Значительный объем принципиально новой информации по условиям формирования осадочных ассоциаций типового разреза рифея был получен в 80-90-е гг. в результате петро- и геохимических исследований, а также изучения состава песчаников.
3.1. Петрографический состав песчаников стратотипического разреза рифея и его генетическая интерпретация
Классической работой по составу псаммитов эталона рифея является монография А.И. Олли, увидевшая свет в 1948 г. В ней была дана характеристика как обломочного каркаса псаммитов, так и приведены достаточно полные сведения об акцессорных минералах и цементе пород. Кратко резюмировать все приведенные автором материалы невозможно вследствие той тщательности и подробности, с которыми подошел А.И. Олли к описанию песчаников “древних свит Горной Башкирии”. Особо следует подчеркнуть, что петрографические данные автора о псаммитах каратауской и ашинской серий и до настоящего времени являются своеобразным эталоном.
В последующем, почти до середины 80-х гг., изучение состава песчаников типового разреза рифея не выходило в основном за рамки геолого-съемочных отчетов. Генетические построения по песчаникам практически отсутствовали.
В то же время, в эти годы было показано, что для реконструкции геологической истории осадочных бассейнов континентального блока наиболее информативным типом пород являются именно песчаники [Страхов, 1963; Шутов, 1967; Граувакки, 1972; Петтиджон и др., 1976; Логвиненко, 1984; Коссовская, Тучкова, 1988]. В этой связи параллельно с реконструкцией обстановок осадконакопления в конце 70-х гг. были начаты работы по изучению псаммитов рифея Башкирского мегантиклинория [Маслов, 1982, 1983, 1988, 1990], позволившие получить ряд принципиально новых данных.
В разрезе рифея Башкирского мегантиклинория развиты различные типы песчаников: полимиктовые (граувакко-аркозы, аркозы, субаркозы, реже полевошпато-кварцевые граувакки), олигомиктовые (полевошпато-кварцевые) и мономиктовые (кварцевые). Аркозовые, субаркозовые и олигомиктовые песчаники характерны для базальных горизонтов бурзянской и каратауской серий. В основании юрматинской серии среднего рифея (машакский уровень) преобладают кварцевые и полевошпато-кварцевые песчаники, в подчиненном количестве присутствуют граувакковые разности. Средние и верхние горизонты бурзянской и юрматинской серий слагаются преимущественно песчаниками олигомиктового состава, чередующимися с алевролитами и глинистыми сланцами; менее развиты здесь мономинеральные кварцевые песчаники. Исключением является зигальгинский уровень среднего рифея, основную роль на котором играют мощные монотонные последовательности экстракварцевых песчаников (содержание обломочного кварца до 96-98%); сходные по составу и условиям образования псаммиты известны и на верхнерифейском лемезинском уровне. На средних уровнях каратауской серии преобладают субаркозовые, полевошпато-кварцевые песчаники (часто с глауконитом) в чередовании с алевролитами, глинистыми сланцами и аргиллитами. Разрез каратауской серии завершает укская свита, в нижней части которой развиты монотонные пачки кварцевых и литокласто-кварцевых песчаников и пакеты переслаивания их с другими типами пород.
В процессе исследований 1980-90-х гг. особое внимание было обращено на изучение и анализ материалов по песчаникам базальных горизонтов седиментационных серий эталонного разреза, представляющих наиболее информативные объекты для реконструкции состава источников сноса и всего комплекса вопросов рифейского седиментогенеза, их минералого-петрографическому и петрохимическому составу.
В разрезах айской свиты нижнего рифея песчаники и тесно связанные с ними гравелиты и конгломераты характерны для трех нижних подсвит - навышской, липовской и чудинской. Содержания основных породообразующих компонентов в каркасе песчаников варьируют в широких пределах: количество зерен кварца составляет от 50 до 95%, полевых шпатов - от 1-3 до почти 50% (в псаммитах навышской и липовской подсвит среди полевых шпатов преобладают калиевые разновидности; в разрезах вышележащей чудинской подсвиты песчаники заметно обогащены плагиоклазами, количество которых нередко достигает 50% от общего числа зерен полевых шпатов), обломков пород от 1-2 до 15, редко 25%.
На диаграмме В.Д. Шутова в координатах “кварц-полевые шпаты-обломки пород” фигуративные точки составов песчаников айской свиты тяготеют к собственно аркозовому и полевошпато-кварцевому классификационным полям; общий контур их распределения ориентирован параллельно правой стороне треугольника, что предполагает формирование рассматриваемой ассоциации в условиях гумидного или близкого к нему климата [Граувакки, 1972; Шутов, 1967, 1975].
Основными породообразующими компонентами средне- и крупнозернистых песчаников базальных горизонтов навышской подсвиты являются кварц, калиевые полевые шпаты и единичные фрагменты плагиоклазов, обломки пород. Последние представлены микрокварцитами различных структурных типов, зернами гранулированного и, редко, полицикличного кварца и слюдистыми породами. Гальки в ассоциирующих с песчаниками конгломератах представлены кварцитами, кварцевыми и полевошпато-кварцевыми песчаниками кварцитовидного облика, кварцито-песчаниками и фрагментами кислых магматических (субвулканических?) пород. В бассейне р.Навыш и окрестностях горы Малый Миасс, состав обломков в конгломератах заметно меняется. По данным В.И. Петрова и др. (неопубликованный отчет ПГО “Уралгеология”, 1975 г.) [Ленных, Петров, 1974, 1978], здесь преобладают фрагменты бластомилонитов, двуполевошпатовые мигматиты, кварциты и амфиболовые гранитоиды, сходные с породами прилежащих районов Тараташского массива.
Суммируя различные данные, можно считать, что в самом начале раннего рифея, в навышское “время”, размыву подвергались три основные ассоциации пород [Маслов, 1990]: 1) в различной степени метаморфизованные образования тараташского комплекса; 2) слабометаморфизованные осадочные и осадочно-метаморфические породы и 3) изверженные образования. Данные Л.В. Анфимова [1997; Анфимов и др., 1995], основанные на сопоставлении обломочного кварца песчаников эталонного разреза рифея с кварцем кристаллических пород тараташского комплекса и галек псаммитов и кварцитов из горизонтов конгломератов, позволяют предполагать, что определенную роль в питании седиментационного бассейна начала рифея играли также осадочные и осадочно-метаморфические образования нижнего протерозоя.
Более высокие уровни айской свиты (липовская подсвита) представлены аркозовыми и субаркозовыми песчаниками. Основными компонентами каркаса псаммитов здесь являются монокристаллический кварц, калиевые полевые шпаты, единичные зерна плагиоклазов. Среди фрагментов пород распознаются микрокварциты, слюдистые породы, зерна гранулированного и поликристаллического кварца. Конгломераты данного уровня сложены микроклиновыми гранитами, кварцевыми порфирами, железистыми кварцитами и измененными основными эффузивами. Так же как и в случае навышской подсвиты состав галек заметно варьирует по простиранию Тараташского массива. Анализ состава каркаса песчаников и галек конгломератов позволяет предполагать, что в липовское “время” размыв почти не затрагивал архей-нижнепротерозойские образования. Основными источниками кластогенного материала являлись слабометаморфизованные осадочные толщи и магматические комплексы кислого состава [Маслов, 1990].
Песчаники чудинского уровня заметно отличаются от описанных выше присутствием в каркасе плагиоклазов (до 30-50% от общего числа зерен полевых шпатов). Обломки пород представлены слюдистыми сланцами, микрокварцитами, зернами поликристаллического, полициклического и гранулированного кварца; наблюдаются также сростки кварца и плагиоклазов. Данный уровень так же характеризуется значительными вариациями состава конгломератов от разреза к разрезу [Маслов, 1990]. По-видимому, достаточно широкий спектр обломков пород и значительные вариации состава конгломератов и песчаников по периферии Тараташского выступа указывают на “точечный”, локальный характер источников сноса и короткие пути миграции кластики.
Формирование нижнерифейского аркозового комплекса (навышская, липовская и чудинская подсвиты) было связано, таким образом, с быстрым компенсированным заполнением бассейна седиментации в условиях достаточно активного тектонического режима, на что указывают значительная изменчивость строения трех нижних подсвит айской свиты от разреза к разрезу [Ленных, Петров, 1974, 1978; Геология и палеогеография..., 1977; Нижний рифей..., 1989; Парначев и др., 1990; Маслов, Крупенин, 1991], присутствие нескольких уровней внутриформационных конгломератов и наличие многочисленных поверхностей размывов. Палеогеографические обстановки накопления осадков начала айского “времени” были весьма пестрыми и быстро менялись как вглубь палеобассейна, так и вдоль его берегов. Климат этой эпохи имел, вероятно, некоторые черты сходства с гумидным; на это указывает ориентировка поля составов песчаников на диаграмме В.Д. Шутова и данные литолого-геохимических исследований. Источниками обломочного материала для аркозовых накоплений навышско-чудинского уровня являлись различные по составу и степени метаморфизма, комплексы фундамента и раннепротерозойского осадочно-метаморфического проточехла. Совокупность подобных условий способствовала появлению достаточно контрастных петрографических ассоциаций и общему сравнительно невысокому вызреванию обломочного материала при быстрой, возможно, моноциклической седиментации и коротких путях миграции кластики.
В разрезах машакской свиты среднего рифея основную роль играют кварцевые и олигомиктовые полевошпато- и литокласто-кварцевые кварцитовидные песчаники и кварцито-песчаники [Ротарь, 1976; Парначев и др., 1986; Маслов, 1995]. Наряду с зернами кварца и, редко, полевых шпатов, в каркасе песчаников наблюдаются фрагменты алевролитов, микрокварцитов, “зеленых” сланцев, гематитизированные обломки основных вулканитов и, предположительно, карбонатных пород.
Многочисленные пласты и линзы конгломератов в разрезах машакской свиты слагаются бедной гаммой обломков. По данным П.Н. Швецова [1974], А.Ф. Ротаря [1976], В.П. Парначева и др. [1986] и нашим наблюдениям, среди них преимущественным развитием пользуются гальки серых, розовато-серых и зеленовато-серых кварцито-песчаников; в конгломератах из нижних подсвит иногда можно видеть обломки филлитовидных сланцев, сходных с теми, что типичны для подстилающей юшинской свиты нижнего рифея. В виде единичных фрагментов присутствуют также железистые кварцито-песчаники и песчанико-кварциты, обломки измененных (хлоритиризованных и эпидотизированных) основных эффузивов и близкие к аркозовым кварцито-песчаники. Последние, наряду с фрагментами эффузивов, более типичны для средних и верхних уровней машакской свиты [Ротарь, 1976]. Совокупность этих данных, включая материалы минералогического изучения проб-протолочек [Ротару, 1983], позволяет предполагать поступление обломочного материала из двух источников: 1) осадочных и осадочно-метаморфических комплексов (в т.ч. пород юшинской свиты) и 2) относительно высокометаморфизованных образований.
Базальные уровни верхнего рифея (бирьянская подсвита зильмердакской свиты) представлены розовато- и зеленовато-серыми аркозовыми, субаркозовыми и полевошпато-кварцевыми крупно- и среднезернистыми песчаниками, а также красно-бурыми алевролитами и мелкозернистыми песчаниками. Ограниченное распространение в разрезах подсвиты имеют мелкогалечниковые конгломераты и гравелиты. В каркасе псаммитов содержится довольно широкий спектр обломков пород, что позволяет, в комплексе с данными по акцессорным минералам реконструировать, с достаточно высокой степенью вероятности, состав источников сноса.
На диаграмме В.Д. Шутова фигуративные точки составов среднезернистых песчаников бирьянской подсвиты образуют поле, тяготеющее к верхней части треугольника (см. рис. 22). Содержание кварца варьирует от 55 до 95%, обломков пород и полевых шпатов составляет, соответственно, от 2 до 30 и от 1-2 до 35%. В разрезах данного уровня стратотипа мы имеем дело со сложной гаммой аркозов и продуктов их вызревания - мезомиктовыми и полевошпато-кварцевыми песчаниками. Это достаточно хорошо просматривается при осреднении числа фигуративных точек песчаников по центрам классификационных полей диаграммы SiO2-(Na2O-)-(FeO2-) В.Н. Шванова [1987], но особенно отчетливо выражено на “основной диаграмме” А.Г. Коссовской и М.И. Тучковой [1988], где фигуративные точки псаммитов бирьянской подсвиты зильмердакской свиты концентрируются преимущественно в поле кварцевых песчаников.
Основные компоненты каркаса песчаников бирьянской подсвиты могут быть отнесены к трем группам. Первая объединяет зерна монокристаллического кварца с включениями полевых шпатов, циркона, апатита, биотита, мусковита и рутила, калиевыми полевыми шпатами; к ней также относятся изредко наблюдаемые в шлифах сростки кварца и плагиоклаза или калиевого полевого шпата. Формирование обломков данной группы связано с разрушением полнокристаллических пород, преимущественно кислого состава. Вторая группа объединяет микрокварциты различных структурных типов, кварцевые песчаники с крустификационным кварцевым цементом, кварцевые и полевошпато-кварцевые алевролиты, слюдистые и слюдисто-кварцевые сланцы, зерна гранулированного и поликристаллического кварца, а также фрагменты полициклического кварца с реликтами каемок регенерации. Обломки рассматриваемой группы формировались как за счет субсинхронного перемыва отложений бирьянской подсвиты, так и разрушения более древних осадочно-метаморфических пород. Третья группа обломков включает микропегматиты, фрагменты микропертитовой структуры и основной массы кислых эффузивов [Маслов, 1983, 1990].
Гальки конгломератов из разрезов бирьянской подсвиты представлены следующими типами пород: кварцевыми, полевошпато-кварцевыми и граувакково-аркозовыми песчаниками с конформно-регенерационной структурой, весьма похожими на вмещающие их образования, кварцевыми песчаниками с крустификационным кварцевым цементом, микрокварцитами, песчанико-кварцитами, кварцито-песчаниками и кварцитами; изредко наблюдаются гальки окварцованных кислых эффузивов.
Анализ вариаций состава песчаников и галек конгломератов в разрезах бирьянского уровня всего Башкирского мегантиклинория показал, что от разреза к разрезу набор основных компонентов каркаса псаммитов, испытывая небольшие вариации, сохраняется практически неизменным на протяжении почти 300 км вдоль регионального палеосклона.
Верхнерифейский аркозовый комплекс формировался, таким образом, при умеренном (вялом, в понимании В.Д. Шутова [Граувакки, 1972]) тектоническом режиме. По сравнению с базальными горизонтами нижнего и (особенно!) среднего рифея, роль конгломератов в его разрезах заметно меньше [Маслов, 1985, 1990]. Накопление псаммитов бирьянского уровня происходило в обстановке широкой многорукавной разветвленной аллювиально-дельтовой системы [Акимова, 1964; 1966; Геология и палеогеография..., 1977; Карта докембрийских..., 1983; Маслов, 1985, 1988] при относительно выдержанном на значительных расстояниях и площади распределении ландшафтных зон. Ряд компонентов каркаса песчаников, входящих в состав верхнерифейского аркозового комплекса, несет отчетливые следы неоднократного перемыва осадков, т.е. полицикличной седиментации.
Вопрос о конкретных областях сноса, служивших источниками громадного объема аркозовой кластики в начале позднего рифея, по-видимому, так и не найдет удовлетворительного разрешения [Маслов, 1990]. Геолого-геофизические данные о составе пород восточного сегмента фундамента Восточно-Европейской платформы в пределах Жигулевско-Пугачевского, Мензелинского и Красноуфимского массивов [Геолого-петрографическая..., 1976] указывают на широкое распространение по периферии Камско-Бельского и Серноводско-Абдуллинского прогибов преимущественно базитовых комплексов пород. Совместно с базитами на Мензелинском массиве встречаются небольшие тела плагиомикроклиновых гранитов нижнего протерозоя, архейско-нижнепротерозойских основных и ультраосновных пород, а также биотитовые плагиогнейсы, гранитогнейсы и мигматиты архея. В пределах Жигулевско-Пугачевского блока наряду с базитовыми комплексами архея, представленными биотит-амфиболовыми, амфибол-биотитовыми, амфиболовыми, пироксеновыми и двупироксеновыми гнейсами, высокоглиноземистыми гнейсами и другими подобными типами пород, присутствуют многочисленные мелкие массивы габброидов, габбро-норитов, пироксенитов и перидотитов. Единственной зоной по периферии Камско-Бельского авлакогена, где по геофизическим данным можно предполагать наличие преимущественно гранитоидного комплекса пород, является Красноуфимский массив. Однако, учитывая данные Г.Н. Акимовой [1966] о направлении сноса обломочного материала в бирьянское “время”, рассматривать его в качестве основного источника кластики, по-видимому, нельзя. Следует, вероятно, признать, что породы, служившие источниками обломочного материала для псаммитов базальных горизонтов верхнего рифея, полностью эродированы либо в течение позднего рифея, либо несколько позже.
А.А. Краснобаевым [1973] были получены интересные материалы о типах и возрасте обломочных цирконов в песчаниках рифея Башкирского мегантиклинория. По его данным, в отложениях айской свиты встречаются реликтовые цирконы с возрастами от 1,6 до 2,2 млрд. лет; часть их имеет источником несомненно Тараташский массив. Хорошая окатанность всех зерен цирконов указывает на значительный перерыв между временем накопления осадочных ассоциаций базальных уровней рифея и завершающими этапами формирования пород тараташского комплекса. В песчаниках зигальгинской свиты среднего рифея также установлено присутствие нескольких разновидностей реликтовых цирконов. Песчаники зильмердакской свиты содержат реликтовые цирконы с возрастами от 2,2 до 1,1 млрд. лет, источниками которых выступали как породы тараташского комплекса, так и гранитоиды более молодые массивы гранитоидов (типа Рябиновского и Бердяушского; возраст цироконов в которых составляет порядка 1,4 млрд. лет). А.А. Краснобаев отмечает также присутствие цирконов с возрастом 1,1± 0,1 млрд. лет, источник которых остался неясным. Установлено, что вверх по разрезу рифея БМА количество реликтовых цирконов постепенно снижается, тогда как растет процент менее окатанных “молодых” их зерен. В качестве основных источников реликтовых цирконов для нижнерифейских осадочных ассоциаций А.А. Краснобаев рассматривает метаморфические дорифейские комплексы, а для отложений каратауской серии - кислые эффузивы рифейского возраста.
Состав песчаников отражает формирование их за счет различных типов источников сноса, обусловленных тем или иным геодинамическим режимом [Маркевич, 1985, Маркевич и др., 1987; Коссовская, Тучкова, 1988; Dickinson et al., 1983; Dickinson, Suczec, 1979; Bhatia, 1983; Dickinson et al., 1986; Maynard et al., 1982; Valloni, Maynard, 1981].
Как показали исследования В. Дикинсона и К. Сьюзека [Dickinson, Suczec, 1979] и ряда других авторов, составы пород песчаниковых ассоциаций, образованных за счет размыва различных типов питающих провинций, контролировавшихся определенной тектонической обстановкой, группируются на диаграммах QFL и QmFLt в виде дискретных полей (здесь: Q - кварц, F- обломки полевых шпатов, L - общее число фрагментов пород, Qm - монокристаллический кварц, Lt - лититовые фрагменты). Это позволяет в определенной мере реконструировать типы источников сноса, сопоставляя петрографические параметры древних песчаниковых ассоциаций с параметрами каркаса псаммитов современных “модельных” геодинамических обстановок. Исследования подобного рода, посвященные рассмотрению основных черт формирования как мезо-кайнозойских, так и палеозойских песчаниковых ассоциаций достаточно хорошо известны в геологической литературе, для эталонного разреза рифея работы такого плана до середины 90-х гг. не проводились.
В целях реконструкции характера источников сноса был предпринят количественный анализ составов основных породообразующих компонентов песчаников практически всех терригенных уровней стратотипа и использована диаграмма QmFLt. Это позволило выявить несколько типов распределения фигуративных точек составов псаммитов [Маслов, 1995б]. Первый из них характерен для псаммитов нижне- и верхнерифейского аркозовых комплексов. Фигуративные точки составов песчаников этих уровней эталона рифея группируются в основном в полях I и II диаграммы QmFLt. Формирование их происходило, по-видимому, за счет размыва внутренних частей кратона (типа стабильных шельфов или платформ) и “переходных” его зон. Ко второму типу могут быть отнесены псаммиты большеинзерской, юшинской, зигазино-комаровской и авзянской свит и, отчасти лемезинской подсвиты зильмердакской свиты, характеризующиеся сосредоточением фигуративных точек почти исключительно в поле I, с тяготением к стороне QmF. Это преимущественно кварцевые песчаники с небольшим количеством полевых шпатов и близкие к ним по составу экстракварцевые разности (зигальгинский уровень среднего рифея, лемезинский уровень верхнего рифея), формирование которых было связано как с размывом значительно выположенных зон кратонов, подвергшихся интенсивному химическому выветриванию, так и, предположительно, крупных зон (областей, блоков) с преобладающим распространением кварцитов и/или иных кварцсодержащих (или преимущественно кварцевых) пород. Существенную роль при этом играло и неоднократное переотложение обломочного материала в прибрежных и мелководно-морских обстановках относительно стабильных континентальных шельфов. Третий тип распределения точек составов песчаников характерен для машакского уровня юрматиния, а также бедерышинского и инзерского уровней верхнего рифея. Псаммиты трех этих уровней группируются в полях I и IV, что указывает на вовлечение в размыв минералогически зрелых осадочных и осадочно-метаморфических пород из рециклированных орогенов.
Исходя из приведенных материалов можно предполагать, что основными типами источников сноса для псаммитовых ассоциаций эталона рифея являлись континентальные блоки и рециклированные орогены.
Рассматривая характер изменения соотношений наиболее крупных классов источников сноса в процессе формирования песчаниковых ассоциаций типового разреза рифея, следует отметить определенную схожесть бурзянской и юрматинской серий. Образование песчаниковых последовательностей базальных уровней бурзяния и юрматиния происходило за счет размыва кристаллических пород внутренних зон Восточно-Европейской платформы, осадочно-метаморфических комплексов раннего протерозоя и осадочных пород рифея. Последнее наиболее типично, по-видимому, для машакского уровня, одним из источников питания которого были терригенные толщи нижнего рифея. На средних и поздних стадиях эволюции ранне- и среднерифейского бассейнов седиментации в область осадконакопления поступала более зрелая кластика. Верхнерифейские ассоциации псаммитов имеют, напротив, в целом менее зрелый, в минералогическом отношении, состав. В качестве основных источников сноса для них в течении всего позднего рифея выступали, по-видимому, как внутренние зоны кратона, так и области типа рециклированных орогенов. Наряду с палеогеографическими и петрохимическими данными это свидетельствует, по всей видимости, в пользу предположения о постепенном усложнении с течением времени общей схемы минерального питания бассейнов седиментации рифея западного склона Южного Урала и вовлечении в размыв все более гетерогенных по составу зон [Маслов, 1997а].
Иных представлений на генезис обломочного материала, поступавшего в бассейны осадконакопления, существовавшие на юго-востоке Восточно-Европейской платформы в рифее, придерживается Л.В. Анфимов. Сравнительное изучение плотности зерен кварца из гнейсов, мигматитов, кварцитов и гранитов тараташского комплекса, галек песчаников и кварцитов конгломератов различных уровней типового разреза рифея и песчаников базальных свит, выполненное Л.В. Анфимовым [1997 и др.], показало, что породы двух последних групп отличаются по данному параметру от кристаллических пород. По мнению Л.В. Анфимова, это позволяет прийти к выводу о том, что “... песчаники и кварциты из обломков рифейских конгломератов по возрасту дорифейские и послетараташские, представляют собой породы размываемого в рифее нижнепротерозойского чехла Русской платформы, который на востоке практически уничтожен эрозией”. Автор считает, что какая-то часть кварца поступала в осадки и за счет прямого размыва пород кристаллического фундамента, однако роль такого кварца “... была резко подчиненной и поэтому не проявилась на интегральных графиках структур плотностного состава”.
3.3. Петрохимия песчаников типа рифея
В середине 80-х гг. в изучении песчаных ассоциаций наметился крен в сторону генетической интерпретации не только петрографического, но и химического состава псаммитов, т.к. последний дает более точную, по сравнению с модальным петрографическим анализом, информацию об условиях формирования псаммитов. Однако при этом теряется информация “структурного плана” [Johnsson, 1993], часто также представляющая достаточно большой интерес для исследователей. В то же время, для первых, наиболее общих, сопоставлений подобный подход вполне приемлем, тем более, что он дает возможность установить некоторые тенденции в “эволюции составов пород с течением времени” не “привязывая” жестко рассматриваемые поля к классификационным полям диаграмм [Гареев, Маслов, 1992].
Анализ петрохимии псаммитов позволяет, во-первых, более точно проводить их классификацию. Так, основная масса точек составов псаммитов айской свиты на петрохимической диаграмме А.Г. Коссовской и М.И. Тучковой [1988] в координатах SiO2-(Al2O3+CaO+Na2O+K2O)-(Fe2O3+FeO+Mg+MnO+TiO2) концентрируется в “главном” поле полимиктовых песчаников и только некоторые из них тяготеют к полям кварцевых и олигомиктовых разностей, что обусловлено общим невысоким вызреванием кластики, пестрым спектром размывавшихся в начале раннего рифея пород и относительно низкой общей структурной зрелостью аркозов [Маслов, 1990].
Во-вторых, у исследователей появляется дополнительный инструмент для реконструкции источников сноса. Это хорошо видно на примере приведенных выше данных о составе псаммитов айской и зильмердакской свит. Минералого-петрографическое изучение песчаников указанных подразделений нижнего и верхнего рифея показало, что материнскими породами для них являлись в основном гнейсы и гранито-гнейсы и, в какой-то мере осадочные и осадочно-метаморфические образования, а в качестве второстепенных источников - основные и ультраосновные породы. Об этом же недвусмысленно свидетельствуют и петрохимические параметры песчаников рассматриваемых уровней. Так, на диаграммах АМ и АF А.Г. Коссовской и М.И. Тучковой [1988] отчетливо видно, что формирование песчаниковых ассоциаций айской и зильмердакской свит происходило в основном в результате разрушения комплекса кислых изверженных и вулканических пород. То, что количество основных и ультраосновных пород в области сноса было незначительным, показывает ориентировка полей составов псаммитов, “берущих начало” в области параметров А и М, характерной для гранитов и липарито-дацитов.
Использование дискриминантных петрохимических диаграмм, построенных по данным о химическом составе песчаниковых ассоциаций из известных геодинамических обстановок, с определенной долей успеха позволяет решать “обратную задачу” - реконструкцию возможных обстановок формирования псаммитов или верифицировать модели, основанные на других критериях. Например, на диаграмме Дж. Мейнарда и др. [Meynard et al., 1982] в координатах (SiO2/Al2O3)-(K2O/Na2O), фигуративные точки песчаников бирьянской подсвиты зильмердакской свиты занимают ее крайнюю правую часть в области больших значений параметра K2O/Na2O. Псаммиты айской свиты имеют средние значения SiO2/Al2O3, близкие к таковым для песчаников бирьянского уровня, однако, средняя величина отношения K2O/Na2O в них почти на порядок ниже. В совокупности это отвечает характеристикам песчаников, формировавшихся в условиях пассивных окраин. Близкая картина наблюдается на диаграммах М. Бхатиа [Bhatia, 1983] в координатах (Al2O3/CaO+Na2O)-(Fe2O3(общ)+MgO), (Al2O3/SiO2)-(Fe2O3(общ)+MgO) и TiO2-(Fe2O3(общ)+MgO), где основная масса фигуративных точек аркозов айской и зильмердакской свит концентрируется на них в классификационном поле, отвечающем “песчаным комплексам пассивных континентальных окраин”.
Для оценки общих условий формирования песчаников используется также анализ их химического состава с помощью системы петрохимических модулей. Для стратотипического разреза рифея Э.З. Гареевым [1987, 1989 и др.] впервые было предпринято, а позже, совместно с А.В. Масловым [Гареев, Маслов, 1992, 1994; Маслов, Гареев, 1988, 1991, 1996 и др.], продолжено, рассмотрение основных черт изменения алюмокремниевого (AM=Al2O3/SiO2), гидролизатного (ГМ=Al2O3+TiO2+Fe2O3+FeO/SiO2), натриевого (HM=Na2O/Al2O3), титанового (TM=TiO2/Al2O3) и ряда других модулей, осредненных для отчетливо литологически индивидуализированных подразделений (свит и подсвит). В результате исследований было установлено полностью симбатное изменение величин АМ, ГМ и НМ для нижнерифейского уровня стратотипа при постепенном снижении их абсолютных величин снизу вверх по разрезу бурзянской серии, что отражает процесс созревания поступавшей в бассейн седиментации кластики от начала к концу цикла осадконакопления. Для средне- и позднерифейского уровней изменения АМ, ТМ, НМ и ГМ снизу вверх по разрезу имеют отчетливо пилообразный характер.
Таким образом, было установлено существование двух типов модульных кривых. Кривые первого типа характеризуют седиментационные циклы, в течении которых формировались песчаниковые ассоциации с последовательно убывающими значениями алюмокремниевого, гидролизатного и натриевого модулей. Кривые второго типа имеют иной облик. Циклы, которые они характеризуют, начинаются песчаниками с промежуточными (внутри цикла) значениями ГМ и АМ. На начальных этапах циклов наблюдается согласованное уменьшение этих модулей, на средних же и, часто, заключительных этапах значения модулей существенно возрастают. Впоследствии они либо вновь уменьшаются, либо остаются примерно теми же, что и на средних этапах.
Согласованное уменьшение снизу вверх по разрезу бурзянской серии значений АМ, ГМ и НМ и некоторое увеличение ТМ хорошо соответствует представлениям о размыве слабо измененных изверженных и осадочно-метаморфических пород при постепенном нарастании в области сноса процессов химического выветривания, пенепленизации водосборов и ослаблении тектонических движений.
Пилообразная форма кривых петрохимических модулей (особенно ГМ и АМ) отражает, по всей видимости, постепенное вызревание обломочного материала, поступавшего в бассейны осадконакопления, соответственно, в машакско-зигальгинское и бирьянско-лемезинское “время”. В последнем случае мы имеем постепенное минералогическое созревание псаммитов как в результате увеличения зрелости поступавшей в бассейн кластики, так и вследствие переработки ее в подвижных, гидродинамически активных зонах крайнего мелководья [Маслов, 1988, 1993]. Изучение каркаса песчаников бирьянской подсвиты зильмердакской свиты показывает, что в начале позднего рифея размывался достаточно сложный комплекс пород: кислые магматические, осадочно-метаморфические и осадочные. Очевидно, что песчаники бедерышинской подсвиты, перекрывающие экстракварцевые песчаники лемезинского уровня и являющиеся петрографически и петрохимически менее зрелыми, нежели последние, не могли формироваться в результате “дальнейшего преобразования” пород области размыва. Уменьшение зрелости поступавшего в бедерышинское “время” в бассейн обломочного материала могло было быть обусловлено рядом факторов, наиболее реальным из которых являлось расширение с течением времени площади водосборов и вовлечение в процессы осадкообразования материала более далеких и менее преобразованных зон. Для средних и поздних этапов юрматиния и каратавия характерно существенное (почти на порядок) увеличение значений гидролизатного и алюмокремниевого модулей. Наиболее вероятное объяснение этого - появление на средних этапах новых, незрелых в петрохимическом отношении, источников сноса.
Подтверждением правильности представлений о влиянии “новых источников незрелой в петрографическом отношении кластики” являются данные сравнительного сопоставления формы модульных кривых среднего и верхнего рифея Башкирского мегантиклинория и модульных кривых, построенных А.В. Сочавой и др. [1992] для вендских отложений Подолии и Московской синеклизы. В истории терригенного осадконакопления позднего венда в указанных регионах выделяются три этапа [Палеогеография и литология.... 1980; Сочава и др., 1992]. На первом, примерно совпадающем с накоплением отложений редкинского горизонта, основными поставщиками кластики выступали внутрикратонные поднятия, сложенные гранитоидами фундамента и вулканитами. Второй этап (котлинское время) характеризовался интенсивными горообразовательными процессами по периферии платформы и резким усилением привноса в бассейны аллохтонного, в значительной степени незрелого в петрохимическом отношении, материала. На третьем этапе, в условиях затухания тектонических движений во “внешних” и “внутренних” источниках сноса, имели место глубокие преобразования обломочного материала на палеоводосборах и формирование в прилежащих к ним бассейнах зрелых песчаниковых ассоциаций. Характер модульных кривых (АМ, ГМ и НМ) в разрезах верхнего венда Подолии и Московской синеклизы исключительно ярко подчеркивает события второго этапа. Аналогичное поведение модульных кривых установлено и для разрезов юрматинской, каратауской и ашинской серий верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория [Маслов, Гареев, 1994]. Это делает более обоснованными предположения о появлении в середине юрматиния, каратавия и позднего венда источников незрелого в петрохимическом отношении терригенного материала по периферии позднедокембрийских Волго-Уральских седиментационных бассейнов.
Приведенные выше данные по эволюции минералого-петрографического и химического состава песчаных ассоциаций эталонного разреза рифея дают, конечно, во многом еще только эскиз общей картины. Однако, уже первые шаги в этом направлении показывают сложную историю формирования каркаса песчаников, обусловленную главным образом различными эволюцией и составом питающих провинций и, отчасти, климатическими вариациями. Анализ макроизменений составов песчаников на уровне серий показывает, что псаммиты бурзяния формировались, по-видимому, вследствие последовательного (направленного) “вызревания” пород источников сноса, тогда как в среднем и позднем рифее на средних этапах седиментационных циклов наблюдается вовлечение в размыв новых источников незрелого в петрохимическом отношении обломочного материала [Гареев, Маслов, 1994]. Весьма необычно при этом то, что если в фациальном и формационном отношениях верхнерифейские образования Башкирского мегантиклинория заметно отличаются от нижне- и среднерифейских, то рассмотрение петрохимических особенностей песчаниковых ассоциаций дает иную картину - наиболее близкими оказываются средне- и верхнерифейские образования, тогда как нижнерифейские отчетливо от них обособлены.
Целенаправленные собственно петрохимические (как и геохимические, см. ниже) исследования осадочных ассоциаций типа рифея были начаты Э.З. Гареевым в 1978 г. До этого времени в геологической литературе, посвященной осадочным последовательностям рифея Башкирского мегантиклинория, существовали только единичные и несистематические публикации, посвященные отдельным аспектам петрохимии терригенных и карбонатных образований бурзянской, юрматинской и каратауской серий.
Так, В.А. Злобиным [1980] была подчеркнута петрохимическая специфика терригенных пород западного склона Урала - исключительно высокие содержания К2О в глинистых сланцах. По его оценкам в сланцах нижнего рифея присутствует 7-8% К2О, в средне-верхнерифейских - 4-5%, тогда как в сходных по условиям формирования и гранулометрии образованиях Сибирской и Китайской платформ содержания К2О не превышают 3-4%. Объяснение этому В.А. Злобин видел в размыве в рифее ультракислого субстрата в условиях преимущественно физического выветривания.
Позднее Я.Э. Юдовичем [Юдович, Кетрис, 1989; Юдович и др., 1991] была предложена иная трактовка этих фактов. По мнению указанных исследователей, конкурирующими гипотезами, объясняющими присутствие в верхнедокембрийских разрезах повышенных накоплений К2О, являются: 1) представления об обогащении их калиевой пирокластикой и 2) специфических особенностях докембрийского выветривания. Я.Э. Юдович и Э.З. Гареев отметили, что предположения Б.Р. Шпунта о присутствии в высококалиевых сланцах рифея Башкирского мегантиклинория пирокластики, в т.ч. сильно доломитизированной, представляются сомнительными. Причина накопления калия виделась указанным авторам в преобладании на докембрийских континентах аридного климата и связанных с этим особенностях процессов выветривания. В типовом разрезе рифея наиболее обогащенные калием образования типичны для айской (большеинзерской) и зильмердакской свит, что подчеркивает локализацию высококалиевых толщ над поверхностями крупных стратиграфических перерывов и подразумевает, таким образом, связь их с корами выветривания.
Анализ банка данных химических составов тонкозернистых терригенных пород докембрия и фанерозоя позволил Я.Э. Юдовичу и др. [1991] утверждать значительное отличие докембрийских процессов химического выветривания от латеритного процесса мезо-кайнозоя. Господство на суше аридных обстановок (низкие значения отношения вода/порода, высокие концентрации H4SiO4 и соответствующие значения рН) обуславливало, предположительно, инертность калия и накопление его, по всей видимости, в верхних горизонтах кор выветривания в форме реликтовых калиевых полевых шпатов и сорбированном на глинистых минералах состоянии.
По данным Л.В. Анфимова и др. [1982], среди доломитов нормального состава широко развиты высокомагнезиальные доломиты, что обусловлено присутствием в них тонкодисперсного магнезита.
Изучение литолого-геохимических особенностей пород большеинзерской свиты нижнего рифея показало, что отложения данного уровня эталонного разреза имеют сглаженно-упорядоченный тип распределения малых элементов на идеализированном петрографическом профиле и соответствуют по своему характеру образованиям морского мелководья [Маслов, Гареев, 1983]. Вероятно, определенное влияние на некоторое выравнивание содержаний малых элементов между основными типами пород было обусловлено относительно высокими скоростями седиментации. Было высказано предположение, что обломочный материал поступал в зону седиментации из горизонтов кор с незавершенным (?) профилем выветривания.
Анализ характера распределения редкоземельных элементов в терригенных и карбонатных породах стратотипа рифея [Анфимов и др., 1987а; Гареев, 1989] позволил показать, что кривые распределения РЗЭ в отложениях нижнего и среднего рифея сходны с теми, что типичны для гранитных пород коры континентального типа, тогда как для верхнерифейских образований распределение РЗЭ существенно иное. Авторами высказано предположение, что формирование верхнерифейских осадочных ассоциаций типового разреза происходило за счет перемыва подстилающих отложений бурзянской и юрматинской серий.
Данные опробования всего типового разреза рифея (ПКСА и количественный рентген-флуоресцентный анализ) показали, что средние содержания стронция в известняках и доломитах в основном соответствуют кларковым или ниже них [Гареев, 1982]. Исключением являются только пелитоморфные известняки большеинзерской свиты нижнего рифея, подинзерских слоев инзерской свиты верхнего рифея [Гареев, 1989 и др.]; аналогичное явление характерно также для отдельных уровней бакальской свиты. Э.З. Гареевым [Гареев, Алибаева, 1985] и Л.В. Анфимовым и др. [1987а, 1987б] была установлена тенденция к уменьшению величины отношения Sr/Cax1000 в известняках вверх по разрезу типа рифея, что интерпретировалось как следствие эволюции условий седименто- и диагенеза. Показано, что первично-осадочных (за счет интенсивного испарения морской воды) доломитов в разрезах рифея западного склона Южного Урала, по-видимому, нет.
Я.Э. Юдович и др. [1988], напротив, рассматривают нижнерифейские стронциевые аномалии как реликтовые, связанные с эффектом “закрытой системы”, когда в толщах переслаивания известняков и глинистых пород отсутствует сброс стронция в диагенезе в наддонные воды и происходит его накопление в карбонатных породах. Для подинзерского уровня предполагается глобальное повышение в водах океана отношения Sr/Ca или же существование у верхнерифейских известковых водорослей специфической “стронциевой функции” - способности избирательного накопления стронция в процессе жизнедеятельности.
Значительное внимание изучению литолого-геохимических особенностей отложений типового разреза рифея было уделено В.П. Парначевым. Терригенные отложения нижней части большеинзерской свиты нижнего рифея характеризуются, по данным В.П. Парначева (1988 г.), крайне низкими содержаниями Mn, что позволяет рассматривать их как образования крупного озерного водоема с повышенной и часто варьировавшей соленостью. Для отложений верхней части большеинзерской свиты, исходя из данных о повышенном содержании в терригенных и карбонатных породах фтора, наличие в песчаниках реликтов анкерита и/или сидерита, предполагается формирование в условиях дальнейшего осложнения бассейна и появления на отдельных его участках эвапоритовых обстановок.
Карбонатные породы верхнебакальской подсвиты также характеризуются несколько более высокими, нежели кларковые, содержаниями фтора, что интерпретировалось В.П. Парначевым опять же как отражение обогащенности их пепловым вулканогенным материалом. Аналогичное предположение высказано и для алевролитов и алевропелитов суранской свиты, где наблюдается прямая корреляция содержаний фтора и гидрослюды. Из этого В.П. Парначевым сделан вывод о замещении гидрослюдой тонкой пепловой пирокластики (курсив и разрядка наши - А.М. и др.). Сходным образом трактовалась В.П. Парначевым природа уплощенных бурых фрагментов в алевролитах зильмердакской свиты, однако внимательное их изучение под микроскопом показало, что это ничто иное, как полуаморфизованные и замещенные в той или иной степени гидроокислами железа, титановыми минералами и, иногда, хлоритом, чешуйки обломочного биотита. Они, как известно, весьма характерны для аркозовых и полевошпато-кварцевых песчаников и алевролитов, преобразованных процессами глубинного катагенеза.
Более высокие чем кларк (в десятки раз) содержания хлора в породах указывают, по мнению В.П. Парначева [1987], на эвапоритовый тип седиментации. К числу эвапоритовых (в широком смысле) бассейнов, где осадконакопление происходит за счет концентрирования и испарения морских или континентальных вод, автором были отнесены бассейны саткинского и бакальского времени, характеризовавшиеся преобладанием лагунно-эвапоритовых обстановок седиментации и высокой и (или) варьирующей степенью осолонения. Подтверждением существования аналогичных или сходных обстановок в среднем рифее являются наличие в разрезах зигазино-комаровской, авзянской и катавской свит пестроцветных мергелей, доломитов, магнезитов и повышенные концентрации в породах этих уровней магния, калия, фтора и хлора.
Здесь следует особо остановиться на вопросе использования в качестве индикаторов “эвапоритового режима” известных в разрезе рифея Башкирского мегантиклинория залежей магнезитов и сидеритов. По данным Л.В. Анфимова [1988, 1997 и др.], они являются элизионно-катагенетическими образованиями возникшими “... в седиментогенно-безрудных литологических комплексах” и, следовательно, не имеют непосредственного отношения к процессам седиментогенеза.
По данным Л.В. Анфимова [1997], месторождения и проявления магнезитов, сидеритов, баритов и ряда других полезных ископаемых, известные в рифейских осадочных последовательностях Башкирского поднятия, имеют ряд общих черт, к которым можно отнести “... дискордантный характер рудных тел и пластообразную, часто неправильную морфологию; присутствие дорудных и пострудных даек основных пород в рудных полях; стратиграфический, литологический, метаморфический ... виды рудоконтроля; отсутствие генетической связи с магматизмом; геохимическое сходство состава микроэлементов и редких земель в полезных ископаемых и вмещающих породах; существование специализации состава пород рудоносных литологических комплексов, гидротермально-метасоматический способ отложения рудного вещества”.
Основными аргументами в пользу представлений о значительной оторванности процессов формирования залежей от времени накопления вмещающих их осадков, т.е. их эпигенетической природе, являются, по мнению Л.В. Анфимова, следующие: 1) дискордантность формы рудных тел по отношению к общему порядку напластования; 2) приуроченность залежей к породам определенного уровня постдиагенетических изменений; 3) наличие дорудных даек основного состава; 4) широкий масштаб гидротермально-метасоматического рудоотложения и ряд др.
Вместе с тем существуют взгляды и об их формировании чисто седиментогенным путем. Так, по данным П.П. Смолина и др. [Генетические типы..., 1984; и др.], в наименее преобразованных и тектонически деформированных магнезитах наблюдаются текстуры, свидетельствующие об осаждении магнезита в чрезвычайно мелководных обстановках. Это массивная или неотчетливая субгоризонтальная, линзовидно-волнистая и косоволнистая слоистость, седиментационные брекчии с полуокатанными обломками доломитов, а также брекчии доломитов с магнезитовым цементом, поверхности размывов, текстуры, напоминающие знаки ряби, трещины усыхания. По данным указанных авторов, последние наиболее характерны для сидеритовых залежей бакальской свиты, нередко ассоциирующих с водорослевыми магнезитовыми накоплениями. В пользу подобной концепции как будто свидетельствует и отсутствие в литературе конкретных данных о замещении в пределах Саткинского рудного поля известковых осадков в диагенезе доломитами, а в катагенезе - магнезитами. По материалам П.П. Смолина и его соавторов, в магнезитах присутствуют только реликты тонкозернистого и тонкослоистого магнезита, представляющие собой исходный седиментогенный субстрат.
Модель накопления магнезитовых осадков в мелководных лагунах предполагает существование и таких специфических образований как бары, подводные пересыпи или косы и т.п.; их роль могли, в ряде случаев, исполнять водорослевые биогермы или тела кварцевых песчаников, однако, как отмечают П.П. Смолин и др., магнезиты не имеют какой-либо видимой связи с теми или иными типами барьеров. Особую роль в интерпретации генезиса магнезитовых залежей играют, по П.П. Смолину и др., наблюдения за контактами магнезитов с вмещающими их образованиями. Это либо клиновидные соотношения, либо расщепление, либо тупые и субвертикальные контакты; именно последние чаще всего интерпретируются как аргумент в пользу гидротермального генезиса магнезитов. Однако, как указывают авторы, резкие латеральные границы между магнезитами и доломитами характерны и для современных или слабо литифицированных магнезитов кайнозойского возраста, первично-осадочная природа, которых несомненна (Кара-Богаз-Гол, Анатолия и др.). Основным моментом, контролирующим появление подобного типа границ, является гидрохимическая зональность и границы типа буферов и барьеров между зонами накопления различных по составу фаз в бассейнах эвкарбонатной седиментации. Латеральная миграция подобных барьеров происходит под влиянием вариаций в притоке вод с континента в полузамкнутые мелководные лагуны - основное место садки седиментогенного магнезита. При постепенном перемещении границ раздела различных фаз могут формироваться клиновидные выклинивания магнезитов (авторы работы [Генетические типы..., 1984] ссылаются здесь на данные Л.В. Анфимова, по которым в Саткинском рудном поле доля границ подобного типа достигает 50%), тогда как скачкообразное перемещение барьеров дает тупое ступенчатое выклинивание (около 35% границ).
Резюмируя все приведенные данные, П.П. Смолин и др. пишут, что совокупность всех наблюдений “... наилучшим образом объясняется первично-седиментационной концентрацией мономагнезиальных карбонатов. ... Позднеэпигенетическая гипотеза не согласуется с доскладчатым возрастом магнезитов... . ... катагенетическому стяжению магнезита из тонкорассеянных кристаллов противоречит наличие ореолов гипермагнезиальных доломитов ... тогда как доказательством перераспределения магния могут служить лишь ореолы обеднения ...”.
По представлениям А.И. Шевелева [1997], магнезиты также приурочены “... к мелководно-лагунным фациям, находящимся вблизи континента, где шло накопление специфических литологических разностей пород, включая высокомагнезиальные осадки, которые, в зависимости от условий осадконакопления, образовали магнезитоносные формации определенного строения”. В качестве источника растворенного магния для нижнерифейских магнезитов Башкирского мегантиклинория автором рассматриваются коры выветривания базитов (на это, по его данным, указывают присутствие в основании магнезитоносных формаций базитового туфового материала и повышенные концентрации магния, марганца и железа в перекрывающих отложениях). Предполагается, что выпадение магнезиально-карбонатных осадков из морской воды могло происходить не в эвапоритовых условиях, а при умеренно-гумидном климате в изолированных лагунах и озерах. Характерная для миогеосинклинальных магнезитоносных формаций ритмичность показывает приуроченность магнезитовых толщ к мелководным лагунным фациям гумидного типа, которые были в той или иной мере обогащены органическим веществом, характеризовались повышенной соленостью, но не содержали эвапоритовых минералов.
М.Т. Крупениным [1982, 1987 и др.], на основании детальных литолого-фациальных исследований на сидеритовых месторождениях Бакала, было убедительно показано, что сидериты не имеют признаков специфических осадочных фаций и, более того, рудные сидеритовые тела пересекают границы всех существующих карбонатных осадочных фаций, являясь эпигенетическими. В породах бакальской свиты сидериты являются эпигенетичными и по отношению к магнезитам [Крупенин, Анфимов, 1985], причем оторваны от последних в своем образовании еще и этапом перекристаллизации. Что касается магнезитов, то роль седиментогенеза в накоплении магния представляется важной, поскольку известно, что залежи кристаллического магнезита (несмотря на комплекс признаков их метасоматического отчетливо эпигенетического образования) строго ограничены определенными стратиграфическими горизонтами: нижняя часть карагайского горизонта верхнесаткинской подсвиты саткинской свиты, нижняя часть шуйдинского горизонта бакальской свиты, миньякская подсвита суранской свиты нижнего рифея, катаскинская подсвита авзянской свиты среднего рифея [Анфимов, Бусыгин, 1982]. На первичное седиментогенное обогащение осадков магнием указывает и присутствие ореолов “тонкорассеянного магнезита” вокруг магнезитовых залежей. Существование дорудных по отношению к магнезитам диабазовых даек также находится под вопросом, т.к. на Бакальских и Саткинских месторождениях известны как “холодные” контакты, так и зоны бруситизации в зальбандах даек. Видимо, генезис магнезитовых месторождений является сложным - не чисто седиментогенным, но и не чисто гидротермально-метасоматическим с привносом в зоны рудолокализации магния разгружавшимися здесь флюидами. Можно предполагать ступенчатый седиментогенно-диагенетический механизм образования магнезитов с катагенетическим метаморфизующим воздействием элизионных флюидов, поступавших из уплотнявшихся глинистых толщ. Именно это могло сформировать современную форму магнезитовых пластообразных залежей с метасоматическими латеральными контактами.
Рассматривая металлогеническую специализацию позднедокембрийских черносланцевых толщ Южного Урала в контексте их формирования, В.П. Парначев и А.Н. Раевский [1988] отметили, что высокоуглеродистые (Сорг более 3%) черные сланцы слагают в разрезах рифея в целом незначительной мощности пласты и пачки, несущие черты формирования в эвапоритовых и застойных бассейнах.
Изучение взаимосвязей в породах стратотипического разреза ряда малых элементов с использованием кластерного анализа показало, что терригенные отложения бурзяния, юрматиния и каратавия отличаются друг от друга [Гареев и др., 1986; Анфимов и др., 1993]; вероятно, это связано тем или иным образом с особенностями процессов осадконакопления и их эволюцией во времени. Для терригенных образований различных уровней зильмердакской свиты верхнего рифея было также установлено существование значимых отличий (индивидуальных геохимических черт). Объяснение этому виделось авторам в вариациях степени механической дифференциации кластики, а также различиях в климатических параметрах седиментогенеза и скоростях накопления обломочного материала.
В середине 80-х г.г. Э.З. Гареевым [1987, 1989 и др.] было показано, что источниками сноса почти на всем протяжении рифея выступали кристаллические породы кислого состава, климат в областях мобилизации кластики был близок к аридному и/или семиаридному, а скорость осадконакопления - относительно высокой. О последнем, по мнению автора, свидетельствует слабая дифференциация тонкозернистых терригенных осадков. Наличие в песчаниках и алевролитах на многих уровнях разреза глауконита, преобладание в карбонатных породах стронция над барием, высокие содержания бора в глинистых сланцах (и преимущественная концентрация последнего по сравнению с рубидием) и ряд других данных позволили предположить, что накопление исходных осадков имело место в бассейнах с нормальной или близкой к ней соленостью.
Формирование отложений раннего и среднего рифея происходило, по представлению Э.З. Гареева, в “тиховодных лагунах”; часто осадконакопление имело черты близкие к эвапоритовому (высокомагнезиальные и высокожелезистые осадки и др.). Существенное изменение обстановок осадконакопления имело место, по всей видимости, в середине авзянского “времени”. Начиная с этой эпохи преимущественно восстановительные обстановки сменяются окислительными, реконструируется ряд эпизодов “гумидизации” климата и т.д. Таким “эпизодом гумидизации” могли являться, в частности, периоды накопления известняков катавской и укской свит [Гареев, 1982]. Был сделан также вывод о том, что широкий спектр и повышенные, по сравнению с кларковыми, содержания ряда малых элементов, характер распределения их между различными типами пород и значительное количество глинистого материала в составе нерастворимых остатков известняков катавской и укской свит можно объяснить, по всей видимости, гумидным климатом в областях денудации и спокойным гидродинамическим режимом бассейнов осадконакопления. Некоторые же различия в содержаниях малых элементов в известняках этих уровней отражают либо эволюцию источников сноса, либо существование в катавское “время” дополнительного источника силикокластики.
Параметры климата и среды осадконакопления начала позднего рифея рассмотрены Э.З. Гареевым [1987] на примере стратотипического разреза зильмердакской свиты по р. Мал. Инзер. По его данным, фигуративные точки составов глинистых пород из нижнего подразделения свиты, бирьянской подсвиты, попадают на диаграмме А.Б. Ронова и З.В. Хлебниковой в поле “континентальных глин умеренно холодного климата”, тогда как точки составов аналогичных по гранулометрии образований из бедерышинской подсвиты, завершающей разрез свиты, располагаются частично в поле “морских глин и отложений засолоненных лагун и озер”, а частично - в поле “континентальных глин влажного и жаркого климатического пояса”. По невысоким значениям фемического модуля автором сделан вывод о существовании в бирьянское время двух источников сноса.
Выполненные автором реконструкции основных особенностей осадконакопления по геохимическим данным достаточно хорошо согласуются с имеющимися седиментологическими моделями. Так, для бирьянского и лемезинского времени предполагалась седиментация в опресненных дельтовых обстановках. Нугушское и бедерышинское время характеризовались также существенно опресненным типом вод в бассейне (4<Fe/Mn<216); и только к концу времени формирования отложений зильмердакской свиты можно предполагать некоторое повышение солености. Для оценки параметров климата Э.З. Гареевым использовано содержание TiO2 и значения титанового модуля, что позволило показать определенную нестабильность климата и вариации его в течение зильмердакского времени от аридного до гумидного.
Рассматривая условия формирования отложений инзерской свиты на примере стратотипического разреза, Э.З. Гареев [1988] отмечает сглаженно-упорядоченный профиль распределения средних содержаний малых элементов в ряду “песчаники-карбонаты”, что предполагает (по Н.М. Страхову) миграцию большинства элементов в коллоидной и сорбированной глинистыми частицами форме и указывает на существование в инзерское время в области сноса таких условий химического выветривания, которые способствовали глубокому разложению силикокластического материала. Основываясь на величине титанового модуля в песчаниках (0,042-0,060) и глинистых породах (0,044-0,052), автор сделал вывод о преобладании в рассматриваемый период аридных и/или переходных к гумидным климатических обстановок. На достаточно хорошую аэрацию придонных вод указывает величина закисного модуля в глинистых сланцах, составляющая порядка 0,31-0,46.
По данным Э.З. Гареева [1989], о близких к гумидным климатических обстановках осадконакопления в авзянское и зильмердакское время могут свидетельствовать несколько повышенные содержания в обломочных породах Mn. Низкие содержания марганца в карбонатных породах всего стратотипического разреза рифея, напротив, предполагают накопление их в обстановках, сходных с аридными. На это же указывает преобладание тяжелых элементов в составе РЗЭ из карбонатов. Повышенные концентрации легких РЗЭ в глинистых породах также укладываются в эту схему. Резкая положительная аномалия марганца в отложениях машакской свиты была связана автором с влиянием процессов вулканизма.
Характеризуя физико-химические аспекты рифейского осадконакопления на западном склоне Южного Урала Э.З. Гареев [1989] отмечает, что формирование отложений всего типового разреза происходило в перикратонной части Русской платформы в пределах стабильного и лабильного шельфа. В раннем и среднем рифее обстановки седиментации носили, вероятно, полуизолированный характер, на что указывает преобладание в составе двух нижних серий типа рифея доломитов и “черных сланцев”. Э.З. Гареевым даны также оценочные величины рН и Еh морской воды в бассейнах этих эпох. Так, для бурзяния рН составлял, по всей видимости 7,8-8,0, а в раннем и среднем юрматинии - 7,2-7,5. Присутствие в разрезах бурзянской и юрматинской серии низкоуглеродистых глинистых сланцев предположительно указывает на определенный дефицит кислорода в придонных водах бассейна и, соответственно, низкие (ниже 0) значения окислительно-восстановительного потенциала.
По данным Э.З. Гареева и Т.Ю. Веретенниковой [1983, 1987], минералогический состав глинистых пород авзянской свиты соответствует составу исходных осадков иллитового ряда с определенной, а иногда и значительной, примесью монтмориллонита. Фигуративные точки составов отдельных проб глинистых сланцев из ушаковской и реветской подсвит попадают на диаграмме АКF А.А. Предовского в поле собственно монтмориллонитов. По минеральному составу все пробы глинистых сланцев из опробованных авторами разрезов свиты сложены гидрослюдой политипа 1М. Петрохимические особенности пород указывают на накопление исходных осадков в условиях стабильного тектонического режима вдали от активных зон вулканизма (ЩМ=0,019-0,196), степень химической дифференциации поступавшего в область седиментации обломочного материала была в целом невысокой (наименее дифференцированы осадки малоинзерской и куткурской подсвит); возможно это было связано с существованием в рассматриваемую эпоху аридного или семиаридного климата в областях размыва. По представлениям авторов, бассейн седиментации авзянского времени может рассматриваться как осолоненный; в отдельные периоды (катаскинское и реветское время) он, вероятно, имел достаточно высокую соленость (основные аргументы в пользу данного предположения - Sr/Ba<<1, присутствие тонкорассеянных барита, сидерита и магнезита).
Было также установлено, что карбонатные породы миньярского уровня верхнего рифея, также как и большинство других осадочных образований типового разреза не несут следов влияния на седиментацию процессов вулканизма. На диаграмме АКМ А.А. Предовского они концентрируются в полях “... отложений, накапливавшихся вдали от вулканически активных областей” [Гареев, 1986]. Этот вывод подтверждается и изучением содержаний малых элементов в кремнях; концентрации большинства их здесь ниже, чем в глинистых сланцах и только для циркония, марганца и кобальта они несколько выше. Преобладание окисного железа над закисным свидетельствует об окислительных условиях карбонатонакопления в миньярское “время”. Химические составы большинства глинистых сланцев, встречающихся в виде маломощных прослоев среди доломитов миньярского уровня, отвечают на диаграммах А.Б. Ронова, З.В. Хлебниковой и В.К. Головенка составам промежуточным между морскими глинами аридного климата и континентальными глинами холодного климата; только для проб из самой нижней части минкской подсвиты можно предполагать близость условий формирования исходных осадков к морским и континентальным глинам влажного и жаркого климата. Это позволило Э.З. Гарееву сделать вывод об эволюции климатических обстановок накопления отложений миньярской свиты от гумидных-семигумидных в начале к холодным (со слабым химическим выветриванием на континенте) в конце. Этот тренд, по представлениям автора, хорошо вписывается в общую климатическую картину позднего рифея - смену жаркого влажного гумидного климата в зильмердакское и катавское время холодным в начале венда. Пониженные содержания железа и калия и повышенные концентрации алюминия в глауконитах из основания свиты могут быть объяснены образованием глауконитсодержащих осадков в удаленных от береговой части бассейна участках.
Исследование петрохимических особенностей низкоуглеродистых глинистых сланцев типового разреза позволило Э.З. Гарееву показать, что черносланцевые последовательности нижнего-среднего рифея образуют единый непрерывный ряд с резким преобладанием терригенно-углеродистой формации [Гареев, 1987, 1990]. Прямая корреляция между глиноземом и кремнеземом указывает на поступление основной массы последнего с терригенной составляющей. На диаграмме АКМ фигуративные точки составов сланцев попадают преимущественно в поле гидрослюд. Это дало возможность автору рассматривать их в целом как осадки, формировавшиеся в платформенных и субплатформенных условиях “... вдали от областей активного вулканизма”. Установленные высокие в целом значения закисного модуля в большинстве черносланцевых толщ Башкирского мегантиклинория указывают на формирование исходных для них осадков в восстановительных условиях, предположительно в замкнутых прибрежных лагунах, где преобладали обстановки повышенной солености. Аргументом для такого предположения является, по данным Э.З. Гареева, соседство в разрезах черносланцевых образований и карбонатных толщ существенно доломитового состава. Величина отношения CaO/MgO в углеродсодержащих породах составляет менее 1, что свидетельствует “... о широком развитии в них высокомагнезиальных карбонатов”.
Статистический анализ литолого-геохимических данных [Гареев, Алибаева, 1985; Подковыров, Гареев, 1991] свидетельствует об уменьшении снизу вверх по типовому разрезу рифея доли доломитов и возрастании доли известняков. Основными уровнями распространения в разрезе последних являются большеинзерский, катавский, подинзерский и укский. С ними связаны и повышенные концентрации стронция. Изучение вариаций содержания стронция в разрезе средней части каратауской серии показало постепенное увеличение содержаний Sr к кровле катавской свиты, тяготение максимальных содержаний к нижней части подинзерских слоев и некоторое падение концентраций у кровли последних. Интересно, что с уровнями стронциевых аномалий в известняках связаны и повышенные концентрации бария. Данные об отношении Sr/Ba в известняках, а также материалы изучения концентраций B, Ga и Zr в тонкозернистых силикокластических породах из тех же разрезов позволили авторам предполагать, что формирование нижне- и среднерифейских карбонатных отложений происходило преимущественно в мелководных солоноватых и/или лагунно-эвапоритовых обстановках. По этим же критериям верхнерифейские известняки рассматривались как образования более опресненных и нормально-морских (близких к платформенным) водоемов, формировавшихся в условиях постепенного нарастания трансгрессии. Эволюция составов карбонатных пород стратотипа рифея может быть описана, по мнению указанных авторов, в терминах смены платформенных рифтогенных обстановок раннего-среднего рифея окраинноконтинентальными мелководно-морскими в позднем рифее.
Интересно, что полученные М.Т. Крупениным данные о распределении РЗЭ в тонкозернистых известняках бакальской свиты, отобранных из периферии рудного поля, также в определенной мере свидетельствуют о формировании исходных осадков в морских обстановках. Главным аргументом в пользу такого вывода выступает подобие кривых распределения РЗЭ в известняках и воде современных океанов [Hogdahl et al., 1968].
М.В. Рыкус и др. [1993] отнесли углеродсодержащие толщи рифея Башкирского мегантиклинория к карбонатно- (большеинзерская свита) и терригенно-углеродистому (айская, саткинская, суранская, бакальская, машакская, зигазино-комаровская и авзянская свиты) типам, связанным между собой постепенными переходами. Основываясь на данных петро- и геохимических исследований, авторы пришли к выводу о формировании в айское время исходных осадков за счет размыва слабо зрелого и обедненного титаном, алюминием, железом и магнием субстрата, в качестве которого, по их мнению выступали “... скорее всего, диорито-гнейсы и гиперстеновые плагиогнейсы Тараташского комплекса”. Резкое преобладание в тонкозернистых силикокластических породах кисеганской подсвиты бария над стронцием “... может быть связано как с потерей Sr при корообразовательном процессе в гумидном климате, так и с некомпенсированным состоянием бескарбонатного бассейна седиментации в периоды формирования углеродистых толщ айского времени”. Геохимические особенности низкоуглеродистых терригенных отложений середины саткинского времени (низкие содержания никеля, кобальта, хрома, марганца, бария, стронция, циркония и ряда других элементов) предполагают как некоторое изменение геохимического облика отложений, так и существенную роль среди размывавшихся образований базитового и/или гипербазитового субстрата (наличие хромшпинелидов, пироксенов и сульфидов в тяжелой фракции - дополнительное тому подтверждение). Формирование исходных осадков происходило, по всей видимости, на значительном удалении от областей сноса. Низкоуглеродистые терригенные комплексы суранского уровня нижнего рифея в центральных районах мегантиклинория обнаруживают существенно более низкие, нежели кларковые, концентрации подавляющей массы малых элементов. Авторами предполагается существенная регрессия бассейна на юге Башкирского мегантиклинория и удаление зон седиментации от основных источников сноса.
По данным М.В. Рыкуса и его коллег, низкоуглеродистые образования машакской свиты обнаруживают присутствие вулканогенного материала. В качестве основных источников сноса в начале среднего рифея выступали, вероятно, породы основного состава. Отложения вышележащей зигазино-комаровской свиты представлены геохимически несколько более зрелыми образованиями. Близкий облик имеют и низкоуглеродистые отложения авзянской свиты. Основываясь на значениях основных петрохимических модулей и содержаниях микроэлементов М.В. Рыкусом и др. предполагается значительное изменение геохимического облика питающих областей во второй половине среднего рифея - появление в зонах размыва существенных по объему лейкократовых ассоциаций.
В более поздней работе, посвященной в основном золотоносности докембрийских осадочных толщ западного склона Южного Урала, М.В. Рыкус [1995] также привел краткую характеристику условий накопления отложений отдельных уровней типового разреза, основанную главным образом на материалах петрогеохимических исследований. Так, “Отложение глинистого осадка в большеинзерское время происходило в гумидной обстановке, однако судя по резко различной концентрации глинозема и титана в сланцах различных возрастных уровней, можно отметить, что процесс химического выветривания и седиментации происходил при переменчивом климате - влажном и жарком для средней подсвиты и холодном континентальном для верхней подсвиты”. Низкие концентрации в породах большинства малых элементов связывались автором с длительным переносом и неоднократным переотложением кластики перед ее окончательным захоронением. Для песчано-сланцевых пород юшинской свиты, напротив, характерны повышенные (надкларковые) содержания преобладающей части микроэлементов.
Интересные выводы были получены М.В. Рыкусом при анализе данных А.Ф. и З.М. Ротару по золотоносности конгломератов машакской свиты. Им высказано соображение, что повышенные относительно кларка содержания золота в конгломератах и основных эффузивах машакской свиты могут быть обусловлены собственно особенностями процессов их формирования (накопления), а не наложенными гидротермальными изменениями. Однако, данные представления нуждаются, по словам самого М.В. Рыкуса, в подтверждении большим фактическим материалом.
В процессе исследований автором было также показано, что породы серегинской и туканской подсвит зигазино-комаровской свиты имеют значительное геохимическое сходство (для них характерно заметное обогащение медью, цинком, свинцом, никелем, кобальтом, хромом), тогда как отложения амбарской подсвиты обнаруживают существенно более низкие концентрации почти всех микроэлементов.
Одним из выводов рассматриваемой работы явилось заключение о том, что “Низкие концентрации золота в терригенно-карбонатных отложениях вероятно связаны с отсутствием коренных золотоносных источников в период рифейского осадконакопления”, однако предполагалась и возможность обнаружения уровней повышенной золотоносности при расширении поисковых работ.
По данным Э.З. Гареева и др. [Гареев, 1989, Гареев и др., 1983; Подковыров, Гареев, 1995], в составе машакской и в нижней части зигазино-комаровской свит преобладают гидрослюдистые и хлорит-гидрослюдистые глинистые сланцы, исходный материал которых отвечал, по классификации В.К. Головенка, K- и K-Al-гидрослюдам. Для более высоких уровней юрматинской серии (зигазино-комаровская и авзянская свиты) реконструкции первичного состава глинистых пород показывают вероятное присутствие в исходных осадках хлорит-гидрослюдистых и монтмориллонит-гидрослюдистых ассоциаций; в составе последней предполагается присутствие и палыгорскита. Подчиненную роль здесь играли, вероятно, низкомагнезиальные K-Al-гидрослюдистые глины.
По данным указанных авторов, основанным на анализе составов и петрогеохимических особенностей глинистых сланцев юрматинской серии, климат первой половины среднего рифея (машакское - начало зигазино-комаровского “времени”) может быть условно оценен как семиаридный (гидрослюдистые и гидрослюдисто-хлоритовые сланцы с преобладание K и Fe, умеренными и пониженными содержаниями Na и Mg; пределы колебаний отношения Sr/Ba составляют от ~ 0,08 до 0,17; 6 < B/Ga < 7,5). Конец среднего рифея (авзянское “время”) характеризовался накоплением Mg-Fe-K-пелитов в условиях некоторой аридизации климата (величина отношения Sr/Ba для бескарбонатных разностей составляет ~ 0,12; B/Ga - 11,0). Ранее пестроцветность мелководно-морских отложений верхних частей седиментационных циклов рифея Башкирского мегантиклинория связывалась Э.З. Гареевым [1989] и В.Н. Подковыровым [1989] также с некоторой аридизацией климата.
В.И. Сначевым, М.В. Рыкусом и др. [1996] было проведено опробование разрезов кузъелгинской подсвиты машакской свиты в пределах хр. Большой Шатак с целью выявления возможных аналогов известных месторождений золотоносных конгломератов. Авторами установлена повышенная (на 1-2 порядка относительно минимально-аномальных) золотоносность конгломератов в ряде горизонтов; показана приуроченность наиболее высоких значений к зонам гидротермальных изменений.
Исследование химического состава тонкой фракции глинистых сланцев и аргиллитов каратауской серии позволило установить, что отношение Al2O3/TiO2 варьирует в них от 16 до 26, что в целом характерно для гумидных и переходных климатических обстановок [Маслов, Гареев, 1988]. Как следует из анализа характера кривой распределения значений данного отношения в позднем рифее на общем фоне гумидного климата имели место эпохи некоторой аридизации, например, начало катавского времени. По данным химического анализа тонкой фракции глинистых сланцев из разрезов верхней части зильмердакской и нижней части катавской свит можно предполагать, что аридизация климата началась в конце зильмердакского времени. Отношение Al2O3/TiO2 постепенно увеличилось до 35, достигнув к началу катавского времени значений порядка 50-60.
Подтверждением существования в конце зильмердакского-начале катавского времени климата с признаками аридизации (или собственно аридного) служат также находки псевдоморфоз по галиту в разрезах средней части бедерышинской подсвиты [Маслов, 1986, 1988; Гареев, 1987] и данные по химическому составу терригенных пород зильмердакской свиты, имеющим континентальный генезис. На треугольной диаграмме (Al2O3)-(Fe2O3+FeO)-(CaO+MgO+K2O+Na2O) [Ерофеев, Цеховский, 1983] точки составов континентальных отложений гумидного и аридного типа образуют подобие “воронки”, в широкую часть которой попадают фигуративные точки отложений гумидного семейства, а в узкую - аридного. В нашем случае все точки пород континентального генезиса из разрезов зильмердакской свиты концентрируются в узкой части “воронки”, что указывает на аридные обстановки. В пользу существования аридных климатических обстановок во второй половине времени накопления отложений зильмердакской свиты может указывать и наличие баритовой минерализации в разрезах бедерышинской подсвиты [Юдович и др., 1988а, 1988б] Вместе с тем, по-видимому, эти данные свидетельствуют лишь о тенденции к аридизации климата на общем фоне преобладания гумидных обстановок или чередования их с аридными.
Расчет средних значений породообразующих окислов в песчаниках, алевролитах, глинистых сланцах и карбонатных породах, выполненный Э.З. Гареевым [1989 и др.] для каждой свиты типового разреза и большинства входящих в их состав подсвит, позволил вовлечь эти данные в анализ и получить ряд интересных выводов. Значительная часть их рассмотрена выше, в разделе посвященном петрохимии псаммитов рифея, а ниже кратко приведены только новые данные по зрелости тонкой силикокластической взвеси, поступавшей в область седиментации в рифее и венде и материалы реконструкции палеоклиматических обстановок рифея по петрохимическим параметрам глинистых сланцев и аргиллитов, полученные при анализе вариаций снизу вверх по разрезу верхнего докембрия ряда петрохимических модулей и индекса CIA.
Реконструкция степени зрелости поступавшей в область седиментации терригенной кластики, в том числе и тонкой пелитовой взвеси может быть сделана по данным о значениях алюмокремниевого и гидролизатного модулей. Пределы колебаний АМ и ГМ в глинистых сланцах верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория составляют, соответственно, 0,11 (R3zl4) - 0,36 (R3kt) и 0,18 (R3zl4) - 0,49 (V2bs).
Для раннего рифея характерно незначительное увеличение средних значений АМ и ГМ в сланцах от айского уровня к бакальскому, свидетельствующее о поступлении в область седиментации все более зрелого в петрохимическом отношении пелитового материала. Можно видеть, что для северо-восточных (айская, саткинская и бакальская свиты) и центральных районов Башкирского мегантиклинория (большеинзерская, суранская и юшинская свиты) характер изменения АМ и ГМ в исходно глинистых осадках несколько различен, что, возможно, было связано с различным удалением их от областей размыва, несколько различавшимся составом и степенью преобразованности в экзогенезе слагавших их пород. Максимально зрелой в петрохимическом отношении в разрезах нижнего рифея является тонкая силикокластика бакальской свиты, что хорошо видно не только по величине модулей АМ и ГМ, но и по значениям ряда других петрогеохимических коэффициентов. По величине натриевого модуля это же свойственно и глинистым породам саткинской свиты.
Иная тенденция наблюдается, если мы обратимся к рассмотрению данных по отложениям нижнего рифея центральных районов мегантиклинория. Так, по значениям АМ и ГМ более зрелыми здесь являются отложения большеинзерской и юшинской свит, характеризующие в современных стратиграфических построениях, соответственно начало (?) и конец раннерифейской седиментации.
Среднерифейский этап, более или менее условно может быть подразделен на два подэтапа, соответствовавшие первый - времени накопления отложений машакской, зигальгинской и зигазино-комаровской свит, а второй - авзянской свиты. Они отличаются различным характером поведения и пределами колебаний алюмокремниевого и гидролизатного модулей. Первый из них обнаруживает довольно существенные вариации значений АМ и ГМ, составляющие, соответственно, 0,29 (R2msh)? 0,36 (R2zg)? 0,20 (R2zk) и 0,41 (R2msh)? 0,44 (R2zg)? 0,32 (R2zk). Второй подэтап характеризуется значительно меньшими по размаху вариациями обоих модулей, относительно средних для бескарбонатных глинистых сланцев всей авзянской свиты значений (АМ=0,32; ГМ=0,42) [Подковыров, Гареев, 1995]. Можно предполагать, таким образом, что на первом подэтапе в область седиментации поступала различная по степени петрохимической зрелости тонкая силикокластика, что предполагает постепенное усиление эрозии и/или расширение площади водосборов и вовлечение в размыв еще относительно слабо преобразованных в гипергенезе образований или появление в области питания новых источников сноса. Для второго подэтапа характерно вовлечение в размыв, по всей видимости, умеренно зрелого пелитового компонента.
Общая зрелость пелитового компонента, поступавшего в область осадконакопления в конце раннего и среднего рифея по значениям АМ и ГМ была примерно одинакова. Интересно также отметить, что зрелость тонкозернистых терригенных осадков, соответственно конца бурзяния и начала юрматиния (особенно при сопоставлении отложений юшинской и машакской свит, распространенных в одних и тех же районах Башкирского мегантиклинория) и, как мы увидим далее, конца юрматиния и начала каратавия была сопоставимой. Это может косвенно указывать, во-первых, на непродолжительность перерывов на границах R1/R2 и R2/R3 как в области седиментации, так и в областях сноса и, во-вторых, позволяет предполагать отсутствие в питающих провинциях полнопрофильных кор выветривания фанерозойского типа, что довольно хорошо соответствует известным представлениям Б.М. Михайлова [1991 и др.] и Я.Э. Юдовича и др. [1991]. Согласно недавно опубликованным данным Б.М. Михайлова [1995], “... нет никаких оснований выделять в Бакальском районе на рубеже R1-R2 эпоху корообразования, характеризующуюся развитием гумидных климатов и формированием кор выветривания”. Автором высказано предположение о развитии “...здесь в период континентального перерыва характерных для докембрия ландшафтов примитивных пустынь ..”.
Для позднерифейского этапа наблюдается увеличение амплитуды разброса средних значений АМ и ГМ, соответственно от 0,11-0,12 (R3zl4) до 0,36 (R3kt) и от 0,3 (R3uk) до 0,48 (R3kt). Начало позднерифейского этапа характеризовалось поступлением в область осадконакопления умеренно зрелого пелитового материала (АМ=0,26, ГМ=0,37). Существенно более высокая зрелость была типична для тонкой силикокластики катавского, позднеинзерского и миньярского времени. Низкие и сверхнизкие значения АМ и ГМ в глинистых сланцах и аргиллитах бедерышинского уровня зильмердакской свиты и нижнеинзерской подсвиты предполагают поступление в область седиментации слабо преобразованного выветриванием материала, что может указывать как на аридные, так и гляциальные обстановки в областях размыва. Однако, если обратиться к анализу общего облика отложений данного стратиграфического уровня верхнего рифея, то мы увидим присутствие здесь в разрезах пачек доломитов, красноцветных терригенных толщ с псевдоморфозами по галиту и комплексом признаков типично литоральных образований, а также наличие глауконито-кварцевых песчаников в верхней части подсвиты. Все это склоняет в пользу предположения о формировании исходных осадков скорее всего в условиях аридного климата.
Для венда в целом общие пределы колебаний величин АМ и ГМ близки к тем, что мы видели выше для разреза рифея. Обращают на себя внимание повышенные значения АМ и ГМ в глинистых сланцах басинской свиты, что предполагает поступление во время формирования осадков данного подразделения заметно более зрелого в петрохимическом отношении, чем до и после, пелитового компонента.
Общая форма кривых АМ и ГМ для раннего-среднего рифея и позднего рифея-венда отличается. Для первого из указанных интервалов типичны несколько меньшие пределы колебаний модулей и более плавная форма самих кривых, тогда как в позднем рифее-венде преобладало формирование заметно более контрастных по степени петрохимической зрелости ассоциаций глинистых пород. Если встать на позиции формальной логики, то в разрезе каратауской серии можно выделить три “цикла” более высокого порядка, в течение каждого из которых в бассейн осадконакопления поступал вначале более зрелый в петрохимическом отношении пелитовый компонент, а затем несколько менее зрелый. Такие “циклы” наблюдаются, соответственно, в разрезах: 1) зильмердакской свиты; 2) катавской свиты и нижней подсвиты инзерской свиты; 3) верхней подсвиты инзерской свиты - укской свиты.
В вендской последовательности цикличность подобного рода имеет обратный характер. Наиболее древние в этом ряду глинистые сланцы суировской свиты являются несколько менее зрелыми в петрохимическом отношении, чем аргиллиты перекрывающей их бакеевской свиты и т.д. Интересно отметить, что степень зрелости аргиллитов суировской свиты, оцениваемая по петрохимическим параметрам (АМ=0,24, ГМ=0,32) достаточно близка к зрелости предшествующих им по времени накопления отложений укской свиты (АМ=0,22, ГМ=0,3) и существенно отличается от зрелости пелитового компонента катавских известняков, в которых они вкупе с песчаниками нижележащей толпаровской свиты образуют крупную эрозионную долину [Стратотип рифея..., 1983; Келлер и др., 1984; Горожанин, 1988].
Макровариации средних величин натриевого модуля в глинистых сланцах верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория также обнаруживают существование двух крупных циклов - ранне-среднерифейского и позднерифейско-вендского. В течение первого из них общая петрохимическая зрелость поступавшего с водосборов тонкого силикластического материала постепенно (и, при некоторых исключениях, неуклонно) повышалась. Это хорошо заметно, как при сопоставлении значений НМ в глинистых сланцах айского уровня основания нижнего рифея (0,12) и реветского уровня верхов юрматинской серии (~0,002), так и при анализе тенденций изменения данного модуля внутри бурзянской и юрматинской серий. Кроме того, в среднем рифее среди глинистых сланцев по величине НМ ? 0,1 выделяются, в отличие от нижнерифейской последовательности, и собственно гидролизатные осадки (глинистые сланцы зигальгинской свиты и реветской подсвиты авзянской свиты).
Для позднего рифея-венда характер эволюции натриевого модуля подчеркивает увеличение в составе глинистых сланцев и аргиллитов на ряде уровней Na-содержащих компонентов, вероятно, присутствующих в виде тонкообломочной пирокластики или вовлечение в размыв породных ассоциаций соответствующего состава. Это достаточно хорошо выражено для нугушского и бедерышинского уровней зильмердакской свиты, инзерской и укской свит. Однако, наиболее ярко данная тенденция выступает при рассмотрении особенностей изменения значений НМ в глинистых сланцах венда. В вендском разрезе западного крыла Башкирского мегантиклинория эта тенденция подчеркнута непрерывным ростом значений НМ от бакеевского уровня (0,05) до зиганского (0,15). Для всего подстилающего разреза рифея такая направленная эволюция составов глинистых сланцев и аргиллитов в сторону все менее петрохимически зрелых составов не характерна; т.о. можно предполагать, что в венде она тем или иным образом связана с активизацией тектонических процессов и сопровождавшей ее вулканической деятельностью.
В качестве показателя климата в областях размыва может быть использован индекс химического выветривания (изменения), предложенный Г. Несбитом и Г. Янгом [Nesbitt, Young, 1982] CIA=[Al2O3/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O)]x100 и рассчитываемый по молекулярным количествам петрогенных окислов.
Известно, что химическое выветривание пород в областях размыва контролируется в основном палеоклиматом. Агрессивные “почвенные” и поверхностные воды способствуют удалению из полевых шпатов кальция, натрия и калия, что ведет обычно к увеличению соотношения алюминия и щелочей в продуктах выветривания. При интенсивном разрушении исходных пород могут формироваться собственно алюминий-содержащие минералы - каолинит и бейделлит. При минимальном химическом выветривании, например, в гляциальных и субгляциальных или аридных обстановках, в область аккумуляции поступает тонкозернистый осадок, содержащий глинистые минералы с меньшим содержанием алюминия и, кроме того, значительное количество неизмененных или слабо измененных полевых шпатов. Химические анализы глинистых пород, формировавшихся за счет разрушения некарбонатных пород источников сноса отражают, таким образом, преобладающий тип климата в областях размыва [Visser, Young, 1990]. Невыветрелые породы характеризуются значениями CIA порядка 50, тогда как сильно выветрелые их разности имеют CIA до 100 единиц.
Возможность применения индекса CIA для оценки палеоклиматических обстановок формирования тонкозернистых осадков рассматривались для отложений надсерии Гурон (~ 2,6-2,2 млрд. лет) и формации Гоуганда (~ 2,2-2,34 млрд. лет) [Nesbitt, Young, 1982; Young, Nesbitt, 1986], пермо-карбоновых гляциогенных и постгляциальных образований формации Двайка из Южной Африки [Visser, Young, 1990], отложений оз.Байкал [Кашик, Мазилов, 1997] и ряда других объектов. Результаты таких реконструкций считаются достаточно надежными [Тейлор, МакЛеннан, 1988].
Используя в качестве критерия для разграничения отложений, формировавшихся в обстановках холодного и теплого климата, величину коэффициента CIA=70 [Nesbitt, Young, 1982; Visser, Young, 1990] можно видеть, что в верхнедокембрийском разрезе Башкирского мегантиклинория мы имеем дело, по крайней мере, с тремя группами глинистых сланцев.
Первая из них, характеризуется значениями коэффициента CIA? 70. Это глинистые сланцы машакской, зигальгинской и зигазино-комаровской свит среднего рифея. Нигде более в разрезе верхнего докембрия Башкирского мегантиклинория подобные по химизму образования не присутствуют. Основываясь на данных, приведенных в работах [Nesbitt, Young, 1982; Тейлор, МакЛеннан, 1988; Visser, Young, 1990], можно предполагать, что в машакско-зигазино-комаровскую “эпоху” (примерно от 1340 до 1200 млн. лет) в область седиментации поступала тонкая силикокластика из областей размыва, располагавшихся в зонах теплого (гумидного) климата. Это хорошо подтверждает и представления о формировании экстракварцевых песчаников зигальгинской свиты за счет интенсивного химического выветривания на континенте.
Ко второй группе, где значения CIA? 60, могут быть отнесены глинистые сланцы суранской свиты нижнего рифея, катаскинской и малоинзерской подсвит авзянской свиты среднего рифея, породы бедерышинской подсвиты зильмердакской свиты каратавия и аргиллиты суировской свиты нижнего венда. Интерпретация климатических обстановок их накопления сопряжена с рядом неопределенностей.
В первую очередь это относится к глинистым породам нижнего и среднего рифея, для которых отсутствуют какие-либо иные, независимые, литологические или геохимические критерии, за исключением данных о фазово-минеральном составе глинистых сланцев авзянской свиты, которые, как уже было сказано выше, по данным Э.З. Гареева [1989] и др. [Подковыров, Гареев, 1995], представлены Mg-Fe-K-пелитами и формировались предположительно в условиях “... некоторой аридизации климата” (величина отношения Sr/Ba для бескарбонатных разностей составляет ~ 0,12; B/Ga - 11,0). Исходя из этого, можно, в первом приближении, считать, что это, как и следует из величины параметра CIA, отложения скорее аридных, нежели гляциальных или близких к ним по общим особенностям формирующихся в гипергенезе продуктов, климатических обстановок.
Глинистые сланцы бедерышинской подсвиты зильмердакской свиты и катавской свиты каратауской серии, исходя из их, перечисленных выше, литологических и геохимических особенностей и с учетом значений коэффициента химического выветривания, логичнее всего рассматривать как слабо преобразованные выветриванием осадки, поступавшие из областей, где господствовали аридные условия.
Иная интерпретация низких значений индекса CIA может быть предложена для глинистых пород суировской свиты нижнего венда. Как известно [Келлер и др., 1984; Стратотип рифея..., 1983; Горожанин, 1988], эти образования, совместно с подстилающими их песчаниками толпаровской свиты, рассматриваются как отложения, формировавшиеся в связи с варангерскими (лапландскими) гляциальными событиями и низкие значения коэффициента CIA в аргиллитах суировского уровня являются, на наш взгляд, хорошим подтверждением этих представлений, указывая на поступление в область осадконакопления слабо преобразованного процессами выветривания в условиях холодного климата пелитового компонента.
К третьей группе, характеризующейся значениями 60< CIA< 70, принадлежат глинистые породы подавляющего числа литостратиграфических единиц верхнедокембрийского разреза. Скорее всего все эти образования являются отложениями умеренных климатических обстановок без ярко выраженной климатической специфики. В подобных условиях формировались, вероятно, вся нижнерифейская осадочная последовательность, отложения верхней части авзянской свиты (?) среднего рифея, глинистые породы бирьянской и нугушской подсвит зильмердакской свиты, инзерской и миньярской свит каратавия. Вся верхневендская последовательность Башкирского мегантиклинория также принадлежит этой группе.
Вместе с тем следует помнить, что все указанные данные получены по средним для тех или иных литостратиграфических подразделений данным. Использование информации по конкретным рядовым пробам дает, в ряде случаев, несколько иные результаты, что хорошо видно по результатам анализа петрохимических особенностей глинистых сланцев бакальской свиты.
Так, для времени формирования тонкозернистых силикокластических осадков макаровской подсвиты бакальской свиты по значениям индекса CIA, варьирующим от 72 до 80 реконструируется существенно теплый климат гумидного типа. На это же указывают величины отношения окислов алюминия и титана в тонкой фракции глинистых сланцев, составляющие от 0,35 до 0,45 (гумидный или семиаридный климат, по оценкам Е.П. Акульшиной и др.). Для иркусканского уровня верхнебакальской подсвиты значения индекса CIA составляют в среднем около 78-80 (по данным 11 рядовых проб), что также типично для отложений, формирование которых происходило в условиях теплого климата [Nesbitt, Young, 1982]. Глинистые сланцы шуйдинского уровня верхнебакальской подсвиты представляют собой, по данным определения химического состава их тонкой фракции, образования семиаридного климата (отношение окислов алюминия и титана варьирует от 25 до 37), тогда как исходя из отношений окислов алюминия к натрию и калия к натрию, составляющих соответственно, 25-130 и 7-8 - > 70, можно предполагать поступление в бассейн в рассматриваемое время достаточно зрелой пелитовой взвеси и существование на континенте обстановок интенсивного химического выветривания (т.е. климата гумидного типа). Пелитовая фракция глинистых сланцев надшуйдинского уровня в Центральном карьере рудника Иркускан представлена менее зрелым в петрохимическом отношении материалом и имеет характеристики, предполагающие ее формирование в условиях близких к семиаридному климату. В Петлинском карьере, по данным изучения валовых рядовых проб глинистых сланцев, последние представляют собой отложения, накапливавшиеся в условиях теплого климата (значения CIA варьируют от 76 до 78-79).
Специфическими индикаторами фациальных обстановок осадконакопления являются минералы группы глауконита. Аутигенные глаукониты традиционно рассматриваются в качестве основных палеогеографических индикаторов платформенных бассейнов [Горбунова, 1950; Страхов, 1963; и др.]. Однако, взгляды авторов на роль и значение тех или иных компонентов состава аутигенных глауконитов в реконструкции фациальных и климатических обстановок их формирования в значительной мере расходятся.
Так, Л.И. Горбунова [1950] установила, что аутигенные глаукониты мелководных зон бассейнов характеризуются повышенными содержаниями калия, окисного и закисного железа, тогда как более глубоководные их разности содержат повышенные концентрации алюминия. Иные данные были опубликованы В.А. Махининым [1951], считавшим, что более глубоководные (и, следовательно, более удаленные от берега) глаукониты обогащены железом, а для глауконитов прибрежных зон типичны повышенные содержания алюминия. Это противоречие на достаточно долгое время обусловило падение интереса исследователей к использованию глауконита как индикатора палеогеографических обстановок осадконакопления.
Несколько иных представлений на этот счет придерживались В.Н. Холодов и др. [1966], считавшие, что основным фактором формирования железистых или алюминиевых разностей глауконита является химизм среды диагенеза.
По данным И.В. Николаевой и А.В. Сухаренко [1973], содержание фтора в глауконите “... до некоторой степени может служить индикатором солености морской воды, в которой минералы группы глауконита формировались”.
Изучение кристаллохимических особенностей аутигенных глауконитов, выполненное И.В. Николаевой и др. [1975], позволило, исходя из содержаний магния, лития, фтора и бора, установить возможность использования их как индикаторов солености воды бассейнов осадконакопления.
Ю.А. Балашов и Г.А. Казаков [1968], показали, что содержание РЗЭ в аутигенных глауконитах определенным образом зависит от климатических условий их формирования. Являясь поликлиматическим и полифациальным минералом, глауконит встречается в отложениях как аридного, так и гумидного облика; однако, геохимические его параметры, как было установлено авторами, различны для разных типов отложений. Так, глаукониты, формировавшиеся в бассейнах седиментации гумидного типа, имеют нормальные или избыточные концентрации церия, тогда как в отложениях аридных бассейнов содержания церия в глауконите существенно ниже. Связано это, предположительно, как с инертностью церия в аридных обстановках, так и с гидролизом четырехвалентного церия при попадании в морскую среду и сорбцией его минеральной и органической взвесью. Дополнительными критериями разграничения глауконитов различных климатических обстановок являются суммарное содержание РЗЭ (более высокое в глауконитах гумидного профиля) и различное положение полей глауконитов, сформированных в гумидном и аридном климате на диаграмме (Ce+Nd+Sm)-La-(Y+Dy). Использование всех трех указанных выше параметров состава глауконита дает возможность, по данным авторов, “... уверенно разделять глаукониты аридных и гумидных условий литогенеза”.
По данным Г.А. Казакова и др. [1975], содержания бора и фтора в аутигенном глауконите также являются индикаторами их концентраций в морской воде прошлых эпох.
В.И. Сорокин и др. [1979], основываясь на материалах изучения палеогеновых глауконитов Пензенской области, установил, что при переходе от отложений открытой части морского бассейна к его прибрежным опресненным зонам в глауконите увеличивается содержание Al2O3, уменьшается концентрация K2O и суммарного железа и растет отношение Fe2O3/FeO.
По данным И.В. Николаевой [1981б], нижнепалеозойские аутигенные глаукониты обогащены в прибрежной зоне алюминием, а в более удаленных фациях - железом; для позднедокембрийских бассейнов, наоборот, и алюминий и железо в повышенном количестве типичны для аутигенных глауконитов формировавшихся в близбереговых обстановках. Эпохи интенсивного образования глауконита могут рассматриваться как эпохи “климатического оптимума” [Николаева, 1981а] и совпадают или непосредственно следуют, как правило, за крупными эпохами корообразования, длительными континентальными перерывами и перемывом осадков. Использование соотношения алюминия и железа (или содержание магния, выраженное в формульных единицах), алюминия и магния в глауконите позволяет, по мнению И.В. Николаевой, при соблюдении ряда условий, реконструировать, соответственно, палеотемпературы бассейнов седиментации и смену нормально-морских обстановок осадконакопления эвапоритовыми. Для раннеордовикского “Балтийского бассейна” палеотемпературы воды оценивались И.В. Николаевой [1984] в 25-30 градусов, а для кембрийского Сибирского - варьировали предположительно от 25 до примерно 50-60оС. Было установлено, что в раннеордовикском “Балтийском седиментационном бассейне” содержания алюминия в аутигенных глауконитах постепенно уменьшаются от береговой зоны вглубь бассейна, тогда как концентрация суммарного железа растет. В ордовикском “Сибирском бассейне” содержание магния в минералах группы глауконита растет от краевых зон к его центру. Для верхнедокембрийских отложений Сибирской платформы показано увеличение содержаний железа и алюминия в глауконите в сторону берега. По данным И.В. Николаевой [1981а, 1982], анализ содержаний в глауконите магния, фтора и лития позволяет разграничить нормально-морские и эвапоритовые бассейны осадконакопления. Для первых концентрации магния (в формульных единицах) составляют порядка 0,4-0,45, тогда как для вторых варьируют в пределах 0,4-0,45 - 1,05.
По данным исследований В.А. Боброва и др. [1982], фракционирование РЗЭ в минералах группы глауконита сходно (или аналогично) их фракционированию в прибрежно-морских и морских водах бассейнов. В глауконитах наблюдается преобладание легких лантаноидов; по фациальному профилю вглубь бассейна намечается некоторое изменение соотношений РЗЭ. Так, глаукониты прибрежных зон раннеордовикского бассейна Прибалтики характеризуются некоторым преобладанием неодима (Nd>Ce<La), тогда как для относительно удаленных от берега глауконитов, формирование которых происходило в умеренно глубоководных обстановках, соотношение редких земель несколько иное - (Ce>Nd>La). Примерно такие же тенденции в распределении РЗЭ в минералах группы глауконита отмечены В.А. Бобровым и др. для раннеордовикского и позднедокембрийского бассейнов Сибирской платформы. Вместе с тем на эти соотношения влияет не только концентрация РЗЭ в морской воде и ее изменение со временем, но и содержания в глауконите алюминия и железа, также связанные тем или иным образом с фациальной принадлежностью вмещающих глаукониты отложений. Особо указано, что предполагавшееся Г.А. Казаковым и др. [1976] увеличение содержаний РЗЭ в глауконитах гумидных зон “... справедливо при сравнении средних содержаний”, тогда как в близких по возрасту или одновозрастных глауконитах сходной фациальной принадлежности “... суммы РЗЭ могут отличаться на порядок и более”.
М.Ю. Каменева и З.В. Бородаевская [1984] указывают на рост вглубь бассейна в аутигенных глауконитах содержания Fe+3 и Mg (в формульных единицах) и падение в том же направлении концентраций алюминия. Авторами показано, что содержание магния в минералах группы глауконита возрастает от берега водоемов вглубь как в морских, так и эвапоритовых бассейнах.
Иные представления развивались А.С. Радзявичусом [1980] исходя из анализа состава глауконита из нижнемеловых отложений Прибалтики - богатые алюминием разности аутигенных глауконитов тяготеют к более удаленным и углубленным зонам бассейна, а более железистые - являются преимущественно образованиями прибрежных зон.
По мнению И.В. Николаевой [1984], химический состав минералов группы глауконита определяется влиянием морской воды и характером выветривания на прилежащей суше. Формирование основной массы аутигенного глауконита происходит в раннем диагенезе при параметрах среды составляющих для Eh около 0, а pH ~ 7.
М. Рятсеп [1986] считает, что глауконит является не более чем индикатором сублиторальных и реже литоральных обстановок морского бассейна и в этом смысле использование его для достаточно широких палеогеографических построений существенно ограничено.
Г.А. Казаков [1982, 1983], напротив, полагал, что химический состав аутигенных глауконитов “... тесно связан с химизмом среды осадконакопления и времени диагенеза” и может использоваться как геохимический показатель фациальных условий седиментогенеза. Эти выводы получены им первоначально для нижнемеловых отложений Предкавказья и Северного Кавказа, а затем спроецированы на верхнерифейские образования западного склона Южного Урала и прилежащие районы Русской платформы. Использование литолого-палеогеографических карт апт-альбских отложений Предкавказья и северного склона Кавказа позволило Г.А. Казакову [1982] наметить четыре фациальные зоны: 1) прибрежный шельф с преобладанием песков (0-25 км); 2) средняя часть шельфа с глинисто-алевритопесчаными осадками (25-50 км); 3) нижний шельф с песчано-алевритовыми образованиями (50-100 км) и 4) пелагическая часть бассейна с песчано-алевритоглинистыми осадками (100-200 км). Оказалось, что для отложений верхней части шельфа характерны максимальные содержания железистых аутигенных глауконитов, тогда как вглубь бассейна содержания общего железа (в массовых процентах) в глауконите резко падает. Содержания двуокиси алюминия в глауконите растет от прибрежных зон бассейна к открытому шельфу, а концентрации К2О снижаются. Средние содержания в глауконитах двуокиси кремния, напротив, резко растут вглубь морского бассейна.
Описанные выше закономерности были перенесены Г.А. Казаковым [1983] на т.н. “инзерский палеобассейн” Башкирского мегантиклинория. Для западных и центральных районов мегантиклинория, не затронутых процессами метаморфизма, автором реконструирован переход от глауконитов с относительно повышенными содержаниями суммарного железа (12,01%) и калия (7,20%) и пониженными концентрациями двуокиси алюминия (19,33%) и кремнезема (50,76%) (прибрежные фации, район Каратауского структурного комплекса и антиклинория Ала-Тау) к глауконитам относительно открытых районов палеобассейна (Инзерский синклинорий), соотвественно, с пониженными содержаниями железа (9,13%) и калия (6,38%) и повышенными концентрациями кремнезема (51,72%) и алюминия (19,72%). По представлениям Г.А. Казакова, “... изменение химического состава глауконитов в зависимости от фациальных условий является планетарным процессом, связанным с изменением среды осадкообразования и диагенеза по фациальному профилю бассейнов седиментации”.
Существенные противоречия во взглядах разных авторов на соотношение Fe и Al в аутигенных глауконитах связано, на наш взгляд, с недоучетом гетерогенности, широко проявленной в глауконитах любого возраста, но имеющей различный смысл в молодых (MZ-KZ) и более древних, верхнедокембрийских, отложениях [Горожанин, Кутявин, 1986; Маслов, Горожанин, 1998]. Если в первых неоднородность аутигенного глауконита большей частью связана с его недостаточным “созреванием”, т.е. широким развитием разбухающей монтмориллонитовой фазы, различное количество которой и приводит к вариациям в составе аутигенных глауконитов калия, алюминия и железа, то в докембрийских и, возможно, отчасти нижнепалеозойских аутигенных глауконитах гетерогенность обусловлена преобразованностью в условиях глубинного катагенеза. Исследование гетерогенности разновозрастных эпигенетически измененных аутигенных глауконитов Башкирского мегантиклинория выявило широкие вариации в содержаниях Fe и Al, коррелирующиеся со степенью преобразования [Горожанин, 1986а]. Именно этим, по всей видимости, и объясняется довольно парадоксальный вывод И.В. Николаевой о противоположном характере зональности в палеозойских и позднедокембрийских бассейнах. Особенностью нашего подхода явилось использование аутигенных глауконитов, отвечающих критерию однородности, разработанного для отбора реперных геохронологических проб [Горожанин, 1986а]. Согласно ему, примерно одна третья часть всех известных местонахождений аутигенных глауконитов в укской свите сохранила свой первоначальный состав [Горожанин, 1986б] и может характеризовать условия диагенеза. Более широкий подход, также использованный нами, подразумевает использование всех глауконитов; он основан на маловероятном допущении об изохимичности эпигенетического преобразования, т.е. об унаследованном характере гетерогенности, когда по аутигенному глаукониту с большим содержанием смектитовой компоненты в условиях эпигенеза образуется глауконит Al-типа.
При использовании “всех проб” аутигенных глауконитов (без предварительной разбраковки по величине магнитной восприимчивости) нижнеукского уровня на территории Башкирского мегантиклинория можно видеть падение содержаний SiO2 и K2O (в мас.%) с севера на юг и рост с юга на север содержания Al2O3. Поведение суммарного железа менее определенно, т.к. от центральной части территории мегантиклинория концентрации Fe2O3 уменьшаются и на север и на юг. Направление “к берегу” или “от берега” в данном случае не реконструируется.
Использование только проб отвечающих критерию однородности дает также достаточно неопределенные результаты. Содержания SiO2 и K2O уменьшаются с севера на юг; содержания Al2O3 и суммарного железа, напротив, уменьшаются с юга на север. Указанные тенденции рисуют положение “берега” в противоположных направлениях.
Если обратиться к анализу характера изменений магния, алюминия, трех- и двухвалентного железа, содержания которых выражены в формульных единицах, то для всей выборки проб наблюдается увеличение содержаний Al и Fe+3 с севера на юг, что, исходя из данных И.В. Николаевой, предполагает и переход ко все более прибрежным фациям. Это хорошо согласуется с литофациальной зональностью для раннеукского “времени”. В выборке магнитооднородных проб ситуация сходная (для AlIV).
Привлечение к анализу процессов седиментогенеза данных по химическому составу аутигенного глауконита позволяет также с той или иной долей условности судить о типе бассейна осадконакопления (при 0,4-0,45 ф.е. Mg - бассейн нормально-морского типа, при 0,4-0,45 - 1,05 ф.е. - эвапоритовый бассейн). В рассматриваемом нами случае содержания Mg в ф.е. предполагают существование на территории современного Башкирского мегантиклинория в раннеукское “время” нормально-морского бассейна. Для него, также исходя из содержаний Mg, возможна и приблизительная оценка палеотемператур морской воды. Расчет их дает значения порядка 22-28оС. Приведенные выше данные показывают, таким образом, что использование данных по химическому составу аутигенного глауконита позволяет в ряде случаев более корректно вести интерпретацию литофациальной зональности бассейнов осадконакопления и дополнительно реконструировать некоторые существенные параметры как бассейнов седиментации, так и их среды.
Несомненно, однако, что проблема использования минералов группы глауконита как индикаторов параметров осадконакопления (климат, палеотемпературы морской воды и т.п.) требует еще значительного осмысления.
В последние годы для реконструкции палеосолености в качестве экспрессного используется и т.н. “C/S метод”, основанный на анализе соотношения органического углерода и серы в глинистых осадках [Berner, Raiswell, 1983; Donnelly, Jackson, 1988; Jaсkson, 1985]. Известно, что отложения морских бассейнов характеризуются вариациями данного отношения в пределах 2,7 - 3,2; для пресноводных (озерных) осадков величина этого отношения значительно больше, тогда как в эвксинных отложениях этот параметр уменьшается до 0,5 - 1,5.
Данный метод был использован для реконструкции палеосолености водоемов бакальского и зигазино-комаровского “времени” [Крупенин и др., 1995; Maslov, Krupenin, 1996]. Указанные уровни типового разреза удовлетворяют основному требованию данного метода - содержание Сорг в осадках здесь составляет не менее 1% [Крупенин и др., 1993]. Условия формирования отложений бакальской и зигазино-комаровской свит реконструированы достаточно детально. Терригенные и карбонатные образования бакальского уровня представляют собой осадки прибрежного и открытого мелководья и, в ряде случаев, приливно-отливных зон и умеренно глубоководных участков. Зигазино-комаровская свита объединяет преимущественно отложения “сверхмелководных” низкоэнергетических зон и внутренних частей шельфа.
Среднее значение отношения C/S в пробах глинистых сланцев из зигазино-комаровской свиты составляет ~ 3,3, что типично для морских отложений [Berner, Raiswell, 1983]. Находки в ряде разрезов нижней части этого уровня в районе г.Бакала желваковых конкреций пирита и линзовидных прослоев диагенетических сидеритов, наряду со значениями отношения C/S не выше 1, указывают на застойные (эвксинные ?) обстановки накопления исходных осадков. Для глинистых сланцев бакальской свиты значения данного параметра превышают в среднем 75 [Крупенин и др., 1995]; подобные значения характерны для пресноводных образований [Berner, Raiswell, 1983; Donnelly, Jackson, 1988]. Интерпретировать полученные результаты можно по-разному. Скорее всего необходимо привлечение других геохимических индикаторов. Однако, можно допустить, что комплекс терригенных отложений нижней части бакальской свиты (макаровская подсвита и иркусканский горизонт малобакальской подсвиты) формировался в более опресненных (прибрежных озерно-лагунных) обстановках, тогда как карбонатные и терригенно-карбонатные образования более высоких уровней бакальской свиты имеют мелководно-морской генезис, т.е. накапливались в обстановках несколько более высокой солености. Иным образом объяснить существование мощных (до первых сотен метров мощностью) толщ известняков в составе малобакальской подсвиты бакальской свиты достаточно проблематично.
3.7. Геохимия стабильных изотопов карбонатных пород эталона рифея
Известно, что изотопный состав элементов, слагающих карбонатные породы, тем или иным образом соответствует их изотопному составу в морской воде эпох осадконакопления и, будучи взаимосвязан с особенностями геохимических циклов в системе “материк-океан”, позволяет судить о геохимических параметрах геологического прошлого [Борщевский и др., 1981; Виноградов и др., 1994]. В отличие от стронция, изотопные системы кислорода и углерода являются, по-видимому, более устойчивыми к вторичным процессам, что дает возможность использовать эти материалы для реконструкции процессов осадконакопления.
Вариации d 18О в карбонатных породах могут быть обусловлены рядом причин. Среди них чаще всего указываются температура среды седиментации (повышение температуры на 3-4оС ведет к увеличению d 18О на 1%о), соленость бассейнов седиментации (увеличение солености на 1-2%о увеличивает d 18О на 1%о) и температурные параметры регионального метаморфизма (увеличение температуры также ведет к увеличению d 18О) [Юдович и др., 1990]. Колебания изотопного состава кислорода могут быть связаны также с процессами кислородного обмена [Покровский, Виноградов, 1991].
По данным Р.Е. Прилуцкого [1994], материалы исследований последних лет в основном подтвердили более ранние представления М. Шидловского о практически неизменном изотопном составе углерода морских карбонатных отложений. Рассматривая вариации изотопного состава углерода в позднем докембрии, автор отмечает, что относительно спокойному в тектоническом отношению периоду от 1, 5 до 1,0 млрд. лет, охватывающему почти весь ранний и средний рифей, свойственны относительно стабильные значения d 13С (~ -1,0 .....+/-0,5%о), тогда как для более молодых эпох присуще чередование эпох повышенной и пониженной тектонической активности и, как следствие этого, - достаточно отчетливые вариации изотопного состава углерода. В качестве причин накопления карбонатов с повышенными значениями d 13С, выдвигавшихся в более ранних работах, Р.Е. Прилуцкий указывает приток метаморфогенной СО2, поглощение в зонах субдукции карбонатных осадков, биогенные процессы, эвапоритизацию бассейнов осадконакопления и эндогенное фракционирование изотопов, отдавая предпочтение последней. Отсутствие отчетливого временного тренда изотопного состава отмечено указанным автором и для изотопного состава кислорода. По его представлениям, величины d 18О, связанные тем или иным образом с условиями осадконакопления, детерминированы вулкано-плутоническими процессами. Для интервала раннего-позднего архея по изменению значений d 18О Р.Е. Прилуцкий предполагает постепенное похолодание, в раннем протерозое предположительно существовали довольно контрастные климатические обстановки (чередование серии оледенений и потеплений; значения d 18О варьируют от 22 до 37-38%о), тогда как ранний-средний рифей можно рассматривать как период наиболее стабильного климата. По оценкам Р.Е. Прилуцкого, температура воды в морских бассейнах составляла в этот период порядка 30оС.
Е.И. Донцова и ее соавторы [1972] считали, что величина d 18О в морских карбонатных отложениях зависит главным образом от интенсивности процессов вулканизма: для периодов активного вулканизма характерно накопление осадков с аномально низкими значениями d 18О, тогда как в эпохи покоя формировались отложения с более высокими величинами d 18О. В то же время авторы отметили возможное влияние на изотопный состав кислорода еще, по крайней мере, двух факторов - аридизации климата (приводит к появлению отложений с более низкими значениями d 18О) и перемещение к поверхности Н2О и СО2, высвобождающихся при метаморфизме осадочных образований, что ведет к существенному утяжелению (d 18О до 30-35%о) кислорода.
Изотопный состав углерода карбонатных пород определяется глобальными факторами, влияющими на состав морской воды. В большинстве случаев он почти не меняется под действием эпигенетических процессов [Подковыров, 1997], что позволяет рассматривать вариации d 13С как отражение состава древней гидросферы.
По данным М.А. Семихатова [1997], вариации d 13С карбонатных пород в раннем и среднем рифее не превосходили значений 0.....+2%о. Конец среднего рифея, а также начало и конец позднего рифея характеризовались тенденцией к некоторому утяжелению изотопного состава углерода, сопровождавшейся формированием на ряде уровней и отложений с аномально легкими значениями d 13С. Трактовка генетической стороны этих вариаций различна. Ряд авторов считает возможным предполагать взаимосвязь отрицательных аномалий с ледниковыми эпохами, тогда как более тяжелые изотопы углерода накапливаются в карбонатах в условиях повышенной биопродуктивности Мирового океана и фоссилизации значительных масс Сорг.
З.В. Тимофеевой и др. [1976] в рамках исследования общих закономерностей сидеритообразования в рифей-фанерозойской истории, были проведены исследования изотопного состава кислорода в сидеритах из нижней части зигазино-комаровской свиты. Значения d 18О в них определены в пределах от 20,7%о до 24,1%о, что достаточно близко к тем параметрам, что характерны для сидеритов морского генезиса. Изотопный состав кислорода в сидеритах бакальской свиты, напротив, заметно ниже указанных значений, что позволяет достаточно хорошо подтвердить различный их генезис.
В своей более поздней работе З.В. Тимофеева [1977] показала, что осадочно-диагенетические сидериты рифея представлены теми же типами, что и в фанерозое. К числу наиболее древних достоверно диагенетических конкреционных сидеритов ей были отнесены сидериты зигазино-комаровской свиты среднего рифея. Состав их и генезис, по указанию З.В. Тимофеевой, резко отличны от тех, что типичны для сидеритов Бакальского месторождения. По данным автора, “Конкреционные сидериты зигазино-комаровской свиты по составу, морфологии, соотношению с вмещающими глинистыми сланцами ..., по характеру рассеянных аутигенных силикатных и карбонатных минералов ... весьма близки к ... фанерозойским диагенетическим сидеритам”. Генезис их определяется автором как морской на основании высоких значений d 18О (~ +22,9 ... +25,5%о .
Позднее Ю.А. Борщевским с коллегами [1981] опубликованы результаты исследования изотопного состава кислорода и углерода из сидеритов и магнезитов Бакало-Саткинского района, а также из вмещающих их образований. По данным авторов, значения d 13С в карбонатных породах нижнего рифея из указанных объектов “... варьируют в пределах свойственных нормальным осадочным морским карбонатам”, а средние значения указанного параметра во всех типах карбонатных пород соответствуют “... изотопно-углеродным закономерностям нормального осадочного карбонатообразования”. Более того, основываясь на них авторы считают, что “... сидериты и магнезиты, как и доломиты, отлагались в достаточно мелководном бассейне со сравнительно высокой и варьирующейся во времени степенью осолонения”. Наконец, касаясь генезиса месторождений Бакало-Саткинского района, авторы пишут следующее - “... изотпно-углеродные и изотопно-кислородные характеристики сидеритов, магнезитов и доломитов ... подтверждают справедливость представлений об их первично-осадочном происхождении ... . Литолого-геохимические исследования последних лет (здесь ссылка на тезисы доклада О.Г. Лазура и др. - А.М. и др.) свидетельствуют о первично-осадочном происхождении карбонатов Бакальского и Саткинского месторождений”.
В.Н. Подковыровым [Podkovyrov, 1995] приведены первые данные об изотопных системах углерода и кислорода карбонатных пород каратауской серии. По его материалам, первичные концентрации d 13С в породах катавской и укской свит претерпели некоторое диагенетическое перераспределение. Доломиты миньярской свиты характеризуются значениями отношений Mn/Sr и Fe/Sr, типичными для раннедиагенетических слабо или неизмененных доломитов; наблюдающиеся в них вариации d 18О отражают первичные условия осадконакопления, в том числе период некоторой аридизации климата в начале миньярского “времени” (сдвиг значений d 18О от -6%о до ...-1,5%о).
Комплексные петрогеохимические исследования верхнерифейских карбонатных последовательностей западного склона Южного Урала [Semikhatov et al., 1995; Кузнецов и др., 1997] показали, что они представлены существенно не затронутыми процессами постдиагенетических изменений породами, для которых возможно определение первичных соотношений изотопов углерода и стронция и, следовательно, реконструкция обстановок осадконакопления и хемостратиграфические построения.
В отличие от известных ранее единичных определений изотопного состава углерода, в последние годы появились более полные данные по вариациям d 13С в известняках катавской, инзерской, миньярской и укской свит западного крыла Башкирского мегантиклинория [Semikhatov et al., 1995]. Так, для нижнекатавской подсвиты значения d 13С составляют в средней части - +2,5%о, а в кровле -0,8%о; в верхнекатавской подсвите d 13С составляет порядка +1,9%о. В подинзерских слоях инзерской свиты наблюдаются изменения d 13С от +0,7 до +3,9%о. Карбонаты средней пачки из верхнеинзерской подсвиты имею значение d 13С от -1,0 до 0%о. В нижней подсвите миньярской свиты величина d 13С варьирует от -0,3 до +2,4%о, в верхней подсвите обнаруживаются ее более резкие колебания - от -2,2 до +5,9%о. Наконец, маломощные прослои известняков из нижнеукской подсвиты имеют величины d 13С 2,1 и 1,4%о, тогда как для известняков и доломитов верхнеукской подсвиты типичны значения d 13С от 0,7 до 2,5%о. Авторы данного сообщения заострили внимание на возможности использования приведенных выше материалов для межрегиональных корреляций разрезов рифея, однако, возможна и трактовка их в терминах эволюции среды осадконакопления седиментационного бассейна позднего рифея. Так, вариации d 13С в разрезе каратауской серии обнаруживают некоторый сдвиг в сторону эвапоритовых обстановок. Особенно отчетливо это видно примерно на границе миньярской и укской свит. В то же время по данным определения величины d 13С можно предполагать и некоторые колебания солености позднерифейского бассейна в катавское и позднеминьярское “время”.