Литобиомикрофации карбонатных пород верхнего девона Среднего и Южного Урала Погромская Ольга Эдуардовна

Содержание к диссертации

Введение

Глава I. История литологических исследований верхнедевонских карбонатов Урала 10

Глава II. Сравнительная характеристика существующих классификаций карбонатных пород, выбор и обоснование приоритета 23

Глава III. Описание основных разрезов верхнедевонских карбонатных пород западного склона Урала 49

Глава IV. Описание основных разрезов верхнедевонских карбонатных пород восточного склона Урала 112

Глава V. Закономерности распределения литобиомикрофаций в разрезе; направленность динамики осадконакопления 148

Заключение 156

Литература 158

• История литологических исследований верхнедевонских карбонатов Урала
• Сравнительная характеристика существующих классификаций карбонатных пород, выбор и обоснование приоритета
• Описание основных разрезов верхнедевонских карбонатных пород западного склона Урала
• Описание основных разрезов верхнедевонских карбонатных пород восточного склона Урала

Введение к работе

Понятие "фация" впервые было использовано Грессли (1838): "Я пришёл к заключению, что каждое отложение в пределах своего горизонтального распространения обнаруживает довольно определённые вариации, эти вариации представляют постоянные особенности как в своём петрографическом составе, так и в палеонтологических признаках комплекса их ископаемых, причём их изменения подчинены особым и постоянным законам". Для этих изменений Грессли и предложил название "фация отложений". В настоящей работе фация понимается как закономерный комплекс литологических и палеонтологических особенностей осадка, характеризующих условия его отложения. Фации являются, таким образом, вещественным выражением условий формирования осадков (Рухин, 1953). Но наибольшее развитие учение о фациях получило сравнительно недавно, благодаря всё большему использованию в геологических изысканиях палеогеографического метода, учение о фациях является введением в палеогеографию - науку, имеющую своей целью воссоздать ландшафт и восстановить весь облик земной поверхности, какой она имела в минувшие геологические эпохи.

Без фациального анализа невозможны литологические и стратиграфические исследования. Учение о фациях является также учением об условиях седиментогенеза. С осадочными отложениями связано большое количество месторождений полезных ископаемых. Знание условий образования осадочных отложений - это знание условий образования месторождений. Большое значение имеет учение о фациях и для геолога, при установлении стратиграфического разреза и последовательности отложения осадков. Палеонтолог также должен быть заинтересован в изучении фаций. От характера осадка и условий его образования зависит распределение флоры и фауны. Изучение фаций позволяет восстановить физико-географические условия прошлого, а эти условия служат главным фактором при распределении организмов и их сообществ.

Но фация не является элементарной единицей, которая характеризует литологиче-ский и органический состав породы. Каждая фация может включать множество микрофаций, что отвечает определению Флюгеля (Е. Flugel, 1982), "микрофация - это общий для всех палеонтологический и седиментологический критерий, который может быть классифицирован в шлифах и полировках". Микрофация характеризует менее значительные седимен-тологические события, нежели фация, что позволяет с большей точностью дать определения геологическим событиям седиментогенеза в том или ином участке бассейна. Микрофации являются составными частями, из которых складывается общая мозаика фаций. Методический подход Э. Флюгеля значительно повышает возможности получения информации об условиях образования осадка, как и качество этой информации. Этот исследователь в значительной мере использовал при характеристике микрофаций, палеонтологическую составляющую породы, что является вполне закономерным действием в отношении карбонатов. Однако, палеонтологическая информация, все таки, не получила должного отражения в классификации карбонатов. Большинство исследователей понимают микрофацию, как наи- меньшую по объему и площади часть седиментационного слоя или неслоистого карбонатного тела, которое отличается от окружающего пространства литологическими признаками.

Подавляющее большинство карбонатных пород произошли в результате деятельности животных и растительных организмов. Создавая свой жесткий наружный скелет, они переводят в связанное состояние огромное количество карбоната кальция. Этот процесс, результаты которого имеют общепланетарное значение, осуществлялся и осуществляется разнообразными сообществами организмов, которые можно свести в ископаемом осадке к большой серии первичных палеобиоценозов, продуцирующих ископаемый осадок. Органическая и неорганическая составляющая осадка может быть объединена под собирающим названием - литобиомикрофация (ЛБМ). Литобиомикрофация - наименьшая по объему и площади, целесообразно выделяемая, часть седиментационного слоя или неслоистого карбонатного тела, которое отличается от окружающего пространства литологическими и палеонтологическими признаками. ЛБМ должна включать в свое название оба признака; палеонтологический индикатор выбираем по преобладающим организмам или их ассоциациям. Число первичных ЛБМ многократно увеличивается за счет воздействия различных разрушающих факторов биотопа - волн, течений, осушения и размыва; сопутствующему им разномасштабного переотложения. При этом, одни из первичных ЛБМ могут преобразоваться в карбонатный ил с потерей значительной части биологической информации, другие, созданные организмами с жестким каркасом, с течением времени практически, не изменяются. Между этими крайними ЛБМ существуют многочисленные промежуточные стадии преобразования первичных ЛБМ.

Важно заметить, что карбонатный осадок, в силу его быстрой в геологическом смысле мгновенной литификации сохраняет почти весь объем информации о составе биоценоза, по крайней мере, его карбонатпродуцирующей части. Исключением, пожалуй, являются бактерии, но их роль может быть также оценена по косвенным признакам. Следовательно, карбонаты в отличие от терригенных пород, сохраняют в себе практически все биологические признаки фаций, что и позволяет ввести палеонтологические данные в число классификационных элементов микрофаций, другими словами, расширить это понятие до уровня лито-биомикрофаций.

При всеобщем признании огромной роли организмов в формировании карбонатных пород, в их классификациях - зарубежных и отечественных - все многообразии типов пытались свести к немногим гранулометрическим классам. Определенная дань организмам отдавалась введением класса биогенных пород, отражающего наличие органогенных построек разного ранга. Среди многообразных карбонатных обломочных пород значение организмов индексировалось различными приставками типа - "био-" или "поли-" и т. д. В данной работе этот недостаток мы попытались свести к минимуму за счет насыщения одной из традиционных классификаций карбонатных пород палеонтологической составляющей. В результате этой операции многократно увеличивается информация, как о породе, что имеет немаловажное значение при детальной корреляции разрезов, так и об условиях ее образования. Приведем один пример. Термин микрит, означающий другими словами, пелитоморфный известняк, при игнорировании его палеонтологической составляющей, может характеризовать осадок, образовавшийся в тиховодных условиях. Если мы имеем дело с микритом, содержащим многочисленные раковины однообразных в таксономическом отношении остракод, то можно сделать обоснованное заключение о формировании этого осадка в прибрежной тиховодной лагуне. Наличие в таком же микрите раковин остракод - энтомозид, свидетельствует об образовании осадка на значительных глубинах. Без учета некоторых организмов решить вопросы условий образования осадка не представляется возможным вообще.

Например, известно, что морская альгофлора, найденная на месте обитания, в силу своей физиологии является надёжным показателем зоны малых глубин. "Мелководность надёжно устанавливается по присутствию водорослей для любых климатических поясов, любой геоморфологической и тектонической ситуации, любого геологического времени" (Максимова, 1984, с. 31).

Поставленная задача решалась на материалах верхнего девона западного склона Среднего и Южного Урала. Здесь развиты существенно карбонатные образования, представляющие практически, все типы макрофаций от прибрежных до глубоководных. Эти отложения достаточно хорошо изучены в стратиграфическом отношении, различные по набору фаций разрезы скоррелированы с высокой точностью, известны и главные типы макрофаций карбонатов, составляющих весь комплекс позднедевонских пород. Эти осадки являются хорошим исходным материалом для перехода на уровень более глубокого и детального их фациального анализа.

Западноуральские разрезы дополняются серией наиболее полных карбонатных разрезов восточного склона Среднего и Южного Урала. На восточном склоне были также изучены терригенные образования Зилаирской серии, в состав которой, входят прослои и пачки карбонатов. Их происхождение является очень важным с позиций установления условий образования зилаирских кластических осадков.

Названный набор, изученных разрезов соединил в себе все, или почти все разнообразие фаций и, как мы надеемся ЛБМ позднедевонских карбонатов.

Материалы Западного склона Урала происходят из серии разрезов Кыновско-Чусовского (КЧП) и Каратауского (КП) поднятий и разделяющих их депрессий (рис. III. 1).

Разрез "Косая Речка" представляет депрессионные отложения Кизиловской впадины на северном фланге КЧП.

Разрез "Большая Семеновка" представляет рифовые фации франского яруса и существенно карбонатные образования фаменского яруса северного борта КЧП.

В центральной части КЧП расположен разрез "Камень Молоков", где франский ярус представлен маломощной фацией амфипорово-строматопоровых известняков, а фаменский -сложен микрозернистыми доломитами.

Разрез "Пермяково" расположен на южном фланге КЧП. Франский ярус здесь представлен биогермными доломитами и крупной рифовой постройкой.

Депрессионные отложения Уткинско-Серебрянской впадины представлены разрезами "Афонины Брови" и "Сулем". Стратиграфическое расчленение всех вышеназванных разрезов произведено Б.И. Чувашовым.

Разрезы сводового типа Каратауского поднятия изучались по скважинам района Южно-Уральского бокситового бассейна 61 и 237. Стратиграфическая разбивка разрезов выполнена Б.И. Чувашовым и P.M. Ивановой.

Рифовая постройка аскынского горизонта франского яруса изучена по разрезу "Аскын" на Южном фланге Каратауского поднятия.

На восточном склоне Урала изучены преимущественно рифогенные фации карбонатов в разрезах "Першино" (р. Реж у одноименной деревни), "Кодинский" - на левом берегу р. Исети и с. Кодинского. В разрезе "Колтубан" изучены два параллельных разреза на северном и южном берегах озера.

Карбонаты, связанные с терригенными отложениями зилаирской серии, изучены в бассейне р. Урал, по берегам Ириклинского водохранилища возле устьев рек Таналык, Соленая Речка, а также по разрезу "Средний Тогузак".

Из большинства вышеназванных разрезов автором были отобраны образцы на предмет изучения микрофаунистических остатков и микроструктур пород. Интервал отбора определялся степенью однородности слоев и колебался от нескольких см до двух метров. Из собранных образцов изготовлялись массовые неориентированные шлифы в количестве 5 шт из каждого образца. Были использованы также литологические шлифы карбонатных пород из разрезов, ранее изученных Б.И. Чувашовым. Всего было описано более 500 шлифов из моей коллекции и около 2000 шлифов из материалов Б.И. Чувашова.

Карбонатные породы Южного и Среднего Урала выделялись и классифицировались по системе Данхема (1962). В основу классификации положен литолого-морфологический принцип, т.е.: производилась сортировка по количеству зёрен в породе (менее 10%, более 10%, более 20 - 30%); сортировка по размерам зёрен (более или менее 2 мм); сортировка по типу и обьему цемента и по соотношению в породе между различными типами цемента (спарит, микрит); отбор по органическим остаткам в зависимости от морфологии организмов и их твёрдых скелетов, а также механизма связывания осадка.

Выделение ЛБМ основывалось на количественном соотношении различных органических остатков в шлифе, в результате чего, определялись доминирующие группы (одна или две) по которым и давалось определение породы - например, криноидный грейнстоун, фо-раминиферо-водорослевый пакстоун и т. п. Полученные данные наносились затем, на колонку, что позволяло выявлять общую динамику седиментогенеза и вариации в распределении типов карбонатных пород.

Разностороннее исследование карбонатных пород и в частности органогенных построек имеет большое прикладное значение, т.к. с ними связан ряд очень важных в промышленном отношении полезных ископаемых - нефть, газ, бокситы, фосфориты, марганцевые руды, пресные воды и т. д. Но среди разнообразия полезных ископаемых, связанных с карбонатными породами, месторождения нефти и газа имеют ведущее экономическое значение. В настоящее время верхнедевонские полифациальные толщи являются важнейшим продуктивным горизонтом на нефть на территории Западного склона Урала и Востока Русской платформы. Хорошими перспективами обладает этот временной интервал разреза и на будущее (Проворов, 1994).

Методика выделения и изучения ЛБМ верхнедевонских карбонатов западного склона Урала может иметь большое значение для определения происхождения первичной пористости и проницаемости, что зависит прежде всего от условий образования осадка, состава и способа захоронения различных органических остатков, т. е. определяется в первую очередь типом ЛБМ. Эти же исследования позволяют устанавливать в однообразной толще карбонатов, кратковременные, не датируемые биостратиграфически, перерывы и размывы, наличие которых, существенным образом влияет на коллекторские свойства пород.

Проведенные сравнительные седиментационно-палеотектонические исследования (Чувашов, Погромская, 1999 а, б) некоторых поднятий показали их определенную автономность в скорости и динамике погружения, что предостерегает от механического переноса сведений по истории седиментогенеза одного поднятия на другое.

Сказанное позволяет сделать вывод, что полученный комплекс новых данных по фа-циальному составу и динамике развития отдельных структур западного склона Урала может быть использован при изучении закрытых нефтегазоносных структур Волго-Уральской области.

Изложенные данные могут служить основанием для определения актуальности работы, конкретных задач исследований, формулировки защищаемых положений.

Актуальность работы

1). Полифациальные верхнедевонские карбонатные отложения Западного Урала являются идеальным объектом для впервые поставленных исследований литобиомикрофаций (ЛБМ) в силу их изученности на уровне макрофаций, высокой детальности стратиграфического расчленения, доступности и хорошей обнаженности. Полученные выводы могут служить базовым материалом для сравнения со всей территорией Волго-Уральской области и восточным сектором Урала.

2). Практически все карбонатные осадки являются продуктами жизнедеятельности животных и растительных организмов; таксономический состав организмов, характер сообщества (аллохтонное или автохтонное), способ захоронения отражают наиболее достоверную, а в некоторых аспектах (глубина, соленость воды) и единственную информацию об условиях образования осадка. Тем не менее, карбонатные породы изучаются обычно только, как литологические объекты и за пределами внимания остается обширная, иногда основная информация о фациальной природе осадков. Совмещение биотической и литологической информации во много раз повышает достоверность фациальных реконструкций.

3). Карбонатные образования верхнего девона Урало-Поволжья являются основным перспективным горизонтом для поисков жидких и газообразных углеводородов; полученные на основании изучения литобиомикрофаций сведения об основных обстановках осадко-накопления и закономерностях динамики седиментогенеза, геологических событиях этого времени могут представить существенный интерес для направления поисковых работ.

Цели и задачи исследования.

Основная цель работы - повысить информативную отдачу карбонатных пород путем наиболее полного использования литологической и палеонтологической составляющей карбонатного осадка (породы). Достижение этой цели осуществляется решением серии задач.

1). Проанализировать существующие отечественные и зарубежные классификации структур карбонатных пород с целью выбора основы для изучения литобиомикрофаций (ЛБМ).

2). Усилить разрешающую способность выбранной классификации за счет максимально полного использования палеонтологической составляющей карбонатного осадка - преобразовать микрофации в литобиомикрофаций.

3). Используя серию разнофациальных опорных разрезов Среднего и Южного Урала изучить все разнообразие литобиомикрофаций (ЛБМ), произвести их типизацию, выявить пространственные и временные соотношения.

4). На основе закономерностей распространения ЛБМ выявить общую динамику карбонатного седиментогенеза в позднем девоне, установить важнейшие геологические события эпохи.

Научная новизна.

Используя известный объем знаний по стратиграфии, палеонтологии, литологии, па-леотектонике, фациальной природе позднедевонских карбонатных пород впервые изучены для всех основных типов карбонатов ЛБМ; установлены закономерности их пространственного и временного распространения.

Впервые использованная для такого рода исследований классификация карбонатных пород в значительной мере обогащена дополнительными классификационными показателями на основе биотической составляющей карбонатов.

Произведено сравнение ЛБМ карбонатных пород восточного и западного склонов Урала.

Составлен Атлас ЛБМ карбонатных пород верхнего девона Урала.

Защищаемые положения.

1). Литобиомикрофация является наименьшей элементарной единицей, распознаваемой в карбонатном теле любого объема; расширение литологического определения за счет введения биологической составляющей многократно увеличивает число информативных уровней за счет введения все новых признаков, характеризующих биологическую составляющую. Разрешающая способность наиболее строгой из существующих классификаций карбонатных пород - классификация Данхэма - может быть многократно усилена за счет полного использования органической составляющей.

2). Литобиомикрофаций являются эффективным инструментом для восстановления обстановок седиментации карбонатов геологического прошлого; достоверность информации об основных показателях формирования осадка (глубина, соленость, динамика среды) может быть достигнута только при полном совмещении литологического и биотического информационных полей, которые взаимно дополняют и контролируют друг друга. ников, добывающих небольшие линзы этих руд, а также конгломераты, сложенные преимущественно гальками оолитовых гематитовых железняков.

В связи с оценкой перспектив этой площади на железные руды изучением площади занимался К.В. Марков (1907-сс1926). Среди многих органических остатков в пашийско-кыновских отложениях р. Косьвы он нашел остатки харовых водорослей, который впоследствии описал А.П. Карпинский (1906).

В предвоенное время и неоднократно в 50-60 гг. рассматриваемый район привлекал к себе внимание в связи с открытием в составе пашийских слоев залежей бокситов. Эти работы привнесли много нового в понимание строения рудоносных толщ и общего разреза верхнего девона.

В период Великой Отечественной Войны (ВОВ) в бассейне р. Чусовой работал отряд ВСЕГЕИ под руководством Б.П. Марковского, который установил наличие второй средне-девонской терригенной пачки- чусовских слоев. Созданная на базе Чусовских разрезов лито-биостратиграфическая шкала верхнего девона, практически не претерпела изменений до настоящего времени.

К.И. Адрианова (1945) провела тематические исследования по изучению девонских отложений бассейна р. Чусовой от пос. Трека до д. Чизмы с целью оценки перспектив нефтеносности этого района. Автором даны литологическая и фаунистические характеристики пород этого района в соответствии со схемой Б.П. Марковского. К.И. Адрианова установила перерывы в осадконакоплении перед отложением терригенных свит - в середине живет-ского (перед чусовской свитой) и в основании франского яруса (перед пашийской свитой) -и пришла к выводу, что доманиковые и мантикоцеровые слои и отложения фаменского яруса в доманиковой фации можно рассматривать как нефтематеринские породы. Образование этих осадков по К.И. Адриановой происходило в условиях полузамкнутых эпиконтинен-тальных бассейнов или открытых лагун.

В 1958 г. вышла работа В.Б. Цырлиной, посвященная девонским отложениям бассейна р. Чусовой, Пермского Прикамья и Уфимского плато. В этой работе дана стратиграфия девонских отложений изучавшегося района, петрографическая характеристика терригенных слоев, а также обзор фаций и палеографии девонского периода. В этой работе впервые содержатся сведения о существовании "зон поднятий в прогибе", касающиеся позднедевонско-турнеского палеотектонического плана Волго-Уральской области.

Предлагаемая В.Б. Цырлиной литолого-фациальная карта пашийского времени является более глубокой и детальной по сравнению с палеографической картой этого времени, предложенной в 1952 г. Н.Н. Соколовой, т. к. по данным Н.Н. Соколовой смена фаций пашийской свиты происходила с запада на восток - от морских терригенных отложений с прослоями карбонатных пород в Удмуртии к мелководным морским осадкам Пермского района и к прибрежно-морским отложениям Кизеловского и Чусовского районов Урала. Это означает, что трансгрессия пашийского моря шла не с востока на запад, как это следует из работы В.Б. Цырлиной, а в обратном направлении - из пределов Русской платформы в сторону Уральской геосинклинали.

В.Б. Цырлина также имела расхождение с Н.Н. Соколовой и по вопросу о развитии доманиковых отложений, т. к. Н.Н. Соколова не отметила в своей работе 1952 г. присутствие доманиковых отложений в Кизеловском и Чусовском районах, а только в районе Голю-шурмы, тогда как В.Б. Цырлина считает Кизеловский и Чусовской районы наиболее типичными для развития доманиковых отложений в отличие от областей Удмуртии. В.Б. Цырлина отметила также, что на территории западного склона Среднего Урала чередуются отложения глубоководного типа - доманикиты и мелководные образования, в том числе и рифовые, которые приурочены к зонам поднятий в прогибе.

Таким образом, к концу пятидесятых годов сформировались четкие представления о наличии в бассейне р. Чусовой двух типов разрезов, резко отличающихся по литологиче-скому составу, мощностям и составу органических остатков. Маломощные глинисто-мергельно-кремнистые образования получили название "доманикоподобных пород" или "доманикитов". Другая фация, представленная мощными массивными или толстослоистыми известняками и доломитами, по В.Б. Цырлиной рассматривалась, как "зоны поднятий в прогибе".

В начале 60 гг. Б.И. Чувашов и О.А. Щербаков серией работ показали, что в бассейне р. Чусовой существует Камско-Кинельская система поднятий и прогибов, установленная ранее на территории Русской платформы. Этими работами было показано, что в бассейне р. Чусовой прослеживается по верхнему девону и нижнему карбону обширное поднятие, которое О. А. Щербаков (1962) назвал Кыновско-Чусовским (КЧП). На севере это поднятие ограничено глубоководным Кизеловским прогибом, а на юге - Серебрянским.

Б.И. Чувашов (Максимович, Чирвинский, Чувашов, 1962) показал, что "пашийские" бокситы и железные руды, оолитовые гематиты и продукты их разрушения приурочены только к КЧП. Чувашов Б.И. предложил разделить пашиискую свиту на две части: нижнюю из которых, включая гематитовые железняки и сидериты он считал живетской, верхнюю часть свиты (с конгломератовыми железняками) было предложено относить к франскому ярусу. Такое деление свиты и сейчас кажется целесообразным. Было установлено также, что пашийские песчаники залегают на разных стратиграфических уровнях подстилающих пород., вплоть до вендских в центральной части КЧП.

В последующей серии работ (Чувашов, 1963 ^а,<3; 1964, 1966 и др.) было показано, что в центральной части КЧП накапливались амфипорово-строматопоровые известняки и доломиты, а периферия поднятия была окружена кольцом брахиоподово-водорослевых органогенных построек. Это было первое для Волго-Уральской области описание древней атолло-подобной структуры. Рифовые постройки атолла непосредственно граничат с глубоководными доманикитами.

Б.И. Чувашов (1963 ^а, 1964) доказал также наличие на площади КЧП стратиграфических перерывов на следующих уровнях: 1) в основании франского яруса; 2) на границе фран-ского - фаменского ярусов;3) на границе фамена и турне. В серии разрезов (Чувашов, 1963 ^а) на р. Чусовой между д. Пермяково и устьем р. Большой Свадебной в переходных девонско-каменноугольных отложениях отсутствуют две фораминиферовые зоны Quasiendothyra communis и Q. kobeitusana. Перерыв сопровождался накоплением массивных гематитовых руд, которые в прошлом разрабатывались с промышленными целями.

Итог палеонтолого-экологических исследований Б.И. Чувашова на территории КЧП можно свести к следующим положениям:

1). Пашийско-кыновская серия осадков представляет собой последовательные стадии трансгрессии франского моря на неровную поверхность среднедевонских, главным образом, эйфельских отложений. Широко развитые прибрежно-морские образования были представлены брахиоподовыми ракушняковыми мостовыми, зарослями кораллов; характерными показателями этой фации являются харовые водоросли родов Cycidium, Umbella, Planoumbella. Было обнаружено скопление вегетативных частей харовых водорослей.

2). Начиная с саргаевского времени среди карбонатных пород начинает вырисовываться контур КЧП.

3). В аскынское время его контуры совершенно отчетливо трассируются оторочкой брахиоподово-водорослевых рифов. Впервые для территории КЧП франские и фаменские карбонатные отложения были разделены на группы макрофаций (Чувашов, 1964, 1968): а) характеризующим сводовую часть КЧП - амфипорово-строматопоровые известня ки и вторичные доломиты; б) развитые в краевых частях поднятия светло-серые и белые рифовые известняки, сложенные водорослями, строматолитами, брахиоподами; в) во впадинах, окаймляющих поднятие развиты франские и фаменские доманикиты. К югу от Серебрянской впадины располагается обширное Каратауское поднятие (КП) (Чувашов, 1968). Северная его часть прослеживается по р. Чусовой по обнажающимся там брахиоподово-водорослевым рифогенным известнякам. Восточный борт поднятия находится вблизи восточной границы Уфимского амфитеатра, а южный склон КП, трассируется на р. Аскын. Западный склон поднятия достоверно не установлен, но в его состав полностью включается тектонический комплекс Кара-Тау.

Девонские отложения этой территории изучались в связи с поисками бокситов, фосфоритов, железных руд и битумсодержащего сырья. Основные работы по изучению опорных разрезов девона и сбору палеонтологического материала в данной области, выполнялись Д.В. Наливкиным (1931), Б.П. Марковским (1941), СМ. Домрачевым (1952), А.П. Тяжевой (1961), О.В. Богоявленской (1983). Монографическим описанием фауны и палеонтологическим обоснованием девонских отложений занимались Д.В. Наливкин (1952), А.П. Тяжева (1961), Б.П. Марковский (1948), СМ. Домрачев (1948, 1952, 1953), Н.Г. Чочиа (1948), А.А. Рождественская (1961), Е.В. Чибрикова (1977) и др., исследования органогенных построек КП производили СН. Краузе и В.А. Маслов (1981).

В границах КП были обнаружены ранее выделенные на территории КЧП, пашийские и кыновская свиты (Тяжева, 1941). Пашийская свита оказалась здесь крайне маломощной (0-10 м) и безрудной. Бокситоносные отложения на КП оказались приуроченными к более высокому стратиграфическому уровню - орловской свите, которая была выделена А.Н. Бело-усовым (1934, 1935) на р. Катав у села Орловки.

Орловская свита является базальной свитой верхнефранских слоев, залегая с размывом на различных уровнях нижнефранских слоев, а местами и на более древних отложениях. Для этой свиты характерна резкая изменчивость литологического состава как по вертикали, так и в горизонтальном направлении. В наиболее типичных разрезах выделяется рудоносный горизонт и надрудная пачка. Рудоносный горизонт наиболее изменчив по литологии и мощности. В основании он может быть сложен пластообразной залежью бокситов, бокси-топодобными оолитовыми породами и пёстрыми глинами. Надрудная пачка сложена кварцевыми песчаниками, глинами и известняками.

Д.В. Наливкин (1931) установил фацию амфипорово-строматопоровых известняков франского яруса.

При исследовании верхнедевонских отложений Западного склона Урала Д.В. Налив-киным и Н.М. Шмидт (1931) была установлена злоказовская свита фамена. В виде отдельной пачки данная свита была описана А.К. Наливкиной под названием хейлоцеровых слоев. Цитологически свита представлена переслаиванием желтоватых и зелено- ватых слоистых, кремнистых, узловатых известняков с волнисто-слоистыми полосчатыми кремнями. Мощность - 20-30 м. Злоказовская свита является характерной фацией "петельчатых" относительно глубоководных известняков со специфической фауной, которую составляют аммо-ноидеи, губки и радиолярии.

В 1934-1935 гг. А.Н. Белоусов впервые обосновал бокситоносную орловскую свиту франского яруса, названную так по с. Орловка на р. Катав, около которого она и была первоначально изучена.

Важнейшим итогом литологических (1941-1946 гг.) исследований коллектива сотрудников ВНИГРИ явилась статья СМ. Домрачева, B.C. Мелещенко, Н.Г. Чочиа (1948). На основании собственных исследований авторы делают попытку обосновать единую стратиграфическую схему этих областей, а также приводят новые, по сравнению с предшественниками материалы по вышеназванному региону.

В процессе изучения района авторами были изучены и послойно описаны десятки разрезов и это дало им возможность проследить на значительных расстояниях такие свиты как такатинская, чусовская, пашийская и орловская.

Предложенная авторами стратиграфическая схема не могла считаться полностью законченной, но на том этапе изученности она явилась наиболее детальной региональной схемой, применимой к исследованной площади. В основу стратиграфической схемы был положен палеонтологический метод в сочетании с принципом цикличности в осадконакоплении толщ. Ярусы схемы полностью соответствуют ярусам, впервые намеченным Ф.Н. Чернышевым и установленными для девона СССР Д.В. Наливкиным. Ярусы подразделяются на слои, в основании которых располагается базальная терригенная свита или перерыв в отложениях. Внутри слоев выделяются свиты, как стратиграфо-фациальные подразделения данных слоев, они являются не строго возрастной единицей, а комплексом фаций, имеющих сходный ли-тологический состав и фауну.

Большое внимание авторами было уделено пашийской свите верхнего девона, вследствие её большой значимости относительно полезных ископаемых, т.к. на огромной площа- ди Приуралья и в восточной части Русской платформы она является основным нефтеносным горизонтом, а вдоль западного склона Урала к ней приурочены бокситы и железные руды. Пашийская свита была прослежена от крайних западных частей хребта Кара-Тау у г. Аша на юго-западе до района ст. Дружинине на северо-востоке, т.е. свита была установлена практически повсеместно. По мнению авторов, это указывает на огромное распространение трансгрессии в самом начале франского века, а размыв мощных толщ живетских и даже частично нижнедевонских отложений в ряде пунктов свидетельствует о продолжительности, времени её накопления.

Впервые как отдельную свиту нижнефранских слоев, данная группа авторов выделила самсоновскую свиту. Стратиграфически эта свита залегает между доманиковой и орловской свитами или первыми слоями со Spirifer ex. gr. anossofy Vern. , где орловская свита не отлагалась. Название свиты дано по дер. Самсоновке в среднем течении р. Миньяр (район хр. Кара-Тау), где СМ. Домрачев изучил её разрез и установил точное стратиграфическое положение.

Цитологически свита представляет собой толщу массивных или неясно-толстослоистых доломитизированных известняков и доломитов, в средней и верхней части локально развиты рифовые. Рифовые известняки в разрезах самсоновской свиты известны также на р. Ай у р. Лаклы и на р. Ай в районе Южноуральских бокситовых рудников и у села Новая Пристань.

Установленная Д.В. Наливкиным в 1931 г. фация устькатавских известняков была названа СМ. Домрачевым, B.C. Мелещенко и Н.Г. Чочиа устькатавской свитой. В пределах тектонического комплекса Кара-Тау свита представлена переслаиванием желтовато-серых доломитизированных известняков, доломитов и светло-серых плитчатых известняков. В основании залегает слой песчанистых известняков с массой кораллов.

В районе Южноуральских бокситовых рудников свита сложена темными амфипоро-выми и строматопоровыми известняками, доломитами, доломитизированными известняками, среди которых имеются прослои брахиоподовых ракушняков. Мощность свиты колеблется от 80 до 120 м, достигая в пределах Кара-Тау 180 м, а у Симского завода 400 м.

СМ. Домрачевым, B.C. Мелещенко и Н.Г. Чочиа впервые была выделена айлинская свита фациальный аналог устькатавской свиты. Цитологически айлинская свита представлена плотными, серыми, среднеслоистыми известняками. Некоторые прослои сложены доло-митизированным известняком. В отложениях айлинской свитой очень широко распространены раковины Spirifer anossofy Vern. , образующие иногда скопления и Hyphothyridina cuboides Sow. Мощность свиты 80-100 м.

В 1950 г. была опубликована статья Н.Г. Чочиа по девону Уфимского амфитеатра. Данная работа является результатом исследований, проводимых автором в 1946 г. Эта работа содержит детальное описание стратиграфии и фаций девонских отложений для той части Уфимского амфитеатра, где ранее они были малоизвестны. Автору удалось изучить весь разрез девона.

Н.Г. Чочиа установил здесь необычный для Каратауского поднятия мощный (до 250 м) разрез пашийской свиты. Новинкой явился рифогенный тип разреза саргаевского гори- зонта повышенной мощности - до 40-50 м. эти строматопорово-водорослевые известняки были выделены (Чувашов, Шуйский, Пилосова, 1996) как особый тип органогенных построек - Аршинский.

В серии работ Г.А. Смирнова(1945, 1956 и др.) приведены новые данные по северовосточному обрамлению КП - Уфимскому амфитеатру. Здесь было обнаружено новое поле развития зилаирских песчаников в бассейне верхнего течения р. Уфы (pp. Ургала, Ураим, Азям и др.). Ранее эти образования относились к артинскому ярусу нижней перми (Наливкин, 1937). Г. А. Смирновым установлены также верхнефранские рифовые известняки с Hypothyridina cuboides (Sow.). Более поздние исследования показали, что в южной части Уфимского амфитеатра присутствуют два уровня органогенных построек, кроме уже упоминавшихся Аршинских (саргаевских рифов): самсоновские, относящийся к фораминиферовой зоне Tikhinella-Paratikhinella и аскынские. соответствующие зоне Eonodosaria-Eogeinitzina (Чувашов Б.И. - устное сообщение).

Верхнедевонские отложения западной части КП описаны ранее СМ. Домрачевым (1952), который выделил в этом регионе самсоновские слои - массивные рифогенные известняки, неравномерно доломитизированные, розоватой окраски. Эти известняки являются фациальным аналогом мендымского горизонта.

Б.И. Чувашов (1964) показал, что самсоновские рифы, как и более молодые аскынские, образованы водорослями {Izhella, Epyphiton, Shugurid) и брахиоподами кубоидной ассоциации, но самсоновские рифы относятся к фораминиферовой зоне Tikhinella-Paratikhinella.

Современный уровень исследований верхнедевонских отложений района Кара-Тауского комплекса отражен в работе А.Г. Иванушкина(1996), а также в объяснительной записке к геологической карте масштаба 1:200000 (Зорин, Чувашов, 1985).

Заслуживают упоминания, с точки зрения уточнения истории разведки территории, приведенные А.Г. Иванушкиным данные о более длительном, чем предполагалось ранее позднедевонском перерыве в Кара-Тау. Этот геолог отмечает, что на вендских отложениях здесь залегают не только пашийские образования, но и породы кыновского и саргаевского горизонтов. К числу новых данных относится и вывод о наличии терригенного типа разреза саргаевского горизонта. Отмеченный в работе А.Г. Иванушкина случаи незначительных мощностей фаменского яруса (до 30 м) объясняются, как первичными условиями осадкона-копления на резко рассеченном рельефе морского дна, так и стратиграфическим длительным перерывом.

В ряде мест Кара-Тау, как и на р. Юрюзани возле с. Орловка (Чувашов, 1964) на маломощных фаменских отложениях залегают визейские осадки угленосной свиты или известняки верхнего визе.

Объектом изучения С.Н. Краузе и В.А. Маслова (1981) явились девонские рифы западного склона Южного Урала. Авторы считают, что типичные рифовые известняки верхнего девона известны только в верхнефранских отложениях (аскынские слои) в разрезах по р. Аскыну. Всю их толщу исследователи подразделяют на две части. Нижняя часть сложена чередующимися и часто выклинивающимися линзообразными прослоями брахиоподовых,

Таблица 1.1

Стратиграфическое и географическое распространение основных типов ОП

Сі|<аіиг]іпіі.ііічсгкос и географическое распространение основных Л(ГЮ« ОП

Восточный склон Урала

Услыпыс обозначения!<#/> 1 ОП Западного Урала1^ | ОП Восточяого Урала| > ? і, | Возможные ОП| ' і ' \ Слоистые карбонаты| | Аргиллиты, мергели rJ'l . I Карбонатные брекчии |- | Терригенние породы |v — у-| Вулканогенные породы

I - Арщинский тип органогенных построек (ОП);

II - Миньярский тип ОП; III - Вайгачский тип ОП;

IV - Кумышский тип ОП; V - Пермяковский тип ОП; VI - Кашкинский тип ОП; VII - Лытвинский тип ОП; VIII - Нохорский тип ОП; IX - Першинский тип ОП; X - Кодинский тип ОП; XJ - Колтубанский тип ОП. коралловых и криноидных известняков. Верхняя часть аскынских слоев по р. Аскыну сложена рифогенными коралловыми известняками. Авторы считают, что кораллы и являлись рифостроителями. Пачки коралловых известняков перемежаются с органогенными и орга-ногенно-обломочными. Мощность аскынских слоев на р. Аскын 150-350 м.

В других районах рассматриваемой территории в это время образовывались преимущественно хемогенные слоистые известняки с линзами ракушняков. С точки зрения авторов, данный тип известняков не является рифогенным, а представляет собой образования, возникшие на более мелководных участках (отмелях) в открытом безостровном море.

Б.И. Чувашов, В.П. Шуйский, О.Э. Пилосова (1997) подразделили верхнедевонские органогенные постройки на ряд типов (табл. 1.1). Кроме уже упоминавшегося Аршинского типа органогенных построек (ОП), в этой классификации сохранены Самсоновские и Ас-кынские ОП. Последний тип ОП предложено переименовать в Пермяковский тип ОП, по прекрасным обнажениям на р. Чусовой в районе д. Пермяково. Здесь обнажены подстилающие слои, обнажен контакт с фаменскими доломитами, а рифовое тело вскрыто в серии хорошо обмытых водой скальных выходов: сверху-вниз по реке - в "Камне Писаном", "Камне столбы", "Камне Осиновом", "Камне Самаринском".

Среди фаменских органогенных построек выделены два типа, кашкинский тип представляет собой массивные и толстослоистые агглютигермы, хорошо обнаженные на р. Чусовой в серии выходов - "Камне Дыроватом", "Камне Омутном", "Камне Оленьем". Мощность их превышает 100-120 м. Этот тип не изучен в достаточной степени и не рассматривается в диссертации. Это задача будущих исследований.

Другой тип фаменских ОП связан с верхним фаменом, в стратиграфическом отношении эти ОП приурочены к лытвинскому горизонту, что соответствует фораминиферовой зоне Quasiendothyra konensis и конодонтовой S. praesulcata.

На западном склоне Урала этот тип описан в работе Г.А. Смирнова и Т.А. Смирновой (1961) на р. Лытве. Эти ОП слагаются строматолитами и шугуриево-ренальцисовыми байндстоунами.

На восточном склоне Урала водорослево-строматолитовые ОП входят в состав зила-ирской серии и относятся к ее верхней части ямашлинской свите (Келлер, 1948).

В таблице 1.2 приведены все макрофации карбонатных пород Кыновско-Чусовского и Каратауско го поднятий (Чувашов, Погромская, 1999 ^а'⁶). Из сравнения изложенных данных и таблицы 1.2 можно сделать следующие выводы. Два поднятия, расположенные в одной современной (Западноуральской складчатости) и палеотектонической (на окраине платформы) структурной зоне заметно отличаются по истории осадконакопления, которое происходило в условиях разноскоростного погружения, некоторые замедления или остановки этого процесса не вполне одновременны на сравниваемых поднятиях или имеют разный, по интенсивности отражения в осадках и биоте, характер. Восстановленная кривая изменения уровня моря - плавное погружение до доманикового времени включительно, последующая регрессия с пиковым моментом на границе франского и фаменского веков, затем раннефа-менская "вялая" трансгрессия, несколько ускорившаяся в позднефаменское время - хорошо вписывается в глобальную картину изменения уровня мирового океана, соотносится с об-

КЫНОВСКО -ЧУСОВСКОЕ ПОДНЯТИЕ (КЧП) юв ев

КАРАТАУСКОЕ ПОДНЯТИЕ (КП)

8 S Sg

2 о _. о *~

8 ВІЇ* «pes-

Рифогенные массивные известняки; до 30 м. Q. konensis Q. communis Septaglo mospiranella

Комплекс однокамерных фораминифер Parathurammin dagmarae; P. turgidae Eonodosaria -Eogeinitzina Multiseptida - Comuspira jubrae Cornuspirae jubtae

Мендымский Доманиковый

Саргаевский

Кыновский

Пашийский

Слоистые известняки

Слоистые известняки я 5. = р &й

Киселевская свита S r. ^ о 2 ї н р s а Я|8 *Sa дЗ^-Л

Тонкозернистые, тонкослоистые 1 доломиты и микриты с частыми прослоями интеркластических брекчий; слои строматолитов до

300 м ЇГм). брекчии (О брекчии; слои строма' Г /известняковые глыбовые ~~* Гангидриты

З е * «о ,¹ а. 1 й . і g і =⁶ Є" & о

З & з _{І -} g -в- X Й s h а. о. я "" 3 x

8— та о - о.

Толща вторичных массивных кораллово-строматопоратовых доломитов; мощность на северном фланге КЧП - 60 м; _ на южном - до 200 м.

Слоистые известняки и доломитизи рованные известняки, „ "> Юм. _.Д0 1

Слоистые известняки, доломитизированные известняки 5 - 7 м.

Глинистые известняки, мергели, аргиллиты с линзами брахиоподовых и коралловых известняков; 0 - 15 м.

Пашни екая свита

Залегает обычно на хальцеоловых и бийских известняках; реже - на такатинских песчаниках и породах венда. В карстовых понижениях в основании свиты - линзы бокситов и сиаллитов ( до 5 м мощностью); верхняя часть -песчаники, аргиллиты, алевролиты с линзами оолитовых гематитов, слоями сидеритов; максимальная мощность: о - 65 м

Слоистые органогенно-детритовые известняки; (микриты, пакстоуны, грейнстоуны и рудстоуны). известняковые брекчии; до 60 м. известняки, доломитизированные известняки, доломиты; значение известняков возрастает к периферии поднятия, до полного замещения доломитов; до 500 м.

Устькатавская свита PR X l. ясПо a. eSgg'i SSOqS₀ серые и темно - серые слоистые известняки с многочисленными амфипорами и строматопорами; в основании - горизонт с крупными колониальными кораллами; в периферийной части поднятия - преимущественно амфипоровые известняки; 110 - 220 м

Орловская свита - развита на всей территории К11; в основании линзы бокситов и аллитов, выше - пачка песчаников, аргиллитов, алевролитов.ДО<&Тестняков; ₀.₄₀ м.

Рифогенные массивные известняки; до 30 м. серые слоистые известняки с брахиоподами (до 50м) либо вторичные массивные доломиты; 70 м.

На большей части территории - маломощная ( 3-S м) пачка слоистых глинистых известняков и мергелей; на северо-восточном фланге -водорослево - строматолиговые постройки мощностью до 40-50м.

Глинистые известняки, мергели, аргиллиты с линзами брахиоподовых и коралловых известняков; 0 - 15 м.

Пашийская свита

Маломощная (3-5 м) пачка песчаников с линзами сидерит - шамозитовых оолитовых руд; на северо-востоке КП мощность в отдельных разрезах достигает 250 м. Свита залегает на живетских, реже эйфельских известняках, редко на породах венда.

Таблица 1.2 щими закономерностями эволюции позднедевонской биоты. Важно отметить полное отсутствие признаков влияния на ход осадконакопления каких-либо событий в расположенном поблизости Уральском подвижном поясе.

Доманикоподобные маломощные глинисто-мергельные отложения, разделяющих позднедевонские поднятия депрессий лучше представлены в окружении КЧП. На северном фланге КЧП этот тип осадков приурочен к Кизиловскому прогибу. Ряд разрезов этой структуры описан в работах В.Б. Цырлиной (1958) и Б.И. Чувашова (1963, 1964, 1968). Отложения, разделяющих поднятия депрессий, а именно, Кизеловского и Серебрянского прогибов, представлены маломощной толщей темноцветных, порой сильно битуминозных известняков, мергелей, аргиллитов; в составе франских отложений большое значение имеют также кремни. Различие в мощностях горизонтов франского яруса в прогибах и на поднятиях наиболее значительны (до 5-6 и более раз), что свидетельствует о значительной разнице в глубинах моря над поднятиями и прогибами, достигающей 250-300 м. Мощности фаменских отложений в прогибах только в 1,5-2 раза меньше одновозрастных образований на поднятиях, что говорит о постепенной нивелировке рельефа морского дна, или, другими словами, заполнении депрессий, для полного завершения этого процесса потребовался еще целый -турнейский-век.

На южном фланге КЧП ограничивается отложениями Серебрянского прогиба. Этот тип отложений появляется сразу за серией мощных обнажений аскынских органогенных построек, последняя из них "Камень Осиновый"; а на р. Еловой уже появляются тонкослоистые доманикиты.

Среди известных разрезов этой депрессии должны быть упомянуты: "Усть-Утка", "Афонины Брови" и "Сулем", который надстраивется "Камнем Романовским". Во всех названных разрезах обнажен полный разрез верхнего девона от пашийских слоев до лытвин-ского горизонта (Цырлина, 1956), (Чувашов, 1964, 1968). Особенностью разрезов "Афонины Брови", "Сулем", "Камень Романовский", является наличие в их верхнефаменской части карбонатных турбидитов и мощных олистостромов.

Б.И. Чувашов (1964 и др.) построил кривую изменения глубин моря над поднятиями и прогибами. В депрессиях максимальные глубины существовали в доманиковое время, а в последующем происходило постепенное обмеление.

Б.И. Чувашов (1963 ^а, 1964) показал также наличие регионально развитых на территории поднятий стратиграфических перерывов на уровнях: в основании франского яруса; граница франского и фаменского ярусов; в переходных отложениях между девоном и карбоном.

Эти события в разрезах поднятия выражены в наличии карбонатных брекчий, выпадении частей разреза, наличии бокситов, железных руд. В зонах прогибов на отмеченных уровнях происходит смена типов осадков и состава биоты.

Важным и несколько неожиданным элементом позднедевонского разреза на обоих склонах Урала, является зилаирская серия флишоидных терригенных образований, установленная Л.С. Либровичем (1932).

Зилаирская свита широко развита на восточном и западном склонах Южного и Среднего Урала. Она сложена чередованием песчаников и глинистых пород, среди которых в отдельных районах появляются прослои известняков и мергелей, а также вулканогенных образований. Во всех отложениях, где изучалась эта свита, наблюдалась сильная её дислоциро-ванность, поэтому точная мощность свиты не определена. Ориентировочно, в наиболее полных разрезах, она варьирует от 400 - 500 м до 1000 м.

Происхождение свиты с момента ее установления вызвало оживленную дискуссию Л.С. Либрович (1932) считал, что свита образовалась частично в морских мелководных, частично в континентальных условиях. Д.В. Наливкин (1976, с. 6) сделал такой вывод: "В области развития зилаирской свиты нижний девон входит в состав авашлинской подсвиты. Эта свита полигенетического происхождения, в основном континентальная - отложения низменных прибрежных равнин".

Г.А. Смирнов (Смирнов, Федорова, 1959) на основании экспериментов выдвинул предположение, что формирование градационной слоистости могло происходить не только вследствии движения мутьевых потоков, но и в результате механического перераспределения частиц в процессе диагенеза.

Это положение Г.А. Смирнов, видимо затем уже не принимал во внимание, т.к. присоединился к мнению Б.М. Келлера (1949), что зилаирская свита является образованием глубоководным и по своему генезису соответствует осадкам флиша.

Б.М. Келлер (1949) подразделил зилаирскую свиту на две толщи: нижнюю - авашлин-скую, представленную главным образом, чередованием песчаников, аргиллитов и алевролитов; и верхнюю - ямашлинскую, сложенную главным образом, известняками, возраст ямаш-линской свиты в то время считался раннетурнейским, в настоящее время она отвечает верхней части фамена - кушелгинскому и лытвинскому горизонтам (Смирнов, Смирнова, 1947).

Геологи - Пучков В.Н., Иванов К.С., Абрамова A.M., Артюшкова О.В., Барышев В.Н., Камалетдинов М.А., Маслов В.А. многое сделали для установления возраста основания зилаирской свиты.

В настоящее время можно считать установленным для территории обширного Зила-ирского синклинория и для восточного склона Урала, что зилаирская свита залегает на бар-минских известняках брахиоподовой зоны Pugnoides triaqualis, что соответствует основанию конодонтовой зоны triangularis. По конодонтам границу франского и фаменского ярусов предлагаем проводить внутри аскынской свиты, в подошве конодонтовой зоны triangularis и брахиоподовой зоны Pugnoides triaqualis (Абрамова, 1999).

Общая картина седиментогенеза, размещения основных макрофаций карбонатных пород рассматривалась в немногих работах.

Для территории западного склона Среднего и Южного Урала эти проблемы освещены в работах Б.И. Чувашова (1964, 1968 и др.), О.А. Щербакова и др. (1966). Было установлено, что территория западного склона Урала, которая представляла собой в позднем девоне окраину Русской платформы, подразделялась на серию поднятий и прогибов. На поднятиях накапливались мелководные карбонаты, в том числе и рифы, а в прогибах маломощные мергельно-кремнисто-глинистые осадки, соответственно такому распределению макрофа- ций Б.И. Чувашов (1968) выделил три основных биоценоза: 1) биоценоз зон поднятий; 2) биоценоз краевых частей поднятий - рифов; 3) биоценоз прогибов.

Палеогеографические построения для территории Северного, Среднего и Южного Урала выполнены Г.А. Смирновым с коллегами. Фаменская палеогеография освещена в монографии - Г.А. Смирнов, Т.А. Смирнова (1961); франский век освещен в коллективной работе - Смирнов Г.А., Смирнова Т.А., Клюжина М.А., Анфимов Л.В. (1974). Палеогеография конца фаменского века вошла в работу по турнейской палеогеографии (Смирнов, Смирнова, 1967).

В обзоре этого материала мы отступили от хронологического принципа написания работ, а следуем стратиграфической последовательности, для характеристики палеогеографии франского века Г.А. Смирнов и др. (1974) предложил две карты - для пашийского времени и для остальной части франского века. Карта пашийского времени требует существенной перестройки, т.к. выделение этого стратиграфического и временного интервала на восточном склоне Урала сопряжено со значительными трудностями.

Во второй из упомянутых карт есть серьезная ошибка заключающаяся в том, что палеогеографическая ситуация западного склона на территории Среднего Урала была распространена и на восточный склон, тогда как территории западного и восточного склонов всегда были разобщены зоной глубоководного моря. Г.А. Смирнов и др. (1974) игнорировал наличие Камско-Кинельской системы поднятий и прогибов, существование которой к тому времени было убедительно доказано, как на западном склоне, так и на прилегающих районах платформы (Мкртчян, 1964).

Палеогеография фаменского века (Г.А Смирнов, Т.А. Смирнова, 1961, 1967) представлялась авторами в следующих чертах: на исследованной территории в фаменское время накапливались в морских условиях разнообразные фациальные типы осадков. в пределах современного восточного склона Урала узкой полосой выступала суша, являвшаяся областью размыва. Эта суша на Южном Урале располагалась к востоку от меридиана, проходящего через г. Магнитогорск, и в ширину простиралась до пос. Варна. От широты г. Верхнеуральска меридиальное простирание области воздымания отклонялось к северо-востоку. На С. Урале эта зона протягивается между г. Камышловом и Шадринском. внутренний прогиб, окаймлявший поднятие с востока заполнялся вулканогенно-осадочными образованиями. в пограничных зонах суши с соседними областями погружений отмечается локальное проявление вулканической деятельности. Проявление вулканизма отмечается как с востока, так и с запада от области поднятия в виде двух параллельных зон. область размыва с запада окаймлялась предгорным прогибом, где проходило накопление песчано-глинистых флишеподобных зилаирских отложений. зона зилаирских терригенных образований к западу сменялась областью развития морских карбонатных образований. При этом, вдоль зоны терригенных пород прослеживается толща тонкослоистых, как правило, битуминозных, несколько глинистых известняков в ряде мест очень близких к доманику. В широтном направлении, с востока на запад, толща фаменских доманиковоподобных отложений (далее к западу) замещается толщей доломитов, хорошо развитых вдоль восточной окраины Русской платформы.

7) отмеченный общий характер литолого-фациальных изменений, наблюдающийся вкрест простирания в фаменском краевом прогибе, сходен с соответствующими изменениями фаций, свойственным позднепалеозойскому краевому прогибу.

Есть два основных замечания к этим положениям: набор фаций позднедевонского краевого прогиба ни в коей мере ни соответствует распределению фаменских фациальных зон; в фаменской схеме, как и во франской не учтены поднятия и прогибы.

В целом, палеогеографические построения Г.А. Смирнова и его коллег для позднего девона внесли много нового, основные положения палеогеографии, а также многочисленная серия изученных опорных разрезов до сих пор не потеряли своего значения. Однако, накопленный материал по детализации стратиграфии требует новых уточнений палеогеографических построений, что вполне естественно после сорокалетнего периода.

Большая серия работ В.А. Маслова с коллегами (Маслов, 1980; Артюшкова, Маслов, 1998 и др.) посвящены стратиграфии и геологической истории верхнедевонских разнофаци-альных отложений Магнитогорского погружения. Отметим некоторые важные положения этих работ.

В.А. Масловым (1980) франские отложения были разделены на типы разрезов для западного и воточного борта Магнитогорского мегасинклинория. Таковыми являются: маля-тинский тип, который представлен осадочными полимиктовыми породами, переслаивающимися с прослоями известняков; таналыкский тип разреза, представленный грубокластиче-скими породами и карбонатами, которые являются, главным образом, биогермами; таким образом, таналыкский тип разрезов очень схож с малятинским, отличительной чертой которого, является большое участие карбонатов; колтубанский тип разреза, характеризуется наличием мощных карбонатных пачек (биогермов) и известняковых брекчий.

В.А. Маслов, считает, что на юге восточного борта Магнитогорского мегасинклинория франские отложения представлены так же, как и на западном, вулканогенно-терригенными и терригенно-кремнисто-карбонатными образованиями. Автор пришёл к выводу, что в южной части мегасинклинория к франскому ярусу можно относить лишь осадочные образования и под колтубанской свитой понимать толщу терригенно-карбонатных пород, не содержащую вулканитов. Мощность этой свиты по данным В.А. Маслова колеблется от 200 до 700 м.

На западном борту мегасинклинория фаменский ярус, по В.А. Маслову, представлен преимущественно терригенными граувакковыми породами - гравелитами, песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами, кремнями и очень редко известняками. На восточном борту фаменские отложения в нижней части сложены терригенными крупнозернистыми породами (конгломераты, песчаники), а в верхней - вулканитами.

В числе немногих чисто литологических работ можно назвать статью И.К. Королюк (1975), посвященную рифовой формации палеозоя западного склона Южного Урала и При-уралья. И.К. Королюк даётся описание биогермных банок позднего девона западного склона

Урала. Впрочем, к органогенным постройкам данного возраста и распространения автор относит лишь аскынский риф и приводит доказательства его рифовой природы. Таковыми, по мнению И.К. Королюк, являются: локальное резкое увеличение мощности слагающих его пород аскынского и барминского горизонтов с 100 м на расстоянии 2-3 км мощность увеличивается до 350 м.

Автор наметила два цикла рифообразования на Южном Урале, первый из которых закончился в позднем девоне. Каждый цикл начинается и заканчивается образованием относительно мелких, не редко пластообразных тел, в основном сложенными корковыми формами биогермообразователей, представленными небольшим числом видов и, соответственно, ограниченным набором пород.

И.К. Королюк считает, организмы - биогермообразователи рифовых фаций в зависимости от внешних условий развивались либо в виде каркасных организмов, под ними автор подразумевает мшанки, а породу образованную ими, называет биогермной. Либо в виде корковых, типичными представителями которых, по мнению И.К. Королюк, являются пластовые строматолиты. Породы, образованные строматолитами, автор называет болититами. Главными строителями палеозойских органогенных построек Урала, по мнению И.К. Королюк, были водоросли.

По иному произвели периодизацию палеозойского рифообразования Б.И. Чувашов, В.П. Шуйский (1990). Они показали, что силурийско - раннедевонские рифы отделены от среднедевонских, а те в свою очередь, обособлены от позднедевонских. Причем, в позднем девоне совершенно меняется структурный план расположения органогенных построек.

Выводы.

Карбонатные породы на западном склоне Урала составляют основную часть разреза верхнего девона. Эти образования достаточно детально стратифицированы; стратиграфические подразделения скоррелированы и прослежены во всем многообразии фаций.

Практически выполнен макрофациальный анализ верхнедевонских карбонатов; выявлены основные закономерности размещения биоценозов.

Установлены основные палеогеографические зоны.

Карбонатные породы на восточном склоне Урала распространены очень неравномерно. Есть два основных уровня, где карбонаты пользуются широким распространением -1) верхняя часть аскынского горизонта франского яруса (зона Eonodosaria-Eogeinitzina); 2) верхняя часть фаменского яруса - зона Q. communus-Q. kobeitusana, конодонтовая зона praesulcata.

В редких разрезах весь верхний фран и фамен представлены в карбонатных фациях ("Першино").

Неопределенна природа известняков зилаирской свиты, одни авторы считают данные отложения - глубоководными, другие - мелководными.

Позднедевонские карбонаты на обоих склонах Урала фактически, не изучены более детально на уровне микрофаций.

История литологических исследований верхнедевонских карбонатов Урала

В обзоре этого материала мы отступили от хронологического принципа написания работ, а следуем стратиграфической последовательности, для характеристики палеогеографии франского века Г.А. Смирнов и др. (1974) предложил две карты - для пашийского времени и для остальной части франского века. Карта пашийского времени требует существенной перестройки, т.к. выделение этого стратиграфического и временного интервала на восточном склоне Урала сопряжено со значительными трудностями.

Во второй из упомянутых карт есть серьезная ошибка заключающаяся в том, что палеогеографическая ситуация западного склона на территории Среднего Урала была распространена и на восточный склон, тогда как территории западного и восточного склонов всегда были разобщены зоной глубоководного моря. Г.А. Смирнов и др. (1974) игнорировал наличие Камско-Кинельской системы поднятий и прогибов, существование которой к тому времени было убедительно доказано, как на западном склоне, так и на прилегающих районах платформы (Мкртчян, 1964).

Палеогеография фаменского века (Г.А Смирнов, Т.А. Смирнова, 1961, 1967) представлялась авторами в следующих чертах: 1) на исследованной территории в фаменское время накапливались в морских условиях разнообразные фациальные типы осадков. 2) в пределах современного восточного склона Урала узкой полосой выступала суша, являвшаяся областью размыва. Эта суша на Южном Урале располагалась к востоку от меридиана, проходящего через г. Магнитогорск, и в ширину простиралась до пос. Варна. От широты г. Верхнеуральска меридиальное простирание области воздымания отклонялось к северо-востоку. На С. Урале эта зона протягивается между г. Камышловом и Шадринском. 3) внутренний прогиб, окаймлявший поднятие с востока заполнялся вулканогенно-осадочными образованиями. 4) в пограничных зонах суши с соседними областями погружений отмечается локальное проявление вулканической деятельности. Проявление вулканизма отмечается как с востока, так и с запада от области поднятия в виде двух параллельных зон. 5) область размыва с запада окаймлялась предгорным прогибом, где проходило накопление песчано-глинистых флишеподобных зилаирских отложений. 6) зона зилаирских терригенных образований к западу сменялась областью развития морских карбонатных образований. При этом, вдоль зоны терригенных пород прослеживается толща тонкослоистых, как правило, битуминозных, несколько глинистых известняков в ряде мест очень близких к доманику. В широтном направлении, с востока на запад, толща фаменских доманиковоподобных отложений (далее к западу) замещается толщей доломитов, хорошо развитых вдоль восточной окраины Русской платформы. 7) отмеченный общий характер литолого-фациальных изменений, наблюдающийся вкрест простирания в фаменском краевом прогибе, сходен с соответствующими изменениями фаций, свойственным позднепалеозойскому краевому прогибу.

Есть два основных замечания к этим положениям: 1) набор фаций позднедевонского краевого прогиба ни в коей мере ни соответствует распределению фаменских фациальных зон; 2) в фаменской схеме, как и во франской не учтены поднятия и прогибы. В целом, палеогеографические построения Г.А. Смирнова и его коллег для позднего девона внесли много нового, основные положения палеогеографии, а также многочисленная серия изученных опорных разрезов до сих пор не потеряли своего значения. Однако, накопленный материал по детализации стратиграфии требует новых уточнений палеогеографических построений, что вполне естественно после сорокалетнего периода.

Большая серия работ В.А. Маслова с коллегами (Маслов, 1980; Артюшкова, Маслов, 1998 и др.) посвящены стратиграфии и геологической истории верхнедевонских разнофаци-альных отложений Магнитогорского погружения. Отметим некоторые важные положения этих работ.

В.А. Масловым (1980) франские отложения были разделены на типы разрезов для западного и восточного борта Магнитогорского мегасинклинория. Таковыми являются: маля-тинский тип, который представлен осадочными полимиктовыми породами, переслаивающимися с прослоями известняков; таналыкский тип разреза, представленный грубокластиче-скими породами и карбонатами, которые являются, главным образом, биогермами; таким образом, таналыкский тип разрезов очень схож с малятинским, отличительной чертой которого, является большое участие карбонатов; колтубанский тип разреза, характеризуется наличием мощных карбонатных пачек (биогермов) и известняковых брекчий.

В.А. Маслов, считает, что на юге восточного борта Магнитогорского мегасинклинория франские отложения представлены так же, как и на западном, вулканогенно-терригенными и терригенно-кремнисто-карбонатными образованиями. Автор пришёл к выводу, что в южной части мегасинклинория к франскому ярусу можно относить лишь осадочные образования и под колтубанской свитой понимать толщу терригенно-карбонатных пород, не содержащую вулканитов. Мощность этой свиты по данным В.А. Маслова колеблется от 200 до 700 м.

На западном борту мегасинклинория фаменский ярус, по В.А. Маслову, представлен преимущественно терригенными граувакковыми породами - гравелитами, песчаниками, алевролитами, глинистыми сланцами, кремнями и очень редко известняками. На восточном борту фаменские отложения в нижней части сложены терригенными крупнозернистыми породами (конгломераты, песчаники), а в верхней - вулканитами.

В числе немногих чисто литологических работ можно назвать статью И.К. Королюк (1975), посвященную рифовой формации палеозоя западного склона Южного Урала и При-уралья. И.К. Королюк даётся описание биогермных банок позднего девона западного склона Урала. Впрочем, к органогенным постройкам данного возраста и распространения автор относит лишь аскынский риф и приводит доказательства его рифовой природы. Таковыми, по мнению И.К. Королюк, являются: локальное резкое увеличение мощности слагающих его пород аскынского и барминского горизонтов с 100 м на расстоянии 2-3 км мощность увеличивается до 350 м.

Автор наметила два цикла рифообразования на Южном Урале, первый из которых закончился в позднем девоне. Каждый цикл начинается и заканчивается образованием относительно мелких, не редко пластообразных тел, в основном сложенными корковыми формами биогермообразователей, представленными небольшим числом видов и, соответственно, ограниченным набором пород.

И.К. Королюк считает, организмы - биогермообразователи рифовых фаций в зависимости от внешних условий развивались либо в виде каркасных организмов, под ними автор подразумевает мшанки, а породу образованную ими, называет биогермной. Либо в виде корковых, типичными представителями которых, по мнению И.К. Королюк, являются пластовые строматолиты. Породы, образованные строматолитами, автор называет болититами. Главными строителями палеозойских органогенных построек Урала, по мнению И.К. Королюк, были водоросли.

Сравнительная характеристика существующих классификаций карбонатных пород, выбор и обоснование приоритета

Карбонатные породы представляют собой один из наиболее распространённых типов осадочных отложений. По данным А. Холмса (A. Holmes, 1937) 14% стратисферы сложено карбонатными породами. По своим литологическим особенностям и заключённым в них органическим остаткам эти породы во многих случаях служат надёжными индикаторами как для установления геологического возраста, так и для выявления физико-географических условий осадконако-пления. Карбонатные породы весьма разнообразны по вещественному составу, структуре и происхождению, вследствие чего среди них выделяется много типов пород и разновидностей. Систематизируя карбонатные породы по тем или иным признакам, мы тем самым выделяем новые их типы, чем способствуем расширению и углублению знаний о карбонатных породах; как о полезных ископаемых; как об осадочных образованиях, позволяющих выявлять среду осадконакопления; как об одном из веществ среди другой материи.

В настоящее время отсутствует общепринятая классификация карбонатных пород. Классификация карбонатных пород должна обеспечивать получение информации о структуре частиц, размере обломочного материала, его соотношение с цементирующей массой; о типе цемента. Информация о перечисленных составляющих позволяет воссоздавать условия седиментогенеза породы, такие как: гидродинамика, глубина образования осадка. Системы классификаций карбонатных пород должны особое внимание уделять составу органических остатков породы, поскольку, органические остатки дают дополнительную информацию относительно глубин, солёности и динамики среды осадконакопления. Вторичные изменения карбонатных пород также должны учитываться классификацией, т.к. являются отражением постседиментационных процессов.

Существует несколько классификаций карбонатных пород, основанных на различных подходах к изучению карбонатов. Различия в системах классификаций обусловлены расхождением во взглядах различных авторов на интерпритацию размеров, генезиса и сортировку частиц, слагающих породу. Карбонатные породы могут быть разделены согласно: а) химическому и морфологическому составу; б) структурным особенностям (матрикс и/или цемент.частицы); в) специальным физическим параметрам, в т.ч. пористости, проницаемости. Первоначально, классификации карбонатных пород отличались узкой направленностью и были нацелены на выявление цементируемой составляющей без учёта цементирующего материала, что несколько ограничивало объём извлекаемой информации. Классификации карбонатных пород осуществлялись по минералогическому составу, структуре, текстуре и генетическому принципу. В дальнейшем стали появляться классификации, основанные на двух или трёх принципах (структурно-генетические, структурно-текстурные и т.п.), что позволило расширить разрешающие возможности классификаций. Каждая последующая клас сификация, как правило, обладает большей информативностью, по сравнению с предыдущей.

Имеет место путаница в классификациях и номенклатуре карбонатных пород. В разных классификациях одну и ту же породу называют по-разному, или, наоборот, различные породы обозначают одним термином (Шуйский, 1982). Разные авторы кладут в основу своих классификаций и номенклатуры часто совершенно различные признаки: химический или минералогический состав пород, структурные признаки (органогенные, неорганогенные и др.), генетические показатели и т.п., нередко эти признаки не выдерживаются даже в пределах классификации одного автора, в результате чего возникают схемы, основанные на учёте разных признаков. Почти все карьонатные породы произошли за счет деятельности животных или растительных организмов, но эта генетически важная составляющая осадка в существующих классификациях подавлена, сведена к роли механической составляющей. Классификации карбонатных пород копируют таковые терригенных, что значительно снижает уникальные возможности карбонатов для восстановления условий среды осадконакопления. Такое положение вещей свидетельствует о том, что в этой области ещё много спорных противоречивых моментов и нерешённых вопросов.

В нашей работе приводится краткий обзор существующих классификаций и характеристики наиболее применяемых из них; показываются тенденции развития классификаций и рассматривается приоритетное значение наиболее прогрессивных классификаций. В отечественной литературе первая попытка разделения карбонатных пород принадлежит В. Ильину (Ильин, 1911), который установил два основных типа известняков по их микроскопическому строению: 1) органогенные; 2) кристаллически-зернистые. В Западной Европе одной из первых была классификация Гиршвальда (Hirschwald, 1912). Эта классификация основывалась на структурных, текстурных и, отчасти, генетических признаках. А. Грабау (1903) предложил термин кальцилютиты для обозначения пород, состоящих, главным образом, из минерала кальцита, независимо от их генезиса. , Чёткую структурную классификацию предложил Ж. Лаппаран (Lapparent, 1923), выделивший две основные группы: 1) известняки с малым содержанием органических остатков; 2) известняки с большим содержанием органических остатков. Первая группа подразделяется на три разновидности: зернисто-кристаллические мраморы, илистые известняки, оолитовые известняки. Среди известняков второй группы Ж. Лаппаран выделил следующие восемь разновидностей: обломочные известняки, ракушечные, криноидные, мшанковые, рифовые, фора миниферовые, литотамниевые, рабдолитовые, кокколитофоридовые. Классификация Лаппа-рана была единственной, где органическая составляющая осадка принимается за основной признак определения породы. Классификация Лаппарана легла в основу большинства последующих классификаций известняков. Так, эту классификацию использовали в своих работах А.Н. Заварицкий, В.А. Зильберминц, В.П. Маслов (1928). А.Н. Заварицкий (Заварицкий, 1932) придерживался видоизменённой им классификации Лаппарана. Он выделил следующие структуры карбонатных пород: 1) кристаллически-зернистая или мраморовидная; 2) тонкозернистая или иловая; 3) сгустковая структура; 4) оолитовая структура; 5) обломочная структура; 6) органогенная структура; 7) инкрустационная и крустификационная структуры. В.А. Зильберминц и В.П. Маслов (Зильберминц, Маслов, 1928), использовав схему Ж. Лаппарана и результаты исследований каменноугольных известняков Донецкого бассейна, разработали уже более детальную классификацию. Пиа (1933) предложил генетическую классификацию современных известковых образований, он выделил три основные группы: 1) абиогенные или химические; 2) биогенные (физиологические), связанные с жизнедеятельностью организмов; 3) биогенные (органические), сложенные скелетными остатками организмов. Л. Кайё (Cayeux, 1935) выделяет основные генетические группы известняковых и доломитовых образований, вторые подразделяет по структурным, частью по текстурным или другим признакам.

Описание основных разрезов верхнедевонских карбонатных пород западного склона Урала

Изученные разрезы на указанной территории принадлежат к двум крупным тектоническим поднятиям - Кыновско-Чусовскому (КЧП) и Каратаускому (КП); на каждой из названных структур известны отложения сводовой и краевой частей (рис. III. 1), а также де-прессионные маломощные отложения разделяющих поднятия, впадин.

Стратиграфическая разбивка разрезов, в соответствии с Унифицированной и корреляционной схемой девонской системы Урала (1993) выполнена Б.И. Чувашовым, две из скважин КП (61, 237), изучены P.M. Ивановой. Стратиграфическая шкала верхнего девона Урала приведена в табл. III. 1. Разрезы Кыновско-Чусовского поднятия Кыновско-Чусовское поднятие (КЧП) расположено в среднем течении р. Чусовой (Щербаков, 1962). В современном облике поднятие нарушено многочисленными надвигами и сильно сжато в широтном направлении (рис. III.2). После палинспастических построений (рис. III.3) совершенно отчетливо проступает восточное-северо-восточное направление его длинной оси, что хорошо согласуется с общим направлением ограничивающих его впадин -Кизеловской - на севере и Уткинско-Серебрянской - на юге.В пределах КЧП изучены следующие (с севера на юг) разрезы верхнего девона: "Большая Семеновка", который представляет верхнефранский подьярус в рифовой фации, а фаменский ярус слагается мощной толщей слоистых известняков семеновской свиты. Этот разрез относится к бортовому типу.

Центральную часть КЧП изучалась по разрезу "Камень Молоков", который типичен для этой части структуры. Здесь стратиграфический интервал от саргаевского до мендым-ского горизонтов слагается массивными доломитами, а верхнефранский - амфипорово-строматопоровыми известняками и доломитами. На границе франского и фаменского яруса залегает карбонатно-глыбовая брекчия. Фаменский ярус слагается толщей тонкослоистых первичных доломитов киселевской свиты.

Южный фланг поднятия представлен разрезом "Пермяково", который является типовым для верхнефранских рифов. В этом разрезе, фаменский ярус также слагается доломитами киселевской свиты.

Мы начнем обзор с разрезов центральной части КЧП. Верхнедевонские отложения присутствуют в серии разрезов, начиная от устья р. Чизмы на востоке (за границами карты рис. III.4) и до устья р. Вороновки - на западе (также за рамкой карты рис. III.4). Рис. III. 1 Схема расположения изученных разрезов верхнего девона на палеотектоническом плане. I - Кыновско-Чусовское поднятие; II - Каратауское поднятие; 1 - центральные части поднятий; 2 - склоны поднятий, на которых развивались аскынские брахиоподово-водорослевые постройки; 3 -депрессии. Залитыми кружками показано расположение изученных разрезов. Наиболее полные разрезы верхнего девона представлены в крупных скальных выходах- "камнях" - "Горчак", "Молоков", "Кликунчик", "Разбойник". Во всех названных пунктах не обнажена нижняя часть франского яруса и контакт со средним девоном. Эта часть разреза лучше всего изучена на левом берегу р. Чусовой ниже "Камня Молоков". Б.И. Чува-шовым (Максимович и др., 1968) был составлен следующий разрез (рис. III.5,6 )

В состав биоценоза также входят фораминиферы: Parathurammina subvasta Вук, Irregidarina lobata Reitl, синезелёные водоросли Sphaerocodium, зеленые Devonoscalia, строматолиты. Водоросли и строматолитовые корки образуют онколиты, обрастают коло нии строматопорат. Мощность пачки 17 м. Формирование фации происходило в условиях мелководья с активным гидродинами ческим режимом (отсутствие микрита, значительный процент крупных биокластов). Цито логические показатели дополняются серией палеонтологических признаков. Колонии стро матопорат, порой очень крупных по размеру, часто перевернуты, раздроблены. Их поверх ность, является местом прикрепления многочисленных табулят, других родов строматопо рат, строматолитов, что является свидетельством недостатка твердого субстрата для прикре пления разнообразных организмов. Мощность пачки 17 м.

Слои с относительно редкими органическими остатками обычно слагаются известняками или слабо доломитизированными известняками. В верхней части пачки присутствует характерный 2.5 м слой гастроподово-онколитового известняка. Массовые овальные онколиты до 10 см в своем центре имеют раковину низкоконической гастроподы, размером до 2 см. Вокруг которой, концентрически нарастают водорослевые (гирванеллово-сферокодиевые) и строматолитовые слойки. Встречаются онколиты разных стадий развития; в некоторых случаях, гастроподовая раковина покрыта только тонкой (до 5 мм) пленкой обрастания, в других, толщина водорослево-строматолитового покрова 3-5 см.

Седиментогенез осуществлялся в условиях мелководной среды с активным гидродинамическим режимом (отсутствие микрита, значительный процент крупных биокластов, присутствие онколитов и зелёных водорослей).

Вверх по разрезу происходят следующие важные для восстановления условий седи-ментогенеза, изменения: 1). Слои с богатыми органическими остатками становятся редкими; амфипорово-строматопоровые разности с фораминиферами Parathurammina subvasta Вук, Caligella borovkensis Antrop., Paratikhinella cannula Byk, Tikhinella, Comuspira, Multiseptida corralina Byk, Nanicella tchernyanevae Lip.; водорослями Sphaerocodium, Devonoscalia; брахиоподами Theodossia anosqffi Nal., сменяются слоями с амфипорами и все более редкими массивными строматопоратами. 2). Грубообломочные разности (биокластические и биокластово-строматопоровые рудстоуны) исчезают из разреза, наиболее распространенными становятся амфипоровые флоутстоуны. 3). Появляются слои с моновидовой фауной - гастроподами. Отмеченные закономерности свидетельствуют о постепенном погружении морского дна на большую глубину с меньшей энергией водной среды. По составу фораминифер, эта часть разреза относится к фораминиферовой зоне Comuspira jubrae-Multiseptida. Мощность пачки 21 м.

Следующая пачка представлена )светло-серыми слоистыми пелитоморфными известняками (литобиомикрофация биокластово-амфипорового вакстоуна), заканчивающимися маломощными (1-7 см) прослоями фисташково-зеленого неизвестковистого аргиллита. Органические остатки представлены фораминиферами Parathurammina paracushmani Reitl, Cribrosphaeroides permirus Antrop., Nodosaria evlanensis Lip, Geinitzina, Frondilina, указывающими на верхнюю зону франского яруса - Eonodosaria-Eogeinitzina. Некоторые слои переполнены крупными, длинными (до 12-15 см) амфипорами. Эти организмы ориентированы длинными осями скелетов ориентированы по слоистости, кроме известняков, в эту пачку входят также прослои мелкозернистых доломитов.

Описание основных разрезов верхнедевонских карбонатных пород восточного склона Урала

На восточном склоне Урала нами изучались разрезы, а) связанные с органогенний постройками (с севера на юг): "Першино", "Кодинский", "Колтубан"; б) разрезы карбонатов среди терригенных толщ - разрез правого и левого берегов Ириклинского водохранилища, разрез "Тогузак". Разрез "Першино" В районе д. Першино в 10 км севернее города Режа находится непрерывный, практически чисто карбонатный разрез верхнего девона и нижнего карбона. По обоим берегам р. Реж на протяжении 1.7 км почти в непрерывных скальных выходах прослеживаются карбонатные отложения верхнего подъяруса франского яруса, всего фаменского яруса, турне и нижнего визе (фиг. IV. 1, 2). Первые коренные выходы низов разреза находятся в 1 км выше моста через р. Реж у д. Першино. Разрез наращивается в северном направлении, т. е. вниз по течению реки (Постоялко, Плюснина и др., 1991).

В составе франского яруса в данном разрезе выделяется только верхняя часть губинского горизонта. Она представлена средне- и грубослоистыми известняками серыми и светло-серыми, иногда розоватыми, участками массивными водорослевыми и амфи-поровыми (фиг. IV.3). Известняки микрозернистые и мелкодетритовые. В карбонатах встречены табуляты, водоросли Shuguria, Paraepiphyton, фораминиферы Parathurammina paracuchmani Reitlinger, Eogeinitzina devonica (Lip.), Nanicella sp., Tikhinella multiformis (Lip.), T.fringa E. Byk. Местами наблюдаются брекчии растрескивания (?) (фиг. IV.4), состоящие из остроугольных обломков плотного известняка, сцементированных тем же микрозернистым материалом 100 м.

В составе фаменского яруса выделяются шамейский, чепчуговский и хвощевский горизонты. Шамейский горизонт сложен тонко- и среднеслоистыми известняками (фиг. IV.5), светло-серыми, мелкодетритовыми, шламмовыми с прослоями вишнево-красных и зеленоватых алевролитов и глинистых сланцев. В некоторых слоях наблюдается сортировка зернистого материала. Видимые остатки фауны редки. В комплексе фораминифер преобладают однокамерные. Существенное место занимают разнообразные кальцисфериды. Здесь появляются первые Eotuberetina, Diplosphaerina, приобретают широкое распространение Parathurammina crassithecaAntr., P. regularis Tchuv., Diplosphaerina minima (S.). В этой же части разреза встречаются брахиоподы Cyrtospirifer archiaci (Murch.), С. quadratus (Nal), Athyris concentrica Bush, PugnaxpugnusM. 100 м.

Чепчуговский горизонт представлен толщей тонко-, средне- и грубослоистых (до 20 - 40 см) афанитовых пепельно-серых мелкоузорчатых известняков с водорослями из группы каменид, фораминиферами Eotuberetina talassica Pojark., Diplosphaerina magna Pojark, Septabrimsiina kingirica Reitl, Septaglomospiranella crassa Reitl. f. recta, S. compressa Lip., SeptaturnayellapraesegmentataB. etJ., Quasiumbellaglobula (Reitl), Quasiendothyra communis (Raus.); мелкими остракодами. Фауна и микрофлора в целом, бедна и имеет угне тенный характер. Особенностью известняков является развитие тонких прерывистых полос и цепочек мелких вростков вторичного кальцита, ориентированных параллельно наслоению (фиг. IV.6) 270 м.

В карбонатах верхнего девона выделены литобиомикрофации (рис. IV. 1) (процентное содержание зерен расчитано по отношению к площади поверхности шлифа). 1). Литобиомикрофация фораминиферо-пелоидного пакстоуна (Атлас: табл. 35, фиг. 1). Биоценоз представлен фораминиферами Parathurammina, Irregularina 11 %. Присутствуют пелоиды 20 %. Формирование ЛБМ осуществлялось в условиях умеренной гидродинамической среды. 2). Литобиомикрофация табулятового фреймстоуна. Биоценоз представлен кораллами Tabulata. 3). Литобиомикрофация биокластического пакстоуна Органические остатки представлены фораминиферами Parathurammina, остракодами. Количество биокластов 16 %. Присутствуют пелоиды 30 %. Седиментогенез происходил в умеренной гидродинамической среде мелководья. 4). Литобиомикрофация строматопорового байндстоуна Биоценоз представлен стро-матопорами. Количество биокластов 50 %. 5). Литобиомикрофация водорослевого байндстоуна (Атлас: табл. 45, фиг. 3). Органические остатки представлены водорослями неустановленного генезиса, фораминиферами Parathurammina 3 %, амфипорами. Присутствуют пелоиды 40 %. Условиями образования породы, являлось гидродинамически активная среда мелководья (значительный процент пе-лоидов). 6). Литобиомикрофация пелоидно-водорослевого байндстоуна (Атлас: табл. 41, фиг. 3). Биоценоз представлен фораминиферами Parathurammina, амфипорами, синезелёными водорослями Renalcis. Количество биокластов 79 %. Присутствуют пелоиды 20%. Данная ЛБМ формировалась в условиях мелководной среды (значительный процент пелоидов и си-незелёных водорослей). 7). Литобиомикрофация пелоидного пакстоуна (Атлас: табл. 35, фиг. 2). Органические остатки представлены фораминиферами Parathurammina, синезелёными водорослями Renalcis. Количество биокластов 10 %. Присутствуют пелоиды 60 %. Формирование осадка происходило в условиях мелководной среды с умеренным гидродинамическим режимом (микритовый и спаритовый цемент, значительный процент пелоидов и синезелёных водорослей).

Шамейский горизонт франского яруса литологически представлен тонкослистыми известняками с прослоями алевролитов и глинистых сланцев. Эти породы являются в основном продуктом высоко динамичной среды и представлены пелоидными, оолитово-пелоидными, биокластово-пелоидными, интракластическими грейнстоунами (Атлас: табл. 44, фиг. 3); пелоидно-интракластическими рудстоунами и биокластово-пелоидными паксто-унами.

Похожие диссертации на Литобиомикрофации карбонатных пород верхнего девона Среднего и Южного Урала

Табуляты верхнего силура и девона севера Урала и ТиманаЛукин Владимир Юрьевич

Брахиоподы и биостратиграфия верхнего девона Среднего и Южного УралаМизенс Анита Гунаровна

Биостратиграфия по конодонтам вулканогенно-осадочных отложений девона Магнитогорской мегазоны Южного УралаАртюшкова Ольга Викторовна

Девон западного склона севера Урала и Пай-Хоя : стратиграфия, принципы расчленения, корреляцияЦыганко, Владимир Степанович

Девон восточного склона Южного Урала (стратиграфия, история развития) Маслов Виктор Алексеевич

Состав и условия формирования верхнего девона севера Печорской плиты, западных склонов севера Урала и Пай-ХояЖерлыгин, Артем Леонидович

Тепловые свойства горных пород Урала и их зависимости от температуры и давленияЛипаев Сергей Александрович

Особенности геологического строения месторождений алмазов Северного Урала и проявлений потенциально алмазоносных пород Южного УралаКораблев Артем Георгиевич

Гидрогеологические особенности карстующихся пород Среднего Урала и Пермского Приуралья Фетисов Вячеслав Владимирович

Минералогия и условия образования родонитовых пород Среднего УралаБрусницын, Алексей Ильич