CC BY
9
Арктический вектор геологических исследований Arctic vector of geological research
УДК[552.54:551.733]:551.83 (234.851) Б01: 10.19110/2221-1381-2018-5-3-12
ПАРАГЕНЕТИЧЕСКИЕ АССОЦИАЦИИ ПОРОД КАК ОТРАЖЕНИЕ ЛИТОГЕОДМНАМИЧЕСКОИ ЭВОЛЮЦИИ ОКРАИНЫ КАРБОНАТНОЙ ПЛАТФОРМЫ В ПОЗДНЕМ ОРДОВИКЕ (БАССЕЙН Р. ИЛЫЧ, СЕВЕРНЫЙ УРАЛ)
Л. А. Шмелёва
Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар
Среди верхнеордовикских карбонатных и терригенно-карбонатных пород в разрезах бассейна р. Илыч Северного Урала на основе пространственно-временных взаимоотношений литотипов выделено шесть породных парагенетических ассоциаций. Их распределение характеризует частую смену обстановок осадконакопления и преобразование палеоландшафта внешней окраины карбонатной платформы в течение позднего ордовика. Смена парагенетических ассоциаций в разрезе отражает литогеодина-мическую эволюцию карбонатной платформы от глубоководных обстановок континентального склона зоны батиали до мелководных отмельных обстановок окраины платформы-шельфа в позднеордовикской истории северо-востока Европейской платформы.
Ключевые слова: литотипы, породные парагенетические ассоциации, обстановки осадконакопления, верхний ордовик, р. Илыч, Северный Урал.
PARAGE« ROCK ASSDCIATIDHS AS A REFLEKIDM OF CARBONATE PLATFORM MARGIN LITHOGEODINAMIC EVOLUTION IN THE LATE ORDOVICIAN [ILYCH RIVER BASIN, NORTHERN URALS)
L. A. Shmeleva
Institute of Geology Komi SC UB RAS, Syktyvkar
Six paragenetic associations on the basis of spatial-temporal relationships of lithotypes were recognized among the Upper Ordovician carbonate and terrigenous-carbonate rocks in sections of the Ilych River area, the Northern Urals. Their distribution characterizes frequent changes of depositional environments and the paleolandscape transformation of the carbonate platform outer margin during the Late Ordovician. In the Sandbian lime-lerrigenous mud was accumulated with activities of infauna (PA-1) at the continental slope foot of the platform-ramp. In the mid-Katian facially differentiated and diverse reef ecosystem (PA-2, PA-3) formed on the platform-shelf margin in a shallow environment. In the late Katian, in the conditions of the open platform-ramp, transgressive facies of carbonate sediments, concluding not only various fauna, but also periodic supply of debris from raised areas of the upper ramp, were accumulated (PA-4, PA-5). The Hirnantian is initially characterized by periodic eroding of the platform-shelf margin, and later by the accumulation of shallow crinoidal sands. Change of the paragenetic associations in succession reflects the lithogeodynamic evolution of the carbonate platform from the continental slope deep-water batyal to shallow-water environments of the platform-shelf during the Late Ordovician history of the northeastern European Platform.
Keywords: lithotypes, rock paragenetic associations, depositional environments, Upper Ordovician, Ilych River, Northern Urals.
Введение
Верхнеордовикские карбонатные отложения на Северном Урале наиболее распространены в бассейне р. Илыч. Впервые в этом районе верхний ордовик как нижний силур был выделен А. А. Кейзерлингом в 1843 г. Впоследствии они изучались В. А. Варсанофьевой, Н. Н. Иорданским, А. И. Першиной, А. И. Антошки-ной, В. В. Юдиным, геолого-съемочные исследования проводились А. Г. Кондиайн, О. А. Кондиайн, А. П. Поповым, А. Ф. Барковым, Г. Ф. Проскуриным, Л. Н. Беляковым и Б. Я. Дембовским с коллективом палеонтологов. В тектоническом отношении разрезы верхнего ордовика приурочены к центральной и восточной подзонам Верхнепечорского поперечного опускания (рис. 1, а). Они слагают западное крыло и ядро Шантымской антиклинали (разрез на руч. Закола-Ёль, скалы Амбар Кырта), а также центриклиналь и
западное крыло Косью-Уньинской синклинали (разрез на р. Б. Косью). Фрагментарный характер выходов и тектонические границы большинства страто-нов способствовали тому, что на протяжении полуто-равековой истории изучения отложений предлагалось несколько вариантов их стратиграфического расчленения, фациальной зональности и распространения по площади. В результате детальных лито лого-пале -оэкологических и палеонтологических исследований в 2014—2015 гг. были получены новые результаты по типизации и стратиграфическому положению этих разрезов [13, 15].
Целью данной работы является характеристика пространственно-временных взаимоотношений выделенных породных парагенетических ассоциаций (ПА) и условий их образования на основе новой стратиграфической схемы верхнего ордовика. Основными
методами на данном этапе исследований были химический, палеонтолого-стратиграфический, литолого-фациальный и парагенетический.
Стратиграфия и краткая
литологическая характеристика
В скалах Амбар Кырта (рис. 1, b) находится разрез амбаркыртинской свиты (Озатк), имеющей тектонические контакты и выделенной в составе верхнеордовикских отложений А. Г. Кондиайн в 1960 г. Выше залегают доломиты шантымской свиты ллан-довери [5]. Как показали наши исследования, карбо-натно-терригенная амбаркыртинская свита (259 м) представлена переслаиванием известковых сланцев и известняков тонкокристаллических тонкослоистых со следами жизнедеятельности роющих организмов Chondrites, со следами подчеркнутыми доломитизацией (рис. 2). Присутствуют маломощные прослои известняков тонкокристаллических с обильными члениками криноидей, из которых Л. С. Милициной были определены Bystrowicrinus cf. composites (Yelt.), Dianthocoeloma cf. kegelensis (Yelt.), Particrinus ex. gr. Partitus (Yelt.), Fascicrinus oides Milicina, Fascicrinus ex. gr. kaljtschanensis (Yelt.), Cyclocyclicus ex. gr composites Milicina, Apertocrinus sp. и цистоидеи Aristocystites (?) sp., Hemicosmites (?) cf. vajgatschensis (Yelt. et Stuk.).
По комплексу данной фауны Б. Я. Дембовским данная свита была отнесена к чердынскому и тыпыльско-му горизонтам среднего ордовика, которые, согласно современной схеме ордовикской системы, принадлежат к сандбийскому ярусу верхнего ордовика (рис. 3).
Наруч. Закола-Ёль (рис. 1, b) в 150 м от устья вскрыт пограничный интервал (45 м) ордовика и силура, где обнажаются доломиты тонкозернистые плитчатые с реликтовыми первичными структурами известняков, остатками брахиопод, рецептакулит, кораллов и криноидей, иногда окремненных (рис. 2). По присутствию брахиопод Holorhynchus sp., Proconchidium cf. munsteri Kiaer (определения Т. М. Безносовой) и конодонтов Belodina confluens Sweet, B. confluens, Protopanderodus sp., Periodon sp., Sagittodontus dentatus (Ethington) (определения С. В. Мельникова, В. А. Наседкиной, Т. Ю. Толмачёвой) заключающие их доломиты соответствуют яптикшорской свите верхнего катия (Оз^) (рис. 3). Выше с перерывом в обнаженности (10 м) залегают тонкозернистые доломиты мощностью 53 м с остатками брахиопод Virgiana sp. и табулят Catenipora sp. (определения Н. А. Боринцевой) лландовери [3].
На р. Б. Косью (рис. 1, c) разрез верхнего ордовика (217 м) представлен тремя карбонатными толщами (снизу вверх): среднекатийским рифовым массивом Большая Косью (O3rbk), верхнекатийской яптикшорской свитой (O3^apt) и хирнантской верхнеручейной
Рис. 1. Местоположение изученных разрезов: а — тектоническая схема района исследований [по: Юдин, 1983]; b — геологическое строение разреза Большая Косью; c — геологическое строение разреза Заколаельско-Шантымприлукского района. Условные обозначения: 1 — известняки; 2 — известняковые песчаники; 3 — известняковые брекчии и конглобрекчии; 4 — известняки биогермные; 5 — известняки глинистые, слабоуглистые; 6 — известняковые гравелиты; 7 — известняки с шамози-товыми ооидами; 8 — известковые сланцы; 9 — доломиты эпигенетические; 10 — предполагаемые (а) и фактические (б) тектонические нарушения; I — Усть-Шежимская синклиналь; II — Косью-Уньинская синклиналь; III — Эбельизская антиклиналь; IV — Валганская синклиналь; V — Шантымская антиклиналь; VI — Шантымвожская синклиналь
Fig. 1. Location of studied sections: a — tectonic sketch of the study area (after: Yudin, 1983); b — geological structure of the Bolshaya Kosyu River section; c — geological structure of the Zakolayol-Shantym-Priluk section. Legend: 1 — limestones; 2 — calcareous sandstones; 3 — calcareous breccias and conglobreccias; 4 — boundstone; 5 — clayey limestones, weakly calcareous; 6 — calcareous gritstone; 7 — limestones with chamosite ooids; 8 — calcareous shales; 9 — epigenetic dolomites; 10 — probably (a) and actual (b) tectonic faults; I — Ust-Shezhim syncline; II — Kosyu-Unya syncline; III — Ehbel-Iz anticline; IV — Valgan syncline; V — Shantym anticline; VI — Shantym-Vozh syncline
Рис. 2. Схема корреляции и строения изученных разрезов Fig. 2. Correlation scheme and composition of the studied sections
Рис. 3. Корреляция стратиграфических схем верхнеордовикских отложений Fig. 3. Correlation scheme showing relations of stratigraphic units of the Upper Ordovician
свитой (O3vr) (рис. 2, 3). Рифовый массив и яптик-шорская свита выделялись ранее [3], но наши исследования существенно дополнили их литолого-палео-экологическую и палеонтологическую характеристики [6, 11, 12], верхнеручейная свита, обоснованная фауной конодонтов, выделена впервые [14, 15]. По данным геолого-съемочных работ Б. Я. Дембовского, в комплексе фауны из линз известняковых гравелитов в основании разреза силура встречены позднеордо-викские строматопороидеи Labechia regularis (Yabe et Syg.), табуляты Plasmoporella sp., ругозы Grewingkia? sp. и конодонты Dapsilodus oblicostatus (Branson et Mehl), Protopanderodus insculptus (Graves et Ellison), Decoriconus fragilis (Branson and Mehl).
Генетические группы
верхнеордовикских отложений
Разрезы представлены 35 литологическими типами (ЛТ) (рис. 2), которые по механизму образования карбонатного материала объединяются в четыре генетические группы: хемогенную, биохемогенную, биогенную и механогенную. В отношении хемогенного происхождения известняков в настоящее время существуют разные точки зрения, которые в данной работе пока не обсуждаются. В группу эпигенетически преобразованных пород выделены доломиты замещения и сланцы глинисто-известковые.
Хемогенная группа характеризуется известняками темно-серого цвета с голубоватым оттенком и тек-
стурамп, обусловленными распределением глинистого материала и следами роющих организмов. Группа представлена в основном тремя ЛТ известняков: крип-токристаллическими (ЛТ-1), микрокристаллическими (ЛТ-2) и тонкокристаллическими (ЛТ-3), среди которых встречаются известняки тонкокристаллические с биокластовым материалом (ЛТ-4), с ихнитовой текстурой (ЛТ-5) и с микросгустковой структурой (ЛТ-6). Химический состав — н. о. (3.25—5.86 %), СаМ§(С03)2 (7.48-22.59 %), СаС03 (73.43—89.27 %). Эти ЛТ характерны для амбаркыртинской свиты. Биохемогенная группа включает массивного сложения темно-серые известняки, пелитоморфные, с рассеянным био- и ли-токластовым материалом (ЛТ-7), микрокомковатые (ЛТ-8) и микросгустковые (ЛТ-9) с неравномерной доломитизацией. Химический состав — н. о. (0.16—
I.10 %), СаМ§(С03)2 (4.51—16.18 %), СаС03 (82.72— 94.77 %). Эти известняки в виде пластов, линз и участков в биогермных известняках присутствуют в рифе Большая Косью. Светло-серые массивные биогерм-ные известняки биогенной группы по преобладающим представителям подразделяются на цианобактериаль-но-губковые (ЛТ-10), губково-водорослевые (ЛТ-11), водорослево-коралловые (ЛТ-12), водорослево-стро-матопоровые (ЛТ-13), гидроидные (ЛТ-14), водорослевые (ЛТ-15) и строматолитовые (ЛТ-16). Химический состав пород — н. о. (0.18—0.85 %), СаМ§(С03)2 (3.13—
II.74 %), СаС03 (87.83—96.69 %). Механогенная группа подразделяется на две подгруппы известняков: биокла-стовые и литокластовые. Основная часть биокласто-
вых известняков, за исключением микробиокластово-го (ЛТ-23), относится к грубо- и крупнобиокластовым разностям. По преобладающему составу скелетных фрагментов выделяются известняки цианобактери-ально-криноидные (ЛТ-17), водорослево-криноидные (ЛТ-18), микрокомковато-криноидные (ЛТ-19), криноидные (ЛТ-20), гидроидные (ЛТ-21) и водорослевые (ЛТ-22). Химический состав пород — н. о. (0.10— 4.26 %), СаМ§(С03)2 (2.63—8.57 %), СаС03 (91.13— 97.02 %). Биокластовые известняки слагают гнезда, слои и пласты в рифе, в нижней части яптикшорской свиты они связаны с известняками литокластовыми. В основании верхнеручейной свиты ЛТ-18 часто чередуется с микробиокластовыми известняками (ЛТ-23) и мелкообломочными брекчиями (ЛТ-26). Эрозионные границы между ними подчеркиваются скоплением несортированного обломочного материала, что говорит об их образовании в обстановках крайнего мелководья. Маломощные прослои и линзы ЛТ-23 могли формироваться в результате кратковременных повышений уровня моря. Криноидные биокластовые известняки со спаритовым цементом (ЛТ-20) верхнеручейной свиты формировались в условиях песчаной отмели с активной гидродинамикой. Литокластовые разности включают глыбовые (ЛТ-24) и мелкообломочные (ЛТ-26) брекчии, грубообломочные конглобрекчии (ЛТ-25) и разнозернистые известняковые песчаники (ЛТ-27). Химический состав пород — н. о. (0.23—0.67 %), СаМ§(С03)2 (3.14—12.47 %), СаС03 (87.17—96.19 %). Они характерны для рифа Большая Косью, яптик-шорской свиты и основания верхнеручейной свиты (рис. 2). В рифе они слагают гнезда и линзы, в яптик-шорской свите — мощные пласты, а в верхнеручейной свите — слойки с эрозионными верхней и нижней границами. Известняковые песчаники массивного сложения, иногда со слоистой текстурой, характеризуются широким проявлением биокоррозии на структурных компонентах и присутствием вадозного цемента. В рифе они постепенно переходят в конглобрекчии, а в его кровле чередуются с биокластовыми известняками. Группа доломитов замещения включает доломиты тонкозернистые плитчатого сложения (ЛТ-28) и доломиты с реликтовыми структурами известняков: доломиты тонкозернистые с реликтовой грубобиокласто-вой структурой (ЛТ-29), доломиты мелкозернистые с реликтовой крупнобиокластовой структурой (ЛТ-30), доломиты мелкозернистые с реликтовой сгустковой структурой (ЛТ-31), доломиты мелкозернистые с реликтовой обломочной структурой (ЛТ-32) и доломиты разнозернистые с реликтовой биокластовой структурой (ЛТ-33). Органические остатки — фрагменты иглокожих, брахиопод, кораллов и зеленых водорослей, иногда слагающие до 70 % породы. Химический состав пород — н. о. (0.60—13.02 %), СаМ§(С03)2 (85.98— 98.40 %), СаС03 (< 1 %). Группу известковых сланцев представляют темно-серые тонкоплитчатые с шелковистым блеском на плоскостях сланцы хлорит-извест-ко вые (ЛТ-34) и кварц-хлорит-известковые (ЛТ-35). Микроскопически это ассоциация зерен кварца, хлорита и кальцита, иногда вместе с ориентированными зернами хлорита встречаются включения порфиробла-стов из сростков кварца, расположенных в крест сланцеватости. Химический состав пород — н. о. (34.45 %), СаС03 (41.04 %) и СаМ§(С03)2 (24.51 %).
Породные парагенетические
ассоциации(ПА)
Понятие «парагенезис пород» было обосновано Н. С. Шатским и Н. П. Херасковым при изучении геологических формаций как парагенезисов горных пород. Позднее это направление как стадиаль-но-парагенетический анализ развивалось в работах А. И. Елисеева о породных парагенетических ассоциациях (ПА), являющихся вещественным выражением определенной стадии развития крупной палеотек-тонической зоны [4]. Исходя из этого, выделение па-рагенезов пород и выяснение условий их образования является ключом к установлению литогеодинамиче-ских этапов/стадий геологического развития конкретной территории. Анализ пространственно-временных взаимоотношений литотипов генетических групп верхнеордовикских отложений показал, что они группируются в шесть ПА (рис. 4).
ПА-1. Парагенетическая ассоциация разнокри-сталлических известняков и известковых сланцев типична для амбаркыртинской свиты мощностью 259 м. В строении ассоциации участвуют в основном тонкокристаллические известняки (ЛТ-3—6), с которыми в нижней и средней частях разреза переслаиваются крипто- (ЛТ-1) и микрокристаллические (ЛТ-2) разности. Известковые сланцы (ЛТ-34, 35) в нижней части ПА переслаиваются с тонко- и микрокристаллическими известняками. Характерными признаками известняков являются незначительное количество биокластового материала, фактическое отсутствие микрофауны и обилие ихнитовых текстур, обусловленные распространением ЛТ-хемогенной группы. Терригенно-карбонатные осадки ПА-1 накапливались в глубоководных условиях со спокойной гидродинамикой в обстановке нижней части континентального склона.
ПА-2. Парагенетическая ассоциация биогермных и биокластовых известняков, грубообломочных известняковых конглобрекчий и разнозернистъх известняковых песчаников характеризует разрез рифовой толщи на р. Б. Косью (мощность 150 м). В ее строении преобладают известняки: биогермные (ЛТ-10—15), биокластовые (ЛТ-17—19, 21, 22), литокластовые (ЛТ-25, 27), а также микросгустковые (ЛТ-9). Основными признаками ПА-2 являются массивность пород, текстурная неоднородность как результат гнездовидных образований всех ЛТ и незначительная примесь терригенно-го материала. Литогенетические особенности этой ПА обусловлены сосуществованием породных разностей, практически не образующих самостоятельных прослоев. Формирование такой ассоциации обусловлено биогенной и механогенной группами ЛТ, определяемыми гидродинамическими обстановками рифовой отмели, палеоландшафтом рифового плато и формированием биогенного каркаса рифа Большая Косью.
ПА-3. Парагенетическая ассоциация грубообломочных известняковых конглобрекчий, биокластовых, биогермных, пелитоморфных и микрокомковатых известняков установлена в разрезе рифовой толщи на р. Б. Косью (мощность 64 м). Главной особенностью ее строения является плитчатое сложение литотипов и их неравномерное, иногда линзовидное переслаивание. ПА-3 представляет фациальный аналог ПА-2,
ПА-1. Парагенетическая ассоциа ция разнокристаллических известняков и известковых сланцев
ПА-2.Парагенетическая ассоциация биогермных и биокластовых известняков, грубообломочных известняковых конглобрекчий и разнозернистых известняковых песчаников
ПА-З.Парагенетнческая ассоциация грубообломочных известняковых конглобрекчий,биокластовых. биогермных, пелитоморфных и микрокомковатых известняков
ПА-4. Парагенетическая ассоциация известняковых брекчий и биокластовых известняков
ПА-5. Парагенетическая ассоциация мелко- и тонкозернистых вторичных доломитов с реликтовыми первичными структурами
ПА-6. Парагенетическая ассоциация мелкообломочных известняковых брекчий, водорослево-криноидных и криноидных биокластовых известняков
Литогенетические особенности
Скудность биокластового материала Обилие ихнитовых, тонкослоистых и сланцеватых текстур Преобладание хемогенных известняков
Мощность пород ассоциации 259 м
Разнообразие органических остатков и биогермных структур Массивность сложения Тесное сонахождение известняков механогенной, биохемогенной и биогенной (преобладающей) групп Мощность пород ассоциации 150 м
Плитчатое сложение Обилие слоистых текстур Тесное сонахождение известняков механогенной, биохемогенной и биогенной групп
Мощность пород ассоциации 64 м
Обилие и разнообразие органических остатков
Массивно-плитчатое сложение Преобладание известняков механогенной группы Мощность пород ассоциации 32 м
Обилие и разнообразие сортированного биокластового материала Линзовидно-плитчатое сложение Преобладание пород первично механогенной и биохемогенной групп
Мощность пород ассоциации 45 м
Скудность органических остатков Плитчатое и массивное сложение Обилие эрозионных поверхностей Преобладание известняков механогенной группы Мощность пород ассоциации 27 м
Г.- . ,
' ■ '■" ' & • г V
'шшШШШ^'-'-
ищ
Рис. 4. Характерные типы пород ПА и их литогенетические особенности: 1—2 — известняки доломитистые: 1 — криптокри-сталлические (ЛТ-1); 2 — тонкокристаллические с биокластовым материалом (ЛТ-4); 3—4 — сланцы: 3 — хлорит-известковые (ЛТ-34); 4 — кварц-хлорит-известковые (ЛТ-35); 5—6 — известняки: 5 — биогермные губково-водорослевые (ЛТ-11); 6 — био-кластовые цианобактериально-криноидные (ЛТ-17); 7, 9 — известняковые конглобрекчии грубообломочные доломитизиро-ванные (ЛТ-25); 8 — песчаники известняковые разнозернистые (ЛТ-27); 10—11 — известняки: 10 — строматолитовый биогерм (ЛТ-16); 11 — пелитоморфные с рассеянным био- и литокластовым материалом доломитистые (ЛТ-7); 12—14 — известняковые брекчии глыбовые доломитистые (ЛТ-24); 15 — известняки биокластовые водорослево-криноидные (ЛТ-18); 16—19 — доломиты: 16 — тонкозернистые (ЛТ-28); 17 — мелкозернистые с реликтовой сгустковой структурой (ЛТ-31); 18 — тонкозернистые с реликтовой грубобиокластовой структурой (ЛТ-29); 19 — мелкозернистые с реликтовой обломочной структурой (ЛТ-32); 20 — известняковые брекчии мелкообломочные (ЛТ-26); 21—23 — известняки: 21 — биокластовые криноидные (ЛТ-20); 22 — биокластовые водорослево-криноидные (ЛТ-18); 23 — микробиокластовые (ЛТ-23)
Fig. 4. Characteristic rock types (LT) of paragenetic association and their lithogenetic features: 1—2 — dolomitic limestones: 1 — cryptocrystalline (LT 1); 2 — finely crystalline with bioclastic material (LT 4); 3—4 — shales: 3 — chlorite-calcareous (LT 34); 4 — quartz-chlorite-calcareous (LT 35); 5—6 — limestones: 5 — biohermal sponge-algae (LT 11); 6 — bioclastic cyanobacterial-crinoidal (LT 17); 7, 9 — dolomitic calcareous psephytic conglobreccias (LT 25); 8 — inequigranular calcareous sandstones (LT 27); 10—11 — limestones: 10 — biohermal stromatolitic (LT 16); 11 — dolomitic pelitomorphic with multiple bio- and lithoclastic material (LT 7); 12—14 — dolomitic calcareous clumpy breccias (LT 24); 15 — bioclastic algal-crinoidal limestones (LT 18); 16—19 — dolostones: 16 — fine-grained (LT 28); 17 — fine-grained with relict clotty structure (LT 31); 18 — fine-grained with relict coarse-bioclastic structure (LT 29); 19 — fine-grained with relict lithoclastic structure (LT 32); 20 — calcareous finely clastic breccias (LT 26); 21—23 — limestones: 21 — bioclastic crinoidal (LT 20); 22 — bioclastic algae-crinoidal (LT 18); 23 — microbioclastic (LT 23)
отличаясь преобладанием в ней плитчатых пелито-морфных (ЛТ-7) и микрокомковатых (ЛТ-8) известняков, присутствием строматолитовых построек (см. рис. 4) и распространением слоистых текстур. Ее формирование происходило в спокойноводных обстанов-ках межкаркасного пространства в биогермных телах и внутририфовых лагун, что определялось палеоланд-шафтом рифового плато и колебаниями уровня моря.
ПА-4. Парагенетическая ассоциация глыбовых известняковых брекчий и биокластовых известняков развита на р. Б. Косью в разрезе яптикшорской свиты (мощность 32 м). Наиболее характерными для нее являются известняковые брекчии и конглобрекчии (ЛТ-24—25) массивного сложения, отличающиеся резкой несортированностью обломочного материала. Матрикс представлен комковатым, био- и литокластовым известняком с обилием и разнообразием органических остатков. Их обломочный материал чаще всего представлен известняками биогермными, био-кластовыми и характеризуется плохой сортировкой, разной окатанностью. Характерной особенностью ПА-4 является присутствие участков биокластовых водорослевых известняков (ЛТ-22), часто связанных с конглобрекчиями постепенным переходом. К тому же биокластовые водорослево-криноидные известняки (ЛТ-18) с прослоями микросгустковых (ЛТ-9), выделяющиеся плитчатым сложением и практически однородным составом литотипов, сменяют конглобрекчии в разрезе ПА. Формирование данной ПА происходило в условиях тектонической активизации окраины платформы-рампы и отражает интенсивность процессов волновой абразии и гравитации в условиях верхней части континентального склона при наступлении моря. Увеличение роли биокластовых разностей вверх по разрезу ПА можно связать с увеличением потока скелетного материала, что, возможно, определялось повышением уровня моря и удалением источника ли-токластового материала.
ПА-5. Парагенетическая ассоциация мелко- и тонкозернистых вторичных доломитов с реликтовыми первичными структурами установлена на руч. Закола-Ёль в разрезе яптикшорской свиты (мощность 45 м). ПА
выделяется преобладанием плитчатых тонкозернистых доломитов с различными реликтовыми структурами и текстурами и частой сменой доломитов с обилием разнообразных остатков брахиопод, рецепта-кулитных губок, члеников криноидей, окремненных строматопороидей (ЛТ-28—33). Характерно присутствие ихнитовых текстур. Формирование первичных органогенных известковых илов происходило в условиях сублиторали, и по стратиграфическому положению ПА-5 представляет фациальную разновидность ПА-4 в более глубоководных обстановках карбонатной рампы, о чем свидетельствует фактическое отсутствие обломочных разностей, характерных для ПА-4 в разрезе р. Б. Косью.
ПА-6. Парагенетическая ассоциация известняковых мелкообломочнык брекчий, водорослево-криноид-ных и криноиднык биокластовых известняков развита на р. Б. Косью в разрезе верхнеручейной свиты (мощность 27 м). Для основания разреза характерно частое чередование плитчатых крупнобиокластовых водо-рослево-криноидных (ЛТ-18) и криноидных (ЛТ-20), микробиокластовых (ЛТ-23) известняков и мелко-обломочных известняковых брекчий (ЛТ-26). Кроме того, присутствуют эрозионные границы слоев со скоплением литокластового материала. В верхней части разреза преобладают крупнобиокластовые криноидные известняки (ЛТ-20), формирующие более массивные слои, иногда с тонкой горизонтально-слоистой текстурой. Такая сложная породная ассоциация могла сформироваться только в резко изменяющихся обстановках окраины платформы-шельфа, когда влияние тектонических движений и колебаний уровня моря существенным образом преобразовывало ее па-леоландшафт и, соответственно, характер осадкона-копления.
Эволюция обстановок осадконакопления
Анализ парагенетических породных ассоциаций позволил реконструировать историю осадконакопле-ния на окраине карбонатной платформы в течение позднего ордовика (рис. 5).
Рис. 5. Литогеодинамическая эволюция окраины карбонатной платформы на западном склоне Северного Урала и распределение обстановок осадконакопления в позднеор-довикскую эпоху: 1 — континент; 2 — шельфовые осадки; 3—7 — парагенетические ассоциации: 3 — ПА-6; 4 — ПА-4; 5 — ПА-5; 6 — ПА-2, ПА-3; 7 — ПА-1.
Fig. 5. Lithogeodynamic evolution of the carbonate platform margin on western slope of the Northern Urals and distribution of depositional environments during the Late Ordovician epoch: 1 — continent; 2 — shelf deposits; 3—7 — paragenetic association of rocks (PA): 3 — PA-6; 4 — PA-4; 5 — PA-5; 6 — PA-2, PA-3; 7 — PA-1
Сандбийский век. В амбаркыртинское время в глубоководных условиях со спокойной гидродинамикой в обстановках нижней части батиальной зоны формировались терригенные и карбонатные илы (ПА-1), характеризующиеся тонкой горизонтальной слоистостью, распространением следов роющих организмов, типичных для глубоководных фаций Chondrites [19]. Крайне незначительное количество тонкого биокластового криноидного материала, повышенная концентрация н. о. (30.0 %), присутствие терри-генного и карбонатного илов говорят о значительном удалении областей сноса от области седиментации. Интенсивное поступление осадочного материала в глубоководные обстановки континентальной окраины было обеспечено отсутствием физического барьера с активным гидродинамическим режимом на континентальной окраине типа платформы-рампы.
Катийский век. К началу среднего катия на северо-восточной континентальной окраине Европейской платформы оформился типичный карбонатный шельф с развитием на окраине рифовых отмелей [1], представленных в разрезе р. Б. Косью ПА-2 и ПА-3. Рифовая отмель ограничивала свободный водообмен с зарифовым шельфом, о чем свидетельствует существование позднеашгильских (среднека-тийских) осолоненных лагун с накоплением доломит-ангидритовых осадков в пределах современной
Верхнепечорской впадины [7]. Развитие рифа было прервано резкой регрессией, что фиксируется сменой светло-серых массивных рифогенных известняков серыми плитчатыми биокластовыми водорослево-кри-ноидными известняками (биокластовые пески) и известняковыми песчаниками (литокластовые пески) отмельных фаций с присутствием вадозной цементации (супралиторальные субаэральные обстановки). Аналогичная ситуация, выраженная формированием эрозионной кровли рифа Бадья, проявилась и на Приполярном Урале [1]. В начале позднего катия (яп-тикшорское время) накапливаются биокластовые пески с градационной слоистостью (ПА-4), характеризующие склоновые фации, свидетельствующие о смене крайне мелководных отмельных условий более глубоководными склоновыми открытошельфовыми с периодическим поступлением обломочных потоков, отражающих региональную трансгрессию, характерную для этого времени. Дальнейшее углубление окраины платформы фиксируется накоплением грубообломоч-ных брекчий, включающих глыбы рифовых известняков. В формировании таких брекчий и конглобрекчий, вероятно, участвовал целый комплекс геологических процессов. По Н. И. Тимонину [10], при становлении рифтогенной окраины Печорской плиты процессы растяжения вызывали образование криволинейных разрывов («листрических сбросов»), способствовавших обособлению блоков фундамента с разными скоростями погружения на континентальной окраине [16]. Формирование пассивного внутриплитного рифта в позднемалотавротинское время на границе блоков могло вызывать разрушение рифовых известняков при резкой трансгрессии, что объясняет скопление глыб различных размеров и форм в нижних горизонтах брекчий яптикшорской свиты на р. Б. Косью, подобно образованию малотавротинских обвально-оползневых брекчий на гряде Чернышева [2]. Логично предположить существование близко расположенной территории, где разрушение рифа началось в начале яптикшорского времени. О существовании более обширного рифового плато, чем представлено в разрезе р. Б. Косью, свидетельствует надвиг среднеордовик-ских сланцев на рифовую толщу [16]. Выше по разрезу брекчии сменяются плитчатыми биокластовыми известняками с обилием брахиопод, водорослей, крино-идей и кораллов, представляющими отложения окраины карбонатной платформы-рампы в условиях сублиторали и характеризующими устойчивое развитие позднекатийской трансгрессии, которая фиксируется в разных разрезах Балтики [18]. ПА-5, представленная в разрезе руч. Закола-Ёль (одновозрастная с ПА-4), характеризуется практическим отсутствием обломочных разностей и формировалась в более глубоководных обстановках рамповой окраины платформы.
Хирнантский век. Хирнантский ярус установлен в разрезе р. Б. Косью и охарактеризован ПА-6, сменяющей ПА-4 верхнего катия. Раннехирнантское время отчетливо выделяется резким обмелением, о чем свидетельствуют эрозионные поверхности и обилие обломочных разностей, а появление маломощных прослоев и линз микробиокластовых известняков с пелито-морфным цементом говорит о неустойчивом характере седиментации в это время. Вероятно, такой характер осадконакопления определялся помимо региональ-
ных тектонических событий фазой раннехирнант-ского оледенения на Гондване. Временной интервал формирования эрозионных поверхностей, фиксируемых известняковыми мелкообломочными брекчиями ПА-6 в основании верхнеручейной свиты на Северном Урале, может быть сопоставлен с формированием се-диментационно-диагенетических брекчий бадъяшор-ской свиты нижнего хирнанта на Приполярном Урале [2]. Позднее характер осадконакопления становится более устойчивым, что подтверждается формированием криноидных осадков в условиях песчаной отмели на окраине платформы. Подобные обстановки существовали и на Приполярном Урале во время накопления криноидных осадков, включающих небольшие биогермы, характеризующие каменнобабскую свиту верхнего хирнанта [2]. Однако присутствие позд-неордовикской фауны в комплексе с раннелландове-рийской в разрезе силурийских отложений ниже по р. Б. Косью говорит об эродировании верхних слоев хирнантских отложений на Северном Урале.
Заключение
Широкое распространение ЛТ механогенной группы в разрезах верхнеордовикских отложений на территории современного Северного Урала свидетельствует о существенном влиянии на их формирование синседиментационных процессов волновой абразии, эрозии и гравитации. Это было обусловлено тектонической эволюцией блоковой структуры карбонатной платформы, выраженной в сандбийско-хирнантское время трансформацией ее континентальной окраины из платформы-рампы в платформу-шельф и обратно.
Смена ПА в разрезе отражает изменение обста-новок осадконакопления, образующих палеогеомор-фологический профиль окраины карбонатной платформы от глубоководных обстановок континентального склона зоны батиали с накоплением известково-терригенных илов (ПА-1) до мелководных отмельных обстановок окраины платформы-шельфа (ПА-6). В сандбийский век на подножье континентального склона платформы-рампы накапливались известко-во-терриенные илы с активным участием ихнофау-ны (ПА-1). В среднем катии на окраине платформы-шельфа в обстановке отмели формировались фаци-ально-дифференцированная и разнообразная рифовая экосистемы (ПА-2, ПА-3). В позднем катии уже в условиях открытой платформы-рампы накапливались трансгрессивные тракты карбонатных осадков, заключающих не только разнообразную фауну, но и периодические поступления обломочного материала с приподнятых областей верхней рампы (ПА-4, ПА-5). Хирнантский век вначале характеризуется периодическим эродированием окраины платформы-шельфа, а позднее — накоплением отмельных криноидных песков. Смена палеоландшафта и обстано-вок осадконакопления на окраине карбонатной платформы отражает литогеодинамическую эволюцию северо-восточной части континентальной окраины Европейской платформы, проявившуюся в сложной позднеордовикской истории всей северной части западного склона Урала.
Автор выражает благодарность А. И. Антошкиной, А. В. Дронову и Е. С. Пономаренко за консультации, цен-
ные замечания и полезные рекомендации при подготовке статьи к публикации.
Работа проводилась в рамках Госпрограммы № АААА-Ф17-117121270034-3 и при частичной финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований УрО РАН, проект № 18-5-5-31.
Литература
1. Антошкина А. И. Раннепалеозойское рифообразова-ние на севере Урала как пример его взаимосвязи с геобиосферными изменениями // Рифогенные формации и рифы в эволюции биосферы. М.: ПИН РАН, 2011. С.116—141. (Геобиологические системы в прошлом).
2. Антошкина А. И. Особенности хирнантского осадко-накопления в Североуральском регионе // Эволюция осадочных процессов в истории Земли: Мат-лы VIII Всерос. литолог. совещ. (Москва, 27—30 октября 2015 г.) Москва: ГАНГ им. И. М. Губкина, 2015. С. 53—56.
3. Антошкина А. И., Афанасьев А. К., Безносова Т. М. Новая стратиграфическая схема верхнего ордовика и силура севера Урала (Елецкая зона). Сыктывкар, 1989. 16 с.
4. Елисеев А. И. Геологические формации и методы формационного анализа. Сыктывкар: Геопринт, 2008. 36 с.
5. Кондиайн А. Г. Силурийские и нижнедевонские отложения Бельско-Елецкой фациальной зоны Печорского Урала // Труды ВСЕГЕИ. Том 144: Материалы по стратиграфии и тектонике Урала. Л.: Недра, 1967. С. 87—123.
6. Пономаренко Е. С., Шмелёва Л. А. Верхний ордовик р. Б. Косью (бассейн р. Илыч) — уникальный памятник биогеологических процессов прошлого // Природное геологическое наследие Европейского Севера России: Материалы всерос. науч. конф. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2017. С. 54—56.
7. Рассказова Н. В. Корреляция продуктивных горизонтов верхнего ордовика — нижнего девона // Стратиграфия и литология нефтегазоносных отложений Тимано-Печорской провинции. Л.: ВНИГРИ, 1988. С. 30—36.
8. Состояние изученности стратиграфии докембрия и фанерозоя России. Задачи дальнейших исследований // Постановления Межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Вып. 38. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2008. 131 с.
9. Стратиграфические схемы Урала (докембрий, палеозой). Екатеринбург: Роскомнедра, ИГиГ УрО РАН, 1993.
10. Тимонин Н. И. Печорская плита: история геологического развития в фанерозое. Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 240 с.
11. Шмелёва Л. А. Литолого-палеоэкологическая характеристика верхнеордовикского рифа Большая Косью (бассейн р. Илыч, Северный Урал) // Литосфера. 2016. № 1. С. 154—162.
12. Шмелёва Л. А. Новые данные о микробиально-во-дорослевых ассоциациях в верхнекатийском рифе Большая Косью, Северный Урал // Водоросли в эволюции биосферы: Материалы II Палеоальгологической конференции (10—16 октября 2016 г.). Новосибирск: ИНГГ СО РАН, 2016. С. 179—181.
13. Шмелёва Л. А Фациальное разнообразие верхнеордовикских карбонатных отложений в бассейне р. Илыч (Северный Урал): проблемы и задачи // Геология и минеральные ресурсы Европейского Северо-Востока России: Материалы XVI Геологического съезда Республики Коми. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2014. Т. II. С. 270—271.
14. Шмелёва Л. А. Характеристика верхнеручейной свиты верхнего ордовика на р. Б. Косью (Северный Урал) // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Матер. XXVI науч. конф. Инта геол. Коми НЦ УрО РАН. Сыктывкар: Геопринт, 2017. С. 274-280.
15. Шмелёва Л. А., Толмачева Т. Ю. Карбонатные отложения верхнего ордовика на р. Б. Косью (Северный Урал): характеристика разреза и первые данные по конодонтам // Региональная геология и металлогения. 2016. № 65. С. 50— 59.
16. Юдин В. В. Варисциды Северного Урала. Л.: Наука, 1983. 174 с.
17. Gradstein F. M, Ogg J. G., SchmitzM. D, OggG. M. The Geologic Time Scale 2012: 2-volume set. Elsevier Science Ltd., 2012. 1177 p.
18. Munnecke A, Calner M., Harper D. A. T., Servais T., 2010. Ordovician and Silurian sea-water chemistry, sea level, and climate: a synopsis. Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 296: 389—413.
19. Seilacher A Trace Fossil Analysis. Berlin: Springer, 2007. 226 p.
References
1. Antoshkina A. I. Rannepaleozojskoe rifoobrazovanie na Severe Urala kak primer ego vzaimosvyazi s geo-biosfernymi izm-eneniyami (Early Paleozoic reef formation in the north of the Urals as an example of its relationship with geo-biospheric changes). Rifogennye formazii I rify v evolyuzii biosfery. Seriya «Geo-biologicheskie sistemy v proshlom» (Reef formations and reefs in biosphere evolution. Series "Geo-bilogical systems in the past"). Moscow: PIN RAS, 2011, pp.116—141.
2. Antoshkina A. I. Osobennosti hirnantskogo osadkonako-pleniya v Severouralskom regione (Features hirnantian sedimentation in the Northern Ural region). Proceedings of conference Moscow, 27—30 October 2015, Moscow: GANG named after I. M. Gubkin, 2015, pp. 53—56.
3. Antoshkina A. I., Afanasev A. K., Beznosova T. M. Novaya stratigraficheskaya skhema verhnego ordovika i silura severa Urala (Eletskaya zona) (New stratigraphic scheme of the Upper Ordovician and Silurian in the northern part of the Urals (Elets zone)). Syktyvkar, 1989, 16 pp.
4. Eliseev A. I. Geologicheskie formatsii i metody formatsion-nogo analiza (Geological formations and methods of formation analysis). Syktyvkar: Geoprint, 2008, 36 pp.
5. Kondiajn A. G. Silurijskie i nizhnedevonskie otlozheni-ya Bel'sko-Eletskoj fatsialnoj zony Pechorskogo Urala (Silurian and Lower Devonian deposits of the Belsk-Elets facial zone of the Pechora Urals). Proceedings of VSEGEI, V. 144: Materialy po stratigrafii i tektonike Urala (Materials on Ural stratigraphy). Leningrad: Nedra, 1967, pp. 87—123.
6. Ponomarenko E. S., Shmelyova L. A. Verhnij ordo-vik r. B. Kosyu (bassejn r. Ilych) — unikalnyj pamyatnik bio-geologicheskih protsessov proshlogo (Upper Ordovician of the Bol'shaya Kos'yu river (basin of the river Ilych) is a unique monument biogeological processes of the past). Prirodnoe geologiches-koe nasledie Evropejskogo Severa Rossii (Natural geological heritage of European North of Russia): Proceedings. Syktyvkar, Institute of geology Komi SC UB RAS, 2017, pp. 54—56.
7. Rasskazova N. V. Korrelyaciya produktivnyh gorizon-tov verhnego ordovika-nizhnego devona (The correlation of the productive horizons of Upper Ordovician-Lower Devonian).
Stratigrafiya i litologiya neftegazonosnyh otlozhenij Timano— Pechorskoj provincii (Stratigraphy and lithology of petroliferous deposts of the Timan-Pechora Province). Leningrad: VNIGRI, 1988, pp. 30-36.
8. Sostoyanie izuchennosti stratigrafii dokembriya i fanero-zoya Rossii. Zadachi dal'nejshih issledovanij (State of knowledge stratigraphy of the Precambrian and Phanerozoic of Russia. Tasks of further research). Postanovleniya Mezhvedomstvennogo strati-graficheskogo komiteta i ego postoyannyh komissij (Acts of strati-graphical committee), 38, St. Petersburg: VSEGEI, 2008, 131 pp.
9. Stratigraficheskie skhemy Urala (dokembrij, paleo-zoj) (Stratigraphic schemes of the Urals (Precambrian, Paleozoic). Ekaterinburg: Roskomnedra, IGiG UrO RAN, 1993.
10. Timonin N. I. Pechorskaya plita: istoriya geologichesk-ogo razvitiya v fanerozoe (The Pechora Plate: history of geological development in the Phanerozoic). Ekaterinburg: UB RAS, 1998, 240 pp.
11. Shmelyova L. A. Litologo-paleoekologicheskaya harak-teristika verhneordovikskogo rifa Bol'shaya Kosyu (bassejn r. Ilych, Severnyj Ural) (Litho-paleoecological characteristics of the Upper Ordovician reef Bol'shaya Kos'yu (Ilych River, Northern Urals)). Litosfera, 2016a, No.1, pp. 154-162.
12. Shmelyova L. A. Novye dannye o mikrobialno-vod-oroslevyh assotsiatsiyah v verhnekatijskom rife Bolshaya Kosyu, Severnyj Ural (New data about microbial-algal associations in the Upper Katian reef Bolshaya Kos'yu, Northern Urals). Vodorosli v evolyutsii biosfery (Algae in biosphere evolution): Proceedings of conference (10-16 October 2016). Novosibirsk: INGG SB RAS, 2016b, pp. 179-181.
13. Shmelyova L. A. Fatsialnoe raznoobrazie verhneordo-vikskih karbonatnyh otlozhenij v bassejne r. Ilych (Severnyj Ural): problemy i zadachi (A variety of facies of the Upper Ordovician carbonate sediments in the basin of the river Ilych (the North Urals): problems and challenges). Geologiya i mineralnye resursy Evropejskogo Severo-Vostoka Rossii (Geology and mineral resources of European North-East of Russia): Proceedings of 14th Congress, V. 2, Syktyvkar: Institute of Geology Komi SC UB RAS, 2014, pp. 270-271.
14. Shmelyova L. A. Harakteristika verhneruchejnoj svity verhnego ordovika na r. B. Kosyu (Severnyj Ural) (Feature of Verh Ruchej Suite of the Upper Ordovician on the Bol'shaya Kos'yu River (Northern Urals)). Struktura, veshchestvo, istoriya litosfery Timano-Severouralskogo segmenta (structure, substance, history of lithosphere): Proceedings of conference. Syktyvkar: Geoprint, 2017, pp. 274-280.
15. Shmelyova L. A., Tolmacheva T. Yu. Karbonatnye ot-lozheniya verhnego ordovika na r. B. Kosyu (Severnyj Ural): harakteristika razreza i pervye dannye po konodontam (Carbonate deposits of the Upper Ordovician on the Bolshaya Kosyu River (Northern Urals): sequence characteristic and the first data on conodonts). Regionalnaya geologiya i metallogeniya, 2016, No. 65, pp. 50-59.
16. Yudin V. V. Varistsidy Severnogo Urala (Variscides of the Northern Urals). Leningrad: Nauka, 1983, 174 pp.
17. Gradstein F. M., Ogg J. G., Schmitz M. D., Ogg G. M. The Geologic Time Scale 2012: 2-volume set. Elsevier Science Ltd., 2012, 1177 p.
18. Munnecke A., Calner M., Harper D. A. T., Servais T., 2010. Ordovician and Silurian sea-water chemistry, sea level, and climate: a synopsis. Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 296, pp. 389-413.
19. Seilacher A. Trace Fossil Analysis. Berlin: Springer, 2007, pp. 226
