CC BY
65
‘Вес&.Яик, февраль, 2008 г., № 2
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ГОРИЗОНТЫ СТРАТИСФЕРЫ
Д. г.-м. н. Я. Э. Юдович
Всякому профессиональному научному работнику интересно узнать: что останется в науке ПОСЛЕ ТОГО, т. е. после геохимической трансформации «ЖВ (живое вещество) ^ ОВ (органическое вещество)», которую, увы, неизбежно суждено претерпеть всем нам без исключения — от лаборанта до академика [40]. Однако, как в известном анекдоте1 — «Кто ж это может знать?!». Тем не менее никому не возбраняется строить на этот счет гипотезы. И вот, как мне кажется, наиболее важным результатом 40-летней работы в области геохимии осадочных пород в нашем институте явилась концепция геохимических горизонтов стратисферы [42].
Она забрезжила после экспедиционных работ на Печорском Урале в 1967—1976 гг. [46], сильно прояснилась после работ в сланцевой зоне Пай-Хоя в 1977—1979 гг. [47] и окончательно сложилась после работ в Лемвинской зоне Полярного Урала в 1981—1984 гг. [51]. Последующие наши работы на докембрии севера Урала в 1989—2004 гг. [13] уже не добавляли ничего принципиально нового, а лишь уточняли и детализировали концепцию на свежих материалах. В итоге, на разработку концепции ушло первых лет 15—17, а на ее шлифовку и осмысление — еще столько же. Ибо скоро только сказка сказывается: тяжелые экспедиции отнимают многие годы жизни.
Суть концепции очень проста. Утверждается, что в осадочных толщах имеются сравнительно узкие стратиграфические интервалы, существенно обогащенные над кларковым уровнем каким-либо химическим элементом (или их группами) — геохимические горизонты, специализированные на породообразующие (Бе, А1), малые (Т1, Р, Мп, Ва, Бг, Р, V, Сг, N1) и редкие эле-
yudovich@geo.komisc.ru
менты (и, 1Ъ, Бс, Б, А8, и некоторые др.). Эти сингенетические горизонты являются источниками рудного материала для эпигенетических рудопро-явлений и месторождений (рис. 1).
Разумеется, сама идея витала в воздухе — в той или иной форме она многократно высказывалась геологами-рудниками — исследователями стра-тиформных месторождений. Но все же формулировка целостной геохимической концепции была сделана именно на нашем Уральско-Пайхойском материале.
1. Идея витала в воздухе...
Задним числом приходится признаться, что, начиная в 1967 г. регионально-геохимические исследования на палеозое Печорского Урала [46], автор этих строк был персоной мало образованной и никогда не держал в руках многочисленных сочинений геологов-рудников, в муках пытавшихся понять генезис стратиформных месторождений. Познакомиться с этими сочинениями (и ужаснуться сложности проблемы) довелось только на склоне лет. И тогда выяснилось, что почти все вещи, до которых я «доходил своим умом» — так или иначе уже высказывались (как раньше, так и позже меня), но зачастую — точнее и содержательнее, чем это сумел сделать я...
1.1. Большие коллективы геологов занимались изучением «рудных (или рудоносных) фаций», «рудоносных горизонтов», «уровней страти-формной рудоносности», «региональных геохимических ореолов», которые все — суть не что иное, как геохимические горизонты (ГГ). Например, под эгидой ВСЕГЕИ проводилось изучение так называемых «рудных фаций», путем составления литолого-фа-циальных, палеогеографических и па-леотектонических карт разных масш-
табов [11, с. 58—59]. В частности, считались первично-осадочными страти-формные месторождения меди, среди которых были выделены две группы: осадочные (сланцы и песчаники) и оса-дочно-метаморфизованные.
К генотипу «медистых сланцев» (германский Kupferschiefer) были отнесены медистые аргиллиты, алевролиты, глинистые сланцы, песчанистые и глинистые известняки и доломиты заливно-лагунного и мелководно-морского происхождения. Отложения этого генотипа образуют «рудные полосы» длиной до 600 км при ширине 100—200 км. К генотипу «медистых песчаников» отнесены медистые конгломераты, гравелиты, песчаники и алевролиты континентального и лагунно-дельтового происхождения. «Рудные полосы» этого генотипа образуют линзы или серию линз длиной до 100—150 км и длиной 15—20 км2.
К понятию о геохимических («рудоносных») горизонтах в 1982 г. вплотную подошли сибирские геологи, которые, правда, отождествляли такие горизонты с осадочными формациями, а сам термин использовали в кавычках (видимо, как не вполне корректный?):
«..Вблизи основания и в кровле нео-протозойского, эпипротозойского и венд-нижнепалеозойского комплексов на территории исследований прослеживаются «горизонты» пород (формации), регионально обогащенные соединениями цветных (медь, свинец и др.) металлов и некоторых других элементов. Обогащение резко различно по масштабности — от повышенных содержаний относительно кларковых до промышленных концентраций, но важно отметить то обстоятельство, что соответствующие одновозрастные горизонты пород в различных структурно-фор-
1 Сара что-то вычисляет на калькуляторе. Абрам: «Что ты там делаешь, Сара?» — «Хочу узнать, во что нам встанут три кило крупы по 6-75». — «Кто ж это может знать?!».
2 Между тем, на польских Предсудетских месторождениях, наряду с черносланцевым пластом оруденелых КирГегесЫеГег, наблюдается карманообразное оруденение в пестроцветных песчаниках почвы пласта и богатейшие «рудные холмы» в его карбонатной кровле, те и другие — прослеженные до 8 км по простиранию пласта КирГегесЫеГег [см., например, 49, с. 109]. Поскольку такое оруденение явно эпигенетическое, то вся стройная генетическая типизация (исходящая только из сингенеза) — рассыпается.
Рис. 1. Схема геохимических горизонтов в палеозойских отложениях Лемвинской зоны севера Урала [51, с. 325]. Литологическая
колонка составлена А. А. Беляевым в масштабе геологического времени.
1—12 — свиты: кечпельская (1), воргашорская (2), яйюская (3), райизская (4), няньворгинская (5), пагинская (6), косвожская (7), малонадотинская (8), харотская (9), качамылькская (10), харбейшорская (11), грубеинская, погурейская и молюдмусюрская (12)
Геохимические аномалии: сильные и рудогенные (а), на уровне рудопроявлений (б), предполагаемые (в).
мационных зонах платформы опознаются по данным спектрального анализа 3. В разрезах верхнедокемб-рийских отложений намечаются три, в более полных (Туруханское поднятие) — четыре рудоносных горизонта (формации)» [5, с. 58].
Е. П. Акульшина [1] утверждала, что выявленные в осадочном чехле Сибирской платформы геохимические горизонты (которые она называла уров-
нями стратиформной рудоносности) соответствуют установленным ею уровням «повышенной зрелости» глинистого вещества, то есть надо понимать это так — имеют терригенно-ко-ровую природу:
«Вендский (верхнеюдомский) уровень высокой зрелости глинистого вещества и концентрации малых элементов в районах Нижнего Приангарья, Западного Прибайкалья и Юго-Вос-
точной Якутии соответствует вендской эпохе распространения страти-формного оруденения, выявленного в этих районах <■■■>.
На нижне-среднекембрийском уровне зрелого глинистого вещества, завершающем цикл крупного порядка, распространены рудопроявления меди, свинца и цинка на юге Сибирской платформыі, в Туруханском районе, в бассейне р. Лены <■■■>.
3 Выделено мной (Я. Ю.) 28
Нижне- и средне-верхнеордовикские уровни зрелого глинистого вещества соответствуют усть-кутским, чуньским, криволуцким и долборским отложениям, несущим свинцово-цинковое, медное оруденение на юге Сибирской платформы, в Юго-Западном Прианабарье <■■■>.
На средне-верхнедевонском уровне зрелого глинистого вещества известны многочисленные рудопро-явления меди, цинка, свинца и других элементов (!) на восточном обрамлении Сибирской платформы, Алтая, Сетте-Дабанской металлоге-нической зоне и Омулевском поднятии <■■■>.
На пермском уровне зрелого глинистого вещества, характеризующемся более низкими значениями геохимических параметров (!) относительно предыдущих уровней, пресноводными и терригенно-морскими фациальными условиями (!) на Сибирской платформе, значительные рудопроявления пока неизвестны» [1, с. 17—18].
Эта обширная цитата иллюстрирует, как здоровую идею можно довести до абсурда, придавая ей универсальный характер. В данном случае такой идеей является субсинхронность (скорее некоторое запаздывание во времени!) оруденения в морских фациях — с эпохами гумидного корообразования на суше, т. е. идея терригенной природы оруденения. А как же быть с вулканогенными геохимическими горизонтами, которые могут не иметь никакой генетической связи с развитием пенеплена на суше?
В. А. Алексеенко выделяет в толщах, вмещающих стратиформные месторождения РЬ и гп, «региональные геохимические ореолы», которые, как выясняется, являются не чем иным, как нашими геохимическими горизонтами. Указываются следующие признаки таких «ореолов», которые он называет «отражением первого, сингенетичного по отношению к вмещающим толщам, процесса рудообразования» [2, с. 35].
1. Ореолы огромны, протягиваются на первые сотни километров. 2. Кроме «прямых» элементов-индикаторов РЬ-гп оруденения (РЬ, гп, Ag), ореолы содержат также косвенные индикаторы, набор которых сильно зависит от природы рудовмещающих толщ (Си, Ва, Бе, Н^ гг, ва, V, Мп, Со, Сг, Т1, N1, Мо). 3. Распределение элементов-индикаторов в ореолах крайне неравномерно, на соседних участках может
изменяться на два порядка. Отсюда вытекает трудность оценки их фонового содержания. И, может быть, по этой причине большинство геологов уклоняется от корректной оценки такого фона, ограничиваясь указанием разброса содержаний. 4. С этим связаны и особенности морфологии ореолов: «В целом — это как бы пласты пород мощностью до первых сотен метров, обогащенные определенными элементами. Однако в их пределах есть участки с фоновым содержанием элементов-индикаторов. Выделяются также наиболее обогащенные (обычно на порядок) собственно рудоносные прослои (мощностью до десятков метров); в разрезе одной рудовмещающей толщи их может быть несколько» [2, с. 36]. 5. Обогащенные участки ореолов вовсе не обязательно напрямую связаны с рудопроявлениями! 6. Совершенно не обязательно и присутствие сульфидов рудообразующих элементов (особенно гп и Ag): «Обычно они образуют изоморфные и механические примеси в минералах стадий сингенеза и диагенеза (доломите, лимоните, кварце, полевом шпате, флюорите, пирите). Собственные минералы косвенных индикаторов установлены лишь для Ва (барит) и Ее (пирит и гидроокислы)» [2, с. 37].
В. А. Алексеенко заключает, что «наличие региональных геохимических ореолов перечисленных элементов-индикаторов указывает на потенциальную промышленную рудоносность охватываемых ими толщ осадочных пород» [2, с. 37].
1.2. Выделяли по меньшей мере три ранга ГГ. К 1980 г. на материалах палеозоя Урало-Пайхойского региона мы пришли к выводу о существовании не менее трех-четырех масштабных уровней ГГ — глобального, надрегио-нального, регионального и локального [43]. К таким же (или почти таким же) выводам раньше или позже независимо приходили геологи, работавшие в других регионах.
Так, подчеркивая строгий стратиграфический контроль стратиформного полиметаллического оруденения Тянь-Шаня, У Асаналиев различал региональный и локальный уровни такого контроля: «Первый из них проявляется в приуроченности стратиформных месторождений на значительных площадях к определенным стратиграфическим горизонтам и ярусам. Второй выражается в приуроченности оруде-
нения к узким частям разреза на небольших участках месторождений» [4, с. 198].
Согласно Ф. Я. Корытову, все аномалии и ореолы фтора можно разделить на глобальные, региональные и локальные.
«Пример первых — глобальные периокеанические аномалии фтора, характерные для минерагенических поясов, расположенных в краевых частях всех континентов вокруг не только Тихого, но и Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов... В пределах этих поясов основная часть разновозрастных магматических пород (гранитов, базальтов и др. ) и рудных месторождений (вольфрама, олова, молибдена, золота, урана и др.) отличается повышенными содержаниями фтора в форме флюорита, апатита, топа-
за, слюд, селлаита и др. Эти же пояса сопровождаются глобальными гидрохимическими аномалиями фтора, концентрации которого в подземных водах, как правило, составляют 3—20 мг/л и выше.
Региональные геохимические аномалии фтора имеются на всех континентах. Одна из них связана с Центрально-Азиатской минерагенической провинцией и приурочена к одноименной кольцевой структуре диаметром свыше 2000 км. Важной особенностью этой аномалии фтора является то, что она трассирует на поверхности Земли крупнейшую в Азии область аномальной (разуплотненной) мантии и сопровождается флюоритоносными поясами в Прибайкалье, Забайкалье, Монголии и других регионах, обладающих громаднейшими запасами флюоритовых руд <...>
Региональная геохимическая аномалия фтора присуща и Памиру — весьма перспективной флюоритоносной провинции... Памир находится в северной части сложной кольцевой («вихревой») структуры диаметром около 700 км. Последняя включает весь Гиндукуш, часть Каракорума, Кунлуня и Гималаев — высочайших хребтов Азии. К этой кольцевой структуре приурочены область аномальной мантии и районы с максимальными на Земле отрицательными гравитационными аномалиями и мощностями земной коры (до 70—80 км). Магматические, а также метаморфические и осадочные породы Памира, как правило, характеризуются повышенной фтороносностью. Наиболее высокие концентрации фтора (0.1—1.0 % и
выше) имеют мезозойско-кайнозойские породы!.
Любопытно, что угли и горючие сланцыы этого региона (Куртекинское месторождение и др.) также отличаются высокой фтороносностыю (до
0.2—0.6 % F). Повы/шенны/е содержания фтора присущи также рудам практически всех типов эндогенные месторождений Памира (олова, волыфрама, бора, золота, редких зе-мелы, лазурита и др.). Весыма высокая фтороносносты характерна и для подземны/х вод Памира. Например, в воде оз. Сасык-колы, питающегося глубинны/ми рассолами, содержится до 800 мг/л фтора, в резулытате чего на его дне осаждаются соли, содержащие разные фторидыы. Намечается регионалыная зоналыносты распределения фтора в породах и водах Памира: наиболее обогащеныы им районы.I южной и восточной частей этого региона» [22, с. 151].
Согласно Ф. Я. Корытову, чаще всего встречаются локальные аномалии фтора, характерные для многих месторождений, как рудных, так и нефтяных, газовых, солевых.
Обсуждая проблему периодичности появления «бокситоносных формаций» в рифее и фанерозое Сибири,
В. И. Будников и соавторы [10] подчеркивают, что отнюдь не всякий эпизод гумидного выветривания может быть рудоносным: «В одних случаях химическое выветривание происходило длительно (один-два периода), захватывало огромные территории. С такими эпохами связано, как правило, формирование месторождений полезных ископаемых. Другие эпохи характеризуются локальным распространением формаций кор выветривания, которые обозначились в основном накоплением высокозрелых осадков (кварцевых песчаников, каолинитовых глин либо пород с повышенным содержанием глинозема <■■■>. Когда вообще нет достаточного основания говорить о самостоятельном значении эпох химического выветривания, выделяются уровни корообразования. Проблема эта сложная и далеко не решенная» [10, с. 39].
1.3. Отмечали ресурсную функцию ГГ в образовании стратиформ-ных руд. Разумеется, геологи давно предполагали роль ГГ как источника металлов для руд — то есть того, что было названо нами ресурсной функци-
ей применительно к рудогенезу в черных сланцах [49].
Так, А. В. Кокин в своей докторской диссертации писал следующее: «...В разрезе складчатых структур Юго-Восточной Якутии пространственно-временная последовательность расположения уровней минерализации различного типа формируется в результате неоднократного перераспределения надкларковых концентраций золота, серебра, свинца, цинка, германия, железа, серы, сурьмы, ртути, олова, вольфрама, молибдена, висмута, марганца, кремния, калия, кальция, натрия, фосфора и некоторых других элементов во вмещающих и подстилающих минерализацию формациях осадочных пород» [21, с. 5].
Например, в нижнепермской существенно алевролитовой молассе юго-восточной Якутии им описано стратиформное золотосульфидное оруденение в виде минерализованных зон и секущих жил. Рудовмещающая толща обогащена металлами против соответствующих кларков: Аи (2—7 кларков в алевролитах и 10—12 — в песчаниках), As (20—60 кларков), РЬ (до 7 кларков), Zn (до 5), Си (6 кларков), Ад (до 10 кларков), нередко в породах отмечается Bi в концентрации до 15 г/т. Поэтому наложенную гидротермальную (110—320 °С) минерализацию считают эпигенетической, но образованную в основном за счет ресурсов рудных элементов вмещающих пород: «Доля привноса вещества для каждого элемента различна. В конкретно рассматриваемом регионе доля привноса золота вне связи с вмещающими породами не превышает 10 %. Остальная часть золота заимствована из вмещающих пород» [20, с. 355—356].
Как отмечает С. Т. Бадалов в отношении палеозойских ГГ Тянь-Шаня, «потенциально обогащенные породы могут быть для последующего оруденения как вмещающими, так и подстилающими. Так, в Тянь-Шане на протяжении нескольких тысяч километров свинцово-цинковое оруденение располагается в сульфатно-карбонатных породах доломитового состава девонского или известняках карбонового возраста, что обусловлено первичной обогащенностью доломитовых пород рудными элементами, а также неисчерпаемым источником сульфатной серы, необходимой для образования
сульфатно-сульфидных месторождений» [6, с. 8].
1.4. Наряду с осадочными стра-тиформными рудами давно выделяли и стратиформные вулканогенноосадочные — то есть вулканогенные ГГ — эксгалятивные, гидротермальные или пирокластические. Например, В. Е. Попов, лучший советский специалист по вулканогенно-осадочным месторождениям, определяет их следующим образом: «под вулканогенно-осадочными понимаются месторождения, сложенные рудными залежами преимущественно страти-формного характера, образованными из эндогенных источников в процессе вулканической (в том числе фумароль-но-гидротермальной) деятельности в сфере действия экзогенных (главным образом осадочных) процессов» [32, с. 19]. Он подчеркивает, что главная особенность вулканогенно-осадочного процесса — его приповерхностный характер: «Рудные залежи различного генезиса, но связанные с действием одного вулканического очага, формируют латеральную зональность, отвечающую одному рудоносному горизонту, одной рудоносной поверхности. Таково взаимоотношение апатит-магне-титовых рудных потоков Кируны и кремнисто-гематит-магнетитовых руд в Северной Швеции, таков ряд от фосфатизированных туфов до кремнисто-фосфоритовых залежей вХуб-сугульском бассейне4, таково соотношение карбонатитовых лав и гидротермальной по сути рапы бессточных озер Великого Африканского рифта <■■■>. Переход стратиформных залежей в секущие тела, зоны вкрапленности или метасоматические залежи неправильной формы довольно часто наблюдается в пределах одного вулканогенно-осадочного месторождения или одного рудного поля. Это предопределяет непосредственную связь вулканогенно-осадочных, субвулканичес-ких гидротермальных и эксгаляцион-ных близповерхностных месторождений» [32, с. 21—22].
На фоне огромного количества работ, содержащих генетические спекуляции в отношении стратиформных месторождений в карбонатных толщах, почти незамеченным осталось описание присутствия пирокластики в Б-С Каратау (Шалкия, Кайнар, Тала-на). Между тем, по свидетельству
4 Отнесение Хубсугульских фосфоритов к вулканогенно-осадочным представляется нам крайне спорным (Я. Ю.).
30---------------------------------------------------------------------------------------------------------
А. Н. Тарановой [36, с. 31], здесь породы «насыщены вулканическим пеплом, представлены переслаиванием пепловых туфов и туффитов со слойками существенно доломитовыми, кремнистыми, углеродистыми, в различной степени минерализованными, а также с рудными слойками. Мощность слойков туффитов и туфов обычно незначительная, варьирует от долей мм до нескольких см, но частое их переслаивание с вышеотме-ченными слойками с близкой мощностью обусловливает высокие содержания вулканогенного материала, достигающие местами 50 % и более от объема пород рудных зон и рудовмещающих толщ». Соответственно и кремнистые образования на этих месторождениях трактуются как вулканогенные — продукт девитрификации пепла кислого состава.
1.5. Указывали, что заведомо эпигенетический механизм формирования стратиформных руд зачастую маскирует их первичную сингенетичную природу. Этот вывод, вероятно, впервые сделанный нами в 1975 г. относительно фторного ГГ в карбоне Печорского Урала [46, 48], был независимо сделан и другими геологами в иных регионах. При этом сингенетическая природа самого формирования ГГ однозначно доказывается не только строгой стратиграфической локализацией руд на огромных площадях (что невозможно объяснить эпигенезом), но и фактами фациальной (т. е. седимен-тационной) зональности руд, которая, как правило, несовместима с эпигенезом и может быть только первичной.
Наиболее впечатляющим примером являются Удоканские медные руды в карелидах Восточной Сибири.
Здесь меденосная дельтовая толща сакуканской свиты, в которой находится Удоканское месторождение и несколько других медепроявлений, образует громадную линзу, выклинивающуюся от источника сноса, расположенного на севере и северо-востоке (Чарская глыба архея и Алданский щит) к югу и юго-западу — в сторону древнего бассейна [24]. По форме оруденение явно эпигенетическое: «Сульфиды меди образуют тонкую вкрапленность в кальцито-вом, кальцит-серицитовом, серици-товом цементе песчаников. В более грубозернистых прослоях сульфиды образуют крупные выделения, достигающие больших размеров в пе-
рекристаллизованных участках» [24, с. 231]. Тем не менее на месторождении установлена седиментацион-ная (фациальная) минералогическая зональность оруденения, выражающаяся в латеральной смене руд: халькозиновых Ю борнит-халькози-новых Ю борнит-халькопиритовых Ю халькопиритовых Ю пирит-халькопи-ритовых. Фациальная реконструкция показывает, что садка соединений меди происходила на границе надводной и подводной дельтовых фаций. «Отложение меди происходило по тем же законам, что осаждение мелких обломочных частиц, что определило первичное неравномерное распределение меди в осадках» [24, с. 231]. Предполагается, что медь привносилась в дельту «в форме каких-то мелких частиц, входивших... в состав выносов реки. Если бы перенос происходил в виде истинных растворов, то осаждение Си происходило бы, очевидно, в прибрежных и подводно-дельтовых отложениях...» [24, с. 232]. Вполне вероятно, что конкретной причиной садки тонкой меденосной взвеси послужил фациальный гидрохимический барьер: «Причиной осаждения могла быть резкая смена скоростей течения, солености... температур, при смешивании пресных вод реки и соленых вод моря» [24, с. 231].
Касаясь давно установленной пространственной связи медного оруденения с аридными пестроцветами, Н. С. Шатский писал: «Постоянство ассоциации медистых песчаников и сланцев с группой так называемых пестроцветных формаций и отсутствие аналогичных руд в других группах формаций не оставляет никаких сомнений в том, что все медные руды этого типа — осадочного происхождения, т. е. сингенетичные. Все минералогические и петрографические доказательства эпигенетического характера некоторых рудных минералов в этих толщах совершенно справедливы, однако они касаются постседи-ментационной миграции медных соединений внутри меденосной пестроцветной формации, а не привноса их со стороны.
Чисто минералогические и геохимические доказательства эпигенетич-ности рудных минералов могут приниматься только в том случае, если и общие геологические условия не противоречат этому. Формационный анализ, если можно так выразиться, в
решении вопросов распределения минеральных месторождений имеет предпочтительное значение перед всеми другими» [38, с. 14].
На юго-западном склоне Балтийского щита выявлена региональная стра-тиформная минерализация флюорита, барита и сульфидов цветных металлов, особенно интенсивная в венде-кембрии [29, 30]. При этом «на всех стратиграфических уровнях минерализованные тела имеют, как правило, пласто- и линзовидную форму с массивной, полосчатой гнездообразной и вкрапленной текстурами. Секущий трещинный жильный тип минерализации пользуется более ограниченным распространением, проявляясь исключительно в условиях наложенной тектонической дислоцированности склонов конкретных тектонических структур Русской платформы. Особенностью оруденения является его зональность, сопряженная с зональным строением вмещающих толщ, то есть с зональностью седиментационных бассейнов, окаймляющих древние консолидированные структуры» [29, с. 12].
В миоцене Сев. Ферганы выявлены два рудопроявления меди — Варзык и Майлису, на которых насчитывают на разных участках от 3 до 23 рудных горизонтов, представленных осветленными полимикто-выми песчаниками, несущими 0.5— 1.5 % Си, мощностью до нескольких метров и протяженностью до сотен метров. Формирование оруденения связано с многообразными эпигенетическими изменениями вмещающих пород, что выражается в осветлении (оглеении), карбо-натизации, окремнении, палыгорс-китизации, огипсовании, баритиза-ции, целестинизации, ожелезнении и омарганцевании. По мнению ташкентских геологов, это эпигенетическое оруденение «связано с формированием восстановительной глеевой эпигенетической зональности, обусловленной внедрением нефтяных восстановителей из залегающих ниже палеогеновых отложений» [39, с. 221]. Однако очевидно, что предпосылкой для формирования эпигенетического оруденения в древнем очаге разгрузки восходящих вод Ферганской водонапорной системы явилось присутствие убогих сингенетических концентраций Си в аридных медистых песчаниках красноцветной молассо-вой толщи.
2. То, чего мы не знали: «настоящие» эпигенетические ГГ
Оказывается, наряду с «наложенно-эпигенетическими», имеются ГГ подлинно эпигенетические — не только по механизму образования, но и по источнику вещества! К сожалению, в своем Тимано-Уральском регионе мы таким материалом не располагали, поэтому данный (очень важный) вывод нам не пришел в голову.
Между тем он применим, оказывается, даже к такому классическому ГГ, как германский Купфершифер, в отношении которого было сломано столько генетических копий. Тонкость проблемы в том, что здесь совмещены два типа ГГ — сингенетический и эпигенетический. Мы имеем в виду соображения, высказанные немецкими геологами Л. Бауманом и Г. Тишендорфом [8], разделившими металлы в Купфершифер на две группы. Первую группу образуют органофильные элементы — V, Мо, Сг, отчасти также N1 и Со. В общем, они накапливаются не сильнее, чем в других черных сланцах; их содержание контролируется содержанием Сорг и глинистого вещества. Вторую группу образуют рудные элементы — Си, 2п, РЬ и Ag, составляют неповторимую специфику Купфершифер. При этом особо подчеркивается разно-возрастность пирита и цветных металлов, которые замещают ранее образованный пирит-1 и карбонаты-1. Считают, что эти поздние процессы полиме-талльной минерализации были обусловлены проникновением металлоносных кислородных вод из красноцветов. На разных участках развития цехштей-на состав этих вод существенно изменялся, поэтому менялась и рудная минерализация: «Ковеллин выделялся при воздействии относительно бедных медью растворов на пирит, халькопирит, борнит, сфалерит и галенит. При избытке Си сразу же образовывался халькозин или в качестве промежуточного продукта — ковеллин, который затем переходил в халькозин... В результате этого перемещения металлов оказывается, что распределение Си-оруденения больше уже не ограничено медистыми сланцами; в зависимости от положения этого оруденения относительно фации красного рухляка5, оно наблюдается также в песчанике, медистых сланцах или из-
вестняке цехштейна» [8, с. 276—280].
Поскольку значительная часть оруденения все же локализована в самом пласте Купфершифер, то можно сказать, что черные сланцы реализовали свою барьерную функцию — но в сингенезе, а не в эпигенезе. При этом особенно важна барьерная функция не столько самого органического вещества, сколько сингенетичных сульфидов в черных сланцах. Ее значение прояснилось при исследовании изотопии сульфидной серы, в результате чего и были надежно установлены два генотипа сульфидов — сингенетичные пириты (с облегченной серой) и эпигенетические сульфиды полиметаллов, а также пирит-2 со значениями 534Б, близкими к метеоритному стандарту, или еще более тяжелыми — близкими к сульфату морской воды. Эти замечательные данные были получены на стратиформных месторождениях полиметаллов в Прибайкалье (Холоднинс-кое месторождение) и Енисейском кряже (Линейное месторождение), а также на колчеданных месторождениях Большого Кавказа [41, с. 47—51].
Таково, например, Катехское стратиформное колчеданно-полиметаллическое месторождение (Южный склон Большого Кавказа), которое размещается в верхнемегиканской подсвите верхнего аалена (т. е. ^), сложенной глинистыми сланцами с редкими прослоями алевролитов и песчаников, а именно — в одной из конкрециеносных пачек мощностью до 65—70 м. Конкреции фосфатсодержащие карбонатные (Мд-сидери-товые и сидерит-доломитовые) и пиритовые. Полиметалльную минерализацию считают, однако, эпигенетической, а сингенетичные сульфиды выполняли роль геохимического барьера. В период формирования инверсионных поднятий на месте былых подводных впадин, «в результате гидротермальной деятельности пиритовые тела (мезо- и мегаконкреции) обогащались рудными компонентами — Си, РЬ, Zn. Эпигенетическая полиметаллическая минерализация носит явно наложенный характер. Второму этапу отвечает также формирование прожилковых полиметаллических руд» [14, с. 297].
К аналогичному выводу пришли исследователи, изучавшие другие страти-формные колчеданно-полиметаллические месторождения Кавказа: Филизчай,
Кизилдере, Кацдаг, Курдул и другие в черносланцевой юрской толще. Здесь в явно эпигенетических рудах, локализация которых контролируется разрывными нарушениями (например, на месторождении Курдул-П), обнаружены выделения сингенетичного фрамбои-дального пирита-1 — такого же, как и во вмещающих безрудных толщах. Д. А. Апостолов пишет: «Генезис колчеданно-медно-полиметаллических месторождений восточного сектора ме-гантиклинория Большого Кавказа рассматривается нами как гетерогенный процесс, складывавшийся из двух основных этапов — осадочно-диагене-тического и последующего гидротер-мально-метасоматического. Источником металлов служили дифференци-аты базальтовой магмы» [3, с. 303].
Может быть, еще более замечательным проявлением эпигенеза является барьерная функция карбонатных пород.
Как отмечает Г. А. Беленицкая, присутствие свободного «является общепланетарной специфической чертой карбонатных коллекторов галогенно-карбонатных комплексов» [9, с. 74]. Именно карбонатные толщи (в которых мало реакционно-способного Бе, способного связать ^Б) «представляют мощный резерв И28 и, по существу, полностью контролируют распространение сероводородных геохимических барьеров» [9, с. 74]. Оказывается, существуют прямые улики формирования на таких сероводородных барьерах стратиформных сульфидных месторождений в эвапоритовых толщах, а именно — сохранение в породах на значительных площадях остатков сероводорода. По свидетельству Г. А. Беленицкой, это верхнеюрские толщи на юге Средней Азии, С—Р} в Волго-Уральском регионе, V—£2 в Восточной Сибири. Однако при метаморфизме эвапоритовых толщ не только остаточный сероводород может быть полностью утрачен, но и сами соляные породы могут исчезнуть, так что в разрезе остаются только карбонатные толщи, но в них БЫЛ сероводород. В качестве примеров таких стратиформных месторождений, локализованных в некогда сероводородных карбонатных толщах, Г. А. Беленицкая указывает «многие из стратиформных месторождений свинца, цинка, меди, ртути и т. д. как на территории СССР (Ка-
5 Rote Faulschlamm, по терминологии немецких геологов (Я. Ю.).
32------------------------------------------------------------------
захстан, Средняя Азия, Уральский регион, Восточная Сибирь и др.), так и за рубежом (Зап. Европа, Сев. Африка, Зап. Канада, США и др.)» [9, с. 75].
К этому списку мы бы добавили кремнистую (отнюдь не эвапорито-вую!) черносланцевую толщу С^1+2 на Пай-Хое с жильным сфалеритовым и сульванитовым оруденением [52]. Породы этой толщи отчетливо пахнут сероводородом и на значительном удалении от гидротермальных жил, что не оставляет сомнений в том, что уже содержался в визейской толще, а не был привнесен в нее гидротермами [47].
Хотя и позже Г. А. Беленицкой (в 1985 г.), но вполне аналогичную идею выдвинул В. Э. Ковдерко. Он подчеркнул, что, несмотря на размещение стра-тиформных месторождений полиметаллов в карбонатных толщах, конкретная роль их в рудоотложении не определена, поскольку оруденение локализовано лишь в определенных слоях или горизонтах. По мнению В. Э. Ковдерко [19], в этих горизонтах карбонатные породы выступают как сероводородный или сульфидный геохимический барьер, на котором происходит осаждение сульфидов, например, по реакциям:
РЬС12+ Н2Б — РЬБ + 2НС1; гпС12 + н2б—гпБ + 2НС1.
Реагируя с выделяющейся НС1, карбонатные породы растворялись и освобождали поровое пространство для отложения сульфидов, что одновременно вело и к повышению их проницаемости для гидротермальных растворов. Таким образом, исходным условием для локализации сульфидного оруденения является присутствие в карбонатной толще окклюдированного или иных реакционно-способных форм серы. Также и по мнению узбекских геологов, «промышленные руды Мир-галимсайского месторождения сформировались путем взаимодействия хлоридных металлоносных растворов с карбонатными породами, содержащими аутигенный сероводород» [7, с. 115].
В свете этих представлений становится понятнее формирование таких стратиформных месторождений, как в О3—Б1 на западном склоне Северного Урала, где свинцово-цинковые место-
рождения Шантым-Прилук и Сотчем-ель размещены в черных вторичных доломитах с сильным запахом сероводорода [45, 46]. В «нормальных» карбонатах выше и ниже по разрезу — никакого оруденения нет.
3. То, чего не знал никто: изотопные ГГ
Если об эпигенетических ГГ мы не знали в силу ограниченности нашего хоть и крупного, но все-таки региона, то существуют и такие ГГ, о которых и сейчас мало кто из геохимиков знает, зато очень хорошо знают стратиграфы-докембристы, которые придумали для процедуры использования таких ГГ красивое слово — хемостратиграфия6.
Я имею в виду изотопные геохимические горизонты — карбонатные толщи с сильно утяжеленным или сильно облегченным карбонатным углеродом. Наиболее известны два таких ГГ, оба докембрийских — один в карельском стратоне, возрастом около 2.1—2.2 млрд лет, и второй — над нижневендской ледниковой толщей (около 600 млн лет). Оба горизонта — глобальные и выявлены на всех континентах. Карельский отличается сверхтя-желым значением 513Скарб, даже в среднем составляющим +(8—9) %о, а вендский, наоборот — сверхлегким, в среднем около -5 %о.
Обсуждение генезиса этих изотопных ГГ крайне увлекательно. Происхождение первого до сих пор представляется нам загадочным [44], хотя и было выдвинуто несколько плодотворных идей, например, А. А. Маракуше-вым [27] и В. А. Мележиком [58]. Толкование же изотопно-легких вендских «покровных карбонатов» (cap carbonates) поражает своей оригинальностью. Предполагают, что в период вендского глобального оледенения (Земля в виде «snow ball») поступавший на дно холодного океана глубинный метан не рассеивался, а постепенно накапливался: формировал твердофазные залежи газогидратов. А когда вследствие накопления в атмосфере замерзшей Земли эндогенного СО2 (который не расходовался на выветривание континентов) возник парниковый эффект и Земля оттаяла — растаяли и газогидраты. Освобожденный метан
окислился до СО2 ^ HCO3-, послужившего материалом для осаждения изотопно-легких хемогенных (в том числе глубоководных!) доломитов и известняков с уникальными текстурными особенностями — упомянутых cap carbonates [55, 56].
Хотя время для полноценного обобщения еще не пришло, уже сейчас можно утверждать следующее.
(а) Изотопных ГГ, конечно, не два, а гораздо больше; так, ниже вендских изотопно-легких карбонатов во многих разрезах фиксируется подледниковый горизонт изотопно-тяжелых карбонатов (например, [54]).
По свидетельству Б. Г. Покровского и др., основанному на соответствующей литературе, разрезы верхнего неопротерозоя (т. е. верхнего рифея + + венда), в особенности в их нижневендской части, называемой «криогением» (750—600 млн лет) отличаются «широчайшим развитием мощны/х карбонатных толщ, характеризующихся какультравысокими (6...8 %о, в отдельны/х районах до 10 %%), так и ультранизкими (-8.-10 %%, в исключительны/х случаях до -13 %%) значениями S13C. В одной из ранних работ по хемостратиграфии неопротерозоя [Knoll, Walter, 1992] было отмечено, что эти вариации, воспроизводящиеся с поразительным постоянством на разных континентах, вероятно, маркируют глобальны/е биосферны/е события и, следовательно, могут стать столь же эффективным инструментом межрегиональной корреляции, как и вариации 8180 в морских четвертичных отложениях» [31, с. 642].
Недавно появились новые изотопные данные, еще более усложняющие трактовку генезиса вендского изотопного ГГ. При изучении семи разрезов «покровных доломитов» (мощностью 1.7—4.5 м) в кровле тиллитов Nantuo (Южн. Китай) возрастом ~600 млн лет, была впервые установлена изотопная фациапьная зональность — облегчение изотопного состава Скарб от шельфа в сторону пелагиали вендского океана [59]:
карбонатная платформа, 813Скарб от -2.5 до -3.8 % ^ край шельфа + + склон, 813Скарб от -2.8 до -5.2 % ^ бассейн, 813Скарб от -5.9 до -10.0 %.
Канадско-китайский коллектив [59] объясняет обнаруженную ими зо-
6 Весомый вклад в нарастающий год от года поток литературы по хемостратиграфии вносит русский геолог (бывший когда-то
замдиректора Геологического ин-та Кольского научного центра) — Виктор Мележик, давно натурализовавшийся в Норвегии. Его
блестящие статьи (Ме^Ык еі а1.) — в числе наиболее цитируемых в литературе по докембрию.
нальность в духе актуализма — «биологической накачкой» глубинных вод легким углеродом в результате опускания сюда планктона из поверхностных слоев — по аналогии с явлением изотопной стратификации водного столба, наблюдаемой в современных зонах апвеллинга.
Однако, на наш взгляд, и газогид-ратная модель подходит ничуть не хуже. В мелких и неспокойных водах шельфа освобожденный при таянии газогидратов метан в значительной мере рассеивался, не успев окислиться и обогатить воды легким углеродом. Тогда как на глубине, в условиях признаваемой всеми плотно-стной стратификации постгляциапь-ного океана (вызванной стремительным подъемом уровня океана вследствие катастрофически-быстрой дег-ляциации и как следствие — мощного опреснения поверхностных слоев Океана) — газогидраты таяли медленнее, освобожденный метан подвергался более полному окислению и более обильно снабжал глубинные воды легким углеродом.
(б) Принимаемое обычно за константу значение изотопного состава органического углерода (513Сорг = = 25.0 %о) является таковым только в среднем. В истории биосферы, в зависимости от содержания атмосферного СО2 менялись и типы фотосинтеза, что порождало органическое вещество со значениями 513Сорг, заметно уклоняющимися от среднего [16]. Например, меловые Океанские Аноксические События (ОАЕ), изъявшие из атмосферы огромные массы СО2, генерировали черные сланцы с изотопно-утяжеленным Сорг. Дело в том, что если объемное содержание СО2 в атмосфере падает ниже 500 ч/млн, то растения переходят от С3-типа фотосинтеза к С4-типу, в котором разделение изотопов 13С и 12С — более слабое. Этим и объясняют заметное изотопное утяжеление Сорг в сеноман-туронских черных сланцах Атлантики — в среднем минус (22—23) % [57]. Это значит, что в стратисфере возможно присутствие ГГ с аномальными значениями не только карбонатного, но и органического углерода.
Литература
1. Акульшина Е. П. Цикличное изменение состава глинистого вещества в палеозое Сибирской платформы // Основные проблемы литологии Сибири: Сб. науч. тр. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1982. С. 15— 20. 2. Алексеенко В. А. Основные особен-
ности первичных региональных геохимических ореолов групп стратифицированных месторождений свинца и цинка // Роль эндогенных и экзогенных факторов в формировании стратиформных руд и около-рудных изменений: Тез. докл. Всесоюз. совещ. «Литогенез и рудообразование». Ч. II. М.: ГИН АН СССР, 1986. С. 35—37.
3. Апостолов Д. А. Генетические особенности колчеданных месторождений Азербайджана и Дагестана // Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов: Тез. докл.
4. 1. Фрунзе: Фрунз. политех. ин-т, 1985. С. 302—303. 4. Асаналиев У. Закономерности размещения стратиформных месторождений Тянь-Шаня. Фрунзе: Илим,
1984, 288 с. 5. Бгатов В. И., Козлов Г. В., Марков Е. П. Рудная специализация пород позднего докембрия и раннего палеозоя Сибирской платформы // Основные проблемы литологии Сибири: Сб. науч. тр. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1982. С. 57—69. 6. Бадалов С. Т. Геохимические основы металлогенических исследований // Геохимические критерии прогнозной оценки оруденения: Сб. науч. тр. Новосибирск: Наука, 1990. С. 4—9. 7. Баймухамедов X. Н., Бедина Р. М. Геологические условия размещения барит-полиметаллического оруденения Миргалимсайского месторождения // I Всесоюз. конф. «Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов»: Тез. докл. Фрунзе: Фрунз. политех. ин-т, 1985. С. 115—116. 8. Бауман Л., Тишендорф Г. Введение в металлогению — минераге-нию. М.: Мир, 1979, 372 с. 9. Беленицкая Г. А. Сероводородные комплексы осадочного чехла и их роль в локализации сульфидного оруденения // Рудоконтролирующие факторы и условия образования месторождений редких и цветных металлов в осадочных породах: Тез. докл. М.: ВИМС, 1979. С. 74—76. 10. Будников В. И., Жабин В. В., Родин Р. С. Периодичность формирования бокситоносных формаций позднего докембрия и фанерозоя Сибири // Основные проблемы литологии Сибири: Сб. науч. тр. Новосибирск: СНИИГГиМС, 1982. С. 39—49. 11. БогдановЮ. А., Куты-рев Э. И., Феоктистов В. П. Особенности литолого-фациального и палеогеографического анализа при изучении медистых отложений пестроцветных формаций // Палеогеографические и литолого-фациаль-ные исследования в СССР. Л., 1969. С. 58—59. 12. Войновский-КригерК. Г. Два комплекса палеозоя на западном склоне Полярного Урала // Сов. геол., 1945. № 6. С. 27—45. 13. Геохимия древних толщ Севера Урала / Отв. ред. и авт. вступ. статьи акад. Н. П. Юшкин / ред.-сост. Я. Э. Юдо-вич и М. П. Кетрис. Сыктывкар: Геопринт, 2002. 333 с. 14. Гурешидзе Т. М. Условия образования Катехского колчеданно-полиметаллического месторождения (Южный
склон Большого Кавказа) // I Всесоюз. конф. «Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов»: Тез. докл. Ч. 1. Фрунзе: Фрунз. политех. ин-т, 1985. С. 296—297. 15. Зак-руткин В. Е. О глобальных эпохах карбонатного осадконакопления в докембрии // Докл. АН СССР, 1980. Т. 252, № 2. С. 415— 418. 16. Иевлев А. А. Фракционирование изотопов углерода в живой клетке и этапы биологической эволюции // Журнал общ. биологии, 1986. Т. 47, № 5. С. 601—613. 17. Ильин А. В., Волков Р. И. Фосфатоносные бассейны и эпохи фосфатонакопле-ния // Морская геология, седиментология, осадочная петрография и геология океана. Л., 1980. С. 108—115. 18. История развития и минерагения чехла Русской платформы. Л.: Недра, 1981. 224 с. (Тр. ВСЕГЕИ. Нов. сер. Т. 308). 19. Ковдерко В. Э. Роль карбонатного материала в формировании стратиформных месторождений свинца и цинка // I Всесоюз. конф. «Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов»: Тез. докл. Фрунзе: Фрунз. политех. ин-т, 1985, С. 90—91. 20. Кокин А. В. Геохимические аспекты стратиформного золотого оруденения в Юго-Восточной Якутии // Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов: Тез. докл. Ч. 1. Фрунзе: Фрунз. политех. ин-т.
1985. С. 354—356. 21. Кокин А. В. Эволюция источников металлов при формировании эндогенных рудных месторождений: Автореф. дис... докт. г.-м. наук. Новосибирск: ИГГ СО АН СССР, 1990. 33 с. 22. Корытов Ф. Я. Стереогеохимия фтора в металлогеническом анализе // Геохимические критерии прогнозной оценки оруденения: Сб. науч. тр. Новосибирск: Наука, 1990. С. 150—153. 23. Кочетков О. С. Акцессорные минералы в древних толщах Тимана и Канина. Л.: Наука, 1967. 121 с. 24. Кренделев Ф. П., Бакун Н. Н., Володин Р. Н. Медистые песчаники Удокана. М.: Наука, 1983. 247 с. 25. Лебедев Б. А. Геохимия эпигенетических процессов в осадочных бассейнах. Л.: Недра, 1992. 239 с. 26. Масленников В. В. Седиментогенез, гальмиролиз и экология колчеданоносных палеогидротермальных полей (на примере Южного Урала). Миасс: Геотур, 1999. 348 с. 27. Маракушев А. А., Маракушев С. А. Факторы образования изотопных аномалий углерода в осадочных породах // Вестник Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН, 2006, № 7(139). С. 2—4. 28. Махнач А. А. Катагенез и подземные воды. Минск: Наука и техника, 1989, 335 с. 29. Нечаев С. В. Флюорито-барито-сульфидная формация запада Русской платформы. Киев: Ин-т гео-хим. и физ. минералов, 1974. 55 с. (Препринт ИГФМ). 30. Нечаев С. В. Геологогеохимическая природа оруденения в осадочном чехле западной части Восточно-
Европейской платформы. Киев: Наукова думка, 1978. 192 с. 31. Покровский Б. Г., МележикВ. А., Буякайте И. И. Изотопный состав С, О, Бг и Б в позднедокембрийс-ких отложениях Патомского комплекса, Центральная Сибирь. Сообщение 2. Природа карбонатов с ультранизкими и ульт-равысокими значениями 813С // Литол. и полез. ископаемые, 2006, № 6. С. 642— 654. 32. Попов В. Е. Генезис вулканогенно-осадочных месторождений и их прогнозная оценка. Л.: Недра, 1991. 287 с. 33. Пучков В. Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклинальных областей. М.: Наука, 1979. 260 с. 34. Салоп Л. И. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л.: Недра, 1982. 343 с. 35. Соловьев В. О. Историко-геологические перестройки (рубежи) в фанерозойском развитии земной коры // Идея развития в геологии: Вещественные и структурные аспекты. Новосибирск, 1990. С. 174—182.
36. Таранова А. Н. Некоторые особенности стратиформных месторождений Кара-тау // Роль эндогенных и экзогенных факторов в формировании стратиформных руд и околорудных изменений: Тез. докл. Все-союз. совещ. «Литогенез и рудообразова-ние». Ч. II. М.: ГИН АН СССР, 1986.
С. 31—33. 37. Фролов В. Т. Литология. Кн. 1: Уч. пособие. М.: Изд-во МГУ, 1992. 336 с. 38. Шатский Н. С. Избранные труды. Т. 3. М.: Наука, 1965. 348 с. 39. Шпора Л. Д., Месицкий Л. Ю. Миоценовые медистые песчаники Северной Ферганы // I Всесоюз. конф. «Условия образования и закономерности размещения стратиформных месторождений цветных, редких и благородных металлов»: Тез. докл. Фрунзе: Фрунз. политех. ин-т, 1985. С. 220— 222. 40. Юдович Я. Э. Генетика МФК в пе-
реходном возрасте, Или я не знал, что это так называется // Вестник Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН, 2002. № 3 (87).
С. 5—9. 41. Юдович Я. Э. Геохимические функции черных сланцев в эпигенетическом рудообразовании. Сыктывкар: Геонаука, 1991. 75 с. 42. Юдович Я. Э. Геохимия осадочных пород в Сыктывкарском Институте геологии: 40 лет работы (1967—2007). Основные результаты и библиография. Сыктывкар: Геопринт, 2007. 84 с. 43. Юдович Я. Э. Геохимические горизонты в палеозое Севера Урала и Пай-Хоя // 27-й Междунар. геол. конгр. Тез. докл., М., 1984. Т. 9, ч. 2. С. 195. 44. Юдович Я. Э. Карельский изотопный феномен: неразгаданная тайна // Вестник Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН, 2006. № 2 (134). С. 9— 12. 45. Юдович Я. Э. Почему силурийские доломиты на Илыче пахнут сероводородом? // Вестник Ин-та геологии Коми НЦ УрО РАН, 2005. № 12 (132). С. 11—13.
46. Юдович Я. Э. Региональная геохимия осадочных толщ. Л.: Наука, 1981. 276 с.
47. Юдович Я. Э., Беляев А. А., Кетрис М. П. Геохимия и рудогенез черносланцевых формаций Пай-Хоя. СПб: Наука, 1998. 366 с. 48. Юдович Я. Э., Иванова Т. И., Чермных В. А. К геохимии фтора в карбонатных породах (на примере толщи карбона западного склона Северного Урала) // Литол. и полезн. ископаемые, 1975, № 4. С. 91—99. 49. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Геохимия черных сланцев. Л.: Наука, 1988. 272 с. 50. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Основы литохимии. СПб: Наука, 2000. 479 с.
51. Юдович Я. Э., Шишкин М. А., Лютиков Н. В. и др. Геохимия и рудогенез черных сланцев Лемвинской зоны Севера Урала. Сыктывкар: Пролог, 1998. 340 с.
52. Юшкин Н. П. Опыт среднемасштабной
топоминералогии. Пайхойско-Южноново-земельская минералогическая провинция. Л.: Наука, 1980. 376 с. 53. Beck R. A., Burbank D. W., Sercombe W. et al. Organic carbon exhumation and global warming during the early Himalayn collision // Geology, 1995. Vol. 23, № 5. P. 387—390. 54. Fairchild I.J., Spiro B. Petrological and isotopic implications of some contrasting Late Precam-brian carbonates, NE Spitsbergen // Sedimen-tology, 1987. Vol. 34, № 6. P. 973—989. 55. Jiang G., Kennedy M. J., Christie-Blick N. Stable isotopic evidence for methane seeps in Neoproterozoic postdlacial cap carbonates // Nature, 2003. Vol. 426, № 6968. P. 822—826. 56. Kennedy M. J., Christie-Blick N., Sohl L. E. Are Proterozoic cap carbonate and isotopic excursions a record of gas hydrate destabilization following Earth’s codest intervals? // Geology, 2001. Vol. 29, P. 443—446. 57. KuypersM. M. M., Pancost R. D., Damstu J. S. S. A large and abrupt fall in atmospheric CO2 concentration during Cretaceous times // Nature, 1999. Vol. 399, № 6734. P. 342—345. 58. Melezhik V A., Fallick A. E., Pokrovsky B. G. Enigmatic nature of thick carbonates depleted in 13C be-yound the canonical mantle value: The challenges to our understanding of the terrestrial carbon cycle // Precambr. Res., 2005. Vol. 137. P. 131—165. 59. Shen Y, Zhang T, Chu X. C-isotopic stratification in a Neoproterozoic postglacial ocean // Precambr. res., 2005. Vol. 137, № 3—4. P. 243—251. 60. Soudry D., Segal I., Nathan Y et al. 44Ca/ 42Ca and 143Nd/144Nd isotope variations in Cretaceous-Eocene Tethian francolites and their bearing on phophogenesis in the southern Tethys // Geology, 2004. Vol. 32, № 5. P. 389—392.
Продолжение следует.
I
I
НАДЕЖДА АЛЕКСЕЕВНА БОРИНЦЕВА
27 февраля прошел юбилей главного редактора нашего отдела Надежды Алексеевны Борин-цевой. Было сказано много теплых слов о том, что она хороший специалист, которого очень уважают, что в ее силах сделать текст намного лучше, что все мы рядом с ней чувствуем себя «детьми», глядя на то, сколько ошибок находит она в наших «сочинениях». Не будем повторяться. Все это было сказано.
Так вот, про Надежду Алексеевну и издательский отдел. Она самый незаменимый наш сотрудник. Нас часто ругают (заслуженно и незаслуженно), говорят, что мы лезем не в свое дело, исправляя чужие статьи, потому что не разбираемся в вопросах физики поверхности, седиментации, биоминералогии, технологии минерального сырья и т. д. (специалистов у нас много). Но НИКТО НИКОГДА не говорил, что мы не разбираемся в геологии — потому что у нас есть Надежда Алексеевна, которая геологию знает и любит. Знает не отдельный вопрос, а геологию вообще, и очень любит свою работу. Потому и работает она до сих пор, и не может «просмотреть текст по диагонали» — просто не может халтурить.
Одним словом, нашему отделу и институту, действительно, повезло.
Хотелось бы пожелать Вам, Надежда Алексеевна, здоровья и любви — к жизни вообще, и к геологии и нашему институту, в частности, еще на долгие годы. А нас Вы и так любите — мы это знаем.
Сотрудники издательского отдела, а также коллектив института
з5
