Содержание к диссертации
Введение
1. Основные черты геологии и развития волгоуральской антеклизы
1.1. Геологическое строение 11
1.2. История геологического развития и накопления органического вещества
2. Методология исследований 20
2.1. Состояние проблемы и изученность 20
2.2. Методика и виды исследований 23
3. Палеозойские угленосные формации 27
3.1. Девонская угленосная формация 27
3.2. Каменноугольная угленосная формация
3.2.1. Стратиграфия и литология визейской угленосной толщи 34
3.2.2. Закономерности размещения и строение угольных пластов 41
3.3. Пермская угленосная формация 48
3.3.1. Стратиграфия и литология пермских отложений 49
3.3.2. Закономерности размещения и строение угольных пластов 61
4. Состав и попутные компоненты углей 70
4.1. Петрографический состав 71
4.1.1. Девонские угли 72
4.1.2. Визейские угли 73
4.1.3. Пермские угли 92
4.2. Физические, химические и технологические свойства углей 95
4.2.1. Девонские угли 95
4.2.2. Визейские угли 96
4.2.3. Пермские угли 107
4.3. Закономерности распределения элементов-примесей (ЭП) в 110
угольных пластах
5. Условия формирования угленосных формаций и предпосылки концентрации рудного вещества
5.1. Девонские отложения 125
5.1.1. Первично-осадочные факторы углеобразования 125
5.1.2. Состав петрофонда обрамления и источники сноса 128
5.2. Каменноугольные (визейские) отложения 136
5.2.1. Первично-осадочные факторы углеобразования 136
5.2.2. Состав петрофонда обрамления и источники сноса 143
5.3. Пермские отложения 149
5.3.1. Первично-осадочные факторы углеобразования 149
5.3.2. Состав петрофонда обрамления и источники сноса 153
6. Влияние органического вещества на рудогенез в угленосных формациях
6.1. Рудообразующие функции ископаемых органических веществ 188
6.2. Неорганическое вещество угольных пластов 194
6.3. Минералообразующая роль захороненных растительных остатков
6.4. Биогенное рудообразование в палеозойских угленосных формациях
6.5. Влияние эндогенных факторов на формирование угольных пластов и вертикальную миграцию рудного вещества
7. Эволюция углеобразования и сопутствующего рудогенеза на восточно-европейской платформе
7.1. Закономерности размещения областей углеобразования и арид- 236 ного меденакопления на Восточно-Европейской платформе
7.2. Геологические причины эволюции литогенеза на Восточно- 242 Европейской платформе
7.3. Палеогеографические предпосылки угле- и рудообразования на востоке Восточно-Европейской платформы в палеозое и их эволюция
7.3.1. Девонский цикл 244
7.3.2. Каменноугольный цикл 248
7.3.3. Пермский цикл 252
8. Некоторые прикладные аспекты исследований
8.1. Влияние ЭП на возможные направления использования углей 258
8.2. Методологические принципы прогноза угольных и ассоциирующих с ними рудных МПИ
8.3. Разграничение литофациальных комплексов по литологогеохимическим признакам
Заключение 268
Литература 2
- История геологического развития и накопления органического вещества
- Методика и виды исследований
- Закономерности размещения и строение угольных пластов
- Физические, химические и технологические свойства углей
История геологического развития и накопления органического вещества
Герцинский этап ознаменовался кардинальным обновлением структуры Вол го-Уральской антеклизы и повсеместным формированием палеозойского осадочного чехла. В палеозое на приуральской окраине Восточно-Европейской плиты произошло образование рифтогенного разрыва и его раз-двиг на рубеже кембрия и ордовика [58]. Вследствие втягивания в силуре континентальной плиты в зону субдукции, ее восточная окраина испытала погружение и трансгрессию моря. С этого времени на рассматриваемой территории начинается накопление морских осадков, продолжавшееся до позд-непермского времени. По палеомагнитным данным [58, 186] Восточно-Европейская плита в позднем палеозое испытывала дрейф в северном направлении, перемещаясь из южного полушария в северное, что сопровождалось существенными климатическими изменениями. Заметное влияние на климат позднего палеозое оказало также карбон-пермское (гондванское) оледенение [82] с пиком на рубеже карбона и перми 300-280 млн лет назад. Оно охватило в основном южное полушарие, но имело глобальные геологические последствия в виде эвстатических колебаний уровня моря и контрастных климатических изменений, наложившиеся на тектоническую перестройку рассматриваемой территории [248].
В герцинском этапе выделяют трансгрессивную (D2erD3fr), инундацион-ную (БЗІТ-СЗ), регрессивную и эмерсивную стадии [Геологические формации ..., 1981]. Две последние стадии не имеют четких возрастных границ.
В трансгрессивную стадию формировались преимущественно континентальные и прибрежно-континентальные песчано-глинистые и морские глинисто-карбонатные осадки, а в отдельных районах - вулканогенно-осадочные формации. В эйфельском веке начинает развиваться морское осадконакопле-ние с образованием первых карбонатных прослоев, прервавшееся в результате подъема территории. В живетское время вновь отмечается прерываемое регрессиями погружение и формирование мелководных терригенно-карбонатных отложений. Инундационная стадия характеризуется наибольшим прогибанием бассейна осадконакопления и преимущественно морскими условиями седиментации. Практически на всей рассматриваемой территории господствовал аридный и субаридный климат, и шло формирование красноцветных отложений, но к концу девона наметилась тенденция к гумидизации. Главными типами образующихся пород стали карбонатные и глинисто-карбонатные, отложение которых прерывалось накоплением угленосных толщ. В франском веке во впадинах Камско-Кинельской системы накапливались насыщенные органическим веществом глинисто- карбонатные отложения доманиковой фации, мощность которых не компенсировалась опусканием. В пределах Ка-занско-Кировского прогиба (район Казани) в низменных участках суши впервые появились прибрежные леса и первые торфяники, предопределившие девонское углеобразование. В конце фаменского века площадь прогибов начала сокращаться и, начиная с заволжского времени, происходит значительное компенсирование Камско-Кинельской системы прогибов осадками, сносимыми с возвышенных участков территории. С девонскими отложениями связаны основные месторождения нефти и газа, распространенные на территории Волго-Уральской антеклизы.
В конце турнейского века начался подъем значительной части антеклизы. В ранневизейское время весь восток Восточно-Европейской платформы был охвачен региональными воздыманиями [55]. Территория Татарского свода большей частью вышла из-под уровня моря и представляла собой область континентального размыва, который продолжался вплоть до конца бобриковского времени. На континенте установился жаркий и относительно влажный климат, способствовавший развитию гумидного типа литогенеза. В межкупольной части Татарского свода и прилегающих низменных участках земной коры происходило формирование угленосных отложений с мелкими и средними угольными залежами. С ними ассоциируют также мелкие месторождения нефти.
Углеобразование развивалось неравномерно [193]. В елховское время на месте Северо-Татарского свода и Казанско-Кировского прогиба располагалось территория суши, а Южно-Татарский свод, покрытый водами мелководно-морского бассейна, продолжал воздыматься. В его пределах образовались отдельные островные участки суши, где шли процессы денудации и слабое углеобразование.
В радаевское и бобриковское время продолжается дальнейший подъем территории и сокращение морского бассейна. Ранее существовавший елхов-ский бассейн распался на ряд мелких обособленных водоемов. Лишь в прогибах Камско-Кинельской системы сохранились лагуны морского бассейна. На всей остальной территории большую роль играли дельтово-аллювиальные и озерно-болотные образования, а на значительных участках суши шло формирование карстовых и эрозионно-карстовых врезов [46, 193]. В целом на рассматриваемой территории господствовали континентальные условия осадконакопления. Широкое развитие в разрезах бобриковского горизонта светло-серых каолинитовых аргиллитов (кора выветривания каолинитового типа) свидетельствует об обстановке жаркого и влажного климата [9, 10, 11]. Существовавшие тогда условия седиментации создали благоприятную обстановку для углеобразования лимнического и на морском побережье пара-лического типа. Углеобразование было локализовано в основном в пределах эрозионно-карстовых врезов на поверхности турнейской толщи, широко распространенные склонах Южно-Татарского свода. В зоне Камско-Кинельской системы прогибов, где в это время существовали остаточные опресненные водоемы лагунного типа, происходило отложение глинистых илов, прерываемое неоднократно непродолжительным торфообразованием. В результате трансгресии моря в тульское время угленосные отложения визе оказались перекрыты карбонатными осадками среднего и позднего карбона. Углеобразование прекратилось.
Методика и виды исследований
Из других мацералов группы липтинита отмечаются кутикула, смола, водоросли. Кутикула встречена в форме тонких полос толщиной 10-30 мкм, имеющих по одному краю мелкие зубчики (рис. 4.7). Иногда кутикула окаймляет фрагменты витринита с признаками листовой паренхимной структуры. Редко образует заметные скопления. Смола надежно диагностирована только в проходящем свете, представлена овальными телами. По [16] в некоторых скважинах обнаружен смоляной липтобиолит. Водоросли встречаются редко. Образуют колонии, имеющие общую оболочку. В проходящем свете [16] - бледно-желтые или бесцветные. Диагностируются как Pila, Clud-iscjthallus, Reinschia [16].
Встречается также склеротонит (рис. 4.8). Сравнивая морфологические типы склероций камских углей с описанными в [119], склероциями более молодого карбон-пермского возраста, можно отметить значительное однообразие первых. По существу, все они имеют округлую или овальную форму, чаще всего ячеистую внутреннюю полость (рис. 4.9). Ячеистость, возможно, является анатомической особенностью склероций, но иногда она, очевидно, представляет собой бактериальные «выгрызы». Последнее свидетельствует о сохранности во внутренних полостях склероций доступных для сапрофитных микроорганизмов органических веществ на торфяной стадии углеобразова-ния. По-видимому, те же причины обусловили тончайшую сульфидную минерализацию склероций. Сравнительно редко встречаются сплошные (массивные) или полые формы склероций. Иногда поры заполнены кварцем или кальцитом. Большинство склероций сложены семивитринитом, семифюзини-том, реже - фюзинитом. По мнению Л.Я. Кизильштейна, А.Л. Шпицглуза и М.И.Назаренко [114] склеротинитовые тела происходят из спор грибов или секреторных выделений растений-углеобразователей. Первая гипотеза более вероятна. Однородная гелифицированная основная масса (десмит) образует участки и слойки однородного вещества, цементирующего другие микрокомпоненты. При больших увеличениях можно наблюдать отдельные расплывшиеся обрывки тканей, не вполне утратившие свои очертания. Десмит является продуктом полного разложения форменных гелифицированных микрокомпонентов угольного вещества, и нередко связан с ними постепенными переходами.
Минеральные включения в визейских углях [193] представлены в основном глинистыми минералами, пиритом, кварцем и кальцитом. Они имеют терригенную, сингенетичную и эпигенетическую природу.
Глинистое вещество встречается в виде тонких прослоев и включений в аттритовой основной массе, часто в полостях мегаспор или клеточных полостях фюзенизированных тканей (рис. 4.7). Глинистое вещество углей представлено в основном каолинитом, в углистых аргиллитах встречаются также монтмориллонит и гидрослюда, которые, по всей видимости, представляют собой первичный терригенный материал, привнесенный в угли еще в период формирования торфяников. Образование каолинита носит в основном эпигенетический характер и связано с содовыми процессами, протекающими в углях при их метаморфизме. В то же время, можно предположить, что часть каолинита была привнесена в торфяники с суши, где в условиях гумидного климата формировались каолинитовые коры выветривания [9, 10, 11].
Пирит образует сложные формы или отдельные правильные кристаллы. Встречаются псевдоморфозы по микроорганизмам и обрывкам растительных тканей (рис. 4.1). Дисперсно-рассеянные зерна неправильной формы сопровождают фрамбоидальные образования, представляющие собой шаровидные скопления мельчайших кристалликов пирита размером от долей миллиметра до 1,5-2,5 мкм. Отмечается наличие тончайшей пиритизации экзин (рис. 4.10) макроспор [111]. Отдельные включения пирита при этом имеют размеры в десятые доли мкм и не воспроизводятся на микрофотографиях. В размещении зерен просматривается некоторая упорядоченность, которая может быть обусловлена пиритизацией регулярных гистологических элементов экзин. Иногда пиритизация приурочена к оболочкам микроспор, (чаще) к их внутренним полостям, промежуткам между спорами или склероциям грибов (рис. 4.11). В нескольких случаях отмечена интенсивная пиритизация клеточных полостей фюзинита, в том числе деформированных. Значительная часть выделений пирита имеет сингенетичное происхождение, связанное с биогенной сульфатредукцией в разлагающейся органике на торфяной стадии развития залежи. Интенсивность пиритизации возрастает с увеличением доли минерального вещества. В прослоях углистых аргиллитов Дроздовской залежи (обр. 936/13 и 936/7, скв. 936) содержание пирита достигает 10 %. Морфологически это отдельные кристаллики, скопления кристалликов и фрамбоиды (рис. 4.12). Встречены крупные бесформенные выделения пирита, возможно, образовавшиеся вследствие псевдоморфного замещения некоторых органических фрагментов. Во всех случаях пиритизированы именно минеральные прослои, что может объясняться более высоким содержанием в них реакци-онноспособного железа по сравнению с органическим материалом. Отмечены палочковидные выделения пирита в витрините, описанные ранее в донецких углях как псевдоморфозы по микроорганизмам [113]. Вместе с тем, пиритизация углей в целом слабая при довольно высокой общей сернистости углей. Отмечаются также проявления эпигенетической пиритовой минерализации в виде микропрожилков и заполнений микротрещинок в угле. В целом масштабы видимой рудной минерализации в углях и углистых породах карбона незначительны. Низкое содержание пирита принципиально отличает описываемые угли от синхронных углей Подмосковного и Кизеловского бассейнов.
Закономерности размещения и строение угольных пластов
Для характеристики состава ОВ девонских отложений использованы материалы [267]. Рассеянное ОВ морских образований девона относится в основном к классу сапропелитов и представлено микркомпонентами групп аль-гинита. Однако отмечаются и некоторые различия. В отложениях староос-кольского и кыновского горизонтов встречается ОВ группы сапропелитов-F, состоящее из коллоальгинита, что указывает на фациальные условия накопления в мелководном бассейне глубиной до 100м. Накопление ОВ происходило в восстановительной (сидерито-пиритовой) геохимической обстановке. В аргиллитах пашийского горизонта ОВ относится к смешанному типу -группе сапропелито-гумитов - гумито-сапропелитов, образование которых произошло в прибрежно-морском бассейне с глубинами не более 20-30 м. Накопление ОВ происходило в окислительной (окисной) геохимической обстановке. ОВ пород доманикового горизонта сложено микрокомпонентами групп хитинита и альгинита, исходным материалом для которых служили мембраны тентакулитов и остатки водорослей. По вещественно-петрографическому составу оно относится к группе сапропелитов, классу собственно сапропелитов, что указывает на накопление в мелководном бассейне. Отложения доманикового горизонта характеризуются очень высоким содержанием ОВ - 1-36,36% (почти всегда более 1%). Пространственная дифференциация в содержании ОВ неявная. Слабая тенденция обогащения пород органическим веществом отмечается в сторону снижения гипсометрии пластов. На рассматриваемой территории это связано с приближением к системе Камско-Кинельских прогибов - в районах Нижнекамского прогиба 1,55-36,36% (ср. 11,71%) в районах Усть-Черемшанского - 0,44-26,77% (среднее 8,94%). На содержание OB оказывает влияние и литология. Отмечается прямая связь (по неорганическому остатку породы - НОП) с глинистой компонентой, которая нарушается в некоторых случаях наличием кремнезема, которому может принадлежать существенная роль. Максимальные накопления ОВ в доманиковых отложениях связаны не с чистыми аргиллитами, а с мергелями и известковистыми глинами. Содержание гуминовых в ОВ очень мало или отсутствует вовсе, ОВ в доманикитах авто- параавтохтонное, биту-моиды сингенетичны. В мендымском горизонте преобладают известняки. Содержание Сорг в них заметно ниже - 0,041-8,781%. Отмечается обогащение пород ОВ по мере увеличения в них глинистой компоненты. Содержание гуминовых кислот очень низкое - в среднем 0,0127% (0,0004-0,0860%о).
Завершая рассмотрение органической части доманикитов, отметим факт обнаружения петрографическими методами гумусового вещества в мелководных отложениях пашийского горизонта. Проведенные нами ЭПР-исследования доманикитов также показали преобладание парамагнитных центров органических радикалов, присущих ОВ растительного происхождения. В частности это может объясняться привносом терригенного ОВ в область морского осадконакопления в составе континентального сноса и преобладанием в отлагающейся биомассе водорослевого планктона.
В зависимости от содержания органического вещества доля минерального вещества может превышать 90%. Литолого-минералогическими и мине-раграфическими исследованиями установлено, что значительная ее часть представлена глинистыми минералами (иллитом, монтмориллонитом), кварцем и карбонатами (кальцит, доломит, сидерит).. В доманикитах часто встречаются выделения рудных минералов, среди которых преобладают сульфиды (пирит и марказит). Их среднее содержание в породах обычно до 1-2%. Пирит (или марказит) представлен очень широко в виде тонко рассеянных в породе микроскопических глобул ей, гипидиоморфных кристалликов и их реже срастаний, иногда встречаются фрамбоиды. Агрегаты зерен и их скопления обычно ассоциируют с останками мелких морских животных, иногда заме 132 щая их фрагменты или повторяя изгибы их очертаний. В таких случаях размеры агрегатов могут достигать нескольких мм. Марказит достаточно легко диагностируется по отчетливой анизотропии, отличающей его от пирита. Формы выделения пирита и марказита сходны. По морфологическим особенностям, условиям нахождения в породе и взаимоотношениям с другими минералами происхождение, как марказита, так и пирита сингенетичное с вмещающими породами. Однако, в породах нефтеносных толщ начинает преобладать пирит, основная масса часть которого образуется, по всей видимости, в эпигенезе в результате взаимодействия с восстановительными нефтяными водами.
Обогащенность ОВ обуславливает специфическую геохимическую обстановку в син- и диагенезе, благоприятную для концентрации многих металлов. Для пород с содержанием ОВ выше кларкового характерно повышенное содержание железа. При этом в составе двухвалентного железа, как правило, преобладает железо пиритное, что говорит о резко восстановительной обстановке седиментации и раннего диагенеза. Доманикиты характеризуются высоким значением коэффициента восстановленности [267].
По нашим данным доманикиты характеризуются повышенным содержанием некоторых породообразующих элементов, которые отражают их лито-логический состав и особенности. Содержание Si, А1, К в черных сланцах превышает их содержание во вмещающих песчаниках и аргиллитах того же горизонта почти на порядок. Окремнение - характерная особенность домани-китов. Высокое содержание кремния в породах объясняется, видимо, осаждением растворенного кремнезема в анаэробной сероводородсодержащей зоне моря с восстановительной средой. Источником кремнезема мог быть вулканогенный материал [74]. Кроме того, накопление кремнезема могло быть вызвано биогенными причинами. По данным В.Н.Холодова [253] в современном Черном море в зоне развития фитопланктона на глубинах до 150-200 м широким распространением пользуются диатомовые и силикофлагелляты, использующие кремнезем для строительства раковинок. В результате здесь формируется диатомовая взвесь, а содержания растворенного в воде кремнезема могут достигать 3371 мкг/л.
Вероятно, единственным химическим элементом, обнаруживающим отрицательные связи с органическим веществом, является кальций. Его содержание в песчаниках и аргиллитах характеризуется стабильными значениями 20-30%, но при обогащении пород ОВ резко снижается до первых процентов и даже десятых долей, что вполне объяснимо, если принять во внимание присутствие ОВ только в обогащенных глинистым веществом породах мелководно-морских фаций.
Физические, химические и технологические свойства углей
С медью ассоциирует ртуть, которая также иногда образует локально-высокие концентрации в основании сероцветных лингуловых глин, служащих, вероятно, своеобразным экраном для седиментогенных вод красноцветных толщ. В то же время, видимой минерализации меди в породах нет. Медь присутствует, по всей видимости, в сорбированном состоянии в составе глинистых минералов или оксидов железа [152]. В целом ее концентрации в уфимских отложениях измеряются кларковыми величинами.
Красноцветная формация казанского яруса (белебеевская свита) распространена в восточной части Татарстана и далее до Урала. Особенностью бе-лебеевской свиты является тесный контакт и переслаивание красноцветных отложений с ОВ-содержащими отложениями различного происхождения, что создает предпосылки для концентрирования рудного вещества на геохимических барьерах в эпигенезе [190]. Повышенные концентрации рудного вещества связаны с отложениями 3 типов - 1) прослоями углистых пород; 2) прослоями сероцветных глин и алевролитов и 3) угольными включениями (углистым детритом и ископаемой древесиной).
По [207] с красноцветной терригенной формацией связана угленосная формация, образование которой произошло в результате ингрессии мелководного эпиконтинентального моря и заболачивания низменных прибрежных равнин. Прослои углистых глин часто встречаются среди пород красноцветной формации нижнеказанского подъяруса. Углевмещающие отложения сложены песчаниками, глинами, алевролитами, реже карбонатными породами и углями. Минеральный и микроэлементный состав перечисленных пород близок к породам красноцветной формации, однако в участках пород, обогащенных углистым детритом, отмечаются локально-высокие содержания меди и сопутствующих ей элементов (германий, серебро и др.). Рентгеновские анализы глин показали, что основным их минералом является монтмориллонит, минералы из группы гидрослюд, смектит, хлорит и каолинит, встречаются также включения сульфидов железа (пирита). Геохимические аномалии меди также часто приурочены к угольным пластам. В то же время неизме 173 ненные угли характеризуются кларковыми содержаниями элементов-примесей, но в выветрелых разностях возрастает содержание ряда рудных элементов (германий, медь, серебро и др.), приуроченное к приконтактовым участкам пласта (см главу 4). По всей видимости, подобные концентрации имеют инфильтрационную природу и связаны с осаждением рудных элементов из подземных вод красноцветных отложений в эпигенезе.
Сероцветные терригенные отложения в виде маломощных прослоев встречаются практически по всему разрезу казанского яруса. Сероцветные отложения фациально неоднородны. Согласно работам Н.Н. Форша [232] они подразделяется на типично морские и прибрежно-морские образования, сложенные глинами, песчаниками и алевролитами. По минеральному составу они практически неотличимы от красноцветных пород. Их особенность заключается в присутствии вышекларковых содержаний рассеянного органического вещества и восстановленного Fe2+, что и придает породам характерную сероцветную, слабо-зеленоватую окраску.
Одним из главных литофациальных элементов морской сероцветной формации являются байтуганские «лингуловые глины», обогащенные органическим веществом. По данным [90] содержание Сорг в лингуловых глинах Татарии колеблется от 1 до 3,8% и в среднем увеличивается при движении с запада на восток. По этой причине они могут классифицироваться как «черные сланцы» [279]. Пачка лингуловых глин представляет собой базальный горизонт казанского яруса и большей частью непосредственно налегает на уфимские красноцветные отложения. Ее достаточно полные разрезы с переходом от уфимских красноцветных отложений можно наблюдать по правому борту р. Мензеля (обн. 004, 007, 008). По направлению на запад терригенная сероцветная формация замещается карбонатной толщей, представляющей морские более глубоководные осадки. Глины имеют серый и голубовато-серый цвет, по составу они доломитистые, известковистые, близки к глинистому мергелю. Глинистое вещество и карбонаты распределены в породе довольно равномерно, встречается также остроугольный обломочный материал, при увеличении содержания которого глины переходят в тонкие прослои алевролитов. По данным рентгеновской дифрактометрии основным минералами глин являются иллит и монтмориллонит с незначительной примесью каолинита, что указывает на преобладание в области размыва процессов механического выветривания над химическим. По слоистости пород встречаются выделения гидрооксидов железа. Сингенетичная сульфидная вкрапленность представлена почти исключительно пиритом. Выделения пирита размерностью от сотых до десятых долей и первых миллиметров ассоциируют с углистым детритом. Как показывают проведенные нами ЭПР исследования лингуловых глин, а также данные Ф.А. Муравьева, В.М. Винокурова и др. [176], в составе органики преобладают остатки растительного (гумусового) происхождения, что может быть связано их привносом в составе континентального стока. Углистый материал сероцветных пород находится на низкой (буроугольной) стадии метаморфизма. Углистое вещество представлено фю-зенизированными (инертинитовыми) и витренизированными (гелифициро-ванными) растительными остатками, а также растворимыми соединениями, изначально входившими в состав липоидных микрокомпонентов смол. В глинах встречаются прослои с многочисленными остатками брахиопод Lingula, давшими название горизонту.
Образование лингуловых глин обусловлено, очевидно, тем же сочетанием факторов, что и образование черных сланцев на основе изложенной выше концепции Я.Э. Юдовича [276]. В лингуловых глинах выявлено высокое содержание ОВ гумусового типа. Можно предположить, что одним из важнейших факторов их образования был дополнительный привнос в морскую акваторию терригенного ОВ, усиливавший биопродуктивность бассейна. Обилие ОВ при слабой санитарной деятельности микроорганизмов обеспечило его высокое содержание в придонном иле и характерную темно-серую окраску лингуловых глин. Таким образом, образование лингуловых глин является прямым следствием кратковременной гумидизации климата в раннеказанское время, а лингуловые глины представляют собой морской эквивалент континентальных угленосных осадков в фациальном профиле [279].
Отличительной чертой «лингуловых глин» является их меденосность. Медное оруденение пластового типа условно принято относить к «манс-фельдскому» типу [179, 199], т.к. по составу и характеру распределения рудной минерализации он близок к медным рудам Мансфельда (Германия), которые представлены сульфидной вкрапленностью в пластовых залежах мергелисто-глинистых битуминозных сланцев. Подобный тип меденосных отложений приурочен к краевым частям платформенных областей и образуется при трансгрессивном развитии бассейна седиментации.
Медная минерализация в байтуганских сероцветных глинах, алевролитах, мергелях и известняках проявляется в виде вкрапленности, примазок, натеков, пленок и корочек малахита (реже азурита) по сланцеватости и сколам пород и носит отчетливо выраженный эпигенетический характер. Обычно темно-серые глины за счет тонкорассеянного малахита приобретают зеленоватый оттенок. Отмечаются многочисленные геохимические аномалии ряда металлов. Наибольшей дисперсией распределения отличается группа сиде-рофильных элементов - ванадий, хром, никель, кобальт, и халькофильных -медь (до 1000-3000 г/т) и серебро. Как правило, медная минерализация и геохимические аномалии меди и серебра приурочены к низам разреза «лингуловых» глин (рис. 5.6). Отметим примечательный факт. Сингенетичная рудная минерализация представлена сульфидами железа, образованными в результате сероводородного заражения осадков, а медная минерализация представлена эпигенетическими карбонатами меди и ее геохимическими аномалиями.
