинистые породы; 2 - переслаивание терригенно-глинистых пород и строматолитовых биогермов; 3 - переслаивание терригенноглинистых пород и карбо-натных прослоев; 4 -алеврито-глинистые отложения с рассеянной карбонатностью; 5-7 -градации “песчанистости”, %: 5 - более 10; 6 -более 30; 7 - более 50; 8 -точки наблюдения (карьеры, скважины); 9 - точ
ка совмещения всех схем (условный центр рудного поля); 10 - литологофациальные границы: а - по данным интерполяции; б - по данным экстраполяции
120
Рис. 26. Палеогеографическая схема вер-хнеиркусканского времени (Ь22с).
1 - алеврито-песчаные отложения фации МПЛ; 2 - алеврито-пелитовые осадки относительно удаленного морского мелководья (МОС); 3 -алевритовые осадки зоны волнений на мелководье (МПВ); 4 - геологоразведочные профили; 5 - фациальные границы
50%. К западу “песчанистость” отложений уменьшается (они переходят в алевролиты фации МПВ) и лишь на юго-западе локально возрастает (рис. 25). В западных частях рудного поля преобладают глинистые тонкослоистые, часто с повышенной карбонатностью сланцы, отнесенные к фации МОС. Приведенные данные позволили построить палеогеографическую схему для позднеиркусканского времени (рис. 26), указывающую на юго-восточное положение береговой линии. Северо-восточное простирание береговой линии подтверждается субпараллельной этому направлению ориентировкой знаков ряби волнения в отложениях сублиторальной зоны (Гаевский и Александровский карьеры рудника Иркускан). Значения истинных азимутов простирания знаков ряби изменяются в пределах от 40 до 75°. Имеющие аналогичное простирание участки повышенной “песчанистости” в северной части рудного поля (см. рис. 25) могут быть связаны с зоной песчаных пля
121
жевых валов [Петтиджон, 1981], расположенной параллельно береговой линии.
Шуйдинская пачка (R,b23) залегает с резким контактом на карбонатно-глинистых сланцах иркусканской пачки. Отложения шуйдинской пачки подразделяются на три горизонта по литологическому составу: нижний - доломиты, средний -переслаивание терригенных пород с известняками, верхний - известняки. В южной части рудного поля шуйдинская пачка сложена целиком доломитами и на горизонты не расчленяется.
Нижний горизонт представлен доломитами, отнесенными к образованиям лагуны. Он имеет мощность 50-70 м, но на юге рудного поля, где выклинивается средний горизонт переслаивания, мощность единой доломитовой пачки достигает 140 м (рис. 27,28). Для низов горизонта в средней части рудного поля характерно наличие маломощных и локальных строматолитовых биогермов, сложенных Collenia undosa Wale, и С. simmetrica Wale., для которых И.Н. Крыловым [1975] предложено название Gaia irkuskanica f.n. В юго-западной стенке
Рис. 27. Схема изопахит (м)
122
Рис. 28. Литолого-фациальная схема нижнешуйдинского горизонта (Ь23а) шуйдинской пачки 1 - массивные доломиты; 2,3 - градации терри-генности, %: 2 - более 5; 3 - более 10; 4 - точки наблюдения (карьеры, скважины); 5 - точка совмещения всех схем (условный центр рудного поля); 6 - литолого-фациальные границы: а) по данным интерполяции; б) - по данным экстраполяции
Центрального карьера рудника Иркускан наблюдается три уровня развития биостромов: два из них мощностью 0.8-4.0 м в массивных доломитах и выше останец строматолитового доломита в пластообразной магнезитовой залежи (рис. 29). В нижней части горизонта встречаются магнезитовые залежи, которые на юго-западе (Петлинское и Шиханское месторождения) развиты по всей толще с увеличением мощности от 2-4 до 30-40 м. В средней части разреза массивные доломиты сменяются толсто- и мелкослоистыми. Содержание нерастворимого остатка в доломитах редко превышает 5%. Однако в южной части рудного поля “терригенность” повышается до 5-10% и более (см. рис. 28), связана с глинистыми доломитами, прослоями глинистых сланцев и даже кварцитовидных песчаников (скважины 2134, 2199). Распределение седиментационных текстур доломитов на площади показывает, что в средней части пачки расположены массивные доломиты (тип ЛУВ-1), содержащие локальные биостромы (фация ЛУБ), к северу биостромы исчезают, а массивные доломиты почти полностью замещаются мелкослоистыми (тип ЛУВ-3). Сле-
123
Пачка	Литология	а 1	i г g р	I S- 1
	• О	□		
Zg	О •	Stt~		
		ZV	«»	
	У/		ш	
			>»	
	In		S	
				
			со	
		<э	МО	“50
	ГД			
				
	LI			
				
				
	тг			
					
	£		LO	
				
				Т40
				
Ъ2	F	А		
				
				
	тт			
	7“			
			а	
			!	“130
				
	к			
	~К			
4 Ь '			3	
2			S	
	К Л"	э		”120
				
			•	
		>		
				
		ф	1	
	zp			по
Зс	1——		2	
Ь,	Is	$	3	
Z	к			
Рис. 29. Литолого-фациальная колонка шуйдинской (Ь23), надшуй-динской (Ь24) и гаевской (Ь25) пачек в юго-восточной стенке Центрального карьера рудника Иркускан (1981г., горизонты 710-730 м).
Усл. обозначен, на рис. 11
124
довательно, исходя из наблюдаемого постепенного исчезновения к северу признаков формироввания отложений в активных обстановках можно предполагать повышение в данном направлении глубины бассейна. Совместно с характером распределения “терригенности” в карбонатных отложениях эти факты позволяют предполагать наличие береговой линии на юге.
Средний горизонт шуйдинской паЧки развит в центральной и северной частях рудного поля, а к югу выклинивается. Он представлен пачкой переслаивания карбонатных и терригенных отложений, относимых к фациальному комплексу МН. Мощность прослоев сланцев и известняков изменяется от де-, сятков сантиметров до первых метров (см. рис. 29), а всего горизонта возрастает с юга на север от 20 до 60 м. В нижней части горизонта отмечаются прослои осадочных брекчий (тип МНО-2) карбонатно-глинистого состава. Среди известняков присутствуют прослои кварцитовидных мелкозернистых песчаников, связанные с течениями (тип МНТ-1). С севера на юг в отложениях уменьшаются мощность и количество терригенных прослоев, что отразилось в распределении “терригенности” в породах пачки (рис. 30). Этот факт, а также выклинивание горизонта к югу от профиля -35 (см. рис. 13) свидетельствует в пользу сноса обломочного материала с северо-востока.
Верхний горизонт сложен известняками. Последние часто глинистые, особенно в верхах горизонта, имеют массивную толстослоистую и “червячковую” текстуру (фациальный комплекс МУ). Локально развиты строматолиты (см. рис. 11). Мощность горизонта составляет 20-30 м.
Таким образом, в шуйдинское время можно выделить два цикла осадконакопления. Они характеризуются резко отличными фациальными условиями и положением береговой линии бассейнов.
125
Рис. 30. Литолого-фациальная схема (градации “терригеннос-ти”) шуйдинской пачки (горизонты b23a, b23b, Ь23с). Усл. обозначен, см. на рис. 22
Надшуйдинская пачка (R,b24) представлена алеврито-глинистыми и карбонатно-глинистыми сланцами. Мощность ее варьируется от 15 до 40 м. Для разрезов характерна частая смена литологических типов. В верхней ее части сланцы имеют повышенную карбонатность, в них наблюдается линзовидно-й косоволнистая слоистость. По распределению “песчанистости” и карбонатности выявлен ряд зон северо-восточного простирания (рис. 31). В западной части для бескарбонатных зон характерно наличие ’’песчанистости” от 5-10 до 25-30%, к востоку этот параметр уменьшается. Области зональной карбонатности (см. рис. 31), обусловленные развитием прослоев известняков и карбонатно-глинистых сланцев, характеризуют фации МОС, МОВ, а бескарбонатные алевропелиты на западе - фации МПВ. Представляется, что более мористые отложения расположены в восточной части рудного поля, а береговая линия бассейна в надшуйдинское время располагалась в северо-западных румбах. В пользу этого говорит и возрастание значений изопахит на северо-запад (рис. 32). Таким
126
Рис. 31. Литолого-фациальная схема надшуй-динской пачки (Ь24).
Усл. обозначен, см. на рис. 25
образом, отложения этой пачки характеризуют начало нового цикла осадконакопления.
Гаевская пачка (R(b2s) имеет контакт с надшуйдинской пачкой чаще всего в основании зоны переслаивания известняковых и глинистых прослоев, мощность которой достигает первых метров (см. рис. 28). В составе пачки преобладают
127
известняки строматолитовой текстуры, реже мелкослоистой и массивной, присутствуют маломощные прослои глинистых сланцев. Разрез карбонатных отложений начинается массивными или толстослоистыми известняками с тонкими прослойками терригенного материала. Через 0,5-2 м начинаются строматолитовые известняки Conophyton cilindricus Masi., образующие мощные биогермы, имеющие “форму слегка сплющенной гигантской капли ” [Крылов, 1975]. В верхах пачки наблюдается горизонт переслаивания строматолитов и глинистых сланцев. Выявляется зона повышенной мощности пачки “подковообразной” формы (рис. 33), вытянутая в северо-восточном направлении. С ней пространственно совпадает зона изопахит строматолитов (рис. 34). Представляется, что совпадение это не случайное и обусловлено тем, что область, в которой активно проходило строматолитообразование, т.е. мелководная активноводная область, была более благоприятной для карбонатонакопления, нежели область слабого стромали-тообразования (более глубоководная с привносом терригенного материала). Эта закономерность отражена на рис. 12 и 35 в фациальной изменчивости пачки (средняя часть рудного поля, субширотное направление). В западной и центральной частях профиля по линии 90 (рис. 35) развиты строматолиты фации МУБ, в верхах пачки содержащие прослои глинистых пород. В восточной части профиля строматолитовые постройки замещаются мелкослоистыми карбонатами фации МУВ, при этом уменьшается мощность пачки. Верхняя часть пачки сложена глинистыми строматолитовыми известняками без глинистых прослоев. На продольном литолого-фациальном профиле “Центральном” видно, что к северо-востоку уменьшается мощность как карбонатной пачки, так и строматолитовых образований в ней; возрастает мощность глинистых прослоев. В целом для пачки характерна повышенная “терриген-
128 •
Рис. 33. Схема изопахит (м) Гаевской пачки (Ь25)
Рис. 34. Схема изолиний процентного содержания строматолитовых карбонатных пород гаевской пачки (Ь25)
1809	1811	1815	1812
Рис. 35. Литолого-фациальный профиль (90) по гаевской пачке (Ь25). Усл. обозначен, см. на рис. 11. Высота вертикальной масштабной линейки 120 м
ность” в северных и северо-западных районах (рис. 36). Это в совокупности с данными о распределении карбонатных фаций позволяет предполагать, что береговая линия располагалась на северо-западе. Строматолитовый купол активно на-
129
Рис. 36. Литологофациальная схема гаевской пачки (Ь25). Ус л. обозначен, см. на рис. 22
растал в сторону открытого моря, на юг, откуда не было подавления карбонатного осадконакопления терригенным. Его затухание на востоке, очевидно, связано с увеличением глубины, неблагоприятной для роста строматолитов и с накоплением мелкослоистых карбонатов. Таким образом, В гаевс-кое время положение питающей провинции было таким же, как в надшуйдинское время.
Надгаевская пачка (R(b26) залегает на гаевской пачке с резким переходом или через переслаивание. В составе пачки преобладают глинистые алевролиты, в низах и верхах переходящие в глинистые и карбонатно-глинистые сланцы. В центральной части рудного поля наблюдаются кварцевые глинистые алевропесчаники с линзовидной и мелкомасштабной косой слоистостью. Распределение “песчанистости”, “карбо-натности”, прослоев строматолитов (рис. 37) и других генетических признаков пород позволяет выделить латеральный ряд фаций (с северо-запада на юго-восток): песчано-алевритовые (МПВ), алеврито-глинистые (МОВ), карбонатно-гли-
130
Рис. 37. Литолого-фациальная схема надгаев-ской пачки (Ь26). Усл. обозначен, см. на рис. 25
нистые с прослоями строматолитов (МОВ и МОС). Мощность пачки изменяется от 30-40 м на севере до 70-80 м на юге (рис. 38). Среди отложений фации МПВ отмечены слабо отсортированные глинисто-кварцевые песчаники, содержащие слабо окатанные псаммитовые зерна кварца, хорошо окатанные зерна полевых шпатов. Таким образом, береговая линия в надгаевское время также предполагается в северо-западных румбах, поступавший из питающих провинций материал был представлен обломками как осадочных, так и изверженных пород.
Шиханская пачка (Rjb27) залегает на глинистых сланцах надгаевской с резким контактом. Сложена она преимущественно глинистыми известняками с маломощными прослоями глинистых сланцев. Отмечена характерная последовательность разреза пачки (рис. 39). В низах развиты известняковые интракласты (тип МУТ-1) с прослоями глинистых пород (тип МОВ-1), вверх по разрезу сменяемые массивными известня-
131
Рис. 38.-Схема изопахит надгаевской пачки (Ь26)
ками различной глинистости (тйп МУВ-1), в средней части наблюдаются толсто- и мелкослоистые известняки (типы МУВ-2,3), метасоматически замещенные доломитом, с которым связаны сидериты; в верхах пачки отмечены маломощные биостромы (тип МУБ-2) среди карбонатно-глинистых сланцев. Шиханская пачка занимает небольшую площадь в рудном поле (3x5 км), что не позволяет наблюдать латеральную фациальную изменчивость, однако проявляется возрастание мощности в северном направлении от 52 м (Новоба-кальский карьер) до 108 м (скв. 140/2571, рис. 40). В северном же направлении наблюдается замещение массивных карбонатов (тип МУВ-1) мелкослоистыми (типы МУВ-2, МУВ-3), по-видимому, более глубоководными отложениями (рис. 41). Области повышенной “терригенности” (более 20%) наблюдаются в северной (рис. 42) и южной частях площади развития отложений пачки; Это позволяет предполагать, что в ши-ханское время источники терригенного материала располагались к северу и югу от рассматриваемой площади. Высокая глинистость отложений, частые переходы в образования фа-
нг
на рис. И
Ль,	V* ООО «	1	1			1	1	.												Мощность, м
										ьо°оо Р	Пачка
пТЛ о х //// ~э	Mb	* Мйа	Шо ’	IU О и	г ж «	а® н	III -eglN " II "	й 	iSSh^h	р 1	»	1 >11» О III о	Литология Текстура
МУВ-2		Г МУВ-3 1	МУВ-2 МУВ-1		МУВ-2			[муб-2|	МУВ-2	МОС-1	Генетический тип
Рис. 40. Схема изопахит шиханской пачки (Ь27)
циального комплекса МО указывают на небольшие размеры бассейна осадконакопления в шиханское время, напоминавшего, видимо, морской мелководный залив.
Надшиханская пачка (R,b28) имеет существенно глинистый состав. Мощность ее 30-50 м. Она залегает с резким контактом на шиханской. По литологическому составу в ней выделяются три горизонта: нижний горизонт - глинистые неяснослоистые сланцы и алевролиты фаций МПВ, МОВ и МОС; средний горизонт - известняки глинистые с прослоями глинистых сланцев (фациальный комплекс МУ); верхний горизонт - глинистые и карбонатно-глинистые мелко- и тонкослоистые сланцы, относимые к фациям МОС и МОВ. Фациальная изменчивость в этой пачке, имеющей ограниченное развитие, выявлена для среднего горизонта и выражается в увеличении мощности и количества глинистых прослоев и уменьшении карбонатных в северном направлении (см. рис. 41). В этом же направлении для нижнего и верхнего горизонтов отмечается некоторое увеличение гранулометрического размера зерен в алевритовых отложениях фаций МОВ и
134
Шиханская Йадшиханска^
Рис. 41. Литолого-фациальный профиль через шиханскую (Ь27) и надшиханскую (Ь28) пачки.
Усл. обозначен, см. на рис. 11
Рис. 42. Литолого-фациальная схема шиханской (Ь27) пачки.
Усл. обозначен, см. на рис. 22
МПВ. Поэтому для надшиханской пачки можно предполагать северное положение источников сноса обломочного материала. Наличие среднего карбонатного горизонта среди тинистых позволяет предположить существование двух циклов осадконакопления в надшиханское время.
Верхнебакальская пачка (R,b29) имеет преимущественно карбонатный состав. Ее мощность составляет около 100 м. Она залегает с резким контактом на надшиханской пачке. Верхнебакальская пачка также состоит из трех горизонтов. Нижний горизонт слагается специфическим комплексом глинистых известняков, мергелей и сланцев “червячковой” текстуры с частыми фациальными переходами, мощностью около 20 м. Толща характеризует обстановку, переходную от терригенного осадконакопления к карбонатному (фация МОВ). Средний горизонт представлен светло-серыми мелкослоистыми, иногда с кремневыми конкрециями (мощностью до 1 см), известняками фации МУВ мощностью до 60 м (рис. 43). Верхний горизонт образован чередованием известняковых биогермов линзообразной формы (фация МУБ) и прослоев карбонатно
136
глинистых сланцев, облекающих биогермы. Мощность верхнего горизонта до 30 м. В состав биогермов входят строматолиты Gaya ircuskanica Kryl. и онколиты Osagiapulla Z.Zhur. и др. [Стратотип рифея, 1983]. Площадь развития верхнебакаль-ской пачки ограничена лишь двумя небольшими участками: западным 3 х 0.3 км и восточным 3x1 км. Это не позволяет наблюдать латеральные изменения фациального состава.
Буландихинская пачка (R|b210), также ограниченно развитая на площади рудного поля, представлена глинистыми алевролитами с редкими маломощными глинистыми карбонатными биостромами и песчаным прослоем в низах пачки. Мощность пачки достигает 90 м. Алевролиты имеют мелколинзовидноволнисто- и тонкогоризонтальную слоистость, характеризуют фации МПВ, возможно, МОС. Прослой кварцитовидного мелкозернистого светло-серого с вишнево-бурым оттенком песчаника с массивной и линзовиднослоистой текстурой, отнесенный к фации морских течений МПТ, испытывает увеличение мощности на север от 1,5 до 3 м. В верхней части буландихинской пачки развиты алевролиты и глинистые сланцы с линзовидной и косоволнистой слоистостью с маломощными (до 1 см) эрозионными линзами песчаников вишнево-красного цвета (см. рис. 43).
Этими отложениями завершается разрез карбонатно-терригенной бакальской свиты. Выше с угловым несогласием залегают кварцитовидные песчаники зигальгинской свиты.
32. ЗАКОНОМЕРНОСТИ СТРОЕНИЯ РАЗРЕЗА И ЭВОЛЮЦИЯ ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ НАКОПЛЕНИЯ ОТЛОЖЕНИЙ БАКАЛЬСКОЙ СВИТЫ
Закономерности строения разреза бакальской свиты проявляются в его цикличности, тенденциях изменения фаций как для рядов терригенных и карбонатных пачек, так и для
137
° 1			N>	W	£ °|	°|	°1											Мощность, м
		 1																Пачка
	*VK	UiL												
0 №	'в* Й?е □		'0ч □	«Л ч>	<Н Л	ДО										Текстура
1	1	МОВ-1		2 О 9	2 &										Генетический тип
00	V© ®| ©| ©| ©| ©|														Мощность, м
’																Пачка
* ** *		4 '	Г T±L				ГЧ ЧИ L^l *		L’				1	Литология
ДО о	ДО	□ >е> Ж :								111		Ж		J			Текстура
МУВ-1 МУВ-2								* I " 1 ?		МНУ-2		МНО-1		Генетический тип
*—* 21			©1	©J 1_	©1											Мощность, м
о-ьо £			41. м©											Пачка
			* Ь Ф	♦ I- h		г U Н		!•	4 ♦		I»	ч ь		Литология
))g >:»»>» 8»	тт «£ а		®в «	$ !			ф ©с» тг	) »е	5 е			3		Текстура
3	2 Z	X •$	о — 	~ -	2	2 2 X	X S “1.. , ,	., ли			=	I г W	«*	МПТ-2		МОВ>1	2 э 9*	МПВ-2	2 3		МПВ-2			Генетический тип
Рис. 43. Литолого-фациальная колонка верхнебакальской (Ь29) и буландихинской пачек (Ь210) в западном борту Восточно-Буланди-хинского карьера (1981г., горизонты 740-790 м).
Усл. обозначен, см. на рис. 11
разреза свиты в целом.
Цикличность разреза бакальской свиты выделяется нескольких порядков. Наиболее крупный порядок цикличности проявляется в чередовании пачек терригенного и карбонатного состава. Н.К. Бургелей [1962] и Ю.Р. Беккером [1983] в составе бакальской свиты выявлено 5 ритмов (циклов), имеющих двучленное строение, причем за основание ритма Н.К. Бургелей выбраны карбонатные пачки, а Ю.Р. Беккером - терригенные. Ими отмечено, что по мощности в нижней части свиты преобладают терригенные породы, а в верхней - карбонатные, причем мощность ритмов в целом убывает вверх по разрезу. Внутреннему строению каждого ритма присущи свои литологические особенности [Бургеля, 1962], позволяющие различать их между собой.
Цикличность отложений характерна для разреза бакальской свиты и проявляется на различных уровнях (разных порядков). Изучение цикличности является детально разработанным приемом литологических исследований, существует ряд методик изучения и классификации циклов, применяемых в целях как корреляции, так и установления генезиса Осадочных толщ. Разработана группа методов изучения угленосных циклов (фациальный [Давыдова и Гольдштейн, 1949], фациально-циклический [Жемчужников и др., 1959; Ботвинкина, Алексеев, 1991], фациально-геотектонический [Иванов, 1956]), методы циклического изучения флишевых отложений Н.Б. Вассоевича [1951], С. Л. Афанасьева [1977], Ю.Н. Карагодина [1980]. Также разработан ряд общих классификаций для раз
139
личных комплексов пород, в том числе С.И. Романовского [1985], И. А. Выцлана [1982] и др. Основными отличиями большинства классификаций являются вопросы выделения элементарного цикла (что считать началом - терригенный, или карбонатный элемент цикла) и что считать циклом (последовательность пород в разрезе или последователность фаций). Как справедливо отмечено С.И. Романовским, решение данных вопросов зависит от цели исследования: при решении генетических вопросов “порядок следования пород в цикле должен взаимно однозначно соответствовать порядку смены обстановок (при непрерывном процессе), либо опираться на фиксируемые в разрезе перерывы в седиментации (при дискретной реализации процесса) " [Романовский, 1985. С. 51.].
Детальное изучение разрезов бакальской свиты показывает преобладающий характер непрерывного осадконакопления. Исключение составляют резкие, местами эрозионные контакты в основании линз и пропластков карбонатных брекчий, слойков калькаренитов в карбонатных пачках и конгло-мератобрекчий в песчано-алевритовых горизонтах фации прибрежного пересыхающего мелководья. В отложениях последней встречаются следы субаэральной экспозиции осадков (трещины усыхания), а также эрозионные формы, связанные с образованием каналов в связи с приливно-отливной деятельностью. Таким образом, цикличность, или направленная повторяющаяся смена пород, в разрезе бакальской свиты носит прерывно-непрерывный характер. “Режим циклогенеза” [Романовский, 1985], как представляется, обусловлен тектоническими причинами, приводящими к миграции береговой линии, изменению глубины и, следовательно, характера осадконакопления (терригенное, карбонатное). При проведении анализа фаций и седиментационных циклов на ограниченной территории и для фаунистичё'ски немых отложений не
140
достаточно оснований для однозначного заключения о влиянии на осадконакопление климатического или эвстатическо-го фактора. Нами тектонические причины предполагаются определяющими в развитии циклов. Наличие в циклах как трансгрессивной, так и регрессивной ветвей позволяют относить формирование цикличности в бакальской свите к миграционному режиму с осцилляционным (регрессивно-трансгрессивным типом), типичным для платформенного осадконакопления. Следует отметить, что цикличность изучаемых отложений не носит универсальный характер и циклически построенные части разреза чередуются с незакономерно сложно или, наоборот, монотонно построенными.
Поскольку при активизации тектонического режима происходит привнос новых порций терригенного материала в область седиментации, за начало цикла выбраны терригенные последовательности пород (песчаник, в том числе калькаренит для элементарных циклов).
Порядок цикличности также определяется режимом седиментации при условии, что цикличность имеет седиментационные причины. Как показано на примере нижнеюрских терригенно-карбонатных отложений Южной Англии мощностью в десятки сантиметров, цикличность имеет диагенетическую природу вследствие вторичного перераспределения вещества по петрографически индивидуализированным слойкам [Дафф и др., 1971].
Понятие элементарного цикла, взятое за начало исследования в ряде классификаций, или “циклов эмпирического уровня ’’ [Романовский, 1985] рассматривается здесь как совокупность слоев, представленных отдельными типами пород. Их можно рассматривать как циклы первого порядка. Этого уровня ритмичность характерна для карбонатно-глинистых отложений с линзовидной и косоволнистой слоистостью фа
141
ции карбонатно-глинистых осадков зоны волнений относительно удаленного морского мелководья (тип МОВ-2). В пределах элементарного цикла снизу вверх происходит смена косослоистого глинисто-калькаренитового осадка на чисто глинистый горизонтальнослоистый. Здесь наблюдается градационная слоистость мощностью до 1 -2 см, свидетельствующая о периодическом изменении гидродинамического режима и привносе калькаренитового материала. В терригенных отложениях ритмичная слоистость характерна для песчано-алевритовых осадков фации волнений на мелководье и проявляется в чередовании слойков глинистого алевролита, тонкозернистого песчаника с глинистыми сланцами.
Циклы второго порядка формируются среди глинисто-алеврито-песчаных отложений пересыхающего побережья (см. рис. 24). Они обусловлены закономерной сменой генетических типов осадков от наиболее грубозернистых песчаников зон пересыпей с крупной косой слоистостью, через тонкопесчаные и алевритовые косоволнистослоистые разности, до алевритовых глинистых сланцев с тонкой волнистой и горизонтальной слоистостью зон слабых волнений (отмели), и обратным регрессивным рядом тех же типов пород. Мощность циклов 0,5-3 м. К этому же порядку следует относить циклическое чередование терригенно-глинистых и карбонатных (иногда карбонатно-обломочных) отложений пачек переслаивания, относимых к фациальному комплексу с неустойчивым положением береговой линии. Мощность подобных циклов составляет 3-5 м, причем терригенные (алеврито-глинистые) части несколько преобладают по мощности. Учитывая значительное уплотнение глинистых осадков по сравнению с известковыми можно говорить о существенно терригенном типе накопления. Для среднего горизонта шуйдинской пачки было показано, по возрастанию мощности и количества терриген-
142
но-глинистых прослоев к северу, положение питающих провинций в этом направлении. Видимо, образование этого комплекса связано с осциллирующей миграцией береговой линии, сопровождавшейся изменением глубины и характера седиментации.
Циклы третьего порядка соответствуют ритмичной сменяемости комплекса фаций и выражены чередованием терригенных и карбонатных пачек. Детальное литолого-фациальное изучение разреза свиты позволило выделить в ее составе восемь полных циклов. Последние состоят из закономерного набора отложений снизу вверх: фациальных комплексов прибрежного, относительно удаленного и удаленного морского мелководья. Образование фаций и их определенна^ последо-вательность в вертикальном разрезе обусловлены геотектоническими явлениями. Выделение циклов осадконакопления производилось с помощью построения геотектонических кривых (по Г.А. Иванову, [1956]), т.е. кривых изменения фаций. Геотектоническая кривая строилась по точкам разреза с установленной фациальной принадлежностью (рис. 44). При построении тектонических кривых в разрезе малобакальской подсвиты выделено семь полных циклов осадконакопления. Кроме того, в разрезе Макаровской подсвиты можно выделить один цикл (см. рис. 19). Итого восемь полных циклов осадконакопления по свите (рис. 45) и начало девятого (фациальный комплекс прибрежного мелководья, представленный бу-ландихинской пачкой).
Эволюция фациального состава циклов осадконакопления бакальской свиты вверх по разрезу (см. рис. 45) заключается в уменьшении значения терригенных прибрежноморских фаций, возрастании роли мелководных карбонатно-глинистых образований фаций переходных от терригенного осадконакопления к карбонатному и строматолитовых биогермов
143
144
Рис. 44. Циклы осадконакопления в отложениях малобакальской подсвиты по скважине 1722.
Усл. обозначен, см. на рис. 11
(МУБ), уменьшении мощности циклов.
Проявление цикличности в разрезе отложений свиты свидетельствует о периодичности и дискретности процесса осадконакопления с сохранением в целом однообразной тектонической обстановки, определяющей природу данного литологического комплекса.
Терригенные пачки содержат обычно как устойчивые пласты определенного литологического состава, так и пакеты переслаивания различных типов пород. Нижняя и верхняя части терригенных пачек, находящиеся в контакте с карбонатными пачками, как правило, представляют собой зону переслаивания глинистых пород и известняков мощностью до нескольких метров. Затем, по мере удаления от контакта с карбонатной пачкой, следует зона карбонатно-глинистых сланцев или тонкоалевритовых глинистых сланцев (рис. 46). Мощ-
Рис. 45. Эволюция фациального состава циклов осадконакопления бакальской свиты.
Усл. обозначен, см. на рис. 11
145
Рис. 46. Схематические усреднённые фациальные колонки пачек бакальской свиты.
Усл. обозначен, см. на рис. 11
ность зоны может достигать первых десятков метров. Средняя часть пачек почти не содержит карбонатных прослоев и представлена различными сочетаниями глинистых сланцев и алевролитов, иногда с прослоями алевропесчаников и песчаников (фация МПВ). Закономерные изменения состава пачек в разрезе, т.е. эволюция, проявляются в том, что вверх по разрезу наблюдается уменьшение гранулометрического размера зерен, повышение карбонатности. Это приводит к смене фаций: если для низов свиты (пачки Макаровская и иркускан-ская) наиболее характерны фации МПВ и МПП прибрежного морского мелководья, то для вышележащих пачек свиты ха-
146
Рис. 47. Схема эволюции фациального состава терригенных пачек бакальской свиты.
Усл. обозначен, см. на рис. 11
% 100
80'
60
40
20
0-1
рактерны фации относительно удаленного мелководья (рис. 47). Такая направленность фациальной изменчивости может свидетельствовать о затухании тектонических движений и стабилизации дна бассейна.
Для карбонатных пачек выявлена единая тенденция смены фаций, проиллюстрированная на литолого-фациальных профилях и на схематических фациальных колонках (см. рис. 45, рис. 48). Нижняя часть разреза карбонатных пачек представлена чаще глинистыми карбонатами с “червячковой” массивной текстурой с линзами и маломощными горизонтами седиментационных брекчий (типы МУТ-1; МУТ-2 и МУВ-1), характерными для мелководных зон бассейна карбонатонакоп-ления с активным гидродинамическим режимом. Встречаются прослои глинистых и карбонатно-глинистых сланцев. Вверх по разрезу глинистые ’’червячковые” карбонаты исчезают, а массивные сменяются мелкослоистыми карбонатными осадками генетических типов МУВ-1, МУВ-2, МУВ-3, что свидетельствует о снижении гидродинамической активности среды, видимо, вследствие возрастания глубины. Верхняя часть разреза снова содержит массивные, иногда глинистые ”чер-
147
Рис. 48. Схема эволюции фациального состава карбонатных пачек бакальской свиты.
Усл. обозначен, см. на рис. 11
вячковые” карбонаты и прослои тинистых пород. Здесь отмечаются линзы седиментационных брекчий. Но основной характерной чертой верхов карбонатных пачек является развитие строматолитовых известковых биогермов (фация МУБ) во всех карбонатных пачках. Таким образом, выявляется цикл карбонатонакопления, обусловленный, по-видимому, тектоническим развитием седиментационного бассейна.
Эволюция фациального состава карбонатных пачек свиты заключается в возрастании в них вверх по разрезу роли комплексов переслаивания (комплекс фаций периодов с неустойчивым положением береговой линии) и строматолитовых биогермов. Это может быть следствием увеличения мелководности и приближения к берегу вследствие стабилизации дна бассейна.
Представляется, что цикличность разреза бакальской свиты, являющаяся важнейшей чертой ее строения, связана с тектоническим режимом. Для образования цикличности та
148
кого порядка, как чередование пачек бакальской свиты, тектонический фактор может быть одним из возможных, наряду с эвстатическим. Колебания уровня моря могли приводить к периодическому изменению глубины бассейна и регулировать характер осадконакопления. Понижение уровня моря способствовало увеличению мелководное™. В условиях фотической зоны и отсутствия актавного поступления терригенйого материала при стабильном положении источников сноса возрастала роль биохемогенного карбонатообразования. Устойчивое медленное опускание дна бассейна приводило к компенсированному накоплению мощных (до 250 м) карбонатных пачек. Повышение уровня моря приводило к увеличению глубины бассейна и ослаблению карбонатонакопления. В этих условиях осадконакопление могло быть медленным терригенно-глинистым с признаками спокойного тиховодного режима.
Возможная связь эвстатических колебаний и процессов осадконакопления может быть рассмотрена на примере отложений березовской и гаевской пачек. В первом случае биохе-могенное карбонатонакопление проходило на мелководном плоском шельфе. Линзы и маломощных горизонтов седиментационных брекчий маркируют осадки периодов штормовых волнений и (или) течений, мелкослоистые известняки соответствуют зонам волнений на мелководье, строматолитовые и онколитовые биогермы верхней часта пачки указывают на наиболее мелководные участки дна бассейна. Выклинивание карбонатной пачки к югу и развитие в этом направлении мощного горизонта черных горизонтальнополосчатых глинистых сланцев может свидетельствовать об углублении бассейна и смене карбонатонакопления на глинистое во впадинах. При эвстатическом повышении уровня моря для всего бассейна выклинивания карбонатной пачки не должно наблюдаться:
149
образование глинистых более глубоководных осадков должно распространяться равномерно по всей площади, а не только в южной части рудного поля (см. рис. 10). Следовательно, эв-статическая модель в данном случае менее препочтительна. Образование глинистых осадков к югу объясняется тектоническими причинами (погружение этой части бассейна ниже уровня, благоприятного для активного карбонатонакопления или приближение источников сноса глинистого материала к югу от рассматриваемой области седиментации). В гаевской пачке мощный строматолитовый биогерм выклинивается и замещается глинистыми образованиями в северном и восточном направлении (см. рис. 10, 12). Это может быть обусловлено или углублением бассейна к северо-востоку и затуханием строматолитообразования на глубинах ниже фотической зоны (тектоническая причина), или усилением в этом направлении привноса терригенного материала (седиментационная причина). Последнее подтверждается повышенной “песчанистостью” к северу отложений вышележащей надгаевской терригенной пачки. Эвстатическими причинами наблюдаемую фациальную смену отложений гаевской пачки объяснить трудно.
Еще более сложно объяснить эвстатическими причинами появление в восточных частях территории в верхней части иркусканской пачки глинисто-алеврито-песчаных отложений пересыхающего прибрежного мелководья. Наличие грубозернистых мелководных осадков свидетельствует о приближении источников сноса обломочного материала к бассейну седиментации. Таким образом, для различных частей разреза свиты возможно объяснение образования цикличности или предпочтительно с помощью тектонического фактора, или вероятно комбинированное влияние как тектонических, так и эвстатических причин.
Представляется, что причиной образования циклов тре
150
тьего порядка явились вертикальные колебательные движения дна бассейна и латеральные - береговой линии. В разрезе это проявилось в неоднократной смене карбонатных осадков удаленного морского мелководья прибрежными терригенными отложениями. Колебания дна бассейна и положения береговой линии развивались на фоне общей тенденции к его погружению, что способствовало сохранению морского, реже лагунного режима. Бакальский бассейн представлял собой прогиб, в котором максимальная известная мощность отложений пространственно совпадает со средней частью Бакальского рудного поля (в районе Рудничного месторождения сидеритов, см. рис. 8, рис. 49). Периодическое появление в разрезе свиты пачек терригенных пород указывает на периодичность образования источников сноса и приближения их к бассейну седиментации. Это связано с наличием положительных тектонических движений. Тектонические движения имели, видимо, дискретный характер. На литолого-фациальных схемах пачек наблюдаются устойчивые зоны определенного литологического и фациального состава (зоны повышенной “песчанистости”, “карбонатности”, развития строматолитов и т.д.). При постепенном, не дискретном характере вертикаль-
Рис. 49. Схема изопахит малобакальской подсвиты на Бакальском рудном поле (от березовской (Ь2’) до шиханской (Ь27) пачек)
151
ных тектонических движений наблюдалось бы скольжение литологических зон по разрезу и по площади и они не дали бы контрастную картину в плане. Пространственное положение питающих провинций относительно бакальского седиментационного бассейна, как показывает анализ, менялось. Это позволяет сделать вывод о блоковом, дифференцированном характере тектонических движений. Результатом их было, вероятно, появление на периферии бакальского бассейна островной суши, служившей временным объектом денудации и источником терригенного материала. Размыву здесь могли подвергаться как отложения осадочных карбонатно-кварцево-глинистых толщ, так и метаморфические комплексы, изверженные породы (на что указывает присутствие зерен полевых шпатов, кварцитов, а также данные М.Т. Орловой [ 1960] о повышенном содержании в составе акцессорных минералов магнетита, пироксена и амфибола).
За периодом активных вертикальных тектонических движений на периферии бассейна следовал период относительно медленного прогибания с компенсированным терригенно-глинистым накоплением. Размыв и пенепленизация питающих провинций способствовали прекращению привноса обломочного материала и осадконакопление сменялось карбонатно-глинистым и карбонатным. При стабилизации дна бассейна увеличивалась мелководность вследствие автохтонного карбонатонакопления. Мелководные карбонаты были представлены массивными перемешанными в результате волнений илами (МУВ-1), горизонтами карбонатных брекчий (МУТ), строматолитовыми биогермами (МУБ), для развития которых мелководная гидродинамически активная среда с малым привносом терригенного материала чрезвычайно благоприятна [Уилсон, 1980]. Если же скорость прогибания дна опережала скорость карбонатонакопления, то это приводило
152
к повышению глубины и формированию мелкослоистых карбонатов. Приуроченность строматолитов к верхам карбонатных пачек свидетельствует, что в это время бассейн был максимально мелководным. Последнее может быть связано с началом регрессивного этапа тектонических движений. Карбо-нагонакопление прерывалось новым поступлением терригенного материала, знаменующим регрессию моря в связи с очередным этапом активных тектонических движений. Локальные перерывы в поступлении силикокластики в мелководный бассейн отмечались строматолитообразованием в зоне накопления терригенных отложений (например средний горизонт иркусканской пачки).
Таким образом, цикл осадконакопления в отложениях бакальской свиты связан с появлением питающих провинций на регрессивном этапе осадконакопления. Цикл выражается в образовании терригенных пачек в результате денудации этих провинций и в последующем карбонатонакоплении на трансгрессивном этапе седиментации в условиях спокойного прогибания дна бассейна. Отсюда следует, что план расположения питающих провинций для терригенной и вышележащей карбонатной пачек должен быть примерно сходным для членов одного цикла. Последнее находит подтверждение при интерпретации литолого-фациальных схем отложений пачек верхнебакальской подсвиты и проиллюстрировано в виде схематической круговой диаграммы (рис. 50). На ней в отложениях бакальской свиты выделено семь наиболее крупных циклов осадкднакопления, представленных парой: терригенная и карбонатная пачка (следует отметить, что на диаграмме сделано упрощение - в надшиханской пачке не выделяется один ритм (R|b28a- К(Ь2Л), поэтому общее количество ритмов не восемь, а семь). В течение бакальского времени питающие провинции мигрировали с юга на юго-восток, северо-восток, се-
153
веро-запад. Питающие провинции локализовались южнее или севернее бассейна седиментации. Следовательно, можно предполагать, что ориентировка тектонических структур района в бакальское время была субширотной.
Ранее М.И. Гаранем [1969] указывалось на восточное положение питающих провинций для бакальского времени. Основанием для подобного вывода являлись данные сопоставления разрезов собственно Бакальского рудного поля и расположенных восточнее него зон (корельской толщей). По-видимому, это отчасти справедливо и для времени накопления осадков нижних пачек свиты. Отложения корельской толщи коррелируются лишь с нижней частью разреза свиты в районе рудного поля (макаровская подсвита, березовская, иркус-канская пачки, см. рис. 7). Во время накопления верхних пачек (начиная с надшуйдинской), сохранившихся лишь в районе рудного поля на периферии бассейна, начали проявляться новые тектонические движения, что привело к поступлению терригенного материала с севера.
В целом, вверх по разрезу бакальской свиты намечается тенденция к затуханию амплитуды тектонических движений. Проявляется она в уменьшении мощности терригенных пачек, а также размера гранулометрического состава пород в них, возрастании роли комплексов переслаивания глинистых и карбонатных пород, строматолитовых биогермов и т.д. (см. рис. 45). Это подтверждает тектоническую “дряхлость” рельефа бакальского седиментационного бассейна, впервые отмеченную М.И. Гаранем [1946], что выразилось в пенепленизации рельефа, сформированного на консолидированном основании [Анфимов, 1982].
154
Рис. 50. Круговая диаграмма циклов осадконакопления бакальской свиты. Условно принято, что область осадконакопления бакальской свиты в районе рудного поля находится в центре диаграммы.
1-8 - циклы осадконакопления: 1 - Ь/- Ь^; 2 - Ь,4-; 3 - Ь22* Ь23а; 4 - b23b- Ь23с; 5 -b24-b25; 6 - b26-b27; 7- b28-b29; 8 - Ь210; 9 - положение источников сноса, Ц ’- b2’° - пачки и горизонты бакальской свиты (см. рис. 8,19)
155-
3.3.0 ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИХ УСЛОВИЯХ КОНЦА РАННЕГО РИФЕЯ НА ТЕРРИТОРИИ ВОЛГО-УРАЛЬСКОЙ ОБЛАСТИ2
Формирование карбонатно-терригенных отложений бакальской свиты в условиях выровненного рельефа дна и берега на прибрежном и удаленном морском мелководье позволяет рассматривать их как отложения зоны открытого шельфа окраины (?) платформы, испытавшей циклические “вековые” колебания.
В настоящее время развивается точка зрения об образовании всех рифейских толщ западного склона Урала в пределах авлакогенов, возникших в стадию рифтогенеза восточной окраины Русской платформы [Иванов, 1980; и др.; Парначев, 1980]. Эта стадия геотектонического развития заключается в растяжении земной коры, сопровождаемом подъемом территории, последующим блоковым опусканием и формированием грабенов с проявлением специфического вулканизма, затем затуханием тектонической активности, пенепленизацией рельефа, миграцией источников сноса и терригенно-карбонат-ным осадконакоплением [Иванов, 1980].
Детальное рассмотрение данной модели относительно бурзянского седиментационного цикла показывает, что собственно рифтогенный континентальный, с контрастным рельефом и специфическим вулканизмом этап может быть адекватен лишь нижней части айской свиты (навышская, чудинс-кая и липовская подсвиты), где на ограниченной территории в северной части Тараташского антиклинория развиты покровы трахибазальтов и невыдержанные прослои плохо отсор
2 В данной работе под Волго-Уральской областью понимается территория, ограниченная меридианами городов Самары и Златоуста (восточная часть Восточно-Европейской платформы и Башкирский мегаантиклинорий до зоны Главного Уральского Глубинного разлома).
156
тированных аркозовых грубозернистых песчаников, гравелитов и конгломератов [Ленных, Петров, 1978]. Для стратиграфического аналога айской свиты в центральной части Башкирского мегантиклинория - болыпеинзерской свиты - характерно преимущественное развитие разнозернистых полевош-пат-кварцевых песчаников с подчиненными прослоями алевролитов сходного состава, глинистых сланцев; лишь в верхней подсвите (из трех) появляются прослои известняков и доломитов [Козлов и др., 1989]. Вышележащие члены разреза бурзяния - верхняя часть айской свиты (кисеганская и сунгур-ская подсвиты), а также саткинская и бакальская свиты на севере и суранская и юшинская свиты в центральной части мегантиклинория - представлены преимущественно терригенно-глинистыми и карбонатными мелководными бассейновыми отложениями. Ряд авторов трактует их палеогеографическое положение как морские миогеосинклинальные [Гарань, 1946; Келлер, 1952; Беккер, 1988; и др.], другие относят к эпиконтинентальным морским или озерным с относительно расчлененным рельефом дна, сформированным над отмирающими рифтовыми системами [Аблизин и др., 1982; Парначев, 1987].
Проведенные в последнее время палеогеографические реконструкции для отложений бурзяния в пределах всего мегантиклинория позволили А.В. Маслову [1997] предположить внутриплитную природу нижнерифейской последовательности: для начала айского времени предполагается развитие "бортовых фаций", маркирующих положение восточной границы седиментационного бассейна ". В целом в пределах восточной части Восточно-Европейской платформы для бурзяния уже с самого начала раннего рифея предполагается "достаточно крупный пологий субаквальный платформенный бассейн осадконакопления или "залив" еще более крупного
157
бассейна ” [Маслов, 1997]. В конце бурзяния в пределах Башкирского мегантиклинория преимущественное развитие получила мелководно-морская терригенная седиментация (Макаровская подсвита бакальской свиты и нижняя часть юшин-ской свиты). В конце бакальско-юшинского времени на северо-востоке сформировался комплекс сублиторальных терригенных и карбонатных морских, реже лагунных отложений (малобакальская подсвита), в центральных же районах не произошло значительных фациальных изменений и продолжалось накопление песчано-алевритовых мелководно-морских, местами тонкозернистых глинистых, обогащенных органическим веществом отложений (верхняя часть юшинской свиты: верхи багарыштинской и сухинская подсвиты). Источники терригенного материала для отложений бакальско-юшинского времени располагались предположительно восточнее территории Башкирского мегантиклинория. В конце рассматриваемого периода времени положение их менялось в связи с тем, что "несколько сократилась площадь, занятая песчано-алеврито-глинистыми отложениями мелководно-морского генезиса... " [Маслов, 1997. С. 145]. Это совпадает с нашими выводами о смене положения областей питания в малобакальс-кое время с юго-восточного (область развития терригенных отложений корельской фации бакальской свиты) на северное и северо-западное.
Отложения бакальско-юшинского уровня имеют возрастные аналоги среди нижнерифейских образований восточной части Восточно-Европейской платформы, входящих в так называемую Волго-Уральскую область [Стратотип рифея..., 1983]. Здесь в составе верхней части нижнерифейской кыр-пинской серии в пределах Камско-Бельского авлакогена выделена Надеждинская свита, представленная чередованием пестроцветных алевролитов, аргиллитов и доломитовых мер
158 .
гелей [Аксенов и др., 1986]. В ее составе выделяется две подсвиты: нижняя представлена песчаниками с прослоями гравелитов и пестроцветных (буровато-серых и сиренево-розовых) алевролитов и аргиллитов, верхняя - алевролитами, аргиллитами и доломитовыми мергелями. Мощность свиты составляет до 233 м. Она несогласно перекрывается налегающими отложениями верхнего рифея и венда. Изотопный возраст секущих габбро-диабазов (К-Ar метод, по породе в целом) не моложе 1377-1368 млн лет [Стратотип рифея..., 1983]. В разрезах глубоких скважин Кабаково-62 и Кипчак-I в южной части Камско-Бельского прогиба (авлакогена), отложениям надеждинской свить! соответствуют образования кабаковской свиты, представленные углеродистыми темно-серыми алевролитами и аргиллитами [Андреев и др., 1981]. Аналогичные темноокрашенные терригенно-глинистые отложения встречены в данном стратиграфическом интервале (юшинс-кая свита) в разрезе глубокой скважины Кулгунино-I в западном крыле Башкирского мегантиклинория [Андреев и др., 1981]. Надеждинская свита в пределах Камско-Бельского прогиба подстилается повсеместно развитыми карбонатными образованиями калтасинской свиты, имеющей значительную мощность - от 500 до 1390 м; изотопный возраст (К-Аг) габбро-диабазов, секущих калтасинсую свиту, 1013-1195 млн лет [Стратотип рифея..., 1983]. Свита имеет полифациальное строение, особенно в средней части, где преобладают терригенные образования: темно-серые алевролиты, аргиллиты и карбонатно-глинистые породы, что позволило выделить в ее составе три подсвиты [Ожиганова, 1983].
Изучение обстановок осадконакопления в пределах всего раннерифейского седиментационного бассейна Волго-Уральской области впервые было проведено А.В. Масловым [1994]. Им были составлены схематические литолого-палео-
159
географические карты для шести временных срезов раннего рифея, в том числе для начала и конца бакальско-надеждинс-кого времени. Реконструкции выполнены на основе изучения первичных структурно-текстурных особенностей и литологического состава отложений по керну глубоких скважин территории Камско-Бельского прогиба, наблюдениям в естественных разрезах Башкирского мегантиклинория и обобщению литературных данных по литологии и геологии отложений раннего рифея Волго-Уральской области. Установлено, что в течение бакальско-надеждинского времени преобладало формирование терригенных отложений мелководно- и прибрежно-бассейнового генезиса. Для начального периода осадконакопления отмечена зональность с развитием прибрежно-континентальных пестроцветных песчано-алевритовых осадков в западных районах и мелководно-морских терригенных в центральных районах Башкирского мегантиклинория. Наиболее удаленные от берега тонкозернистые терригенные отложения (к которым А.М. Масловым были отнесены породы Макаровской подсвиты бакальской свиты), получили развитие на северо-востоке Башкирского мегантиклинория. К концу бакальско-надеждинского времени характер осадконакопления в западных районах не изменился, а в северо-восточной части Башкирского мегантиклинория получила развитие “сложная последовательность мелководных и прибрежнобассейновых терригенных и карбонатных отложений верхней части бакальской свиты ”, сменявшаяся к юго-востоку в центральных районах Башкирского мегантиклинория “преимущественно алеврито-песчаными осадками мелководно-бассейнового генезиса ” [Маслов, 1994. С. 115]. Источники сноса терригенного материала устанавливаются как на западе (восточные районы Русской платформы), так и на юго-востоке от современного Башкирского мегантиклинория. Отмечено, что
160
преобладание терригенного осадконакопления в конце ран-нерифейского времени, по сравнению с существенно карбонатным в средней части (саткинско-калтасинский уровень) связано с сокращением акватории и превращением “обширного плоского эпиконтинентального морского водоема в значительно меньший по размерам озероподобный бассейн ” [Маслов, 1994. С. 116]. Последнее утверждение автора находится в противоречии с выводами, полученными относительно фациального состава бакальской свиты, содержащей мощные, до 150-200 м пласты известняков мелководно-морского генезиса, хотя для западных районов Волго-Уральской области это утверждение, скорее всего, верно. Преобладание среди отложений надеждинской свиты красноцветных (буроватосерых и сиренево-розовых) песчано-алевритовых и глинистых отложений, а также прослоев доломитовых мергелей свидетельствует о формировании их в субаэральных с аномальной соленостью условиях, видимо, переходных от прибрежно-морских к лагунно-озерным. Резко сокращенная относительно восточных разрезов мощность отложений надеждинской свиты свидетельствует об очень спокойной тектонической обстановке, по крайней мере отсутствии заметного прогибания в данном месте земной коры на этом временном этапе, что закономерно привело к замедлению темпов осадконакопления и отмеченной трансформации морского водоема в '‘озероподобный бассейн ”.
Эта тенденция отмечена и в развитии бакальской свиты ио эволюции цикличности, состава терригенных и карбонатных пачек (см. раздел 3.2). В таком контексте становится объяснимым присутствие в верхней части буландихинской пачки, завершающей разрез бакальской свиты, вишнево-красных алевролитов, глинистых сланцев и красноцветных песчаников, образующих в Восточно-Буландихинском карьере на Ба
161
кале венчающую разрез толщу мощностью до 15 м. Ранее было отмечено возрастание вверх по разрезу буландихинского горизонта роли кварцитовидных песчаников и алевролитов и даже указано, что "среди них имеются дециметровые прослои гравелитов" [Давыденко, 1962. С. 1113]. Эти образования срезаются поверхностью предзигальгинского несогласия и могут рассматриваться как образования предзигальгинской коры выветривания -’’сланцы перемыва”. Однако все подобные образования в известных разрезах свиты имеют салатносерый оттенок, красноцветные отложения среди “сланцев перемыва” отсутствуют. Следовательно, красноцветные отложения в верхних горизонтах бакальской свиты могут являться сохранившимися от размыва субаэральными осадками зоны переходной от прибрежно-морских к озерно-лагунным условиям.
162
Глава 4.
СООТНОШЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ОСАДОЧНЫХ ФАЦИЙ И СИДЕРИТОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ
При проведении детального литолого-фациального анализа автор разделяет подход, обоснованный академиком А.В. Сидоренко, утверждающий, что в течение последних 3,5 млрд лет развития Земли существует система подвижных связанных геосфер земной коры (атмосферы, гидросферы, стратисферы, биосферы), находящихся в достаточно близком к современному стационарном равновесии в изотопном, а следовательно, и в геохимическом отношении [Сидоренко, Борщевский, 1977]. Этот подход обоснован изотопным, геолого-геохимическим и минералого-петрографическим изучением докембрийских и более молодых пород [Казанский, 1983; Соча-ва, 1986; Мележик, 1992; Donelly, Jakson, 1988; Knoll, Swett, 1990]. Он позволяет применить к реконструкции физико-географических условий бассейна седиментации в бакальское время актуалистический метод, провести интерпретацию генетических признаков осадочных пород с учетом материалов изучения современных осадков и экспериментальных данных по седиментации. В то же время такой подход учитывает необратимость эволюции геологических процессов в истории планеты, что проявилось в эволюции биосферы, процессов осадконакопления, магматизма, развитии тектонических движений.
Современные исследования показывают, что условия осадконакопления в верхнем докембрии по физико-географическим и физико-химическим параметрам, видимо, мало отличались от условий фанерозоя. Это проявилось не только в сопоставимой по объему распространенности органического вещества и наличии постоянной величины изотопного
163
фракционирования между карбонатной и органической формой углерода [Сидоренко, Борщевский, 1977], но и в характере континентальных кор выветривания. Образование последних в протерозое по ряду геолого-геохимических и минералого-петрографических признаков происходило с участием в атмосфере значительного количества свободного кислорода [Казанский и др., 1969; Корякин, Сафронов, 1979; Анатольева, 1983; Клауд, 1983; Ясаманов, 1985]. Это обстоятельство определяет окислительный характер всех поверхностных процессов (гипергенез, седиментогенез), хотя и подразумевает определенную их эволюцию, что проявлялось, видимо, в более агрессивном характере гипергенеза в условиях повышенных температуры, давления, пониженных значений.pH поверхностных вод [Михайлов, 1991; Холодов, 1989; Фролов, 1995] в протерозое. Сравнительное изучение строения и состава осадочных последовательностей раннего протерозоя Кольского полуострова и фанерозоя, проведенное Т.Ф. Негру-цей [1985], показало значительное их сходство (типы ритмичности, форма осадочных тел, характер и типы слоистости, типоморфизм обломочных минералов т.д.). Широкомасштабное сравнительное изучение петрохимического состава карбонатных и терригенно-глинистых отложений верхнего докембрия и палеозоя Северной Евразии, предпринятое под руководством А.В. Сочавы [Сочаваи др., 1994; и др.] показало значительное сходство процессов экзогенеза протерозоя и фанерозоя. К подобным выводам склоняется и ряд исследователей осадочных и вулканогенно-осадочных ассоциаций протерозоя надсерий Белт (Канада), Ocoee (Аппалачи), бассейнов Амадеус, Аделаида (Австралия); серии Хедмарк (Норвегия). Для последних комплексов выделены рифтовые и гео-синклинальные ассоциации, в развитии которых не обнаружено принципиальных различий с фанерозойскими [Lowe, 1992; Grotzinger, Ingersoll, 1992].
164
4.1. ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ В БАКАЛЬСКОЕ ВРЕМЯ
Изучение генетических типов осадков и их парагенети-ческих соотношений приводит к выводу, что в бакальское время осадконакопление происходило в обстановках морского прибрежного, удаленного от берега, а также лагунного мелководья с подвижным гидродинамическим режимом и аэрацией придонных масс воды. Морской характер осадков подтверждается прежде всего наличием карбонатных известняковых пачек, присутствием в них строматолитовых построек, однородным мелким и тонким гранулометрическим составом зерен терригенных отложений, их хорошей окатанностью и сор-тированностью и, наконец, устойчивостью по простиранию фациальных комплексов и отдельных фаций. О морском генезисе свидетельствуют и геохимические особенности состава этих отложений - повышенное содержание микроэлементов (стронция и свинца) в известняках, что позволяет усматривать сходство с современными арагонитовыми седиментационными илами [Сульман, Берсенева, 1982], изотопный состав карбонатных пород [Борщевский и др., 1978], сходство распределения редкоземельных элементов в известняках бакальской свиты с таковым в воде современных океанов [Маслов и др., 1998], характер Вг-С1 отношений в водных вытяжках глинистых пород [Анфимов, Ковальчук, 1980; и др.].
Мелководность отложений и гидродинамическая активность бакальского бассейна определяются преобладанием в породах таких характерных текстур, как косая, волнистая, линзовидная слоистость, следы трещин усыхания, знаки ряби течения и волнения и т.д.; наличием седиментационных конг-ломератобрекчий, строматолитовых биогермов, эрозионной формой контактов линз калькаренитов и песчаников; неустойчивым поведением генетических типов осадков внутри фа
165
циальных комплексов.
Наряду с этим могут быть выделены отложения тиховодных зон, в которых движения придонных слоев воды практически отсутствовали и шло спокойное выпадение тОнкоот-мученного алевропелитового материала. Они представлены пакетами алевропелитовых пород с тонкой горизонтальной слоистостью, имеющих мощность до нескольких десятков метров в разрезах Макаровской, иркусканской, надгаевской, над-шиханской и буландихинской пачек. Эти отложения характеризуют фациальный комплекс относительно удаленного морского бассейна. Вероятно, накопление их имело место ниже базиса действия штормовых волн. Однако в некоторых случаях спокойный характер придонных вод может быть обусловлен изолированностью зон накопления глинистых осадков от областей бассейна седиментации с интенсивными морскими волнениями. Тогда пласты тонкослоистых и массивных глинистых отложений могут быть связаны в бакальской свите с зонами заливно-лагунного мелководья. Последние, возможно, представляют собой обстановки типа ваттов и характеризовались тонкозернистыми, обогащенными органикой осадками [Наливкин, 1956] и восстановительным характером среды седиментации.
Застойные условия при накоплении терригенных осадков в бакальском бассейне не проявились широко, о чем свидетельствует слабое развитие восстановительного сингенетического и диагенетического минералообразования. В глинистых породах встречается довольно редкая (менее 1%) тонкая вкрапленность пирита, иногда она отмечается в виде конкреций. Сидерит также встречается в глинистых породах в виде небольших линз, прослойков и “червячковых” образований, хотя, значительно реже, чем известняк и доломит и, как правило, вблизи сидеритовых рудных тел в карбонатных пачках.
166
Возможно, в некоторых случаях он также является диагенетическим образованием, но скорее всего связан с теми же эпигенетическими процессами, которые привели к образованию мощных сидеритовых залежей в карбонатных пачках. Следует указать, что в районе Бакальского рудного поля встречены конкреционные линзы заведомо диагенетического сидерита. -Они приурочены к углеродистым алеврито-глинистым прослоям нижней части зигазино-комаровской свиты и впервые наблюдались в ядре Бакальской синклинали в щебеночном карьере на руч. Буланка у шоссе Челябинск-Уфа [Малахов, 1956]. Породы отличаются повышенным содержанием углерода (до 4%) и пирита, С/S отношение свидетельствует об эвксинном характере бассейна седиментации [Крупенин и др., 1995]. Сидериты характеризуются повышенным содержанием терригенной примеси, в химическом составе повышается доля кремнезема, глинозема и фосфора, что резко отличает данный тип сидеритов от сидеритовых руд, приуроченных к отложениям бакальской свиты.
Таким образом, накопление терригенных пачек бакальской свиты происходило в активноводных, реже тиховодных аэрируемых условиях прибрежно-морского мелководья.
Изучение отложений карбонатных пачек, относимых к фациальному комплексу удаленного морского, для шуйдинс-кого времени - лагунного мелководья, также показывает их преимущественно активноводное Происхождение (см. табл. 2.14,2. 16). В условиях ослабленной гидродинамической активности в карбонатных лагунах, по-видимому, было возможно появление застойных условий с восстановительной средой осадконакопления. Но текстуры тонко- и мелкогрризон-тальнослоистые, характерные для застойной обстановки, в карбонатных породах встречаются очень редко, не обладают выдержанностью по простиранию и мощности. Такие тексту
167
ры встречены в известняках, доломитах, сидеритах. В то же время преобладающим развитием пользуются мелко- и толстослоистая (косоволнисто- и линзовиднослоистая, а также флазерная) массивная строматолитовая текстуры, указывающие на гидродинамически активные условия накопления исходных осадков. Текстурное изучение карбонатных пород свидетельствует о том, что застойных обстановок, где было бы возможно существование восстановительной среды и накопления закисного железа в виде сидерита в карбонатных фациальных комплексах не было. В разделе 3.2 это иллюстрируется литологическими колонками пачек и литолого-фациальными профилями.
Образование доломитов в шуйдинское время может быть связано не с эвапоритовым характером лагунного бассейна осадконакопления, а с дополнительным привносом высоко-магнезиальных грунтовых вод в бассейн седиментации размывающегося ультраосновного массива, подобно лагуне Ку-ронг в Южной Австралии [Borch et al., 1975]. Это предположение косвенно подтверждается юго-восточным положением источников сноса обломочного материала как в шуйдинское время, так и во время накопления магнезитоносного кара-гайского горизонта саткинской свиты [Бусыгин, 1991].
4.2. о «СИДЕРИТОВЫХ» ФАЦИЯХ И ВЗАИМООТНОШЕНИЯХ ОСАДОЧНЫХ ФАЦИЙ И СИДЕРИТОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ НА БАКАЛЕ
Эпигенетический характер сидеритовых рудных залежей на Бакальских месторождениях убедительно показан [Завариц-кий, 1939; Яницкий, Сергеев, 1962]. Если даже не учитывать факты секущего положения сидеритовых руд относительно вмещающих их доломитов и известняков, то и тогда трудно представить себе совместное отложение названных карбонатов хемогенным путем в одном седиментационном бассейне
168
на площади всего несколько десятков квадратных километров на одном стратиграфическом уровне. Тем не менее именно такой взгляд на формирование карбонатных пород Бакальского рудного поля существует в течение ряда лет либо в виде умозрительной фациальной схемы [Наливкин, 1931 и др.], либо в форме попытки физико-химического обоснования осаждения различных карбонатов в одном седиментационном бассейне [Бояркин, 1982]. Однако следует иметь в виду, что кальцит, доломит, магнезит и сидерит имеют различные физико-химические параметры седиментации [Страхов, Цветков, 1944; Казаков и др., 1957] и, следовательно, не могли формироваться в одном седиментационном бассейне.
Наиболее широким диапазоном физико-химических параметров седиментации, согласно термодинамическим расчетам и экспериментальным данным, характеризуется кальцит [Гаррелс, Крайст, 1965]. Образование доломита и магнезита (вернее, образование высокомагнезиального кальциевого карбоната и водно-магнезиальных карбонатов типа гидромагнезита, несквегонита и т.д.) контролируется величиной щелочного резерва в морской воде (определяемого суммой растворенных бикарбонатов кальция и магния), а также повышенным содержанием СО2и щелочным характером среды (рН>8, [Страхов, Цветков, 1944; Казаков и др., 1957]). Образование сидерита, напротив, происходит как раз при отсутствии щелочного резерва, но в присутствии ионов Fe2+ [Страхов, 1960]. Характер среды изменяется от слабокислой до слабощелочной. Но определяющим параметром для сидеритообра-зования, резко отличающимся от предыдущих, является окислительно-восстановительный потенциал Eh, который изменяется от 0 до -500 мэВ (рис. 51) [Стащук, 1985]. Этим значениям редокс-потенциала соответствуют бескислородные, восстановительные условия среды осаждения. В то же время об-
169
Рис. 51. Диаграмма соотношений устойчивости между окис-лами, карбонатом, сульфидом и силикатом железа при 7’=25° С и Р=1 атм общего давления в присутствии воды (по Р. Гар-релсу [1962])
разование кальцита, доломита и магнезита происходит независимо от величины Eh и, как правило, в окислительных условиях богатых кислородом бассейнов.
Учитывая необходимые физико-химические параметры осаждения различных карбонатов, можно допускать, что если сидерит в бакальском седиментационном бассейне образовывался в виде осадка, то для этого должны были существовать подходящие фациальные условия, а именно, зоны с устойчивым восстановительным режимом придонных слоев воды. Эти зоны должны были быть сопоставимы по размерам с площадями, занимаемыми сидеритовыми залежами, составляющими первые единицы квадратных километров. Длительность существования таких фациальных зон должна быть зна
170
чительной, чтобы обеспечить накопление осадков, из которых впоследствии могли сформироваться мощные сидеритовые тела (мощностью несколько десятков метров). Известно, что накопление пластов карбонатных пород такой мощности происходит за сотни тысяч и миллионы лет [Уилсон, 1981].
Наиболее важным признаком, определяющим характер среды осадконакопления, являются седиментогенные текстуры пород. Изучение седиментогенных текстур известняков, а также реликтовых седиментационных текстур в доломитах, магнезитах и сидеритах показывает, что эти признаки несомненно обладают сходством между собой. Если для установления фациальных условий седиментации формально руководствоваться только первичными текстурными особенностями карбонатных пород бакальской свиты и не учитывать взаимоотношений пород между собой, то тогда придется сделать вывод о сходных условиях накопления карбонатных осадков, независимо от вещественного состава пород (известняки, доломиты, магнезиты, сидериты). Эти условия, как показано выше в главах 2 и 3, характеризовались мелководностью и гидродинамической активностью. Обстановки застойные, с восстановительным режимом, в которых могло бы происходить накопление карбоната закиси железа, во время накопления карбонатных пачек не устанавливаются. Этот вывод, сделанный “методом от противного” при детальном литологофациальном анализе эпигенетических преобразований рудоносной толщи, подтверждает выводы о наложенном сидерите- и доломитообразовании, полученные ранее при выяснении соотношений рудных тел и вмещающих карбонатов при геологическом изучении Бакальских месторождений [Завариц-кий, 1939; Яницкий, Сергеев, 1962].
Наблюдения за взаимоотношениями сидеритового оруденения и осадочных фаций, впервые сделанные Л.В, Анфи
171
мовым [1977] на примере гаевской пачки и проведенные автором на Бакальском рудном поле в карьерах и по интерпретации документации разведочных скважин, убедительно показывают, что сидеритовое оруденение во всех пачках бакальской свиты пересекает латеральные и вертикальные границы осадочных фаций.
Иллюстрацией всему сказанному являются соотношения сидерита и вмещающих карбонатных пород, наблюдаемые в Центральном карьере рудника Иркускан (рис. 52) на литолого-фациальном профиле. Последний построен по результатам документации юго-западного и северо-восточного бортов, а также по данным разведочного бурения по профилям (см. на рис. 51,9-15). Разрез здесь представлен песчано-сланцевыми породами иркусканской пачки, карбонатными породами шуй-динской и гаевской пачек бакальской свиты, кварцитовидными песчаниками и конгломератами зигальгинской свиты. В гаевской пачке карбонаты представлены известняками, доломитами и сидеритами со строматолитовой текстурой. Отложения характеризуют фации известковых строматолитовых биогермов МУБ, являются частью крупного биогерма гаевского времени. Сидеритовые залежи располагаются несогласно внутри строматолитового биогерма в виде туповыклиниваю-щихся линзовидных тел. Эпигенетичность этих тел относительно образований строматолитовой фации хорошо выражена. В шуйдинской пачке карбонаты представлены доломитами с массивной, строматолитовой и мелкослоистой текстурой, крупнокристаллическими магнезитами преимущественно с массивной текстурой и сидеритами, имеющими текстуру как массивную, так и мелкослоистую, строматолитовую, структуру мелкозернистую, крупнозернистую и даже стрельчатую, характерную для магнезита. Детальные соотношения сидеритовых и магнезитовых залежей, а также литологических ти-
172
Рис. 52. Литолого-фациальный профиль через карьер Центральный рудника Иркускан.
Усл. обозначен, см. на рис. 11. В основании отложений зигальгинской свиты залегают песчано-глинистые рассланцованные породы салатно-серого цвета (“сланцы перемыва”)
173
пов доломитов, сидеритов и магнезитов схематически изображены на рис. 53. В данном случае литологические типы пород характеризуют фации строматолитовых биогермов с характерной скорлуповатой текстурой (ЛУБ), а также фации, представленные прослоями, образовавшимися в результате
СЗ
L° J1
LMJ2 [ f~| 3
I |4
КЗб
О	Юм
Рис. 53. Схема взаимоотношений сидеритового и магнезитового оруденения и осадочных фаций в низах шуйдинской пачки карьера Центральный рудника Иркускан.
1-3 - текстуры пород: 1 - массивная; 2 - мелковолнисто- и косоволнистосло-истая; 3 - строматолитовая; 4-7 - литологические типы пород: 4 - доломит; 5 - сидерит; 6 - магнезит; 7 - переслаивание алевролитов и глинистых сланцев; 8 - наблюдаемые геологические границы; Ь22- иркусканская пачка; Ь23 - шуй-динская пачка
174
накопления массивных и мелко слоистых карбонатных илов зоны волнений на мелководье. Сидеритовые рудные тела пересекают границы геологических тел, характеризующих осадочные фации. Причем сидериты пересекают как латеральные, так и вертикальные границы, являются наложенными. Сидерит сохраняет реликтовые текстуры вмещающих доломитов [Крупенин, 1983]. Следовательно, сидерит является образованием, наложенным на доломиты. Кроме того, сидеритовое оруденение развивается и по магнезитовому, являясь наиболее поздним [Крупенин, Анфимов, 1985].
Детальное рассмотрение соотношений сидеритового и магнезитового оруденения в масштабах всего рудного поля позволило выявить ряд особенностей рудолокализации. Планы распределения магнезитовых и сидеритовых залежей в шуйдинской пачке бакальской свиты не совпадают: сидеритовые залежи приурочены к поверхности предзигальгинского межформационного несогласия в виде субширотной полосы, тогда как магнезитовые пластообразные залежи развиты и в южной, совпадающей пространственно с сидеритовыми телами, части рудного поля, и в северной части, образуя, таким образом, субмеридиональную зону (рис. 54). Намечается прямая связь мощности магнезитовых залежей с мощностью всей доломитовой шуйдинской пачки (мощность магнезитовых залежей и пачки возрастает к югу), а также пространственная связь магнезитовых тел и некрупных строматолитовых биостромов (оба вида указанных геологических объектов приурочены к нижней части карбонатной пачки). В пределах шуйдинской пачки сидеритовое оруденение развивается по доломитам. В рассмотренном выше примере с гаевской пачкой сидеритовое оруденение также развивается по доломитам, в северо-восточном борту карьера последние переходят в известняки строматолитовой тектстуры. Изучение разрезов бакаль-
175
Рис. 54. План распределения магнезитовых и сидеритовых залежей в шуйдинской пачке бакальской свиты (по [Крупенин, Анфимов, 1985]).
1-3 - изопахиты, м: 1 - сидеритовых рудных тел; 2 - магнезитовых залежей; 3 - шуйдинской доломитовой пачки; 4 - точки наблюдений
ской свиты на всей территории Бакальского рудного поля показывает, что гаевская карбонатная пачка изначально была сложена известняками. В местах развития сидеритовых рудных тел вокруг последних наблюдаются зоны доломитов (рис. 55). Эта закономерность абсолютно постоянно выдерживается на рудном поле во всех карбонатных пачках, содержащих известняки. Впервые она была описана Л.М. Миропольским [1932] и трактовалась рядом исследователей [Зава-рицкий, 1939; Яницкий, Сергеев, 1962; Давыденко, 1958] как гидротермально-метасоматическая зональность вокруг сидеритовых рудных тел. Изучение текстурных признаков сиде-
176
Рис. 55. Метасоматическая зональность известняк-доломит-сиде-рит в строматолитовом биогерме гаевской пачки бакальской свиты. Северный борт карьера Центрального рудника Иркускан.
I - строматолитовый известняк; 2 - доломитизация; 3 - сидеритизация; 4 -филлитовидные сланцы; 5 - геологические границы; 6 - уступы карьера
ритов, доломитов и известняков позволяет заключить, что сидериты наследуют текстуры доломитов, а доломиты - текстуры известняков. Таким образом, своих собственных седи-ментогенных текстур сидериты не имеют.
Анализ расположения сидеритовых залежей на литоло-। v-фациальных схемах карбонатных пачек показывает, что рудные тела располагаются в породах, характеризующих различные фации карбонатонакопления - строматолитовых биогермов, массивных и мелкослоистых карбонатных илов. Таким образом, расположение сидеритовых залежей в пластах кар
177
бонатных пород не подчиняется фациальному контролю, является практически афациальным. Этот вывод получен на примере основных рудоносных пачек бакальской свиты: бе-резовской (рис. 56), шуйдинской (рис. 57), гаевской (рис. 58).В то же время проявляется литологический контроль оруденения, выраженный достаточно заметно в приуроченности рудных тел к зонам карбонатных пластов, менее обогащенных терригенно-глинистой примесью. Это может рассматриваться как подтверждение эпигенетического характера оруденения, метасоматически развивающегося по более чистым, проницаемым для рудных растворов карбонатным породам. Показательным является наличие структурного контроля сидеритового оруденения. На рис. 57 и 58 видно, что оруденение располагается в виде субширотных зон в южной части шуйдинской и гаевской пачек, а именно здесь карбонатные пачки подвержены размыву по пологой, относительно подошвы пачек, поверхности субширотного простирания, т.е. подтверждается высказанное еще в 1950-е годы положение о контроле сидеритового оруденения поверхностью предзигальгинс-кого размыва [Давыденко, 1956]. Этой закономерности не подчиняется, на первый взгляд, оруденение в березовской пачке, не подверженной предзигальгинскому размыву (см.рис. 8). Если сравнить положение оруденения в трех названных выше пачках на плане (рис. 59), то отметим примерное совпадение их положения. Эту закономерность трудно объяснить особенностями седиментогенеза, фациального режима и т.п. Но если связывать оруденение с наличием рудоподводящих каналов, зон проницаемости в рудоносной толще, то совпадение положения рудных зон в различных пачках легко объяснить. Оно связано с образованием многоярусных и колонновидных залежей в слоистой толще под действием восходящей миграции флюидов [Поспелов, 1967]. Для эпигенетического, в том
178
Рис. 56. Контур сидеритового оруденения (штрих-пунктирная линия) на литологофациальной схеме березовской пачки.
Усл. обозначен, см. на рис. 22
Рис. 57. Контур сидеритового оруденения (штрих-пунктирная линия) на литолого-фациальной схеме шуйдинской пачки.
Усл. обозначен, см. на рис. 28
Рис. 58. Контур сидеритового оруденения (штрих-пунктирная линия) на литолого-фациальной схеме гаевской пачки.
Усл. обозначен, см. на рис. 22
179
Рис. 59. Сопоставление контуров сидеритового оруденения рудоносных пачек:
1 - березовской, 2 - шуйдинской, 3 - гаевской, 4 -точка совмещения всех на литолого-фациальных схем
числе гидротермально-метасоматического оруденения это широко распространенный, почти универсальный процесс [Смирнов, 1976].
Таким образом, положение зон сидеритовых залежей в пределах карбонатных пачек подчиняется не фациальному, а структурно-литологическому контролю. Это является еще одним доказательством эпигенетической природы сидеритовых залежей на Бакале.
180
Глава 5 ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ГЕНЕЗИСЕ СИДЕРИТОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ НА БАКАЛЬСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ
В настоящей главе проводится критический обзор существующих генетических представлений о сидеритообразова-нии в Бакальском рудном поле.
5.1.0 ГИПОТЕЗЕ ОСАДОЧНОГО СИДЕРИТООБРАЗОВАНИЯ НАБАКАЛЕ
Несмотря на убедительные доказательства эпигенетического характера сидеритового оруденения, полученные еще в тридцатые годы, параллельно существовала точка зрения об осадочном сидеритообразовании на Бакале. Впервые эту гипотезу выдвинул Д.В. Наливкин [1931, 1934], связавший си-деритонакопление со специфическими древними лагунными условиями седиментации. Последовательную критику взглядов Д.В. Наливкина дал А.Н. Заварицкий [1939]. Однако в последующие годы у этой гипотезы нашлись сторонники, дополнившие ее новыми данными [Малахов, 1956 и др.; Бурге-ля, 1962 и др; Старостина, 1962; Храменкова, 1965 и др. Дружинин, 1971; Дунаев, 1981].
Критическое обсуждение некоторых из этих данных содержалось в ряде работ Ю.А. Давыденко [1958, 1962], А.Л. Яницкого и О.П. Сергеева [1962], В.А. Тимескова [1963 и др.], А.С. Варлакова [1967] и др. Основными доводами, выдвигаемыми в защиту осадочного сидеритообразования на Бакале, являются следующие.
1.	Мнение о гипотетичности существования мощных терм, необходимых для образования столь крупного месторождения сидерита [Наливкин, 1931 и др.].
181
2.	Представление о пластовой форме сидеритовых залежей [Наливкин, 1931; Старостина, 1962].
3.	Стратиграфический контроль оруденения [Наливкин, 1931; Старостина, 1962’ Дунаев, 1983].
4.	Фациальный контроль оруденения [Наливкин, 1931; Старостина, 1962; Дружинин, 1971; Дунаев, 1981].
5.	Цикличность рудонакопления [Бургеля, 1962; Дружинин, 1971].
6.	Размыв сидеритовых залежей в предзигальгинское время [Малахов, 1955].
7.	Послерудный возраст диабазовых даек [Бургеля, 1962].
8.	Соответствие изотопного состава С и О2 в рудах карбонатам морского происхождения [Борщевский и др., 1978].
Как видно, Д.В. Наливкиным были выдвинуты четыре довода в пользу осадочного сидеритообразования. Несмотря на обстоятельную критику А.Н. Заварицкого в 1939 г., эти доводы впоследствии неоднократно выдвигались другими сторонниками осадочной концепции.
1.	О гипотетичности существования мощных гидротерм. А.Н. Заварицким было показано, что среди явно осадочных месторождений, содержащих сидерит, подобного Бакалу, не найдено, в то же время среди типично гидротермально-метасоматических месторождений находится ряд месторождений, очень близко напоминающие Бакальское. Это Эр-цберг в Австрии, Зигерланд в Германии, Бильбао в Испании, месторождения Северной Африки (Уэнза, Заккар и др.), Батер во Франции, Рудабанье в Венгрии, Кремиковцы в Болгарии, Яворик в Западной Боснии и др. Запасы некоторых из этих месторождений сопоставимы с Бакальским (а в ЗО-е годы даже превышали запасы железных руд Бакала, оцененных в 150 млн т). В настоящее время список подобных месторождений существенно расширен (Абаил в Казахстане, Березовское
182
в Восточной Сибири), а также может быть пополнен зонами анкерит-сидеритовых метасоматитов в стратиформных полиметаллических (Холодненское, Горевское на Енисейском Кряже) и золоторудных (Березовское на Урале) месторождениях.
2.	О пластовой форме сидеритовых залежей. Этот довод также был подвержен критике А.Н. Заварицким, указавшим, что залежи сидерита на Бакале не имеют признаков, характерных для пластов [Заварицкий, 1939. С.7]. Залежи сидерита, которые на мелкомасштабных разрезах выглядят подобно пластовым [Старостина, 1959], при детальном рассмотрении оказываются пластообразными по своей морфологии, не имеют ничего общего с осадочными пластами (см. рис. 10, 12-15, 52, 53 и др.). Кроме того, существует большая группа сидеритовых залежей гнездообразной, штокообразной форм (см. рис. 10, 15), которую осадочным сидеритонакоплением объяснить невозможно.
Здесь уместно отметить попытку И.П. Дружинина [1982] объяснить сложные латеральные контакты между сидеритами и доломитами и между доломитами и известняками вулканогенно-осадочным механизмом рудообразования с резкой сменой физико-химических обстановок. Опуская не совсем ясную физико-химическую сущность этого процесса применительно к карбонатным породам бакальской свиты, отметим, что исследователи, специально изучавшие проявления магматической деятельности в районе Бакала, не отмечают синхронного осадконакоплению вулканизма [Варлаков, 1967; Штейнберг, 1969; Алексеев, 1984].
3.	Стратиграфический контроль оруденения. Д.В. На-ливкин усматривал стратиграфический контроль оруденения в приуроченности Бакальских Сидеритовых месторождений и Зигазино-Комаровских железорудных месторождений, содержащих сидерит, к одному ^стратиграфическому уровню, яко
183
бы благоприятному для накопления карбоната железа. Однако, как было показано М.И. Гаранем [1939], Зигазино-Кома-ровские месторождения приурочены к отложениям более молодого возраста. Подобная идея высказана также З.М. Старостиной [1959] и некоторыми другими авторами. Они связывали сидеритонакопление с определенными стратиграфическими уровнями разреза рифея и утверждали, что эти уровни закономерно повторяются в седиментационных циклах первого порядка (бурзяний, юрматиний). В пределах этих благоприятных уровней сидерит связан с определенными стратиграфическими горизонтами, а именно, с карбонатными. Это действительно так. Сидеритовое оруденение контролируется стратиграфическими уровнями - карбонатными литологическими комплексами. Но само оруденение не является осадочным, что доказывается при изучении его соотношений с фациями вмещающих карбонатных осадков. Остается предположить, что наблюдаемая пространственная связь сидеритового оруденения с карбонатно-сланцевыми толщами имеет не седиментационные, а иные причины. Представляется, что природа этой связи лежит в постседиментационных процессах преобразования толщ, т.е. рудообразование связано с процессами литогенеза в карбонатно-сланцевых литологических комплексах.
4.	Фациальный контроль оруденения. Д.В. Наливкиным говорилось об особых условиях седиментации в бакальском бассейне (сильное испарение воды, содержавшей растворенное железо). Однако он не привел ни физико-химического обоснования сидеритообразования, ни примеров современных бассейнов, где может идти подобный процесс. А.Н. За-варицкий справедливо отмечал, что фации болот, приводимые Д.В. Наливкиным [1931], а »ихже Н.А. Ушаковым [1934], в качестве примера сидеритообразования, не соответствуют
184
условиям накопления отложений Бакала. З.М. Старостиной [1959] была предложена фациальная схема смены осадков: тинистых, сидеритовых, доломитовых и известковых по лате-рали. При проведении детальных геологоразведочных и горных работ эта схема не получила подтверждения [Гринштейн и др., 1959].
Об особых фациальных условиях образования сидеритовых руд был сделан вывод Д.П. Храменковой [1965, 1967] на основании обнаружения в сидеритах особых, отличающихся от известняков и доломитов, якобы седиментогенных текстур. Автором настоящей работы на примерах из различных рудоносных пачек бакальской свиты показано, что сидеритовые руды не имеют особых текстур, они наследуют седимен-тогенные текстуры вмещающих карбонатных пород. Наличие специфических текстур в сидеритах связано, по-видимому, с тем, что они более интенсивно подвергались вторичным, гидротермальным процессам, чем вмещающие известняки и даже доломиты. Это привело к интенсивному образованию в сидеритах эпигенетических текстур (полосчатая, гнездовая, про-жилковая и др.).
Литолого-фациальный контроль оруденения в Бакальс-ком рудном поле был усмотрен В.А. Дунаевым [1983] в приуроченности зон оруденения к выявленным им конседимен-тационным поднятиям. Остается, однако, непонятным, какие же особые фациальные условия существовали на этих поднятиях (представлявших собой, кстати, наиболее активные в гидродинамическом отношении зоны бассейна), что в их пределах шло образование сидерита, сменяемое по латера-ли отложением тинистых отложений или других карбонатных пород. Выполненный автором детальный литолого-фациальный анализ рудовмещающей толщи показал отсутствие благоприятных для сидеритонакопления фациальных условий.
185
Оруденение сечет и фациальные границы. Однако при отсутствии фациального контроля на месторождении можно говорить о наличии литологического контроля оруденения (см. главу 4). Он проявляется в приуроченности сидеритового оруденения преимущественно к карбонатным породам со стро-матолитовой и мелкослоистой текстурой и невысокой глинистостью (обычно не более 10%). Видимо, данные литологические типы пород обладают повышенной проницаемостью для гидротермально-метасоматических растворов.
5.	Цикличность рудонакопления. Многократное чередование в разрезе свиты сидеритовых руд с доломитами, известняками, терригенными породами рассматривалось А.Е. Малаховым [1957] в качестве доказательства первичной природы. сидеритов. Он объяснял это чередование цикличностью накопления осадков, т.е. рассматривал сидерит как обычный осадок наряду с известковым или терригенным. В таком случае необходимо было показать, с какими именно фациальными условиями связаны эти осадки и какое положение они занимают в ритмической толще, в каждом конкретном цикле. Этого, однако, сделано не было.
Позднее с седиментационной цикличностью связывал сидеритообразование Н.К. Бургеля [1962]. Использовал седиментационную цикличность для доказательства осадочного сидеритообразования и И.П. Дружинин [1971,1978]. Все эти авторы не принимали, однако, во внимание фациальную природу сидеритов и их положение в цикле осадконакопления.
Нам в том же месте рудного поля, что описано в работах И.П. Дружинина (Центральный карьер рудника Иркускан, над-шуйдинская пачка) удалось проследить, как сидеритовый прослой среди глинистых сланцев по простиранию переходит в доломиты с метасоматическим ступенчатым контактом. Это наблюдение еще раз доказывает, что сидерит не занимает оп
186
ределенного места в седиментационных циклах, а метасоматически развивается по карбонатам трансгрессивных частей циклов. Кроме того, рассматривая в принципе связь цикличности с оруденением, нужно отметить, что осадочное желе-зонакопление в различных геологических объектах связано, как правило, с терригенными, прибрежно-морскими отложениями [Страхов, 1960 и др.]. Однако в отложениях бакальской свиты железорудные залежи приурочены не к терригенным прибрежным, а к карбонатным удаленным от берега отложениям. Это находится в противоречии с закономерностями осадочного железонакопления и является еще одним аргументом против образования сидерита в бакальском седиментационном бассейне.
6.	Размыв сидеритовых залежей в предзигалъгинское время. Вывод об этом сделал А.Е. Малахов [1956,1957,1959] на основании нахождения галек сидерита в базальных конгломератах зигальгинской свиты в районе месторождений им. ОГПУ и горы Иркускан. Находки галек сидерита не были впоследствии повторены. Сам факт сохранности сидерита в условиях интенсивного физического и химического выветривания в дозигальгинское время остается сомнительным. А.Л. Яниц-кий и О.П. Сергеев [1962. С. 9] отмечали, что в результате проникновения гидротермального жильного сидерита в цемент базальных конгломератов при раскалывании могут образоваться куски, состоящие из сидерита, которые "... очень похожи на гальки с отшлифованной поверхностью ”. Кроме того, в зонах примыкания метасоматических залежей к базальным конгломератам зигальгинской свиты возможно метасоматическое замещение карбонатных галек конгломератов (если они имеются) сидеритом. Следует иметь в виду, что существование сидеритовых залежей в дозигальгинское время, якобы установленное А.Е. Малаховым, еще не говорит об их осадоч
187
ном образовании.
При изучении коллекции Бакальского месторождения в Уральском государственном геологическом музее сотрудником Технического университета г. Берлина Р. Эльмисом был обнаружен образец керна, описанный А.Е. Малаховым [1956] как содержащий “сидеритовые гальки ”. Образец керна представлен конгломератом с обломками кварцитовидных песчаников в глинисто-песчаном матриксе. С одной стороны столбик керна содержит косой срез включения сидерита округлой формы. При повороте образца на 90° вдоль оси керна сидеритовые включения теряют округлую форму, линия контакта сидерита и конгломерата расположена субпараллельно слоистости в песчано-глинистом матриксе конгломерата, подчеркнутой закономерным размещением уплощенных галек кварцитовидного песчаника (слоистость ориентирована под углом 30° к оси керна). Таким образом, данный образец иллюстрирует типичный случай контакта сидеритовой залежи с зигальгин-скими конгломератами (к поверхности данного контакта приурочено до 85% запасов сидеритовых руд в рудном поле), но неудачно продемонстрирован и неверно интерпретирован [Крупенин, Эльмис, 1995].
7.	Послерудный возраст диабазовых даек. Это положение выдвигалось Н.К. Бургелей [1958] на основании описанного им присутствия вкрапленности магнетита на контакте сидеритового рудного тела относительно диабазов. Данное наблюдение было критически разобрано А.С. Варлаковым [1967] как представляющее собой проявление дорудного контактового метаморфизма в доломитах шуйдинской пачки. Рядом исследователей, начиная с А.Н. Заварицкого, специально изучавших контакты диабазовых даек с сидеритовыми рудными телами, не удалось обнаружить образование магнетита в
188
этой зоне1. Сторонники осадочного сидеритообразования объясняли отсутствие магнетита тем, что контакты сидерита с диабазом являются тектоническими или холодными [Ушаков, 1934; Малахов, 1959]. Автором обнаружено редкое явление образования послерудой диабазовой дайки и зоны массивного тонкозернистого магнетита в сидерите на контакте с диабазом (рис. 60) в березовской пачке на Шиханском месторождении [Крупенин, Шатало, 1985]. Позднее в этой точке рудного поля (шахта “Сидеритовая”) данное наблюдение повторено и в других пачках бакальской свиты. Это явление показывает, во-первых, наличие горячих контактов диабазовых даек с сидеритовым оруденением (образование магнетита, как показано А.Н. Заварицким [1939] на примере месторождения Зигерланд, является характерным контактовым изменением сидерита под влиянием диабазовой магмы); во-вторых, пос-лерудное внедрение диабазов в рудоносную толщу. Следовательно, дайки, не образующие специфического контактового воздействия на сидерит, внедрились до образования сидеритового оруденения, являются дорудными. Наличие дорудных даек в свою очередь указывает на эпигенетический характер сидеритового оруденения.
8.	Соответствие изотопного состава С и О2в сидеритовых рудах Бакала карбонатам морского происхождения. Такой вывод был получен Ю.А. Борщевским и др. [1978]. Из него сделано заключение о седиментогенной природе сидеритов Бакала. Однако полученные факты говорят о природе только анионной части (СО}2‘) сидерита, в то время как катион (Fe2+) мог быть как осадочным, так и привнесенным с гидротермальными растворами, заместившими катионы Са2+ и
1 Отдельные кристаллы магнетита встречаются в зоне контактовых изменений вмещающих доломитов, но этого количества явно недостаточно для увязки его с термическим распадом сидерита на контакте с диабазом.
189
Рис. 60. Дорудные и послерудные дайки диабазов в сидеритовой залежи.
Шахта “Сидеритовая”, 15 блок, березовская пачка бакальской свиты. 1 - диабаз дорудной дайки (лиственитизирован); 2 - диабаз послерудной дайки (хло-ритизирован), образует эону тонкозернистого магнетита в экзоконтакте с сидеритом
190
Mg2+. Закономерное изменение значений d,3C в доломитах (-0,4%о), сидеритах (-2,8%О), магнезитах (+1,7%0) авторы объясняют особенностями их седиментогенеза в бакальском бассейне. Однако, кроме седиментогенеза, необходимо учитывать напряженную жизнь пород на этапах литогенеза и возможность изотопно-обменного взаимодействия биогенного органического вещества с вмещающими его карбонатами в процессе регионального метаморфизма [Сидоренко, Борщевский, 1972]. В данном случае метаморфические (в широком смысле этого термина) изменения пород соответствуют стадии глубинного катагенеза [Анфимов, 1978]. З.В. Тимофеевой [1976, 1977] при изучении стабильных изотопов углерода и кислорода в сидеритах различного генезиса сделан вывод, что метасоматические сидериты различного возраста и разных регионов образуют единое поле в координатах dl3C и dl8O, соответственно, (-2; -10) и (+12; +22)%о, не перекрываясь с полями сидеритов диагенетического морского и континентального и вулканогенно-осадочного генезиса. Это обстоятельство интерпретировано как обусловленное ’’...специфическими чертами воды минералообразующих растворов ” при метасоматическом процессе [Тимофеева, 1977. С. 116]. Для метасоматических сидеритов месторождений Рудо-Банья и Бакала проведен приближенный расчет температур образования сидеритов, с допущением сингенетичности сидерита и доломита; температуры составляют, соответственно, 120 и 180°С [Тимофеева и др., 1976].
Таким образом, из обзора доводов, выдвигаемых для доказательства осадочного сидеритообразования и краткого их анализа видно, что они объясняют генезис руд неубедительно, часто неправильно или свидетельствуют о седимен-тогенном морском образовании не руд, а вмещающих пород.
Вопрос о принципиальной возможности седиментоген-
191
ного сидеритообразования ставится в литературе давно. Анализ геологических фактов свидетельствует, что в фанерозойс-ких отложениях седиментогенный сидерит не встречается, а связан с диагенезом и более поздними стадиями развития пород [Тимофеева, 1959, 1973, 1977; Страхов, 1960; Павлов, 1964; Стащук, 1985; и др.]. Основными фактами, доказывающими это положение, являются следующие.
1.	Не встречается седиментогенных пластов сидерита. Морфология сидеритовых тел обусловлена формой диагенетических конкреций (скопление которых в благоприятных горизонтах создает иногда впечатление «сидеритового пласта») или сложной формой тел инфильтрационного и метасоматического типа (см. раздел 5.2), зависящий от литологических особенностей пород и параметров геологических структур.
К разряду уникальных, обусловленных особыми геологическими условиями, следует отнести случай обнаружения сидеритово-каолинового горизонта, лежащего непосредственно на оливиновых базальтах, в южной части Житавской мульды (Западные Судеты) в пределах миоценовых отложений [Kanasiewicz, 1987]. Горизонт сложен каолином с одиночными ромбоэдральными кристаллами и прослоями зернистого сидерита. Размер зерен последнего составляет 0,1-2 мм, а содержание - 16,4-40,9%. Образование этого комплексного полезного ископаемого связано с осаждением сидерита из вулканических гидротермальных растворов, высачивавшихся во время и после извержения на дно вулканической кальдеры. Осаждение сопровождалось привносом тонкоотмученного каолина из эродируемых выветрелых гранитоидов бортов мульды. Сидерит обнаружен также в донных осадках современных вулканических озер в Нигерии, что, по исследованиям французских гидрологов (устное сообщение И. Канасевича, 1-988), связано с подтоком вулканических железистых гидрокарбонатных гидротерм с отрицательным редокс-потенциалом. Это единственный тип из известных современных геологических объектов, в которых обнаружен седиментогенный сидерит. Возможно, к подобным ископаемым
192
объектам относится месторождение Радмер около Эйзенерц, в Австрии. По данным Ф. Талманна [Thalmann, 1979], здесь обнаружены блоки тонкослоистых сидеритовых руд размером в дециметры и метры внутри тектонически ненарушенных блоков “шпатовых сидеритовых рудных тел”. Исходя из различного химического состава выделенных типов руд, тонкослоистые интерпретируются автором как реликты первично стратифицированной сидеритовой минерализации. Подобный феномен наблюдался и на сидеритовом месторождении Эрцберг и указывает на первично осадочное образование сидеритового осадка в этой области в палеозойское время. Происхождение рудных растворов связывается с девонским или нижнекарбоновым вулканизмом. Последующие процессы орогенеза привели к перекристаллизации пород месторождений и сопровождались локальным метасоматическим замещением вмещающих пород, возможно, с дополнительным участием магния.
2.	Не наблюдается специфических текстур, присущих отложениям “сидеритовой” осадочной фации. Сидерит, как правило, наследует текстуры первичного субстрата в различных генетических типах сидеритообразования (см. далее раздел 5. 2.).
3.	Согласно экспериментальным физико-химическим данным, образование сидерита не может происходить в окислительных условиях осадкообразования на земной поверхности [Гаррелс, 1962; Стащук, 1985].
4.	Отсутствие сидеритовых осадков в современных бассейнах даже в специфических условиях восстановительного режима седиментогенеза в зоне сероводородного заражения Черного моря [Страхов, 1947].
5.	Отсутствие сидерита в морских конгломератах вследствие быстрого окисления. Обломки сидерита встречаются лишь в русловом аллювии, где возникли при быстром размыве и новом захоронении в русловых условиях конкреций, образованных при диагенезе тонкозернистых глинистых отло
193
жений поймы [Ботвинкина и др., 1956].
Как было отмечено выше, ряд исследователей считает возможным существование окислительных обстановок на поверхности Земли уже с позднего докембрия. Принятие этой точки зрения позволяет распространять вывод о невозможности седиментогенного сидеритообразования и на рифей. Несмотря на то, что залежи сидерита в рифейских образованиях описываются иногда как седиментогенные [Тугаринов и др., 1972; Созинов, 1975 и др.], совокупность геологических фактов позволяет предполагать в большинстве случаев их наложенный постседиментационный характер. В частности, сидеритовмещающие нижнепротеройские формации железистых кварцитов из Кривого Рога [Тугаринов и др., 1972], месторождений из района Великих озер в США и Канаде [Тэн-тон, 1955], рифейских отложений Кокчетавского поднятия [Созинов, 1975] подвержены метаморфизму зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фаций. Согласно иссследованиям С.П. Кориковского [1979] сидерит является закономерным членом минерального парагенезиса различных стадий зеленосланцевой фации регионального метаморфизма, следовательно может рассматриваться как метаморфогенное образование.
5.2.	О МЕХАНИЗМЕ ГИДРОТЕРМАЛЬНО-МЕТАСОМАТИЧЕСКОГО ЭЛИЗИОННО-КАТАГЕНЕТИЧЕСКОГО СИДЕРИТООБРАЗОВАНИЯ БАКАЛЬСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
Изучение условий седиментации и литогенеза карбонатно-терригенного комплекса Бакала позволяет высказать суждение о генезисе сидеритовой рудной формации (рудная формация понимается в смысле характерного типа рудных месторождений, выделяемых по минеральному составу и геологическим условиям формирования [Критерии..., 1978. С. 22].
194
Ее происхождение рассматривается неотрывным от образования и преобразования пород рудовмещающей толщи. Оно связано с элизионно-катагенетическими процессами.
5.2.1.	К вопросу о неседиментационном генезисе рудной формации
В главах 2-4 был показан эпигенетический метасоматический характер сидеритового оруденения относительно вмещающих пород и осадочных карбонатных фаций. Выяснено, что фациальные условия карбонатонакопления в бакальском седиментационном бассейне по физико-химическим параметрам были неподходящими для сидеритообразования. Эти выводы, полученные на основании детального литологического изучения месторождений, позволили значительно укрепить позиции геологов, утверждающих гидротермально-метасоматический генезис сидеритового оруденения на Бакале [Зава-рицкий, 1939; Яницкий, Сергеев, 1962; Тимесков, 1963; Варлаков, 1967; Давыденко, 1962,1973].
Проблему теперь представляет решение вопроса о природе железорудных гидротермальных растворов. Перечисленные выше авторы связывают их генетически с проявлениями магматической деятельности в районе. Магматические проявления в пределах докембрийских отложений Башкирского мегантиклинория развиты повсеместно в виде даек и пластообразных залежей преимущественно основного состава мощностью до нескольких десятков метров, чаще нескольких метров [Штейнберг, 1969]. Среди них выделяется несколько формаций, в т.ч. в Бакало-Саткинском районе несколько генераций [Гарань, 1957; Алексеев, 1984].
Наличие сидеритов в железных рудах Бакало-Саткинс-кого и Зигазино-Комаровского районов позволило А.Н. Зава-
195
рицкому [1939] высказать предположение об одинаковом их генезисе и возможной связи этих руд с внедрением диабазовых даек, известных в обоих районах. Однако работами Б.П. Кротова [1947] было установлено, что сидериты Зигазино-Комаровского района образовались в зоне цементации (восстановительного режима) бурожелезняковых месторождений инфильтрационного генезиса. Таким образом, сидериты Ба-кальских и Зигазино-Комаровских месторождений существенно различаются по происхождению. Поэтому вероятность их генетической связи с внедрением диабазов не повышается. Кроме того трудно объяснить с позиций постмагматического рудообразования, почему в 22 км на северо-восток от Бакала, где развиты такие же диабазовые дайки, расположены крупнейшие месторождения магнезитов, а сидеритовых залежей не встречено.
При изучении глубинного строения земной коры геофизическими методами (магниторазведка, гравиразведка) в Ба-кало-Саткинском районе не было обнаружено аномалий силы тяжести, как положительных, так и отрицательных [Ананьева, Дорофеев, 1968]. Это позволяет предполагать отсутствие мощных интрузивных масс в Бакало-Саткинском районе, с которыми могли быть связаны постмагматические рудоносные флюиды. В восточной части района отложения саткинс-кой и бакальской свит прорываются серией расслоенных габ-бро-гранитных интрузий позднедокембрийской базальт-линаритовой формации (по Д.С. Штейнбергу [1974]) - Маткальс-кой и Копайской. В контактах интрузивных тел с карбонатными породами развита мраморизация, скарнирование, иногда с рудопроявлениями магнетита. Метасоматические сидериты здесь не наблюдаются.
Сопоставление состава микроэлементов диабазовых субвулканических тел, контактирующих с ними метасомати-
196
тов и сидеритовых рудных тел может служить критерием их генетического сходства - различия. А.Л. Яницким и О.П. Сергеевым [1962] показано, что в диабазах, гидротермальных, гидротермально-метасоматических доломитах и сидеритовых рудах присутствуют Pb, Си, Zn, Со, Ni, Ag, Sn в количествах от сотых до тысячных долей процента, а в известняках и эпигенетических метасоматических доломитах они отсутствуют или встречаются значительно реже. Отсюда данные авторы делают вывод о привносе ряда микроэлементов в породы в процессе гидротермального метасоматоза, который они связывают с магматическим очагом, давшим диабазовые тела. Подобное распределение микроэлементов получено Л.В. Анфимовым с соавторами [1993]. Отмеченные элементы относятся в основном к халькофильной и сидерифильной группам, и, как показано в работах [Холодов, Недумов, 1979; Холодов, 1983; Попов, 1980], могут мигрировать при катагенезе глинистых пород в количествах от тысячных долей до первых процентов. Таким образом, элементы-примеси, обнаруженные в метасоматических сидеритах и доломитах, могут быть конвер-гентны (т.е. быть следствием привноса растворами различного генезиса - как постмагматических, так и элизионных поровых растворов тинистых толщ).
Обращает на себя внимание тот факт, что анализы на широкий спектр элементов, проведенные В.А. Тимесковым [1963], Л.В. Анфимовым и др. [1993], не обнаружили специфических “ювенильных” элементов в составе метасоматических рудных образований. К таким элементам, согласно исследованиям В.Ф. Чухрова [1976], Я.П. Баклаева [1977], могут быть отнесены W, Mo, Sn, Cd, V, Bi, As, Sb.
Изучение изотопного состава серы сульфидов, изредка встречающихся в рудоносной толще, проведенное В.Ф. Чухровым [1976], показало, что пирит из сланцев и доломитов,
197
халькопирит из сидеритовой залежи бакальской свиты имеют положительные значения dMS от +4,2 до +41,0. Аналогичный разброс значений d34S получен при изучении изотопного состава серы пиритов бакальской свиты (от +12,8 до +31,1) по 10 определениям Л.В. Анфимовым [1997. С. 296]. Все это может свидетельствовать о коровом происхождении серы сульфидов. В.Ф. Чухровым [1976] Бакальское месторождение отнесено к числу "вадозно-гидротермальных ... метасоматического типа ”.
Распределение редкоземельных элементов в карбонатных породах (известняках и доломитах) и сидеритовых рудах определяется одним законом и находится на одном уровне абсолютных значений, зависящих в основном от содержания нерастворимого минерального остатка [Анфимов и др., 1986; Крупенин, 1998]. Кроме того, как было показано Л.В. Анфимовым и А.И. Ковальчуком [1980. С. 96], содержание галогенов в карбонатных породах бакальской и саткинской свит закономерно уменьшается при возрастании интенсивности постдиагенетических преобразований и "... исключает возможность привноси в систему эндогенных флюидов подкорового происхождения ".
Таким образом, автор, разделяя полностью мнение о гидротермальном метасоматическом механизме сидеритообразования, считает маловероятным для обоснования этой концепции участие ювенильных растворов, связанных с гипотетическим магматическим очагом. Представляется, что источником рудных растворов могли быть породы самой рудной формации, испытавшие глубокие преобразования в литогенезе.
198
5.2.2.	О концепции формирования гидротермально-1 метасоматических месторождений
при участии захороненных седиментационных вод
Точка зрения о гидротермально-метасоматическом рудооб-разовании при участии захороненных вод возникла сравнительно недавно для объяснения генезиса ряда стратиформных месторождений, к которым относят “месторождения, по условиям образования и положению подчиненные напластованию вулканогенно-осадочных и осадочных слоистых толщ” [Смирнов, 1970. С. 14]. Ранее часть этих месторождений относилась либо к осадочным, либо к телетермальным, т.е. значительно удаленным от магматического очага, но генетически с ним связанным. В последнее время часть из них относится к амагматогенным, причем существует «концепция формирования гидротермальных месторождений при участии захороненных вод» [Смирнов, 1982]. В современной терминологии встречаются следующие названия месторождений рассматриваемого типа: 1) экзогенно-гидротермальные [Попов, 1980]; 2) патогенетические элизионно-рассольные и инфильтрационно-рассольные [Холодов, 1983]; 3) связанные с металлоносными водами из вмещающих толщ [Балашова, 1983]; 4) эпигенетические гидротермальные [Мейнард, 1985]; 5) эпигенетические или гидрогенные с экзогенным источником металлов (осадочно-эпигенетические) [Феоктистов и др., 1997] и др. Таким образом, исследователи пытаются увязать формирование данных месторождений и процессы эволюционного изменения вмещающих их осадочных пород без привлечения влияния гипотетических магматических очагов. Это вполне оправданное стремление к объективности, поскольку еще В.А. Обручев [1935] отмечал, что “... рудообразовательные процессы тесно связаны с породообразующими ”.
Сущность концепции экзогенно-гидротермального (катагене-тического) рудообразования состоит в том, что в термодинамических условиях катагенеза, наступающих при значительном погружении осадочно-породных бассейнов (ОПБ), происходит мобилиза
199
ция ряда рудных элементов из осадочных пород катагенетически измененными захороненными седиментационными водами. Эти воды приобретают свойства рудных гидротермальных растворов, и в соответствующих структурно-литологических ловушках могут давать промышленные рудные скопления.
В настоящее время становится очевидным огромное влияние водных растворов на все постседиментационные процессы [Пустовалов, 1956; Страхов, 1960; Вассоевич, 1960; Коссовская, Шутов, 1955, 1957; Логвиненко, 1968 и др.]. Это раскрывается в ряде работ литологов [Холодов, 1983; Соколов, Холодов, 1993; и др.], гео-логов-нефтяников [Вассоевич, 1967; Неручев, 1969], гидрогеологов [Карцев и др., 1969; Басков, 1976], установивших, что в процессе породообразования на разных стадиях литогенеза, захороненные и вадозные воды являются активным геохимическим агентом, способствующим аутигенному минералообразованию, формированию месторождений нефти, газа, ряда рудных элементов. Изучение гидрогеологических условий формирования древних бассейнов породообразования выполняется с помощью палеогидрогеологических реконструкций [Карцев и др., 1969].
В результате типизации ОПБ среди них выделены три типа по характеру миграции флюидов: инфильтрационные, элизионные, смешанные. Последние распространены наиболее широко, прошли в своем развитии инфильтрационные и элизионные этапы [Карцев и др., 1969]. Инфильтрационные бассейны связаны с тектонически устойчивыми отрицательными структурами, сложенными осадочными образованиями. В последних мигрируют вадозные воды через проницаемые пласты-коллекторы, которые являются главной ареной геохимических преобразований на стадиях диагенеза и катагенеза. Элизионные бассейны связаны с зонами активного прогибания земной коры, где происходит сжатие пластичных глинистых толщ под влиянием геостатического давления. В процессе сжатия глинистые породы отдают поровые газоводные растворы в жесткие пласты-коллекторы (песчаники и карбонаты). Процесс сжатия и носит название элизии.
В результате элизионного процесса выделяются большие
200
объемы поровой воды. По данным Г. Мюллера [1971], содержание воды в глинистых илах современных морских бассейнов достигает 70-90%, наиболее интенсивно вода выделяется на первых метрах погружения осадка и до глубины 500 м, где содержание поровой воды падает на половину. При дальнейшем погружении выделение воды из глин замедляется, что связано со значительным уплотнением глинистого осадка, уже прошедшего стадию литогенеза [Лом-тадзе, 1959]. Однако на глубинах 2-4 км наступает второй пик дегидратации глин, связанный с-потерей межслоевой кристаллизационной воды глинистых минералов (переход монтмориллонита в гидрослюду). В этих же термодинамических условиях располагается главная фаза образования углеводородных флюидов, определяющая процессы нефтеообразования [Вассоевич, 1967; Вассоевич и др., 1975]. Освобождение межслоевых (кристаллизационных) вод при гидрослюдизации монтмориллонита носит скачкообразный характер, при котором объем породы сокращается до 10-15%. В дальнейшем происходит сравнительно медленное выделение остатков кристаллизационной воды (серицитизация гидрослюд) за геологические промежутки времени, хотя этот процесс может ускоряться во время тектоно-термальных активизаций. Таким образом, выявляется модель трехстадийного выделения флюидов при погружении осадочных толщ, впервые обобщенная М. Пауэрсом [Powers, 1967] и Дж. Берстом [Burst, 1969]. По данным Д.И. Павлова [ 1975], общее количество воды в погружающейся толще осадков достигает 1/3-1/2 от объема толщи, а после полной литификации и дегидратации осадков в них остается лишь 2-5%, что соответствует полной пористости породы.
Движение растворов в элизионном ОПБ направлено от центра погружения к периферии, в область меньшего погружения и низких давлений [Мухин, 1965]. Градиент давления обусловлен не только разной мощностью столба породы в центре й на периферии бассейна, но и давлением вод, освобожденных при дегидратации глинистых минералов. В результате в пластах коллекторов образуются аномально высокие пластовые давления (АВПД). Это имеет большое значение для миграции элизионных растворов и их геохи
201
мических свойств, которые определяются типом глинистых пород, испытывающих уплотнение и минеральные преобразования.
Процессы катагенетических изменений осадочных пород и возможная связь этих процессов с рудоносностью рассмотрены в ряде работ В.Н. Холодовым [1982, 1983, 1986 и др.]. Используя обширные данные, полученные геологами-нефтяниками, гидрогеологами, литологами, он показал закономерности прохождения катагенетических процессов в инфильтрационных и элизионных ОПБ.
С каждым типом катагенетических процессов связаны определенные полезные ископаемые. Инфильтрационные явления приводят к формированию урано-селено-ванадиево-рениевых битумных, целестиновых, самородной серы месторождений. Гравитационно-рассольный катагенез, характерный для солеродных толщ на платформах и передовых прогибах, приводит к образованию полиметаллической и флюоритовой минерализации, а также металлоносных хлоридных растворов, содержащих Li, В [Холодов, 1982]. Элизионный катагенез в тектонических впадинах сопровождается нефтеообразованием (отделение углеводородов нефтяного ряда из нефтематеринских свит и миграция в коллекторы-ловушки). С эли-зионными процессами может быть связано образование сидерит-родохрозитовых рудопроявлений [Калиненко и др., 1967], жильных урано-битумных рудопроявлений, Медно-колчеданных месторождений [Холодов, 1982].
Месторождения подобного типа известны среди стратифор-мных свинцово-цинковых в карбонатных породах. Подробную сводку по этому типу месторождений дал В.В. Попов [1980], предложивший их выделить в класс экзогенно-гидротермальных. Признание среди геологов США и Канады получили идеи об эпигенетическом отложении руд типа Верхне-Миссисипской долины реликтовыми катагенными горячими хлоридными рассолами, поступавшими из прилегающих нефтегазоносных впадин [Мейнард, 1985]. Источником рудного вещества предполагаются глинистые толщи аридного профиля. Большое значение имели катагенетические термальные воды для образования стратиформных месторождений свинца и цинка eq .внешних миогеосинклинальных зонах Средизем-
202
номорского складчатого пояса. На территории СССР рудная минерализация подобного типа широко проявлена: Тянь-Шаньская провинция - крупнейшая в мире. Рудные зоны установлены в карбонатных породах чехла Русской платформы, зоны западного склона Урала, в протерозойских карбонатных породах окраины Сибирской платформы и области мезозойской складчатости Северо-Востока СССР.	;
Для стратиформного оруденения Башкирского мегантиклинория Л.В. Анфимовым [1982,1997] разработана модель катагене-тического элизионногорудообразования. Как установлено автором, сидеритовое, магнезитовое, барит-полиметаллическое оруденение в регионе приурочено к карбонатно-глинистым литологическим комплексам в зонах, где рифейские породы претерпели эпигенетические изменения на стадиях глубинного катагенеза и метагенеза. Глинистые толщи региона рассматриваются как рудогенерирующие (источник флюида и ряда рудных компонентов при уплотнении и стадиальном преобразовании глинистых минералов), а карбонатные пласты - как рудовмещающие коллекторские (по аналогии с нефтяными месторождениями), в которых рудообразование проходило гидротермально-метасоматическим способом на геохимических барьерах.
Для всех этих районов сходной является палеогидрогеологи-ческая позиция: близкое пространственно-тектоническое соотношение с палеопрогибами, представлявшими собой крупные артезианские палеогидрогеологические бассейны в основном седименто-генных хлоридных соленых и рассольных вод. Сами месторождения расположены, как правило, на склонах палеопрогибов, где происходила разгрузка элизионных систем. Рудолокализация определяется проницаемыми зонами и геохимическими барьерами. Особенно благоприятны для этого карбонатные рифогенные толщи. Период рудогенерирования рассолов и образования месторождений характеризовался значительной длительностью, судя по большой мощности отложений и стратиграфическому интервалу [Попов, 1980]. Полихронность формирования стратиформного оруденения является, по-видимому, характерной чертой этого процесса [Смирнов, 1970].
203
5.2.3.	Элизионно-катагенетические гидротермальные процессы в ходе образования сидеритовой формации
Бакала
Для карбонатно-терригенного комплекса отложений бакальской свиты, подверженного неравномерным эпигенетическим изменениям на уровне глубинного катагенеза - начального метагенеза и занимающего структурное положение на склоне антиклинория, роль элизионных катагенетических процессов в формировании стратиформного сидеритового оруденения является определяющей. Прежде всего эти процессы проявились в перераспределении железа в породах бакальской свиты.
Железо является одним из породообразующих элементов осадочных толщ. Наиболее высокие содержания наблюдаются в глинистых осадках и породах, они изменяются в интервале содержаний от 4,5 до 7,36%. В песчаниках и карбонатных породах содержания железа значительно ниже и составляют от 0,30 до 2,80% [Беус, 1972].
Для установления закономерностей в распределении железа в породах бакальской свиты был произведен расчет баланса железа [Анфимов и др., 1984]. Для этого был составлен усредненный разрез отложений бакальской свиты с выделением основных литологических типов пород. Площадь при данных расчетах принята 150 км2, по оценке А.Л. Яниц-кого и О.П. Сергеева [1962] для Бакальского рудного поля. Проведен расчет абсолютной массы основных литологических типов пород формации на площади рудного поля по пачкам и расчет количества железа в данных породах (по материалам разведки и эксплуатации). Глинистые породы составляют 60,1% объема формации, карбонатные породы 38,8%, а сидериты - лишь 0,1%. Распределение общего количества железа в породах формации следующее: со сланцами связано 67%,
204
с карбонатами - 29,6, на сидериты приходится лишь 1,6. Основные запасы железа в формации, таким образом, приурочены к глинистым породам. Сравнение средних содержаний железа в литологических разновидностях, вычисленное по данным химических анализов, с кларками для этих пород показывает, что концентрация этого элемента в глинистых породах ниже кларковых (коэффициент концентрации 0,75-0,78), в песчаниках и карбонатах - в несколько раз выше (1,84-3,84). Эта особенность распределения железа в формации может быть связана с его миграцией в литогенезе.
Железо является активным мигрантом осадочных толщ. Наиболее высокие концентрации железа накапливаются в глинистых осадках [Беус, 1972]. Здесь железо входит в кристаллическую решетку глинистых минералов, но основное его количество сорбируется на мицеллах глинистых минералов в виде субколлоидальных частиц гидроокиси железа в нерастворимой форме [Лисицин, 1978]. В карбонатных отложениях железо накапливается незначительно [Беус, 1972], кроме анкеритовых и сидеритовых пород, однако их седиментогенное происхождение всегда требует специальных доказательств ввиду специфических фациальных условий осаждения карбонатной (закисной) формы железа.
Закономерности миграции железа в литогенезе были вскрыты в работах Н.М. Страхова [1956,1960], З.В. Тимофеевой [1959], К.И. Лукашева и А.В. Кудельского [1977] и др. Перераспределение железа начинается уже на стадии диагенеза и проявляется в образовании пиритовых, сидеритовых и анкеритовых конкреций в пластах алевритов и песчаников, пространственно связанных с глинистыми. Изучение процессов диагенетического и постдиагенетического конкрециеобразования в угленосных отложениях, проведенное А.В. Македоновым [1973], З.В. Тимофеевой [1959 и др.] и другими исследователями, позволило объяснить механизмы миграции железа в диагенезе. В восстановительной среде при наличии органического вещества происходит переход железа из окисной в закисную форму и миграция в поровом растворе в виде бикарбоната.
205
На выходе растворов в пласты-коллекторы в результате дегазации и уменьшения давления СО2 происходит выделение карбоната железа в виде конкреций. Это вызывает падение концентрации ионов в растворе и подток новых порций. Особенно эффективно этот процесс идет в устойчиво погружающихся структурах, обеспечивающих большие объемы элизионных растворов. В случае контакта глинистых пластов с карбонатными породами нередко наблюдается ожелезнение и анкеритизация приконтактовой части известняков [Тимофеева, 1959].
З.В. Тимофеевой сформулированы основные факторы, благоприятствующие диагенетическому перераспределению железа: 1) наличие глинистых толщ осадков, имеющих высокий, около 5%, кларк железа; 2) повышенное количество органического материала, поставляющего СО2для образования бикарбонатов и образующее восстановительную среду для перевода железа в растворимую закисную форму; 3) быстрое накопление осадков, подавляющее сульфатредукцию и связывание закисного железа в сульфидах.
Перевод железа в реакционноспособную двухвалентную форму может быть связан с различными механизмами. К.И. Лукашевым и А.В. Кудельским [1977] отмечено, что восстановление железа активно идет при участии иода, которым обогащены морские отложения. Дж. Древером [Drever, 1971] описан процесс перехода Fe+3 в Fe+2 алюмосиликатов в процессе компенсированного поглощения Mg из жидкой в твердую фазу, что может иметь важное значение для мобилизации железа в поровые растворы глинистых пород. Таким образом, миграция железа в диагенезе является активным продуктивным процессом и непосредственно связана с наличием толщ глинистых осадков. Процессы миграции железа в термодинамических условиях катагенеза изучены недостаточно, но в последнее время интерес к ним возрос в связи с разработкой теории осадочного нефтеобразования и концепции экзогенно-гидротермального рудообразования.
Доказательством подвижности железа в глубокопогребенных осадках, соответствующих зоне начального катагенеза, является
206
наличие артезианских термальных железистых растворов, устанавливаемых по данным глубокого бурения в нефтегазоносных бассейнах молодых впадин и экспериментальных данных [Басков, Зайцев, 1963 и др.]. Содержания железа в количестве десятков и сотен миллиграммов на литр типичны, а иногда достигают и тысяч миллиграммов на литр. Эти данные согласуются с материалами по изучению рассолов Средней Азии СССР и штата Мичиган (США). Для термальных рассолов подсолевых терригенных комплексов Припятской впадины В.Е. Бордоном установлены фоновые содержания железа в среднем 0.7084-1.3944% и для карбонатных комплексов -0.1676-0.3254% [Лукашев, Кудельский, 1977]. На примере Припятского бассейна К.И. Лукашевым и А.В. Кудельским показано, что глинистые породы зоны катагенеза нефтегазоносных бассейнов являются мощными генераторами железа, способного мигрировать в составе растворов.
Закономерности экстракции железа из глинистых пород в литогенезе впервые были экспериментально изучены В.Д. Ломтадзе [1959]. Экстракция железа наблюдалась преимущественно при отжатии из глинистых пород связанной воды (межслоевой воды, выделяющейся при перестройке кристаллической решетки разбухающих глинистых минералов при переходе в гидрослюды). Исследования нефтяников показали, что отделение связанной воды из уплотняющихся глин - важный этап для флюидообразования, но происходит он скачкообразно, под влиянием главным образом повышения температуры [Мухин, 1965]. По данным многих исследователей, наиболее интенсивная перестройка разбухающих глин приурочивается к относительно узкому температурному интервалу 85-120° С. С дальнейшим повышением температуры интенсивность отделения межслоевых вод падает и, согласно экспериментальным данным, к 230° С полностью прекращается [Хитаров, Пугин, 1966]. Способность глинистых пород к выделению в раствор железа в термодинамических условиях катагенеза показана экспериментально. Г.Ю. Валуконисом и А.Е. Ходьковым [1978] было выполнено несколько серий опытов в автоклавах при температуре 250° С и давлении 250 г/см2. Сборные образцы измельченных пород обра
207
батывались в автоклаве в течение 3 суток в растворах, содержащих, г/л: NaCl - 200, СаС12-100, MgCl2- 20 и подкисленных НС1 до рН= 5. В результате была получена степень извлечения, %: Fe, Мп - 40-60, Со, Си, Zn -25-40, Al, Ti, Cr - 25. B.B. Коллодием с соавторами [1978] было проведено отпрессовывание поровых растворов из майкопских глин под нагрузкой до 980 кг/см2. В результате в образцах наблюдалось уменьшение содержания окисного и особенно закисного железа (FeO до отжатия 3.23-5.14%, после отжатия -1.59-3.95%, средний вынос железа достигал 20%). Опыты с подкисленными НС1 водными растворами позволили Я.Н. Белевцеву с сотрудниками [1976] добиться при 300° С извлечения из осадочных пород Донбасса 69.9 % от первично содержавшегося железа и 84 % марганца.
Другим процессом, обогащающим поровые растворы железом, является гидролиз рассеянных в глинистых толщах железомагнезиальных карбонатов. Как экспериментально установлено И.Г. Киссиным и С.И. Пахомовым [1969], для сидерита этот процесс протекает при 75-80° С в присутствии тонкодисперсных магнезиальных алюмосиликатов (монтмориллонит). Таким образом, эли-зионные воды на стадии катагенеза могут существенно обогащаться железом. Метаморфизм подземных вод приводит к тому, что в условиях катагенеза они относятся к хлор-кальцитовому типу и в результате гидролиза щелочно-земельных хлоридов имеют слабокислую реакцию [Валуконис, Ходьков, 1978]. Эти обстоятельства благоприятны для экстракции железа из глинистых пород и минералов и миграции этого элемента при палеогидрогеологических процессах в породы-коллекторы.
Обогащение элизионных вод железом в крупных артезианских (нефтеносных) бассейнах закономерно может приводить к образованию железорудных месторождений. О необходимости поиска таких месторождений поднял вопрос О.А. Савадский [1977]. В дальнейшем эта идея получила плодотворное развитие в констатации и интерпретации парагенетичёской связи ряда стратиформных месторождений металлов (полиметаллов, железа, марганца, меди, ртути и ряда других) с нефтью [Горжевский и др.,- 1990 и др.]. В
208
частности, на примере крупнейшего в России Западно-Сибирского нефтегазоносного и одноименного железорудного бассейнов показаны условия формирования железоносных флюидов и закономерности осадочного образования оолитовых руд и диагенетического цемента в них. При поисках эпигенетических признаков образования углеводородов [Петухов, Тихомирова, 1984] в верхнемеловых и палеогеновых отложениях Северо-западной Сибири были'обнаружены явления сидеритизации в цементе плотных песчаных алевритов [Сидоров, 1995]. Установлена связь гетит-сидерит-хлоритовых руд Керченского железорудного бассейна, приуроченного к прибор-товой части Индоло-Кубанской нефте-газоносной области с разгрузкой ожелезненных подогретых флюидов в плиоцене. Механизм элизионного образования железорудных растворов привлечен к объяснению генезиса олигоценовых бурожелезняковых месторождений Приаралья, приуроченных к зоне разгрузки вод Челкарского прогиба [Липаева, Павлов, 1986], и даже рифейских гематитовых месторождений Ангаро-Питского бассейна, представлявшего в рифее одноименный прогиб с зоной разгрузки палеогидрогеологи-ческого бассейна в прибрежно-морской зоне [Павлов, Постельников, 1980], ряда других железорудных бассейнов.
Отложения бакальской свиты представляют собой литологически неоднородную толщу, которая, с гидрогеологической точки зрения, состоит из переслаивающихся пластов пород-коллекторов (песчаников и карбонатных пород) и пород-экранов (глинистых сланцев, алевролитов). Последние по содержанию воды значительно отличаются от тех осадков, из которых они были образованы в диагенезе. Значительное процентное содержание глинистых пород в разрезе формации позволяет предполагать выделение огромных объемов элизионных вод в процессе прохождения стадий диагенеза и катагенеза.
Литолого-фациальное изучение сидеритовой формации показало, что накопление отложений происходило в консе-диментационном прогибе. Это обеспечивало высокое сжатие
209
глинистых пластов. Приуроченность карбонатно-терригенного литологического комплекса к зоне платформенной депрессии в восточной части Русской платформы на всем рифейском этапе способствовала значительному его опусканию, сопровождаемому интенсивным уплотнением с преобразованием глинистых отложений. Этапы опускания чередовались с перерывами в осадконакоплении и, возможно, кратковременными эпизодами незначительных восходящих вертикальных движений на рубежах среднего и позднего рифея. Эти этапы характеризовались элизионными процессами в толще карбонатно-терригенного комплекса и формированием палеогидроге-ологического бассейна. Накопление элизионных растворов происходило в прослоях песчаников и карбонатов на всей площади развития бакальской свиты, которая значительно превышала современную площадь, ограниченную с запада и востока надвигами, а с севера - размывом.
Наличие в рифее циклов седиментации связано со сменой знака тектонических движений. Это предполагает наличие и палеогидрогеологических циклов. Последние заключаются в смене направления движений растворов как от центра к периферии, так и от периферии к центру бассейна, сопровождающих смену знака тектонических движений [Мухин, 1965]. Такой механизм повышал интенсивность миграции растворов, способствовал интенсивному промыванию пород-коллекторов при неоднократном прохождении через них элизионных растворов, а также дополнительному разбуханию водоупоров с последующим уплотнением и отжатием и дополнительным выщелачиванием ряда элементов с каждым новым этапом погружения [Котова, Павлов, 1968]. Следует упомянуть и о повышенной способности связанной воды к растворению ряда элементов, особенно в виде комплексных соединений с ковалентной связью, за счет “повышенной по
210
верхностной температуры " и проявления "диссипативных " свойств [Блох, 1970; и др.].
Можно провести приближенный расчет объемов эли-зионного растворообразования в бассейне. После прохождения диагенеза в глинистых породах пористость составляет 30-50% [Справочное руководство..., 1958]. В глинистых сланцах бакальской свиты уже практически не содержится поровой воды (их пористость составляет около 0,5%, что отличает породы рудного поля от одновозрастных отложений периферии, имеющих пористость на уровне 2-4% [Анфимов и др., 1987]. Таким образом, в литогенезе глинистых отложений количество выделенных поровых (физических и межплоскостных по А.М. Блоху [ 1977]) вод составляет около 1 /3 объема современных глинистых пород. Дополнительное количество воды было извлечено из глинистых пород при гидрослюдизации монтмориллонитов (реликты последних спорадически сохраняются в глинистых сланцах в периферических зонах рудных месторождений) и составляет, по разным оценкам, от 10 до 30% объема пород [Соколов, Холодов, 1993]. Итого, катагенети-ческие растворы могут составлять до половины объема современных уплотненных глинистых толщ. Масса глинистых пород в пределах рудного поля составляет 355х109т [Крупе-нин, 1988], а объем, при среднем объемном весе глинистых сланцев 2,6 т/м3 [Анфимов и др., 1987] - 923х109 м3. Объем элизионных вод оценивается примерной величиной 460x109 м3. Этот приближенный расчет показывает, что даже искусственно ограниченный объем (рудное поле) глинистых пород мог дать огромное количество элизионных растворов. Если же учесть, что рудное поле было областью разгрузки крупного палеогидрогеологического бассейна, то количество вод, приходивших в породы-коллекторы из глубоких зон бассейна, еще более возрастет.
211
Предполагаемые концентрации железа в растворах могут быть рассчитаны, если учесть количество вод, выделившихся из глинистых пород бакальской свиты при уплотнении и количество железа, привнесенное в породы-коллекторы сверх кларка. При расчете баланса железа в породах свиты было определено, что количество железа, сконцентрированное в метасоматических доломитах сверх кларка, а также в сидеритах составляет 3266х106т [Анфимов и др., 1984]. Тогда содержание железа в гидротермальных растворах, учитывая объем элизионных вод 460x109 м3, составит 0,7% - величина, сопоставимая с концентрациями железа в современных термальных водах артезианских бассейнов [Басков, Зайцев, 1963; Басков, Суриков, 1975], так и с концентрациями железа в растворах при экспериментальном получении метасоматического сидерита [Павлов, 1964]. Выполненные приближенные расчеты показывают, что количество железа, содержавшееся в глинистых породах и подвергшееся перераспределению, оказывается достаточным для формирования и рудных тел, и рассеянного надкларкового железа в породах-коллекторах формации.
Гидрохимический состав растворов, по-видимому, был хлор-натриево-кальциевый, с обогащением магнием и железом. Именно такие воды характерны для зоны катагенеза артезианских бассейнов [Валуконис, Ходьков, 1978]. Они имеют кислый характер (pH <7) и отрицательный электрохимический потенциал. Перенос закисного железа в таких растворах мог осуществляться в виде хлорида закиси (FeCl2) или хлор-ацидокомплексов типа Na^FeC^) [Павлов, 1964}. Наличие комплексных соединений в процессе сидеритового метасоматоза подтверждается и характером распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) - преобладание группы тяжелых лантаноидов над легкими (La/Lu<l) в сидеритах [Крупенин,
212-
1998]. Это резко отличает их и от метасоматических доломитов с распределением РЗЭ, типичным для образований, рас-кристаллизовайных в среде ионных флюидов (La/Lu>l), и от вмещающих пелитоморфных известняков с распределением РЗЭ, типичным для морских карбонатов. Кроме того, важную роль в переносе катионов при метасоматозе играл такой активней комплексообразователь, как гидрокарбонат-ион [Ваи, Moeller, 1992].
Что касается механизма гидротермально-метасоматического рудонакопления, то он был впервые детально рассмотрен А.Л. Яницким и О.П. Сергеевым [1962]. Ими предполагалось послемагматическое происхождение рудоносных растворов, проникших из глубинного гипотетического магматического очага по дизъюнктивным нарушениям. Для объяснения метасоматической зональности А.Л. Яницкий и О.П. Сергеев применили гипотезу Д.С. Коржинского “опережающей волны кислотных компонентов’’, осуществляющей рудоподготовительный этап выщелачивания оснований из вмещающих пород, что значительно повышает их пористость. Следующие за “кислотной волной” растворы содержали в своем составе большое количество ионов Mg2+ и Fe2+ и вследствие нейтрализации при вхождении в карбонатные известковые пачки имели уже слабо щелочную реакцию. Образование доломита, а затем сидерита происходило путем метасоматического замещения известняков в структурно-литологических ловушках в слабо щелочных условиях. Как было показано Ю. А. Давыденко [1956, 1958] и О.П. Сергеевым [1959], формирование основных запасов сидеритовых руд в доломитах приурочено к зоне межформационного несогласия (структура примыкания карбонатно-сланцевой бакальской свиты к кварцитовидным песчаникам зигальгинской свиты). Как представлялось А.Л. Яницким и О.П. Сергеевым [1962], рудоносные
213
растворы, свободно проникая через трещиноватые и кавернозные породы и достигая участков с повышенной проницаемостью, как например, поверхности углового стратиграфического несогласия, вследствие фильтрационного эффекта [Коржинский, 1953] приобретали необходимую концентрацию и замещали карбонатные горизонты, образуя сидеритовые залежи. С фильтрационным эффектом, т.е. дифференцированным перемещением веществ, имеющих различные скорости просачивания в растворах, связано и возникновение метасоматической зональности: известняк - доломит - сидерит. Образование гидротермальных жильных и гнездовых выделений сульфидно-карбонатно-кварцевого состава явилось наиболее поздним процессом, “запечатавшим” поры, трещины и каверны в карбонатных породах и рудах.,
Этот схематично представленный физико-химический механизм рудообразования, по-видимому, довольно объективно объясняет процессы сидеритоотложения на Бакале. Однако, с учетом имеющихся современных представлений, источником рудоносных растворов возможно рассматривать саму осадочную карбонатно-глинистую толщу. "Опережающая волна кислотности ” в этом случае будет связана с первыми порциями седиментогенно-элизионных подогретых растворов зоны глубинного катагенеза, проходящих через породы формации, и имеющих кислую реакцию вследствие гидролиза хлоридов и диссоциации рассеяных карбонатов на гидрокарбонаты [Киссин, Пахомов, 1969]. Таким образом, образующиеся в термодинамических условиях глубинного катагенеза растворы характеризовались кислой реакцией, обогащением ионами железа и магния, повышенной температурой - т.е. основными свойствами гидротермальных рудных растворов.
Согласно концепции элизионного катагенетического рудообразования, эндогенный источник тепла является основ
214
ным при катагенезе пород. Геотермический градиент на глубинах погружения 2-5 км создает температуры от 50 до 150°С. Установлено, что около сидеритовых рудных тел слюдистые минералы глинистых пород представлены смесью полиморфных модификаций 1М+2М( мусковитового ряда, в то время как в периферических частях рудного поля обнаружены слюды с преобладанием модификации 2МГ Меньшая преобразованность слюд около сидеритовых залежей связывается со своеобразным “запечатыванием” околорудного пространства образующимся сидеритом для дальнейшей гидротермальной проработки и трансформации слюд до политипной модификации 2М, [Демчук и др., 1997]. Комплексное изучение образцов из зоны контакта сидерита и доломита с помощью рентгеноструктурного, химического, электронно-микроскопического методов и сканирования микроанализатором позволило предположить, что метасоматическое сидеритообразование проходило на стадии понижения температуры и давления во флюидах и было связано с распадом твердого раствора анкерита на железистый доломит и сидерит [Демчук и др. 1996]. Предложена двухстадийная модель рудообразования. На первой стадии при миграции через карбонатные пласты элизионных слабокислых железистых растворов проходило выщелачивание и ожелезнение пород с образованием доломитов с повышенной железистостью. На второй стадии, под действием тектоно-термальной перестройки элизионного бассейна произошло образование зон разуплотнения в карбонатных породах-коллекторах, что привело к падению температуры и давления и создало условия для метасоматического сидеритообразования в результате насыщения железом из слабощелочных железоносных элизионных флюидов. Видимо, тектоно-термальная перестройка способствовала не только созданию рудолокализующих структур в виде зон разуплотнения, но и
215
освобождению элизионных вод из порового пространства мощных глинистых пластов бакальской свиты, сохранявшихся в последних в процессе уплотнения и гидрослюдиза-ции монтмориллонитсодержащих глин, а затем и их серицитизации.
Устанавливается связь сидеритообразования с прохождением катагенетических изменений в кварцитовидных песчаниках зигальгинской свиты. В контактовых зонах сидеритовых залежей в карбонатных пачках бакальской свиты и перекрывающих песчаников зигальгинской свиты в последних наблюдается пятнистая текстура, образованная пятнами си-деритизации в виде гнезд размером 1-3 мм. Гальки кварцитовидного песчаника из базальных конгломератов зигальгинской свиты практически не затронуты пятнистой сидеритиза-цией. Видимо, во время сидеритизации кварцевый песчаник содержал поры в отличие от галек кварцитовидного песчаника, имевшего уже эпигенетическую конформно-регенерационную структуру без пор. Пятнистая текстура подобна текстуре вторичной пористости, возникающей при катагенезе песчаных пород за счет растворения карбонатного и кремнистого цемента и коррозии зерен агрессивными катагенетически-ми элизионными водами [Чепиков и др., 1976]. Такой процесс имеет важное значение для образования нефте-газовых коллекторов: за счет увеличения пористости в одних частях пласта происходит запечатывание пор с развитием конформно-регенерационных структур в других. В зигальгинских кварцитовидных песчаниках на контакте с сидеритами наблюдается коррозия кварцевых зерен карбонатом и в целом низкая, по сравнению с вышележащим песчаником степень конформизма кварцевых зерен. Можно предположить, что этап ка-тагенетического образования вторичной пористости и конформно-регенерационной структуры в зигальгинских песчаниках
216
совпал по времени с метасоматическим сидеритообразовани-ем [Крупенин, Эльмис, 1995; Крупенин, 1995]
Термодинамические характеристики гидротермальнометасоматического процесса определяются составом около-рудных глинистых минералов и свидетельствуют о температурах не выше 250-300° С и давлениях не более 1,5 кбар [Krupenin, 1995]. Изучение состава газово-жидких включений карбонатных пород связано с трудностью выделения первичных включений среди пород, подверженных многостадийным преобразованиям в течение длительной рифей-фанерозойс-кой истории. А.П. Бояркиным [1982] для минералов Бакальского месторождения определен узкий интервал температур гомогенизации ГЖВ 90-120° С для руд и вмещающих пород. Исследованиями Л.В. Анфимова [1997] определено до четырех интервалов вскрытия микровключений (от 110 до 480° С) в карбонатных рудах с помощью декрепитации. Им же указаны возможные пределы давления газовой фазы (600-700 бар) и температуры гомогенизации (272-350° С) во включениях в кварце из прожилков в зигальгинской свите Бакальского рудного поля. Исследованиями Р. Эльмиса [R. Ellmies, 1996] газово-жидких включений в прозрачном кварце гидротермальных гнезд и в молочно-белом кварце в доломите и сидерите Центрального и Петлинского карьеров Бакальских месторождений установлены температуры гомогенизации 100-130° С и ниже. Все включения, на основании методических разработок Р.Х. Гольдштейна и Т.Дж. Рейнольдса [Goldstein, Reynolds, 1988], признаны вторичными, преобразованными при пострудных деформациях (или испытавших погружение более 5 км).
Время проявления гидротермально-метасоматических процессов оценивается различно. А.Л. Яницким и О.П. Сергеевым [1962] процессы рудообразования приурочивались к герцинскому орогенезу Уральского складчатого сооружения,
217
по Л.В. Анфимову, впервые предложившему механизм элизи-онно-катагенетического рудообразования, они образовались “в процессе саморазвития " осадочных толщ в литогенезе "в условияхрифейского породного бассейна" [Анфимов, 1997. С. 279.].
Б.М. Михайловым [1995] была высказана необычная гипотеза об образовании сидеритов совместно с окисными рудами (турьитами) в связи с "бакальской... фазой тектогенеза " на границе нижнего и среднего рифея, в результате чего произошло "разрушение раннерифейских артезианских железоносных бассейнов, сопровождавшееся формированием крупных “гидротермальных элизионно-катагенных" ... или эпигенных... залежей сидероплезитов" [Михайлов, 1995. С. 632]. Представляется, что данная гипотеза недостаточно обоснована по следующим причинам:
1.	Во время предзигальгинского размыва породы бакальской свиты еще не были столь сильно преобразованы, чтобы сформировать элизионный гидрогеологический бассейн, поскольку не были достаточно погружены и не прошли стадию катагенеза. Следовательно, в это время не возможно было образование "эпигенных залежей сидероплезитов на путях подъема к поверхности глубинных вод ".
2.	Не подтверждается и образование в зонах пластового окисления турьитовых руд "в обстановках примитивно-пустынных ландшафтов начала среднего рифея " приуроченных "к водоносным горизонтам в сланцево-карбонатных горизонтах бакальской свиты ". Образование турьитов на является следствием приуроченности к поверхности межформационного несогласия нижнего и среднего рифея, а только связано с близостью к современной поверхности и степенью проникновения гипергенных процессов. В исследованном Б.М. Михайловым Петлинском карьере зона окисления является мак
218
симальной для Бакальских месторождений и достигает 350 м (данные Бакальской ГРП) вследствие интенсивной пликатив-ной и дизъюнктивной тектоники. В других месторождениях на неподверженных выветриванию контактах образований зигальгинской свиты с сидеритовыми телами различных карбонатных пачек бакальской свиты (Центральный карьер, га-евская пачка; Восточно-Буландихинский карьер, верхнебакаль-ская пачка; Сидеритовый карьер и шахта “Сидеритовая”, ши-ханская пачка) окисных и гидроокисных руд не наблюдается. Более того, в зоне контакта сидеритов со “сланцами перемы-ва”, как правило, наблюдается зона густой вкрапленности пирита, иногда переходящая в метасоматический прослой массивного серного колчедана мощностью до полуметра. Это свидетельствует об активной миграции железосодержащих гидротерм с отрицательным редокс-потенциалом вдоль межформационного контакта, как наиболее проницаемой зоны. Последняя являлась, по сути, рудоподводящим каналом для разгрузки рудоносных гидротерм на контакте с карбонатными пачками в процессе метасоматоза.
3.	Нет вещественных или иных признаков отличия ри-фейских и мезо-кайнозойских турьитов. Образование последних в мезо-кайнозое логично увязывается с геологическими реконструкциями выхода на дневную поверхность рифейских толщ Башкирского мегантиклинория к концу палеозоя [Смирнов, 1971 и др.], а также климатической зависимостью от типа выветривания на триас-плиоценовом и постплиоценовом этапах [Вахрушев, 1949] соответствующего типа гипергенных руд на Бакале: гематитовых или лимонитовых [Крупенин, 1991].
В образовании Бакальских сидеритовых месторождений, как и ряда других эпигенетических рудных объектов в регионе, важную роль сыграли тектонический и термальный фак
219
торы, проявившиеся локально в регионе среди слабо измененных осадочных пород. Анализ геологической истории развития Башкирского мегантиклинория показывает, что первым наиболее крупным этапом тектонической перестройки в регионе были восходящие тектонические движения на границе позднего рифея и венда. Они привели не только к формированию складчатых и разрывных деформаций, отмечаемых для этого периода многими исследователями [Ленных, Краснобаев, 1978; Иванов, 1980; Ларионов, 1994; Алексеев, Алексеева, 1996; Пучков и др., 1996], но и к значительному размыву отложений верхнего рифея в центральной и восточной частях Башкирского мегантиклинория [Крупенин, Маслов, 1998; и др.]. Кроме того, к венду приурочено образование субщелочных вулканогенных трахибазальтовых комплексов на западном склоне Урала (аршинский в Башкирском мегантикли-нории, щегровицкий, чувальский в Кваркушско-Каменогорс-ком мегантиклинории). Предвендский подъем территории востока Русской платформы связывается с инверсией тектонического режима и проявлением вендского этапа рифтоге-неза [Иванов и др., 1986]. В.Н. Пучковым [1997] высказано предположение о развитии в венде на западном склоне Урала океанического бассейна с последующим его закрытием и формированием в позднем венде в восточной части современного Башкирского мегантиклинория крупного орогенного антиклинория, сопровождавшегося на западе предгорным прогибом, выполненным поздневендской молассой [Беккер, 1968].
Следует указать здесь, что возраст катагенетических изменений глинистых пород бакальской и других свит нижнего рифея, определенный вне рудных полей по Rb-Sr изохронному датированию обозначает "единый этап вещественного преобразования пород всей бурзянской серии около 900-950млн
220
назад" [Виноградов и др., 1998. С. 12]. Нами получены данные, позволяющие связывать большинство рудогенерирующих процессов в осадочных толщах рифея Башкирского мегантиклинория с крупными тектоническими перестройками региона на границе верхнего рифея и венда. Изучение К-Аг возраста тонкодисперсных слюд мусковитового ряда из околоруд-ных глинистых сланцев в Бакальском рудном поле и Туканс-Г ком месторождении [Крупенин, Калеганов, 1995; и др.] показало, что возраст перекристаллизованных слюд не зависит от размерной фракции (0,001-0,05 мм) и составляет по разным пробам от 636 ±12 до 690 ±12 млн лет, что приближенно определяет верхнюю границу рифея и нижнюю - венда. Аналогичный возраст имеют зоны серицитизации и лиственитиза-ции в дорудных диабазах Бакала, а также околорудные слюды на Суранских месторождениях флюорита и рудопроявлениях золота Авзянского района [Крупенин, 1997; Рыкус, 1998]. С границей верхнего рифея и венда западного склона Урала связана целая серия месторождений и рудопроявлений гематита: в Башкирском мегантиклинории -Куртазинское в отложениях бакеевской свиты венда, в Кваркушско-Каменогорском мегантиклинории - гематит-магнетитовые сланцы вильвинской свиты, условно относимые к основанию нижнего венда (се-ребрянской серии) [Верхний..., 1982], а также насыщенные магнетитом сланцы усьвинской свиты. На Среднем Урале породы подвержены метаморфизму зеленосланцевой фации, что, видимо, объясняет восстановление первично осадочного гематита до зерен магнетита. Образование осадочной железорудной минерализации в отложениях верхнего рифея-вен-да западного склона Южного и Среднего Урала и формирование сидерит-анкеритовой метасоматической рудной формации в рифейских толщах Южного Урала связывается нами с разгрузкой катагенетического элизионного бассейна в связи с
221
тектоническими событиями в венде. В зависимости от условий разгрузки флюидов формировались различные типы железорудных месторождений. В эндогенных условиях в зонах разуплотнения и структурно-литологических ловушках в восстановительных условиях формировались анкерит-сидерито-вые залежи (Бакальские сидеритовые и Туканские анкерито-вые); при высачйвании растворов на поверхность, в окислительных условиях, осаждение железа могло проходить в форме эфемерных гидроокислов, впоследствии превратившихся в гематит. Последним механизмом, возможно, объясняется образование хлорит-гематитового Куртазинского рудопрояв-ления. Характерно, что в современной структуре БМА оно расположено всего в 40 км к западу от Туканского рудного района [Крупенин, 1998 б].
Таким образом, образование рудной сидеритовой формации Бакала является отражением сложных процессов преобразования пород бакальской свиты в литогенезе. В результате этих процессов осадочная формация превратилась в рудную сидеритовую формацию. Причем сама формация явилась источником и рудного вещества, и рудных растворов, т.е. в литогенезе она представляла собой практически изохимичес-кую сиЬтему, в которой, под действием внешних источников тепла и тектонических деформаций, произошло перераспределение вещества, что привело, в частности, к рудообра-зованию.
Бакальское месторождение сидеритов относится к классу гидротермально-метасоматических. Поэтому не исключена возможность рассмотрения ряда других сидеритовых месторождений этого класса с позиций элизионно-катагенети-ческого рудообразования.
222
5.2.4. Геологическая позиция сидеритовой формации Бакала
Геологическую позицию сидеритовой формации Бакала представляется возможным рассмотреть в двух аспектах. Во-первых, как специфического литологического комплекса в Башкирском мегантиклинории, имеющего определенную геотектоническую позицию. Во-вторых, как рудную сидеритовую формацию, занимающую определенное место в ряду различных промышленно-генетических типов рудных сидеритовых формаций различных регионов.
В разрезе Башкирского мегантиклинория выделяется ряд литологических комплексов пород, по литолого-палеогеографическим и тектоническим условиям сходных с карбонатно-терригенным комплексом пород сидеритовой формации Бакала. Однако сидеритовое оруденение в них слабо развито или пока не обнаружено. Объясняется это, видимо, тем, что для образования месторождения необходимо сочетание нескольких обязательных факторов, что само по себе является уникальным. Однако, чем больше существует благоприятных для рудообразования комплексов пород, тем, выше вероятность нахождения месторождений. К числу таких комплексов в Башкирском мегантиклинории относятся суранская свита, низы саткинской свиты бурзяния, авзянская свита юрматиния и ка-тавская, инзерская, миньярская свиты каратавия.
К нижней части саткинской свиты (нижнекусинская подсвита) приурочено Ахтенское месторождение сидеритов [Пащенко, 1957] с запасами более 10 млн т. В разрезе месторождения стратиграфически ниже доломитов нижнекусинс-кой подсвиты располагается толща глинистых сланцев верхов айской свиты мощностью 1200 м [Стратотип рифея, 1983]. Рудные тела локализуются в проницаемой приразломной ча-
223
ста Бакало-Саткинского надвига. Генезис Ахтенского месторождения является спорным. Автор, основываясь на личных наблюдениях геологических признаков, усматривает генетическое сходство его с Бакальским месторождением [Анфимов и др., 1989]. Другие горизонты саткинской свиты содержат мало глинистых пород и являются неблагоприятными для сидеритообразования. В составе бурзяния Ямантауского антиклинория известна карбонатно-терригенная суранская свита, являющаяся возрастным аналогом саткинской свиты. В составе карбонатных прослоев известны как известняки, так и доломиты, а к бердагуловской связке приурочено тонкое переслаивание алевролитов и коричневато-серых сидеритов с примесью'глинистого «алевритового, преимущественно кварцевого материала» [Стратотип рифея, 1983. С. 23]. В целом, карбонатные породы занимают подчиненное положение. Железорудные проявления связаны с лапыштанской подсвитой суранской свиты на контакте с вышележащей юшинской свитой песчано-сланцевого состава.
В разрезе юрматиния карбонатно-терригенный состав Имеет авзянская свита: как и бакальская, она завершает разрез седиментационного цикла. Выделяются шесть подсвит карбонатного (известняково-доломитового) и песчано-глинистого состава. Общая мощность свиты составляет около 1500 м. Выходы ее широко развиты в зоне сочленения Инзерского синклинория и Ямантауского антиклинория. К карбонатным породам приурочено, стратиформное полиметаллическое оруденение на Кужинском рудопроявлении [Филиппов, 1978]. К карбонатно-глинистой катаскинской пачке приурочены бурые железняки, сидериты и анкериты в Зигазино-Комаровском, Катав-Ивановском и Авзянском районе. В.А. Филипповым [1983] анкериты отнесены к метасоматическим образованиям по известнякам, доломитам, мергелям катаскинской под
224
свиты, сидериты же признаны гипергенными. Образование анкеритов было связано, вероятно, с деятельностью нагретых в катагенезе остаточных седиментогенных вод. Н.Н. Ларионовым [1988], на основе расчета баланса железа в породах авзянской свиты Туканского рудного района, показана возможность катагенетического перераспределения железа с образованием анкеритовых метасоматических тел. Положение этой свиты на склоне тектонической впадины (Инзерского синклинория) позволяет предполагать здесь область разгрузки эли-зионных вод, возникших при прохождении глинистыми породами зоны катагенетических изменений. Особый интерес для миграции растворов и рудолокализации могут представлять структуры примыкания карбонатно-терригенных пород к песчаникам зильмердакской свиты каратавия в восточной части Инзерского синклинория. Рудопроизводящими могут рассматриваться как глинистые породы авзянской свиты, так и подстилающей зигазино-комаровской, к низам которой приурочены сидериты диагенетического и инфильтрационного генезиса.
Карбонатно-терригенный литологический комплекс каратавия представлен отложениями катавской, инзерской, миньярской и укской свит. Первая из них сложена пестроцветными глинистыми известняками, вторая - алевролитами и песчаниками, остальные - доломитами и известняками. Отложения приурочены преимущественно к западной части мегантиклинория, где выполняют ядра синклинальных структур, реже - периферию антиклиналей. Для данного комплекса пород известно лишь наличие немногочисленных проявлений полиметаллической минерализации и небольших залежей инфильтрационных бурых железняков, что может быть связано с отсутствием благоприятных в палеогидрогеологическом отношении структур. Однако в некоторых структурах карбо
225
наты укской свиты, расположенные под экраном псаммитовых образований ашинской серии на склонах палеопрогибов могут быть перспективны на оруденение элизионно-катаге-нетического типа - полиметаллического и железомагнезиального профиля. В образованиях укской свиты, завершающей в Башкирском мегантиклинории разрез верхнего рифея, известен ряд железопроявлений, в том числе песчаники на гидро-гетитовом цементе и прослои гематита в кварцево-глауконитовых песчаниках. Радиометрический возраст глауконитсодер-жащих пачек укской свиты составляет 650-670 млн лет [Стратотип рифея, 1983], что сопоставимо со временем преобразования околорудных пород анкерит-сидеритовой метасоматической формации.
Анализ карбонатно-терригенных комплексов Башкирского мегантиклинория показывает, что имеются определенные перспективы для нахождения здесь месторождений различных полезных ископаемых, в т.ч. сидеритовых элизион-но-катагенетического типа. Для всех комплексов характерен ряд закономерностей. Они, как правило, завершают седиментационный цикл и подвержены в верхах размыву. Сходной является фациально-палеогеографическая обстановка их накопления - условия прибрежно-морского и лагунного мелководья, часто ритмическое чередование песчано-глинистых и карбонатных пачек. Подстилаются данные комплексы толщами глинистых пород - источниками элизионных растворов и ряда рудных элементов, в т.ч. железа, в кларковых концентрациях; перекрываются псаммитовыми отложениями кварцевого и полевошпатово-кварцевого состава. Перечисленные закономерности выражают внутренние свойства литологических комплексов, связанные с седиментогенезом и тектоническими условиями осадконакопления. Благоприятная для рудообразования обстановка в литогенезе явилась внешним фак
226
тором, определившим места и масштабы элизионно-катаге-нетического рудообразования и проявилась в создании палео-гидрогеологических напорных систем, зон миграции и разгрузки элизионных растворов, повышенных геотермальных полей, обеспечивших локальный гидротермально-метасоматический процесс.
Рассмотрение промышленных скоплений сидеритов в различных регионах мира позволяет объединить их в ряд сидеритовых рудных формаций. Типизация условий сидеритообразования была впервые проведена З.В. Тимофеевой [1977]. Все типы связаны с постседиментационными процессами преобразования пород в восстановительных условиях. Исходя из типов сидеритообразования, можно выделить рудные формации: 1) седименто-диагенетическую гетит-лептохлорит-сидеритовую (мезокайнозойские месторождения Керченского п-ва, Аятское и Лисаковское в Зауралье, бассейн Лотарингия в ФРГ и др.); 2) диагенетическую конкреционную сидеритовую в терригенно-глинистых и угленосных толщах (ааленс-кие руды Дагестана и Азербайджана (сидеритовая свита юрского возраста [Геология СССР, 1976], сидеритовые нодули карбоновых угленосных толщ Англии [Минеральные месторождения..., 1982] и многие другие, связанные, как отмечалось Н.Н. Страховым [1960], с угленосными, особенно парал-лическими толщами, а также сидеритовые конкреции в углеродистых песчано-сланцевых прослоях зигазино-комаровской свиты около Бакала); 3) сидеритовую формацию зоны цементации инфильтрационных месторождений бурого железняка (Алапаевские и Зигазино-Комаровские [Кротов, 1947]); 4) диагенетически-метасоматическую сидеритовую (Березовское сидеритовое в Восточном Забайкалье [Писцов, 1969]); ряд исследователей рассматривал образование железорудных растворов связанным с формированием артезианского палеогид-
227
рогеологического бассейна и разгрузкой его в грубообломочных карбонатных породах; 5) гидротермально-метасоматическую сидеритовую. К последней группе относятся и Бакальс-кие месторождения. Количество их достаточно большое, приурочены они к разновозрастным отложениям различных геотектонических обстановок и требуют более подробного рассмотрения.
В месторождениях гидротермально-метасоматической формации выделяется две группы месторождений по вещественному составу: сидерит-гематитовые, связанные с вулканогенно-осадочными комплексами пород, и сидеритовые месторождения. Среди последних возможно выделение подгруппы месторождений сидерит-брейнерит-магнезитового ряда. Сидерит-гематитовые месторождения большинство исследователей связывает с деятельностью вулканогенных железистых терм, как это отмечается для месторождений типа Лан-Диль, Вареш [Нет, 1955]. Сидеритовые метасоматические месторождения, подобные Бакальским, известны в Испании (Бильбао), Австрии (Эрцберг), Германии (Зигерланд). А.Л. Яницкий и О.П. Сергеев [1962] отмечали сходство Бакала с сидеритовыми месторождениями Абаил (Южный Казахстан), сидеритовыми месторождениями района Любия в Западной Боснии, Рудобанья в Венгрии, Уэнза в Алжире. К этому же типу могут быть отнесены месторождения Горевское в Енисейском кряже [Шерман, 1968], Кремиковцы в Болгарии, Зак-кар и Бу-Кхара в Алжире, Джерисса в Тунисе, Руцняны и Трши-нец в Западных Карпатах (Чехия [Vaclay, 1961]), полоса сидеритовых месторождений от Штирии до Тироля в Австрии [Zakrewski, 1975], в Каринтии (Южная Австрия [Schulz, 1979], в Корее [Пэк и др., 1973] и др. Все они имеют ряд сходных черт, признаков, позволяющих их рассматривать в одной генетической группе. К этим признакам относятся: 1) сидери
228
товый состав рудных залежей; 2) сложная несогласная с вмещающими породами форма рудных тел, наличие останцов незамещенных пород в рудных телах и сателлитов рудных тел во вмещающих породах; 3) наличие метасоматической зоны доломита или железистого карбоната на флангах рудных тел; 4) приуроченность к карбонатным и терригенно-карбонатным толщам; 5) пространственная связь с мощными глинистыми толщами; 6) структурно-тектонический и структурно-литологический контроль оруденения, приуроченность к зонам дробления, смятия, кливажа, экранированным поверхностям, наиболее чистым от глинистой примеси карбонатным породам; 7) отсутствие пространственной связи с магматическими образованиями; 8) частое присутствие в рудах заметных концентраций сульфидов свинца, цинка, иногда меди, а также барита; 9) пространственное совмещение со стратиформными полиметаллическими месторождениями; 10) часто неясный источник железорудных гидротермальных растворов; 11) значительные запасы сидеритовых руд, достигающие сотен, миллионов тонн.
Сопоставление геологической позиции перечисленных сидеритовых месторождений [Крупенин, 1986] показывает, что они приурочены к зонам передовых прогибов (Бильбао), миогеосинклинальным зонам (Уэнза, Заккар), склонам антиклинориев и синклинориев (месторождения в Альпах), тектоническим впадинам на платформах [Международная тектоническая ..., 1966]. Например, в Средиземноморском Атласе сидеритовые месторождения Уэнза, Бу-Кхадра, локализованные в породах мелового возраста, приурочены к восточной части северной парамиогеосинклинальной зоны, а Заккар - к западной части. Рядом с двумя первыми месторождениями к тектонической впадине приурочен нефтегазоносный бассейн Ханда-Бизерта, а западнее второго - Северо-Атлас-
229
ский нефтегазоносный бассейн. Характерно, что оба сидериторудных района связаны с крупными полиметаллическими месторождениями экзогенно-гидротермального генезиса [Попов, 1980]. Тектоническая позиция рассмотренных сидеритовых месторождений определяется приуроченностью к периферийным частям крупных геологических структур. Несомненно, в процессе породообразования эти структуры длительное время были связаны с артезианскими бассейнами, причем к периферийным частям прогибов, впадин и синклинориев были приурочены области разгрузки напорных вод.
Большинство из рассматриваемых месторождений отнесены к Средиземноморскому и Западно-Европейскому металл огеническим поясам [Магакьян, 1974]. Последний формировался в герцинскую тектоно-металлогеническую эпоху. В его пределах находятся метасоматические месторождения Эрцберг в нижнедевонских известняках, месторождения Западных Карпат на территории ЧССР и ПНР в карбоновых и готландскихизвестняках, гидротермальное жильное месторождение Зигерланд в песчано-сланцевых породах нижнего девона. Средиземноморский пояс связан с альпийским этапом тектогенеза. Месторождения залегают в дислоцированных карбонатно-терригенных толщах мезозоя (триас-мел), относящихся к мио- и эвгеосинклинальной зонам Альпийской складчатой системы, стадии образования флиша [Тектоника Евразии ..., 1966]. Альпийская складчатость, проявившаяся дифференцированно с юры до палеогена, способствовала усложнению структур и сопровождалась внедрением гранито-идов, не образующих крупных плутонов. С последними обычно связывают происхождение всех гидротермальных растворов, вызвавших образование широкой гаммы рудных месторождений Альпийского пояса, в том числе и сидеритовых [Petraschek, 1973], и стратиформных свинцово-цинковых ме
230
сторождений. Относительно последних обоснована точка зрения на экзогенно-гидротермальный способ образования в Силезско-Краковском рудном районе, рудных зонах Атласа и антеклизах по периферии Французского и Армориканского массивов [Попов, 1980]. Обоснование генезиса базируется на ряде тектонических, формационных и геохимических признаков: приуроченности месторождений к склонам прогибов мезозойско-третичного времени (Великопольского, Предкарпат-ского), содержащих огромные запасы металлоносных гидротермальных рассолов в эвапорито-карбонатно-терригенных толщах многокилометровой мощности, осадочном наборе элементов в газово-жидких включениях сульфидов, биогенной природе серы, простом составе руд (без мантийных компонентов).
Широкое развитие в складчатых образованиях Средиземноморского металлогенического пояса терригенно-глинистых комплексов, связанных с формированием флиша Альпийской геосинклинали, мощностью до 7-10 км [Тектоника Евразии ..., 1966], может быть весомым источником образования огромных масс элизионных растворов, содержащих ряд элементов, в т.ч. железо, полиметаллы. Поэтому изучение эли-зионно-катагенетических процессов в карбонатно-терригенных толщах этого региона может привести к признанию не-ювениальной природы образования ряда месторождений, в т.ч. сидеритовых. Для сидеритовых месторождений, содержащих “магматические" микроэлементы, допустимо влияние подкоровых флюидов. Однако это не отрицает роль элизионных растворов, возникших из вмещающих глинистых толщ как дополнительного или основного источника железа для рудообразования. В данном случае, видимо, можно говорить о полигенности сидеритовых месторождений: железо могло быть мобилизовано из вмещающих пород при элизионном
231
процессе, а также привнесено подкоровыми флюидами вместе с магматическими микрокомпонентами. Характерно, что большинство сидеритовых месторождений приурочены к толщам, содержащим глинистые породы с низкометаморфическими изменениями.
Идея о заимствовании рудных элементов из вмещающих пород развивалась на примере гидротермальных месторождений Европы К. Бишофом, Ф. Зандербергером и другими создателями латераль-секреционной гипотезы [Обручев, 1942]. Изучение процессов перераспределения элементов при породообразовании заставляет вновь обратиться к этой гипотезе с современных позиций [Мейнард, 1985]. Комплексный подход к рассмотрению металлогении Альпийского и более древних складчатых поясов Центральной Европы требует учета роли элизионно-катагенетических процессов в осадочных комплексах, вмещающих сидеритовое, полиметаллическое и другое стратиформное оруденение, наряду с учетом влияния постмагматической гидротермальной деятельности. Попытки такого объективного подхода к объяснению генезиса месторрждений уже предпринимаются [Schulz, 1979; Frimmel, 1988] и представляются перспективными.
По-видимому, к отдельной подгруппе относятся слабо изученные пластообразные залежи сидерита и анкерит-сиде-ритовых, магнезит-брейнерит-доломитовых пород в карбонатно-терригенных, иногда вулканогенно-осадочных метаморфизованных толщах протерозоя, описанные для средней части криворожской серии В.С. Федорченко [1956] как диагенетические, верхнего рифея Кокчетавского поднятия Н. А. Сози-новым [1975] как седиментогенные, для нижнепротерозойских отложений курской серии И.Н. Щеголевым [1976] как се-диментогенно-диагенетические, а также, вероятно, сидеритовые месторождения в докембрийских породах из района озе
232
ра Верхнего в Канаде и США [Железорудные месторождения..., 1955]. Вероятно, генезис этой группы месторождений связан с зеленосланцевым метаморфизмом нижнедокембрийских толщ. Как показано С.П. Кориковским [1979], карбонатные минералы магнезит-сидеритового ряда являются закономерным членом зеленосланцевой фации регионального метаморфизма в условиях повышенного давления СО2 при достаточном количестве необходимых элементов.
233
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Изучение условий накопления отложений рудовмещающей бакальской свиты, проведенное на основе комплексного детального литолого-фациального анализа, позволило выяснить основные черты бакальского седиментационного бассейна. Впервые детально изучены закономерности цикличности и фациальной изменчивости всего разреза бакальской свиты. Сделан вывод о миграции источников сноса терригенного материала, поступавшего в конседиментационный прогиб с юго-востока для нижних горизонтов свиты и с севера для верхних горизонтов. Установлено, что области размыва формировались в результате блоковых периодических вертикальных тектонических движений в прогибе. Последние обусловили и специфическую цикличность осадконакопления, которая проявилась как в периодическом повторении терригенных и карбонатных пачек, так и в закономерном их строении. Тенденции эволюции бакальского седиментационного бассейна отражают время его формирования на завершающем этапе бурзянского осадочного цикла на востоке Русской платформы и коррелируются с формированием морских и переходных к лагунно-озерным одновозрастным отложениям Волго-Уральской области. Эти выводы могут быть полезны при стратиграфо-палеогеографическом изучении стратотипического разреза нижнего рифея Южного Урала.
Осадконакопление в бакальском бассейне проходило в условиях хорошо аэрируемого гидродинамически подвижного - морского мелководья. В прибрежно-морских или сублиторальных условиях формировались существенно алевритоглинистые, реже песчаные осадки; в условиях удаленного морского мелководья - известковые карбонатные илы, калькарениты, строматолитовые банки. Для шуйдинского времени
234
предполагается формирование специфических высокомагне-зиальных, вероятно, лагунных карбонатных отложений, вмещающих стратиформные магнезитовые залежи. Застойные обстановки, благоприятные для осаждения сидерита, в седимен-тогенезе отсутствовали. Железо в осадках бакальского седиментационного бассейна накапливалось на субкларковом уровне. При этом основное его количество связывалось с терригенно-глинистыми осадками.
Сидеритовое оруденение носит эпигенетический характер, пересекает латеральные и вертикальные границы осадочных карбонатных фаций во всех стратиграфических подразделениях, а также досидеритовые залежи кристаллического магнезита. Эпигенетичность сидерита установлена и по наличию в рудном поле дорудных даек, существование которых подтверждается присутствием явно послеруцных даек, оказывающих метаморфизующее воздействие на сидерит.
Изучение этапа литогенеза, проведенное рядом исследователей на основе стадиального анализа, показало, что изменения пород сидеритовой формации соответствуют уровню глубинного катагенеза с элементами метагенеза. Расчет железопроизводящей способности глинистых пород формации не противоречит идее о перераспределении рудного компонента в литогенезе. Справедливость этого положения подтверждается данными о миграции железа в термодинамических условиях катагенеза.
Критический разбор виртуальных моделей сидеритообразования на Бакале выдвигает в качестве наиболее верифицируемой элизионно-катагенетическую гидротермально-метасоматическую. Она приемлема благодаря уникально благоприятному сочетанию ряда факторов. К ним относятся: 1) формационный (литолого-палеогеографический) - накопление мощных толщ глинистых отложений, содержащих огромные
235
массы железа в кларковых концентрациях; присутствие пачек карбонатных коллекторов, благоприятных для метасоматоза;
2) геотектонический - приуроченность толщи к крылу палеопрогиба, пульсационный характер тектонического режима, обеспечивающий неоднократное прохождение растворов через породы-коллекторы; 3) литологический - катагенетичес-кие изменения пород, элизионное растворообразование и перераспределение железа в породах; 4) гидрогеологический - наличие артезианского палеогидрогеологического бассейна, вмещающего элизионные растворы; 5) структурный -тектонические нарушения, служившие проницаемыми зонами для рудоносных растворов, структура примыкания карбонатно-сланцевой толщи к несогласно налегающим кварцитовидным песчаникам, ставшая рудокализующей; 6) геохимический - формирование железо-магнезиальных растворов с кислой реакцией и отрицательным электрохимическим потенциалом и их разгрузка с образованием доломита и сидерита на физико-химическом барьере в карбонатных пластах.
Положение сидеритовой формации среди прочих известных сидериторудных образований предполагает выделение группы сходных с Бакальскими по ряду определяющих геологических признаков сидеритовых месторождений. Последнее может свидетельствовать и о генетическом их родстве.
Таким образом, всестороннее изучение карбонатно-терригенного сидеритоносного литологического комплекса пород бакальской свиты, предпринятое автором, позволяет предполагать, что образование рудной сидеритовой формации Бакала связано с процессами преобразования пород в литогенезе. Терригенно-глинистые породы бакальской свиты явились при этом источником воды и железа для рудоносных растворов, а карбонатные породы - местом локализации сидеритового оруденения. Предлагаемый механизм сидеритообразова-
236
ния на Бакале, рассмотренный с современных позиций развития осадочно-породных бассейнов, может быть применен и для других типов стратиформного оруденения в регионе.
Задачи дальнейшего изучения условий формирования сидеритовой формации Бакала можно разделить на две группы, объединяемые как методически, так и спецификой объектов: это задачи изучения условий седиментации и задачи реконструкции постседиментационной истории пород формации. Первая группа задач подразумевает решение широкого круга вопросов, связанных с условиями осадконакопления, начиная от характера источников поступления осадочного материала, роли тектонического и эвстатического фактора в образовании цикличности, кончая установлением физических и химических параметров среды в различных бассейнах карбонатной седиментации (известковых, протодоломитовых) на основе использования современных методик изучения стабильных изотопов С, О, а также Rb, Sr, U-Pb- и Pb-Pb-изох-ронного датирования [Семихатов, 1997], а также привлечения геохимических индикаторов условий седиментации. Вторая группа задач заключается в уточнении временных рамок этапов геологического развития (эпизоды континентального рифтогенеза в рифее и венде, влияние герцинского орогенеза при образовании Уральской складчатой системы), оказавших влияние на прохождение метасоматических и гидротермальных процессов образования и преобразования сидеритовых залежей с помощью изотопно-геохимических методов. В частности, необходимо определить возраст до- и послерудных диабазовых даек, уточнить время трансформаций глинистых минералов под влиянием гидротермально-метасоматических воздействий. Полученные данные о распределении РЗЭ в сидеритах и вмещающих доломитах и связи их с эволюцией элизионных катагенетических растворов требует дальнейшей
237
разработки и увязки со стадиями геологического развития региона (реставрация характера растворов на стадиях катагенеза и начального метагенеза пород и особенности их миграции на различных этапах). Это позволит создать комплексную обобщающую модель стратиформного рудообразования в рифейских толщах Башкирского мегантиклинория.
238
Список литературы
Аблизин БД., КлюжинаМЛ., Курбацкая Ф.А. и др. Верхний рифей и венд западного склона Среднего Урала. М.: Наука, 1982.138 с.
Андреев Ю.В., Иванова ТВ., Келлер Б.М. и др. Стратиграфия верхнего протерозоя восточной окраины Русской плиты и западного склона Южного Урала//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1981.№ 10. С.57-68.
Аксенов Е.М., Солонцов Л.Ф. Рифей и венд Русской платформы И Докембрийские вулканогенно-осадочные комплексы Урала. Свердловск: УНЦАНСССР, 1986. С. 117-127.
Алексеев А.А. Рифейско-вендский магматизм западного склона Южного Урала. М.: Наука, 1984,136 с.
АлексеевА.А., АлексееваГ.В. Калиевые оливиновые базальты Алага-уского антиклинория//Ежегодник-1995. Информационные материалы. УНЦ РАН. Уфа, 1996. С. 159-162.
Ананьева Е.М., Дорофеев Б.В., Калабурдина А.И. и др. Геофизическая изученность глубинных зон Урала и основные результаты геофизических исследований. Глубинное строение Урала. М. Наука, 1968. С. 55-68.
Анатольева А.И. Главные типы докембрийских континентальных ландшафтов. Литология и полезные ископаемые, 1983. № 3. С. 122-124.
Анфимов Л.В. Соотношение между сидеритовым оруденением и осадочными фациями в разрезе бакальской свиты на Южном Урале И Ежегодник-1976. ИГиГ УНЦ АН СССР, Свердловск, 1977. С. 117-120.
Анфимов Л.В. Формации и рудоносность в Бакало-Саткинском горнорудном районе на Южном Урале // Докл. АН СССР, 1982. Т. 265, № 5. С. 1227-1230.
Анфимов Л.В., Бусыгин Б. Д. Южноуральская магнезитовая провинция. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1982.70 с.
Анфимов Л.В., Бусыгин Б. Д., Крупенин М.Т. Закономерности распределения железа в породах рифейской сидеритовой формации Бакала на Южном Урале//Литология и полезные ископаемые. 1984.№ 1.С. 136-143.
Анфимов Л.В., ГринштейнН.В. Масштаб сидеритового метасоматоза и его возможная природа на Бакальских железорудных месторождениях (Южный Урал) И Геология и генезис железорудных месторождений. УНЦ АН СССР, Свердловск. 1981.С. 85-89.
АнфимовЛ.В. Литогенез в рифейских осадочных толщах Башкирского мегантиклинория (Ю. Урал). Екатеринбург: УрО РАН, 1997.288 с.
Анфимов Л.В., Ковальчук А.И. Галогены и бор в карбонатных поро
239
дах нижнего рифея на Южном Урале И Ежегодник-1979. ИГиГ УНЦ АН СССР, Свердловск. 1980. С. 95-97.
Анфимов Л.В., Крупенин М.Т., Вострокнутов ГА. и др. Микроэлементы в карбонатных толщах рифея Башкирского мегантиклинория. Екатеринбург: УИФ “Наука”, 1993.72 с.
АнфимовЛ.В., Крупенин М. Т.,ДемчукИ.Г, Наумова В.М. Глинистые породы рифейских отложений на Южном Урале как индикаторы позднеп-ротерозойского лито- и рудогенеза//Ежегодник-1986. Свердловск: ИГиГ УНЦ АН СССР, 1987. С. 27-28.
Анфимов Л.В..Крупенин М.Т.,Любимцева Ю.П. Геохимические индикаторы условий образования сидеритовых и магнезитовых месторождений в рифейских карбонатных толщах Южного Урала И Геохимия в локальном металлогеническом анализе. Ч. 1. [Тез. докл.]. Новосибирск, 1986. С. 173-174. .
Анфимов Л.В., Крупенин М. Т, Бусыгин БД., Демина Л.Е. Путеводитель геологической экскурсии полевого семинара “Литогенез и эпигенетическое рудообразование в рифейских осадочных толщах Южного Урала”. Свердловск: УрО АН СССР, 1989.40 с.
Балашова С.П. О модели рудообразования, связанного с водами немагматического происхождения // Геология рудных месторождений. 1983. №2. С. 44-56.
Басков Е.А. Палеогидрогеологический анализ при металлогеничес-ких исследованиях. Л.: Недра, 1976.199 с.
Басков Е.А., Зайцев И.К. Основные черты гидрогеологии Сибирской платформы И Материалы по региональной и поисковой гидрогеологии. Л.: Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер. 1963. Т. 101. С. 85-151.
Басков Е.А., Суриков С.Н. Гидротермы Тихоокеанского сегмента Земли. М.: Недра, 1975.170 с.
Беккер Ю.Р. Позднедокембрийская моласса Южного Урала. Л.: Недра. 1968., 159 с.
Беккер Ю.Р., Румянцева НА. Главнейшие типы И Карта докембрийских формаций Русской платформы и ее складчатого обрамления (со снятыми фанерозойскими отложениями). М-б 1:2500000. Объяснительная записка. Л., 1983. С. 80-118.
БелевцевЯ.Н. Источники рудного вещества при метаморфогенном рудообразовании И Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. С. 66-84.
Беус А.А. Геохимия литосферы. М.: Недра, 1972.296 с.
БлохА.М. О соответствии свойств связанной воды минеральных си
240
стем и воды при повышенных температурах // Литология и полезные ископаемые. 1970. № 5. С. 120-130.
Блох А.М. Об универсальности модели обезвоживания осадочных толщПуэрса и Берста//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1977.№6. С. 119-124.
Борщевский Ю. А. > Борисова С.Л., Лазур О.Г. и др. Изотопный состав углерода и кислорода Бакальских и Саткинских месторождений // Карбонатное осадконакопление и проблема эвапоритов в докембрии. Ростов-на-Дону: Изд-во Рост, ун-та, 1978. С. 98-100.
Ботвинкина Л.Н., Жемчужников Ю. А., Тимофеев П.П. и др. Атлас литогенетических типов угленосных отложений среднего карбона Донецкого бассейна. М.: Изд-во АН СССР, 1956.368 с.
Ботвинкина Л.Н. Методическое руководство по изучению слоистости. М.: Наука, 1965.259 с.
Бургеля Н.К. О возрастном соотношении сидеритовых руд и диабазов в районе Бакальских месторождений И Докл. АН СССР. 1958. Т. 118, № 5. С. 1007-1009.
Бургеля Н.К. Минералого-петрографическая характеристика Бакальского железорудного месторождения И Очерки по металлогении осадочных и осадочно-метаморфических пород. М.: Изд-во АН СССР, 1962. С. 14-122.
Бояркин А.П. Физико-химические условия образования магнезитовых и сидеритовых месторождений на Южном Урале // Вопросы минералогии, геохимии и генезиса полезных ископаемых Южного Урала. Уфа: БФАН СССР, 1982. С. 105-109.
Бусыгин Б.Д. Магнезитовая формация нижнего рифея в Саткинском районе на Южном Урале: Автореф. дис.... канд. геол.-мин. наук. Свердловск: ИГиГ УрО АН СССР, 1991.17с.
Варлаков А. С. Метаморфизм в связи с диабазами в районе Бакальского рудного поля. М.: Недра, 1967.141 с.
Вассоевич Н.Б. Опыт построения кривой гравитационного уплотнения глинистых осадков// Новости нефтяной техники. Сер. геол. 1960. Вып. 4. С.11-14.
Вассоевич Н.Б. Теория осадочно-миграционного происхождения нефти (исторический обзор и современное состояние)// Изв. АН СССР. Сер. геол. 1967.№11.С. 135-156.
Вассоевич Н.Б. Текстуры осадочных пород И Справочник по литологии. М.: Недра, 1983. С. 46-68.
ВахрушевГ.В. Пестроцветная кора выветривания на территории СССР. Саратов: СГУ, 1949.230 с.
241
Верзилин Н.Н., Окнова Н.С. Песчаные, алевритовые и смешанного состава породы И Справочник по литологии. М.: Недра. С. 107-117.
Виноградов В.И., Горожанин В.М., Муравьев В.И. Rb-Sr датирование постседиментационных преобразований раннерифейских отложений Южного Урала И Осадочные формации докембрия и их рудоносность. С.-Пб.:ИГГДРАН, 1998. С. 11-12.
Винокуров В.М., ДымкинА.М. О новом типе приконтактового метаморфизма на Бакале И Уч. зап. Казан. ун-та. 1957. Т. 117, кн. 9, вып.2. С. 321-324
Гарань М.И, Докембрийские отложения западного склойа Южного Урала и связь с ними полезных ископаемых// Докл. XVII сессии МГК. М.: ГОНТИ, 1939. С. 173-182.
Гарань М.И. Возраст и условия образования древних свит западного склона Южного Урала. М.: Госгеолтехиздат, 1946.51 с.
Гарань М.И. Геологическое строение и полезные ископаемые Бака-ло-Саткинского района И Вопросы развития Бакальской рудной базы. Свердловск: УФАНСССР, 1957. С. 23-55.
Гаррелс Р.М. Минеральные равновесия при низких температурах и давлениях. М.: Изд-во иностр, лит., 1962.306 с.
Гаррелс Р.М., Крайст Ч.Л. Растворы, минералы, равновесия. М.: Мир, 1968.368 с.
Гаррис М.А. Главнейшие возрастные комплексы магматических и метаморфических пород Южного Урала и Мугоджар по данным “калийаргонового” метода//Тр. I Урал, петрограф, совещ. Т. 1. Свердловск, 1963. С. 83-98.
Геология СССР. Т. 12. Пермская, Свердловская, Челябинская и Курганская области. М.: Недра, 1969. Ч. 1, кн. 1.721 с.
Геология СССР. Т. 47. Азербайджанская ССР. Геологическое описание. М.: Недра, 1972.520 с.
Горожанин В.М. Рубидий-стронциевый изотопный метод в решении проблем геологии Южного Урала: Автореф. дис. ... канд. геол.-мин. наук. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1995.18 с.
Градзиньский Р., Костецкая А., Радомский А. Седиментология. М.: Недра, 1980.640 с.
Гринштейн Н.В., Давыденко Ю.А., Сергеев О.П., Тимесков В.А. О положении бакальских сидеритов во вмещающих породах//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1960. № 7. С. 95-98.
ДавыденкоЮ.А. Угловые стратиграфические несогласия как фактор локализации эндогенного оруденения // Тр. Иркут, горно-металлург. Ин-та.
242
Благовещенск. 1956. Сер. геол. Вып. 10. С. 33-39.
ДавыденкоЮ.А. О некоторых особенностях бакальской свиты и распространении ее верхних горизонтов на рудном поле Бакала (Южный Урал) И Тр. Иркут, горно-металлург. Ин-та. Благовещенск. 1958. Вып. 15. Сер. геол. С. 63-99.
Давыденко Ю.А. Стратиграфический разрез рудоносной свиты Бакала (Южный Урал)//Докл. АН СССР. 1962. Т. 144, №5. С. 1109-1112.
ДавыденкоЮ.А. О взаимоотношениях сидеритовых руд Бакала (Урал) со слоистыми породами //Докл. АН СССР. 1972. Т. 206, № 3. С. 705-703.
Даргевич В.А. Об источниках обломочного материала и о былом распространении верхнепалеозойских отложений на Урале // Докл. АН СССР. 1958.Т. 123,№ 1.С. 137.
ДемчукИГ, Сазонов В.Н., Крупенин М.Т. Механизм формирования бакальских сидеритовых руд (Южный Урал) И Ежегодник-1995, ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург, 1996. С.143-147.
ДемчукИ.Г., Крупенин М.Т., Сазонов В.Н. Шерстобитова Л. А. Диок-таэдрические слюды как индикатор сидеритообразования в рифейских отложениях Башкирского мегантиклинория // Ежегодник-1996. ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург, 1997. С. 101-104.
Дружинин И.П. Циклический тип строения железорудных отложений Бакала (Южный Урал)//Докл. АН СССР. 1971.Т. 196,№6. С. 1410-1413.
Дружинин И.П. О генезисе пластовых сидеритовых рудных тел Бакала (Южный Урал) И Карбонатное осадконакопление и проблема эвапоритов в докембрии//Ростов-на-Дону, 1978. С. 160-161.
Дунаев В.А. Закономерности размещения сидеритов в Бакальском районе (Юж. Урал)// Литология и полезные ископаемые. 1983. № 4. С. 129-133.
Еськова Е.М. Щелочные редкометальные метасоматиты Урала. М.: Наука, 1976.290 с.
Жемчужников Ю.А. Вводная статья к сб. “Косая слоистость”// Тр. ВИМС. 1940. Т. 163. С. 3-18.
Жемчужников Ю.А., Яблоков В. С. Фациально-циклический метод изучения угленосных отложений И Мат-лы Второго угольного геологич. совещания. М.;Л.: Изд-во АН СССР, 1956. С. 161-170.
ЗаварицкийА.Н. К вопросу о происхождении железных руд Бакала. М.: Изд-во АН СССР, 1939.40 с.
Иванов С.Н. О доордовикской истории Урала и предгеосинклиналь-ном развитии земной коры вообще И Доордовикская история Урала. I, Общие вопросы. Свердовск: УНЦ АН СССР, 1980. С. 3-27.
243
Иванов С.Н., Пучков В.Н., Иванов КС. и др. Формирование земной коры Урала. М.: Наука, 1986.248 с.
ИвановК.С, Современная структура Урала - результат послепалео-зойского растяжения земной коры И Геология и геофизика. 1998. Т. 39, № 2. С. 204-210.
Иванов ГА. Методика фациально-геотектонического анализа угленосных отложений и применение ее в практике геологоразведочных работ И Тр. Лаб. геологии угля АН СССР. Мат-лы Второго угольного геологии, совещания. М.;Л.: Изд-во АН СССР, 1956. Вып. 5. С. 127-152.
Ишина Т.А., Коперина В.В., Ренгартен Н.В., Слатвинская Е.А. Применение метода фациального анализа в практике геологоразведочных работ // Тр. Лаб. геологии угля АН СССР: Мат-лы Второго угольного геологии. совещания. М.;Л.: Изд-во АН СССР, 1956. С. 153-160.
Казаков А.В., Тихомирова М.М., Плотникова В.И. Система карбонатных равновесий (доломит, магнезит) И Минералогические и физико-химические исследования некоторых осадочных пород и полезных ископаемых. М., 1957. С. 13-58.
Казанский ЮЛ. Введение в теорию осадконакопления. Новосибирск: Наука, 1983.223 с.
КазанскийЮ.П., Катаева В.Н., Шугурова Н.А. Опыт изучения газовой и жидкой фаз включений как реликтов древних атмосфер и гидросфер / / Геология и геофизика. 1969. № 11. С. 39-42.
Калиненко В.В, Шумихина И.В. Марганценосные отложения Лебединского месторождения И Марганценосные месторождения СССР. М.: Наука, 1967. С. 242-258.
Карпова ГВ. Глинистые породы // Справочник по литологии. М.: Недра, 1983. С. 118-129.
Карцев А.А., Вагин С.Б., Басков Е.А. Палеогидрогеология. М.: Недра, 1969.151 с.
Келлер Б.М. Рифейские отложения краевых прогибов Русской платформы// Тр. ИГН АН СССР. 1952. Вып. 109 (Геол, сер., № 35). 62 с.
Келлер Б.М., Дольник Т.А., Вельков М.М. Butunia Enigmatica - загадочный отпечаток из уцоканской серии Восточной Сибири //Докл АН СССР. 1982Т. 267,№5. С. 1187-1188.
Киссин И.Г., Пахомов С.И. К геохимии углекислоты в глубоких зонах подземной гидросферы//Геохимия. 1969.№4.С. 160-172.
КлаудП. Биосфера //В мире науки. 1983.№ 11.С. 102-113.
Козлов В.И., Краснобаев А.А., Ларионов Н.Н. и др. Нижний рифей Южного Урала. М.: Наука, 1989.208 с.
244
Коллодий В.В., Рипун М.Б., Сиван Т.П. Участие поровых растворов в аутигенном минералообразовании // Геохимия осадочных пород и прогноз полезных ископаемых. Киев: Наук, думка, 1978. С. 159-167.
КоржинскийД.С. Очерк метасоматических процессов И Основные проблемы в учении о магматогенных рудных месторождениях. М.: Изд-во АН СССР, 1953. С. 332-352.
Кориковский С.П. Фации метаморфизма метапелитов. М.: Наука, 1979.263 с.
Корякин А. С., Сафронов В.Т., Опыт комплексного литолого-геохимического исследования метаморфизованных кор выветривания в докембрии // Проблемы осадочной геологии докембрия. Вып. 5. М.: Наука, 1979. С. 61-96.
Коссовская А.Г., Шутов В.Д. Роль эпигенеза в терригенном комплексе мезозойских и верхнепалеозойских отложений Западного Верхоянья / /Докл. АН СССР. 1955. Т. 103,№6. С. 1085-1088.
Коссовская А.Г., Шутов ВД. Опыт стадиального анализа терригенных пород геосинклинальной области //Методы изучения осадочных пород. Т. 1. М.: Госгеолтехиздат, 1957. С. 266-284.
КотоваМ.С., Павлов А.Н, О выщелачивании водоупоров при увеличении геостатического давления И Поровые растворы и методы их изучения. Минск: Наука и техника, 1968. С. 15-17.
Краснобаев А.А. Циркон как индикатор геологических процессов. М.: Наука, 1986.145 с.
Критерии прогнозной оценки территории на твердые полезные ископаемые. Л.: Недра, 1978.607 с.
Кротов Б.П. Генетические типы железорудных месторождений западного склона Урала//Докл. АН СССР. 1947. Т. 58, №8. С. 1743-1746.
Крумбейн В.К, Слосс Л.Л. Стратиграфия и осадкообразование. М.: Гостоптехиздат, 1960.411с.
Крупенин М.Т. Литолого-фациальный состав сидеритовой формации Бакала И Ежегодник-1982, ИГиГ УНЦ АН СССР, Свердловск, 1983. С. 24-30.
Крупенин М.Т. Сидеритовая формация Бакала, ее геологическая позиция и условия образования: Дис... канд. геол.-мин. наук. Свердловск: ИГиГ УНЦ АН СССР, 1986. Т. 1.272 с. Т. II. 96 с.
Крупенин М.Т. Генетические особенности сидеритовой формации Бакала И Рудоносные и рудные формации Урала. Свердловск: УрО АН СССР, 1988. С. 87-96.
Крупенин М.Т. О возможной вторичной природе красноцветности
245
верхнепермских терригенных пород в южной части Предуральского прогиба И Пермская система Земного шара. Тез. докл. Междунар. конгресс, г.
Пермь. Свердловск: УрО РАН, 1991. С. 162.
Крупенин М.Т. Связь формирования бурых железняков с этапами выветривания рифейских осадочных толщ Южного Урала И Ежегодник-1990. ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1991. С. 134.
Крупенин М. Т. О приуроченности катагенетичекого железоорудене-ния в Башкирском мегантиклинории к венд-кембрийскому геодинамичес-кому этапу // Магматизм и геодинамика: Мат-лы 1-го Всерос. петрограф, совещ. Кн. 4. Петрология и рудообразование. Уфа, 1995. С. 85-86.
Крупенин М.Т. Металлогенический облик рифея в Башкирском мегантиклинории И Рифей Северной Евразии. Геология. Общие проблемы стратиграфии. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. С. 186-191.
Крупенин М. Т. Индикаторная роль лантаноидов для выяснения условий стратиформного рудообразования в рифейских толщах Башкирского мегантиклинория //Проблемы петрогенезиса и рудообразования: Тез. докл. науч. конф.“Чтения Заварицкого”. Екатеринбург, 1998 а. С. 95-96.
Крупенин М, Т. Верхнерифейско-вендский этап железонакопления на западном склоне Урала И Палеогеография венда-раннего палеозоя северной Евразии. Екатеринбург: УрО РАН, 1998 б, С. 43-50.
КрупенинМ.Т., АнфимовЛ.В. Взаимоотношения сидеритового и магнезитового оруденения в Бакальском рудном поле И Ежегодник-1984. ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск. 1985. С. 121-123.
Крупенин М.Т., Маслов А.В., Петрищева В,Г, Шерстобитова Л.А. Углеродистые глинистые сланцы рифея - новое для Урала минеральное сырье // Ежегодник-1993. ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1994. С. 45-46.
Крупенин М.Т., Маслов А. В., РыкусМ.В., СначевВ.И, Новые данные о содержании Сорг в сланцах нижнего и среднего рифея Южного Урала// Ежегодник-1992, ИГиГ УрО РАН. Свердловск. 1993. С. 19-20.
Крупенин М.Т., Шатило А.А, О наличии послерудных диабазовых даек на Бакальских сидеритовых месторождениях//Ежегодник-1985. ИГиГ УНЦ АН СССР. Свердловск: 1986. С. 62-64.
Крупенин М. Т, ЭльмисР. Еще раз о “сидеритовых гальках” и генезисе Бакальских сидеритовых метсорождений // Ежегодник-1994. ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1995. С.37-39.
Крупенин М.Т.,ЭльмисР, ЭйдеЭ., ЭхшлерХ, Стадийность магнези-то- сидеритообразования на Бакальском рудном поле И Магматизм, метаморфизм и глубинное строение Урала: Тез. докл. VI Урал, петрограф, совещ. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. Ч. 1. С. 238-240.
246
Крупенин М.Т, Ятлук Г.М., Маслов А.В. К оценке палеосолености рифейских бассейнов осадконакопления Урала по геохимическим данным (С/S метод, первые результаты) И Ежегодник-1994. ИГиГ УрО РАН. Екатеринбург. 1995.С.39-41.
КрыловИ.Н. Строматолиты рифея и фанерозоя СССР. М.: Наука, 1975. 243 с.
Лазур О.Г., Ходак Ю.А., Егорцева И.А. К генезису докембрийских саткинских магнезитов и бакальских сидеритов западного склона южного Урала И Карбонатное осадконакопление в докембрии. М.: Наука, 1981. С. 190-195.
Ларионов Н.Н. Сидеритовое оруденение в рифейских толщах Яман-тауского антиклинория на Южном Урале // Верхний докембрий Южного Урала и востока Русской плиты. Уфа: БНЦ УрО АН СССР, 1988. С. 10-15.
Ларионов Н.Н. Об основных этапах рудообразованйя в породах сред-нерифейской авзянской свиты на южном Урале И Ежегодник-1993. ИГиГ УрО РАН. Информ, мат. 1994. С. 139-141.
Ленных В.И., Петров В.И. Новые данные о магматизме и метаморфизме пород западного склона Южного Урала в связи с историей его тектонического развития И Тектоника и магматизм Южного Урала. М.: Наука, 1974. С. 129-141.
Ленных В.И., Краснобаев, А.А. Абсолютный возраст метаморфических пород // Петрология и железорудные месторождения Тараташского комплекса. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 69-76.
ЛисицинАЛ. Процессы океанской седиментации (литология и геохимия). М.: Наука, 1978.392 с.
Логвиненко Н.В. О позднем диагенезе (эпигенезе) донецких карбоновых пород И Изв. АН СССР. Сер. геол. 1957. № 7. С. 64-86.
Логвиненко Н.В. Постдиагенетические изменения осадочных пород. Л.: Наука, 1968.92 с.
ЛомтадзеВ.Д. Результаты исследования воды, отжатой из глинистых отложений различной степени литификации. Изв. вузов. Геология и разведка. 1959. №9. С. 96-107.
Лукашев К.И., КудельскийА.В. Осадочные породы - один из источников глубинного железа в гиперсфере И Геохимическое изучение гиперсферы. Минск: Наука и техника, 1977. С. 17-28.
Магакъян И.Г Металлогения (главнейшие рудные пояса). М.: Недра, 1974.304 с.
Малахов А.Е. Новые данные по геологии Бакальской группы месторождений//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1956. № 11. С. 77-90.
247
Малахов А.Е. Основные вопросы геологии Бакала //Вопросы развития Бакальской рудной базы. Свердловск: УФАН СССР, 1957. С. 56-85.
; Малахов А.Е., Булатов Д.И. Текстуры карбонатных железных руд Бакала // Вопросы геологии Урала. Свердловск, 1959. С. 93-112.
Маслов А.В. Литология верхнерифейских отложений Башкирского мегантиклинория. М.: Наука, 1988.133 с.
Маслов А.В. Раннерифейский Волго-Уральский седиментационный бассейн И Литология и полезные ископаемые. 1994. № 5. С. 99-118.
Маслов А.В. К палеогеографии бурзяния стратотипической местности //Литология и полезные ископаемые. 1997. № 2. С. 133-149.
Маслов А.В. Осадочные ассоциации рифея стратотипической местности (эволюция взглядов на условия формирования, литофациальная зональность): Екатеринбург: УрО РАН, 1997.220 с.
Маслов А.В., КрупенинМ.Т. Новые данные по геологии и седиментологии верхнедокембрийских и нижнепалеозойских отложений сочленения Башкирского мегантиклинория и Зилаирского синклинория к югу от широты с. Kara И Палеогеграфия венда - раннего палеозоя северной Евразии. Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 1998. С.413-125.
МасловА.В., ГареевЭ.З., Крупенин М.Т. Осадочные последовательности рифея типовой местности (ретроспективный обзор седиментологических, палеогеографических, литолого-минералогических и петрохимических исследований). Уфа: ГП “Принт”, 1998.225 с.
Мейнард Дж. Геохимия осадочных рудных месторождений. М.: Мир, 1985.360 с.
Международная тектоническая карта Евразии. М-б Г.5000000. М.: Наука, 1966.
Мележик В.А. Седиментационные и осадочно-породные бассейны раннего протерозоя Балтийского щита (к проблеме реконструкции постседиментационных преобразований). С.-Пб.: Наука, 1992.258 с.
Минеральные месторождения Европы. Т. 1. Северо-Западная Европа. М.: Мир, 1982.583 с.
Миропольский Л.М. Сидерит и пистомезит в качестве первичных железных руд на Бакале (Юж. Урал)//Докл. АН СССР. 1933,№7. С. 104-108.
Михайлов Б.М. Особенности докембрийского литогенеза И Литология и полезные ископаемые. 1991. № 5. С. 60-78.
Михайлов Б.М. Особенности континентального перерыва R(-R2 на железорудных месторождениях Бакала (Южный Урал) // Литология и полезные ископаемые. 1995. № 6. С. 632-642.
248
Мухин Ю, В. Процессы уплотнения глинистых осадков. М.: Недра, 1965.200 с.
Мюллер Г. Диагенез и катагенез глинистых осадков И Диагенез и катагенез осадочных образований. М.: Мир, 1971. С. 122-164.
Наливкин Д.В. Об условиях образования древних немых толщ западного склона Южного Урала//Изв. ВГРО. 1931.Вып. 70. С. 1100-1103.
Наливкин Д.В. О геологическом строении Бакала И Тр. УралНИГРИ. За недра Урала. Свердловск, 1934. С. 101-111.
НаливкинДВ. Учение о фациях. М.;Л.: Изд-во АН СССР, 1956. Т. 1,2.
Неручев С. Г. Нефтепроизводящие свиты и миграция нефти. Л.: Недра, 1969.240 с.
Нет Л. Железорудные месторождения Югославии И Железорудные месторождения мира. Т. 2. М.: Изд-во иностр, лит., 1955. С. 275-306.
Нечипоренко Г.О., Бондаренко Г.П. Условия образования морских карбонатов. М.: Наука, 1984.133 с.
Обручев В.А. Рудные месторождения. Часть описательная. Изд. 2-е. М.: ОНТИ НКТП СССР, 1935.596 с.
Обручев В.А. Образование гор и рудных месторождений. М.: Изд-во АН СССР, 1942.199 с.
ОжигановаДД. Нижний рифей Западной Башкирии И Стратиграфия и литология верхнего докембрия и палеозоя Южного Урала и Приуралья. Уфа: Баш. фил. АН СССР. 1983. С. 33-39
Орлова М. Т. Акцессорные минералы древних немых толщ западного склона Южного Урала//Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер. 1960. Вып. 28. С. 31-43.
Павлов А.Л. О химизме образования сидерита гидротермальных месторождений И Геология и геофизика. 1964. № 4. С. 73-87.
ПарначевВ.П. Позднедокембрийские вулканогенно-осадочные комплексы Башкирского антиклинория // Доордовикская история Урала. I. Общие вопросы. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1980. С. 40-60.
ПарначевВ.П. О некоторых принципиальных вопросах рифейского осадконакопления на западном склоне Южного Урала (Башкирский меган-тиклинорий) И Геология и палеонтология Урала. Информ, мат. Свердловск, УНЦАН СССР, 1987. С. 68-71.
Парначев В.П. Магматизм и осадконакопление в позднедокембрийской истории Южного Урала: Автореф. дис.... докт. геол.-мин. наук. Свердловск: ИГиГ УрО АН СССР, 1987.33с.
ПатруновД.К. Современное карбонатообразование. М., 1976.99 с. (ВИНИТИ. Итоги науки и техники. Сер. Общая геология, Т. 7).
Петтиджон Ф. Д. Осадочные породы. М.: Недра, 1981.752 с.
249
Петров П.Ю. Модель морфогенеза строматолитов И Литология и полезные ископаемые. 1996. № 3. С. 258-269.
Писцов Ю.П. Сидериты березовского типа и условия их образования И Литология и полезные ископаемые. 1969. № 1. С. 32-51.
Попов В.В. Геологические условия экзогенно-гидротермального рудообразования. М.: Наука, 1980.248 с.
Поспелов Г.Л. Элементы геологического подобия нефтяных и флюидогенных рудных месторождений И Геология и геофизика. 1967. № 11. С.3-22.
Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма. Л.: 1980.152 с.
Пустовалов Л. В. Вторичные изменения осадочных горных пород и их геологическое значение И О вторичных изменениях осадочных пород. М.: Изд-во АН СССР, 1956. С. 3-52.
Пучков В.Н. Позднепротерозойские структуры Южного Урала. Ри-фей Северной Евразии. Геология. Общие проблемы стратиграфии. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. С. 127-141.
Пучков В.Н,, Серавкин И.Б., Салихов Д.Н и др. Важнейшие черты металлогении Южного Урала под углом зрения тектоники литосферных плит И Ежегодник-1995. Баш: фил. УрО РАН. Информ, мат. Уфа, 1996. С. 3-13.
Пэк СуПок, Ли СокРюр, Рю Чип Му. О некорых особенностях железорудных образований в Инрюльском месторождении И Чичвиль кво чири. 1973. Т.13, № 4. С. 4-10 (кор., рез. рус.).
Розен О.М. Пересчет химических анализов седиментогенных кристаллических сланцев на компоненты осадочной породы И Сов. геология. 1970. №7. С. 31-44.
Романовский С.И. Динамические режимы осадконакопления. Циклогенез. Л.: Недра, 1985.263 с.
Ротарь А.Ф. Строение и рудоносность машакской свиты рифея на Южном Урале И Изв. АН СССР. Сер. геол. 1975. № 6. С. 53-62.
РыкусМ.В. Метаморфизм и золоторудная минерализация в докембрийских отложениях Южного Урала И Горный вест. 1998. № 4. С. 58-64.
Савадский О.А. О поисках рудных месторождений в нефтегазоносных и нефтеносных районах//Сов. геология. 1977.№2.С. 104-111.
Сазонов В.Н. Метасоматиты рифейской березит-лиственитовой формации Урала И Докембрийские толщи Башкирского мегантиклинория на Урале и их металлогения. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 80-102.
Семихатов М.А, Методы расчленения и корреляции рифея: современная оценка И И Рйфей Северной Евразии. Геология. Общие проблемы
250
стратиграфии. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. С. 5-13.
Сергеев О.П. Стратиграфия бакальской свиты Уральского протерозоя // Материалы по региональной стратиграфии СССР. М.: Госгеолиздат, 1963. С. 45-54.
Сидоренко А.В., Борщевский Ю.А. Общие тенденции в эволюции изотопного состава карбонатов в докембрии и фанерозое И Докл АН СССР. 1977.Т.234,№4. С. 892-895.
СидоренковА.И, Литология саткинской свиты на Южном Урале (район Саткинских месторождений магнезитов): Автореф. дис.... канд. геол.-мин. наук. Свердловск, 1966.18 с.
СидоренковА.И. Геохимия отложений саткинской свиты на Южном Урале И Мат. по геологии и геохимии осадочных образований Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1971.С.3-28.
Смирнов Г.А. К истории тектонического развития Урала по данным литолого-фациальных исследований // Геотектоника. 1971. № 2. С. 29-37.
Смирнов Г.А. Развитие научных взглядов на динамику Уральской горной системы. Екатеринбург: УИФ “Наука”. 1992.293 с.
Смирнов В.И. Фактор времени в образовании стратиформных рудных месторождений //Геология рудных месторождений. 1970. № 6. С. 3-15.
Смирнов В.И, Геология полезных ископаемых. 3-е изд. М.: Недра, 1976.529 с
Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. 4-е изд.. М.: Недра, 1982.669 с.
Соболев И.Д. Геологическая карта Урала. М-б 1:1000000. М-во геологии СССР, 1971.
Соколов Б.А., Холодов В.Н. Флюидогенез и флюидодинамика осадочных бассейнов - новое направление геологии// Отечественная геология. 1993. № 11. С. 64-75.
Созинов Н.А. О сидеритах в отложениях позднего докембрия Кокче-тавского массива (Сев. Казахстан) И Литология и полезные ископаемые. 1975. №2. С. 104-107.
Сочава А.В. Атмосфера и гидросфера Земли в докембрии И Проблемы эволюции докембрийской литосферы. Л.: Наука, 1986. С. 116-125.
Сочава А.В., Подковыров В.Н., Фелицин С.Б. Позднедокембрийский этап эволюции состава терригенных пород И Стратиграфия. Геол, корреляция. 1994. Т. 2, №4. С. 3-21.
Справочник по геохимии / Под ред. ГВ. Войткевич, А.В. Кокин, А.Е. Мирошников, В.Г. Прохоров. М.: Недра, 1990.480 с.
251
Справочник по литологии / Под ред. Н.Б. Вассоевича, В.Л. Либрови-ча, Н.В. Логвиненко, В.И. Марченко. М.: Недра, 1983.509 с.
Справочное руководство по петрографии осадочных пород. Л.: Гос-топтехиздат, 1958. Т. 1.486 с.
Старостина З.М. Об условиях размещения сидеритовых руд во вмещающих породах Бакальских сидеритовых месторождений (Южный Урал) / /Изв. АН СССР. Сер. геол. 1959. № 7. С. 40-59.
Старостина З.М. Сидеритоносная формация рифея западного склона Южного Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1962.106 с.
Стащук М.Ф. Термодинамика и ее применение в литологии. М.: Наука, 1985.220 с.
Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Екатеринбург, 1993.
Стратотип рифея. Палеонтология и палеомагнетизм. М.: Наука, 1982. 176 с.
Стратотип рифея. Стратиграфия и геохронология. М.: Наука, 1983. 184 с.
Страхов Н.М. Доманиковая фация Южного Урала. М.: Изд-во АН СССР, 1939.122 с.
Страхов Н.М., Цветков А.И., О магнезите и его генезисе в осадочных породах//Зап. ВМО. 1944. Ч. 73, №4. С. 209-222.
Страхов Н.М. К познанию закономерностей и механизма морской седиментации. I. Черное море И Изв. АН СССР. Сер. геол. 1947. № 2. С. 49-90.
Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. М.: Изд-во АН СССР, 1960. Т.1.212 с. Т.2.574 с.
Сулъман А.М., Петрищева В.Г, Анфимов Л.В. Термографическое изучение вмещающих карбонатных пород Бакальской группы железорудных месторождений И Минералы горных пород и руд Урала. Сверловск: УНЦАНСССР, 1980. С.40-46.
Сулъман А.М., Берсенева Н.П. Рубидий и стронций в карбонатных породах бакальской свиты рифея на Южном Урале И Ежегодник-1981. ИГиГ УНЦАНСССР. Свердловск, 1982.С.81-82.
Тимесков В.А. Минералогия карбонатных руд и вмещающих их карбонатных пород Бакальского железорудного месторождения на Южном Урале. Казань: Изд-во Казан, ун-та, 1963.213 с.
Твенхофел В. Учение об образовании осадков. М.;Л.: ОНТИ, 1936. 916 с.
Тектоника Евразии (Объяснительная записка к Тектонической карте Евразии м-ба 1.5000000). М.: Наука, 1966.487 с.
252
Тимофеев П.П. Литологофациальный и формационный анализ угленосных отложений // Угленосные формации, угольные месторождения. (МГК, 23 сес. Докл. сов. геол. Пробл. 2.). М.: Наука, 1968. С. 12-25.
Тимофеев П.П. Геология и фации юрской угленосной формации Южной Сибири. М.: Наука, 1969.231 с.
Тимофеев П.П. Некоторые вопросы литолого-фациального анализа осадочных отложений И Проблемы литологии и геохимии осадочных пород и руд. М.: Наука, 1975. С. 182-190.
Тимофеева З.В. К вопросу о диагенезе карбонатных пород среднего карбона Донецкого бассейна И К познанию диагенеза осадков. М.: Изд-во АН СССР, 1959. С. 279-295.
Тимофеева З.В., Донцова Е.И., Кузнецова Л.Д. Изотопы кислорода и процессы сидеритообразования//Геохимия. 1976. № 10. С. 1462-1475.
Тимофеева З.В. Сидеритообразование в протерозое и позднем докембрии И Геохронология и проблемы рудообразования. М.: Наука, 1977. С. 112-117.
Тугаринов А.И., Бергман И.А., Гаврилова Л.К. Фациальная природа железистой формации Кривого Рога // Геология и генезис докембрийских железисто-кремнистых и марганцевых формаций мира. Киев: Наук, думка, 1972. С. 27-32.
Уилсон Д.Л. Карбонатные фации в геологической истории. М.: Недра, 1980.463 с.
УшаковН.А. Краткая характеристика руд и основные черты генезиса Бакальских сидеритовых месторождений //За недра Урала. Свердловск, 1934. С. 5-63.
Федорченко В.С. “Осадочные “сидериты в среднем отделе криворожской свиты, их роль в образовании железистых пород и некоторых типов богатых руд//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1956.№ 12. С. 69-81.
Феоктистов В.П., Иогансон, Неклюдов А.Г. Металлогения осадочных бассейнов. С.-Пб. Изд-во ВСЕГЕИ, 1997.72 с.
Филиппов В.А. Формационные комплексы Башкирского мегантиклинория и их металлогения // Докл. АН СССР. 1983. Т. 271, № 4. С. 935-938.
Филиппов В.А. Параллическая сидеритоносная и фосфатоносная формация докембрия западного склона Южного Урала И Докл. АН СССР. 1983. Т.268,№1. С. 158-162.
Фролов В. Т. Выделение литологических типов пород как метод выяснения генезиса терригенных отложений (на примере юрских угленосных отложений Дагестана)//Бюл.МОИП. 1960. №4. С. 139-140.
Фролов В. Т. Опыт и методика комплексных стратиграфо-литологи
253
ческих и палеогеографических исследований (на примере юрских отложений Дагестана). М.: Изд-во МГУ, 1965.180 с.
Фролов В.Т. Подводное выветривание и его роль в осадочном процессе //Бюл. МОИП. Отд. геол. 1979. Т. 54, вып.4. С. 146.
ФроловВ.Т. Генетическая типизация морских отложений. М.: Недра, 1983.233 с.
Фролов В.Т. Литология. Кн. 3.1995.352 с.
ХитаровНИ., Пугин В.А. Монтмориллонит в условиях повышенных температур и давлений И Геохимия. 1966. № 7. С. 790-795.
Холодов В.Н. Новое в познании катагенеза (И). Элизионный катагенез//Литология и полезные ископаемые. 1982. № 5. С. 15-32.
Холодов В.Н. Постседиментационные преобразования в элизионных бассейнах (на примере мезо-кайнозоя Вост. Предкавказья). М.: Наука, 1983. 152 с.
Холодов В.Н. Роль регионального катагенеза в формировании термальных газоводных растворов (к теории стратиформного рудообразования) И Генезис редкометальных и свинцово-цинковых стратиформных месторождений. М.: Наука, 1986. С. 6-28.
Холодов В.Н, НедумовР.И., К проблеме геохимии среднемиоценовых отложений Восточного Предкавказья И Литология и полезные ископаемые. 1979. № 3. С. 59-84.
Холодов В.Н. Соотношение осадконакопления и магматизма в докембрии// Литология и полезные ископаемые. 1989. № 3. С. 3-26. .
Хроменкова Д.П. К вопросу о фациальной изменчивости карбонатных руд и пород Рудничного месторождения на Бакале И Сов. геология. 1965. №11. С. 19-27.
Хроменкова Д.П. О некоторых особенностях текстур карбонатных пород Рудничного месторождения сидеритов на Бакале // Изв. вузов. Геол, и разв. 1967. №8. С. 49-56.
Чухров В. Ф. О внемагматической природе вещества некоторых руд / /Источники рудного вещества эндогенных месторождений. М.: Наука, 1976. С. 85-99.
ШвецовМ.С. Петрография осадочных пород. 3-е изд. М.: Госгеолте-хиздат, 1958.416 с.
Шерман М.Л. Горевское полиметаллическое месторождение // Геологические исследования в Красноярском крае и Тувинской АССР. Кызыл: Тув. кн. Изд-во, 1968. С. 32-39.
Штейнберг Д.С. Интрузивные формации // Геология СССР. Т. 12. Пермская, Свердловская, Челябинская и Курганская области. Ч. 1. Геол, опи
254
сание. М.: Недра, 1969. С. 537-684.
Штейнберг Д.С, Геологическая история Урала и петрология И Магматизм, метаморфизм и рудообразование в геологической истории Урала. Свердловск: УНЦАНСССР, 1974. С. 39-58.
Щеголев И.Н. Карбонаты железисто-кремнисто-сланцевой формации Курской магнитной аномалии И Геология, петрология и металлогения кристаллических образований Восточно-Европейской платформы. Т.2. М.: Недра, 1976. С. 219-222.
ЯницкийАЛ., Сергеев О.П. Бакальские железорудные месторождения и их генезис. М.: Изд-во АН СССР, 1962.112 с.
Япаскурт О.В. Литогенез и полезные ископаемые миогеосинклиналей. М.: Недра, 1992.224 с.
ЯсамановНА. Древние климаты Земли. Л.: Гидрометеоиздат, 1985. 294 с.
ВаиМ., Moeller В Rare earth element fractionation in metamorphogenic hydrothermal calcite, magnesite and siderite И Mineralogy and Petrology. 1992. Vol. 45. P. 231-346.
Berner R.A., Raiswell R. Burial of organic carbon and pyrite sulfur in sediments over Phanerozoic time: a new theory // Geodhim. Cosmochim. Acta. 1983. Vol. 47. P. 855-862.
Borch C.C., LockD.E., Schwebel D. Ground-water formation of dolomite in the Coorong region of South Australia // Geology. 1975. Vol. 3, N 5. P. 283-285.
Burst J.F. Diagenesis of Gulf Coast clayey sediments and its possible relation to petroleum migration // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull. 1969. Vol.53,Nl.
Donnelly Т.Н., Jackson MJ. Sedimentology and geochemistry of a midProterozoic lacustrine unit from nothem Australia // Sediment. Geol. 1988. Vol. 58. P. 145-169.
Drever J J. Magnesium-Iron Replacement in Clay Minerals in Anoxic Marine Sediments//Science. 1971. Vol. 172,N3990.P. 1334-1336.
FolkR.L. Practical petrographic classification of limestones //.Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geolog. 1959. V. 43, N1. P. 1-38.
Frimmel H. Strontium isotopic evidence for the origin of siderite, ankerite and magnesite mineralizations in the Eastern Alps // Mineral Deposita. 1988. Vol. 23. P. 268-275.
Ellmies R. The siderite deposit of Bakal - some genetic considerations/ / M.S. thesis Technical University Berlin. 1996.110 p.
Goldstein R.H., Reynolds T.J. Systematics of fluid inclusions in diagenetic minerals // SEPM. Short course. 1988. Vol. 31.159 p.
255
GrotzingerG, R, Ingersoll R, V. Proterozoic sedimentary basin // Shcopf J.W. and Klein C (Eds). The Proterozoic biosphere: a multidisciplinary study. Cambridge University Press, 1992. P. 47-50.
Kanasiewicz J. Poziom syderitowo-kaolinowy w osadach miocenskich niecki Zhytawskiej H Przegliad Geologiczny. 1987. N 8-9. P. 473-475.
Knoll A.H., Swett K. Carbonate deposition during the Late Proterozoic Era: an example from Spisbergen I I Amer. J. Sci. 1990. Vol. 290-A. P. 104-132.
Krupenin M. T. Iron deposits in Bashkirian meganticlinorium, South Urals, as a result of water-rock interaction at the Vendian tectonic stage И Water-Rock Interaction, Kharaka & Chudaev. 1995. Rotterdam: Balkema. P. 639-641.
Krupenin M. T„ Moeller P, Dulski P REE in fluorite and country rocks of Low Riphean (S. Urals) // J. of Goldschmidt Conference abstracts volume 1(1). Cambridge Publications. 1996. P. 336.
Lowe D.R, The Proterozoic sedimentary record // Schopf J.W., Klein C. (Eds.)// The Proterozoic biosphere: a multidisciplinary study. Cambridge University Press., 1992. P. 53-57.
Morteani G., Moeller R, Schley F. The rare earth element contents and the origin of the sparry magnesite mineralization of Tux-Lanersbach, Entachen Alm, Spiessnagel, and Hochfilzen, Austria, and the Lacustrine Magnesite Deposits of Aiani-Kozani, Greece, and Bela Stena, Yugoslavia // Economic Geology.* 1982. Vol. 77. P. 617-631.
Petraschek W,E, Problems of the age and plutonic affiliation of the siderite deposis of the Eastern Alps // Roches plutoniques rapp. gites miner. Paris, 1973. P. 399-403.
Powers M. C. Fluid-release mechanisms in compacting marine mudrocks and their importance in oil exploration И Amer. Assoc. Petrol. Geol: Bull. 1967. Vol. 51,N 7. P. 1240-1255.
Schulz Oskar, Sideritlages in den Paragneisen von Baren-Bach bei Huttenberg. Karuten. Carintia II, 1979.169/89. P. 37-57.
Thalmann F, Zur Eisenspatvererzung in der nordlichen Grauwackenzone am Beispiel des Erzberges bei Eisenerz und Radmer/Bucheck. Verh. Geol. B-A.Wien. Dezember, 1979.479-489.
Walker T.R. Formation of beds in modem and ancient deserts// Geolog. Soc. Amer. Bull. 1967. Vol. 78, N 3. P. 353-368.
Vaclay H, Uber die Eutstehungsgesch chichte metasomatischer Sideritlagerstatten in Westkarpaten (Tchechoslovakei) И Sb. Listred Ustavu geol. Odd geol. 1961.Bd.28.P. 497-522.
ZakrewskiM. Zloze sideritu i Ankeritu w Eiseners (Austria) 11 Przegliad Geologiczny. 1975. Vol. 23, N 8. P. 413. ,
256
ОГЛАВЛЕНИЕ
ВВЕДЕНИЕ..................................................3
Глава 1. КРАТКИЙ ОЧЕРК ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ РЕГИОНА ......................................................6
Глава 2. ФАЦИАЛЬНЫЙ СОСТАВ...............................30
2.1	Обзор литофациальных исследований....................30
2.2	Методика литолого-фациального изучения...............33
2.3	. Литологические типы пород..........................38
2.4	Краткая характеристика вещественного состава литологических типов пород....................................................50
2.5	Взаимоотношения карбонатных пород в разрезе бакальской свиты 	58
2.6	. Первичные (седиментогенные) признаки литологических типов пород .....................................................59
2.7	. Фации бакальского седиментационного бассейна.......73
Глава 3. ПАЛЕОГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ БАКАЛЬСКОГО ВРЕМЕНИ...............................111
3.1.	Фациальная изменчивость отложений..................111
3.2.	Закономерности строения разреза и эволюция условий седиментации 	137
3.3.	О палеогеографических условиях конца нижнего рифея на территории Волго-Уральской области.............................156
Глава 4. СООТНОШЕНИЕ КАРБОНАТНЫХ ОСАДОЧНЫХ ФАЦИЙ И СИДЕРИТОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ...............................163
4.1. Физико-химические условия седиментации.............165
4.2. О «сидеритовых» фациях и взаимоотношениях осадочных фаций и сидеритового оруденения на Бакале.......................168
Глава 5. ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ГЕНЕЗИСЕ СИДЕРИТОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ НА БАКАЛЬСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ....................181
5.1 О гипотезе осадочного сидеритообразования на Бакале.181
5.2 О механизме гидротермально-метасоматического элизионно-катагене-
тического сидеритообразования.......................194
ЗАКЛЮЧЕНИЕ..........................................234
Список литературы...................................239
Научное издание
Михаил Тихонович Крупенин
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ СИДЕРИТОНОСНОЙ БАКАЛЬСКОЙ СВИТЫ НИЖНЕГО РИФЕЯ (ЮЖНЫЙ УРАЛ)
Рекомендовано к изданию Ученым советом Института геологии и геохимии и НИСО Уральского отделения РАН
ЛР № 020764 от 29.04.98
Печатается в авторской редакции Технический редактор Е.М.Бородулина Корректор Л.А.Урядова Компьютерная верстка С.В.Колотова
НИСО УрО РАН N17(99)-169 Подписано в печать 12.03.99. Формат 60x84 1/16		
Печать офсетная Уч.-изд. л.	Гарнитура Таймс.	Усл. печ. л. 16,0	
	Тираж 200	Заказ 40.
Институт геологии и геохимии. Почтовый пер., 7		Екатеринбург, 620151,
Размножено с готового оригинал-макета в типографии УрО РАН. 620219, Екатеринбург, ГСП-169, ул. С. Ковалевской, 18.