Back Up Next

Глава 5. ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ГЕНЕЗИСЕ СИДЕРИТОВОГО ОРУДЕНЕНИЯ НА БАКАЛЬСКИХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ

        В настоящей главе проводится критический обзор существующих генетических представлений о сидеритообразовании в Бакальском рудном поле.

5. 1. О гипотезе осадочного сидеритообразования на Бакале

        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 сидеритонакопление 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.; Бургеля, 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.].

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 Эрцберг 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 30-е годы даже превышали запасы железных руд Бакала, оцененных в 150 млн. тонн). В настоящее время список подобных месторождений существенно расширен (Абаил в Казахстане, Березовское 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. Кроме того, существует большая группа сидеритовых залежей гнездообразной, штокообразной форм, 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 карбонатым 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. Наливкин усматривал стратиграфический контроль оруденения в приуроченности Бакальских сидеритовых месторождений и Зигазино-Комаровских железорудных месторождений, содержащих сидерит, к одному стратиграфическому уровню, якобы благоприятному для накопления карбоната железа. Однако, как было показано М.И. Гаранем [1939], Зигазино-Комаровские 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, а именно - 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. Заварицкий справедливо отмечал, что фации болот, приводимые Д.В. Наливкиным [1931], а также Н.А. Ушаковым [1934], в качестве примера сидеритообразования не соответствуют условиям накопления отложений Бакала. З.М. Старостиной [1959] была предложена фациальная схема смены осадков: глинистых, сидеритовых, доломитовых и известковых по латерали. 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 седиментогенные 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, прожилковая и др.).

        Литолого-фациальный контроль оруденения в Бакальском рудном поле был усмотрен В.А. Дунаевым [1983] в приуроченности зон оруденения к выявленным им конседиментационным 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 латерали отложением глинистых отложений или других карбонатных пород. Выполненный автором детальный литолого-фациальный анализ рудовмещающей толщи, показал отсутствие благоприятных для сидеритонакопления фациальных условий. Оруденение сечет и фациальные границы. Однако, при отсутствии фациального контроля на месторождении можно говорить о наличии литологического контроля оруденения. Он проявляется в приуроченности сидеритового оруденения преимущественно к карбонатным породам со строматолитовой 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, надшуйдинская 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 определенного 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 железонакопление 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 предзигальгинское 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. Яницкий 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 осадочном 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 90о 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 30о к оси керна). Таким образом, данный образец иллюстрирует типичный случай контакта сидеритовой залежи с зигальгинскими 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 этой зоне. 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 в березовской пачке на Шиханском месторождении [Крупенин, Шатило, 1985]. Позднее в этой точке рудного поля (шахта “Сидеритовая”) данное наблюдение повторено и в других пачах 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, послерудное 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 O2 в 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 (СО32-) сидерита, в то время как катион (Fe2+) мог быть как осадочным, так и привнесенным с гидротермальными растворами, заместившими катионы Са2+ и Mg2+. Закономерное изменение значений d 13С в доломитах (-0,4%о), сидеритах (-2,8%о), магнезитах (+1,7%о) 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 d 13С и d 18O, 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, 120о и 180оС [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 седиментогенном морском образовании не руд, а вмещающих пород.

        Вопрос о принципиальной возможности седиментогенного сидеритообразования ставится в литературе давно. Анализ геологических фактов свидетельствует, что в фанерозойских 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, 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, 1988), 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 объектам относится месторождение Радмер около местечка 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.

        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 отложений 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 [Тэнтон, 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]. 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 явились по физико-химическим параметрам 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 [Заварицкий, 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-Саткинского и Зигазино-Комаровского районов позволило А.Н. Заварицкому [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 Бакальских 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 Бакало-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 постмагматическими рудоносные флюиды. В восточной части района отложения саткинской и бакальской свит прорываются серией расслоенных габбро-гранитных интрузий позднедокембрийской базальт-липаритовой формации (по Д.С. Штейнбергу [1974]) - Маткальской и Копанской. 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 метасоматитов 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, Cu, Zn, Co, 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 конвергентны (т.е. быть следствием привноса растворами различного генезиса - как постмагматических, так и элизионных поровых растворов глинистых 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 исследований 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, халькопирит из сидеритовой залежи бакальской свиты имеют положительные значения d 34S от +4,2 до +41,0. Аналогичный разброс значений d 34S 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 привноса 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.

5. 2. 2. О концепции формирования гидротермально-метасоматических месторождений при участии захороненных седиментационных вод

        Точка зрения о гидротермально-метасоматическом рудообразовании 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) катагенетические 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 (катагенетического) рудообразования состоит в том, что в термодинамических условиях катагенеза, наступающих при значительном погружении осадочно-породных бассейнов (ОПБ), происходит мобилизация 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.), геологов-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 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 [Ломтадзе, 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 и 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 геохимических 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, B [Холодов, 1982]. Элизионный катагенез в тектонических впадинах сопровождается нефтеообразованием (отделение углеводородов нефтяного ряда из нефтематеринских свит и миграция в коллекторы-ловушки). С элизионными 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 стратиформных 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 во внешних миогеосинклинальных зонах Средиземноморского складчатого пояса. На территории СССР рудная минерализация подобного типа широко проявлена: крупнейшей в мире является Тянь-Шаньская провинция. 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 катагенетического элизионного рудообразования. 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 палеогидрогеологическая позиция: близкое пространственно-тектоническое соотношение с палеопрогибами, представлявшими собой крупные артезианские палеогидрогеологические бассейны в основном седиментогенных 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].

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, а также 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 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. Яницкого 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%, 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. 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 СO2 для 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 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 мг/л являются типичными, а иногда достигают и тысяч мг/л. 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 был 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 85-120о С. С дальнейшим повышением температуры интенсивность отделения межслоевых вод падает и, согласно экспериментальным данным, к 230о 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 250о С и давлении 250 г/см2. Сборные образцы измельченных пород обрабатывались в автоклаве в течение 3 суток в растворах, содержащих г/л: NaCl - 200, CaCl2 - 100, MgCl2 - 20 и подкисленных HCl до рН= 5. В результате была получена степень извлечения Fe, Mn - 40-60%, Co, Cu, Zn -25-40%, Al, Ti, Cr - 25%. В.В. 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 HCl водными растворами позволили Я.Н. Белевцеву с сотрудниками [1976] добиться при 300о 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 железо-магнезиальных карбонатов. Как экспериментально установлено И.Г. Киссиным и С.И. Пахомовым [1969], для сидерита этот процесс протекает при 75-80о С в присутствии тонкодисперсных магнезиальных алюмосиликатов (монтмориллонит). Таким образом, элизионные 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 слабо-кислую 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. Завадский [1977]. В дальнейшем эта идея получила плодотворное развитие в констатации и интерпретации парагенетической связи ряда стратиформных месторождений металлов (полиметаллов, железа, марганца, меди, ртути и ряда других) с нефтью [Горжевский и др., 1990 и др.]. В 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 прибортовой 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 палеогидрогеологического 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 конседиментационном прогибе. Это обеспечивало высокое сжатие 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 палеогидрогеологического 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]. Cледует упомянуть и о повышенной способности связанной воды к растворению ряда элементов, особенно в виде комплексных соединений с ковалентной связью, за счет “повышенной поверхностной температуры” и проявления “диссипативных” свойств [Блох, 1970 и др.].

        Можно провести приближенный расчет объемов элизионного 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 трети 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, катагенетические растворы могут составлять до половины объема современных уплотненных глинистых толщ. Масса глинистых пород в пределах рудного поля составляет 355х109 т [Крупенин, 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 460х109 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.

        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 3266х106 т [Анфимов и др., 1984]. Тогда содержание железа в гидротермальных растворах, учитывая объем элизионных вод 460х109 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 (рН <7) и отрицательный электрохимический потенциал. Перенос закисного железа в таких растворах мог осуществляться в виде хлорида закиси (FeCl2) или хлор-ацидокомплексов типа Na2(FeCl4) [Павлов, 1964]. Наличие комплексных соединений в процессе сидеритового метасоматоза подтверждается и характером распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) - преобладание группы тяжелых лантаноидов над легкими (La/Lu<1) в сидеритах [Крупенин, 1998]. Это резко отличает их и от метасоматических доломитов с распределением РЗЭ, типичным для образований, раскристаллизованных в среде ионных флюидов (La/Lu>1), и от вмещающих пелитоморфных известняков, с распределением РЗЭ, типичным для морских карбонатов. Кроме того, важную роль в переносе катионов при метасоматозе играл такой активный комплексообразователь, как гидрокарбонат-ион [Bau, 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 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 основным при катагенезе пород. Геотермический градиент на глубинах погружения 2-5 км создает температуры от 50 до 150оС. Установлено, что около сидеритовых рудных тел слюдистые минералы глинистых пород представлены смесью полиморфных модификаций 1М+2М1 мусковитового ряда, в то время как в периферических частях рудного поля обнаружены слюды с преобладанием модификации 2М1. Меньшая преобразованность слюд около сидеритовых залежей связывается со своеобразным “запечатыванием” околорудного пространства образующимся сидеритом для дальнейшей гидротермальной проработки и трансформации слюд до политипной модификации 2М1 [Демчук и др., 1997]. Комплексное изучение образцов из зоны контакта сидерита и доломита с помощью рентгеноструктурного, химического, электронномикроскопического 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 двустадийная 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 освобождению элизионных вод из порового пространства мощных глинистых пластов бакальской свиты, сохранявшихся в последних в процессе уплотнения и гидрослюдизации 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 сидеритизации в виде гнезд размером 1-3 мм. Гальки кварцитовидного песчаника из базальных конгломератов зигальгинской свиты практически не затронуты пятнистой сидеритизацией. 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 катагенетическими 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 катагенетического образования вторичной пористости и конформно-регенерационной структуры в зигальгинских песчаниках совпал по времени с метасоматическим сидеритообразованием [Крупенин, Эльмис, 1995; Крупенин, 1995]

        Термодинамические характеристики гидротермально-метасоматического процесса определяются составом околорудных глинистых минералов и свидетельствуют о температурах не выше 250-300о С и давлениях не выше 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-фанерозойской истории. А.П. Бояркиным [1982] для минералов Бакальского месторождения определен узкий интервал температур гомогенизации ГЖВ 90-120о С для руд и вмещающих пород. Исследованиями Л.В. Анфимова [1997] определено до четырех интервалов вскрытия микровключений (от 110- до 480о С) в карбонатных рудах с помощью декрепитации. Им же указаны возможные пределы давления газовой фазы (600-700 бар) и температуры гомогенизации (272-350о 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 100-130о 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, по Л.В. Анфимову, впервые предложившему механизм элизионно-катагенетического рудообразования, они образовались “в процессе саморазвития” осадочных толщ в литогенезе “в условиях рифейского 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 максимальной для Бакальских месторождений и достигает 350 м (данные Бакальской ГРП) вследствие интенсивной пликативной и дизъюнктивной тектоники. В других месторождениях на неподверженных выветриванию контактах образований зигальгинской свиты с сидеритовыми телами различных карбонатных пачек бакальской свиты (Центральный карьер, гаевская пачка; Восточно-Буландихинский карьер, верхнебакальская пачка; Сидеритовый карьер и шахта “Сидеритовая”, шиханская пачка) окисных и гидроокисных руд не наблюдается. Более того, в зоне контакта сидеритов со “сланцами перемыва”, 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 рифейских 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 факторы, 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 мегантиклинории, - щегровицкий, чувальский в Кваркушско-Каменогорском мегантиклинории). Предвендский подъем территории востока Русской платформы связывается с инверсией тектонического режима и проявлением вендского этапа рифтогенеза [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 900-950 млн лет 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 K-Ar возраста тонкодисперсных слюд мусковитового ряда из околорудных глинистых сланцев в Бакальском рудном поле и Туканском 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 лиственитизации 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 (серебрянской 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-венда 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 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-сидеритовые залежи (Бакальские сидеритовые и Туканские анкеритовые); при высачивании 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 рудопроявления. 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 изохимическую систему, в которой, под действием внешних источников тепла и тектонических деформаций, произошло перераспределение вещества, что привело, в частности, к рудообразованию.

        Бакальское месторождение сидеритов относится к классу гидротермально-метасоматических. Поэтому не исключена возможность рассмотрения ряда других сидеритовых месторождений этого класса с позиций элизионно-катагенетического рудообразования.

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. Объяснение этому, видимо, в том, 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 катавская, инзерская, миньярская свиты каратавия.

        К нижней части саткинской свиты (нижнекусинская подсвита) приурочено Ахтенское месторождение сидеритов [Пащенко, 1957] с запасами более 10 млн. тонн. В разрезе месторождения стратиграфически ниже доломитов нижнекусинской подсвиты располагается толща глинистых сланцев верхов айской свиты мощностью 1200 м [Стратотип рифея, 1983]. Рудные тела локализуются в проницаемой приразломной части 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 лапыштинской подсвитой суранской свиты на контакте с вышележащей юшинской свитой песчано-сланцевого состава.

        В разрезе юрматиния карбонатно-терригенный состав имеет авзянская свита. Также, как и бакальская свита, она завершает разрез седиментационного цикла. Выделяются 6 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 подсвиты, 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 элизионных 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 представлена 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 карбонаты укской свиты, расположенные под экраном псаммитовых образований ашинской серии на склонах палеопрогибов могут быть перспективны на оруденение элизионно-катагенетического типа - полиметаллического и железомагнезиального профиля. В образованиях укской свиты, завершающей в Башкирском мегантиклинории разрез верхнего рифея, известен ряд железопроявлений, в том числе песчаники на гидрогетитовом цементе и прослои гематита в кварцево-глауконитовых песчаниках. Радиометрический возраст глауконитсодержащих 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 элизионно-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 фактором, определившим места и масштабы элизионно-катагенетического рудообразования и проявилась в создании палеогидрогеологических 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 (мезо-кайнозойские месторождения Керченского полуострова, Аятское и Лисаковское в Зауралье, бассейн Лотарингия в ФРГ и другие); 2) диагенетическую конкреционную сидеритовую в терригенно-глинистых и угленосных толщах (ааленские 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 параллическими 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 палеогидрогеологического бассейна и разгрузкой его в грубообломочных карбонатных породах; 5) гидротермально-метасоматическую сидеритовую. К последней группе относятся и Бакальские 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, Заккар и Бу-Кхара в Алжире, Джерисса в Тунисе, Рудняны и Тршинец 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 другие. Все они имеют ряд сходных черт, признаков, позволяющих их рассматривать в одной генетической группе.

        К этим признакам относятся: 1) сидеритовый 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 млн. 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-Атласский 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 расматриваемых месторождений отнесены к Средиземноморскому и Западно-Европейскому металлогеническим 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 готландских известняках, 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 гранитоидов, 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 месторождений. 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, Предкарпатского), 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 элизионно-катагенетических процессов в карбонатно-терригенных толщах этого региона может привести к признанию неювениальной 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 процессе, а также, видимо, 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 месторождений уже предпринимаются [Schulz, 1979; Frimmel, 1988] и представляются перспективными.

        По-видимому, к отдельной подгруппе относятся слабо изученные пластообразные залежи сидерита и анкерит-сидеритовых, 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. Созиновым [1975] как седиментогенные, для нижнепротерозойских отложений курской серии И.Н. Щеголевым [1976] как седиментогенно-диагенетические, а также, вероятно, сидеритовые месторождения в докембрийских породах из района озера 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 CO2 при достаточном количестве необходимых элементов.