Верхнепалеозойская флишевая формация Западного Урала

Мизенс, Гунар Андреевич

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Верхнепалеозойская флишевая формация Западного Урала
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Верхнепалеозойская флишевая формация Западного Урала"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Уральское отделение геологии и геохимии им. акад. А. Н. Заварицкого

на правах рукописи

МИЗЕНС ГУНАР АНДРЕЕВИЧ

УДК 552.5+551.263.23 (470.5)

ВЕРХНЕПАЛЕОЗОЙСКАЯ ФЛИШЕВАЯ ФОРМАЦНЯ ЗАПАДНОГО УРАЛА

Специальность 04.00.01 - общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Екатеринбург 1995

Работа выполнена в Институте геологии и геохимии УрО РАН

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук, профессор В.Т.Фролов (МГУ) доктор геолого-минералогических наук Ю. Р.Беккер (ВСЕГЕИ) доктор геолого-минералогических наук Л.В.Анфимов (Институт геологии и геохимии УрО РАН)

Ведущая организация: кафедра литологии и морской геологии' Санкт-Петербургского университета

Защита состоится 25 октября 1995 г. в 10 часов на заседании Специализированного совета в Институте геологии и геохимии им.акад. А. Н.Заварицкого УрО РАЯ (620 151 Екатеринбург. Почтовый пер. 7)

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института Автореферат разослан "¿°" " аД^сгя. « 1995 г.

Ученый секретарь Специализированного совета кандидат геол-мин. наук ' (В. И.Железко)

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность проблемы. В течение последних 2-3 десятилетий усилиями стратиграфов Института геологии и геохимии УрО РАН. геологических факультетов Пермского университета и Пермского политехнического Института, Казанского университета. Института геологии Коми ПЦ УрО РАН, Института геологии Уфимского НЦ РАН, Камского филиала ВНИГНИ, ВСЕГЕИ, ПИН РАН, производственных геологических организаций Перми, Свердловска (Екатеринбурга). Уфы, Сыктывкара и др. были достигнуты значительные успехи в познании стратиграфии верхнего палеозоя Западного Урала и прилегающих территорий. В то ,ке время вопросы седиментологии, палеогеографии, петрографии, формациологии оказались на втором плане. По некоторым важнейшим пунктам их разрешение осталось на уровне 30-50-х годов. Тем не менее решение ряда теоретических проблем геологической истории региона, а также прогнозирование и поиски многих полезных ископаемых напрямую связаны с перечисленными разделами геологической науки. Образование мощного обломочного комплекса в верхнем палеозое происходило во время переломного этапа в развитии геодинамической системы, в течение которого формировался складчатый пояс и связанный с ним передовой прогиб, поэтому сведения об условиях осадконакопления, о составе обломочного материала, наряду с характером магматизма в горной области, являются основными источниками информации для палеогеографических и палеотектонических реконструкций, 'что имеет принципиальное значение не только для познания геологии Урала и соседних регионов, но и развития земной коры в целом.

Предуральский прогиб является классическим примером предгорного прогиба. Благодаря тому, что значительная часть его доступна изучению в обнажениях, не закрыта надвигами фронта орогена или более молодыми отложениями исследователь получает возможность проследить разные стадии его формирования и заполнения. Сопоставление с краевыми прогибами других регионов позволяет решать многие общие вопросы развития таких структур, а также процессов осадконакопления в них.

Целью предлагаемой работы было построение седиментационной модели на основе детального фациального и петрографического анализа обломочных толщ, реконструкция палеогеографических и палеотектонических обстановок на территории прогиба в карбоне-ранней перми и определение формашюнной принадлежности комплекса оса-

дочных пород, выполняющих прогиб.

Научная новизна. 1. Показано, что основной орогекной формацией в Предуральском прогибе является флиш. 2. Флиш и боле« поздняя моласса разделены территориально, что связано с формированием флиша во внутреннем прогибе, молассы - во внешнем. 3. Установлено, что шлировая формация образуется в краевых прогибах не всегда. В Предуральском прогибе она представляет собою экзотическое явление. 4. Выявлено, что в краевых прогибах типа Пре-дуральского, породы флишевой формации, во время формирования последней, как правило, не переотлагаются, не попадают в область размыва, несмотря на смещение прогиба перед фронтом надвигающегося орогена. 5. Фациальными исследованиями доказывается, что при смещении прогиба в каждом отдельном участке обычно происходило передвижение не всей структуры, а только одного из склонов, прогиб сжимался и(или) растягивался. 6. Доказывается, что роль края Восточно-Европейской платформы как источника карбонатного обломочного материала незначительна. Последний имеет главным образом восточное, уральское происхождение, из чего вытекает предположение о существовании в предгорной части флишевого бассейна узкого, вероятно, прерывистого карбонатного во внешней зоне шельфа. 7. Разработаны критерии распознавания новообразованного и смещенного прогибов, что позволило доказать заложение Преду-ральского прогиба в разных его частях в разное время и с различной скоростью. 8. Показана возможность существования апвеллинга в отдельных районах позднепалеозойского бассейна. 9. Разработаны критерии типизации разрезов флиша краевых прогибов. 10. Усовершенствована генетическая типизация разрезов глубоководных конусов на основе предуральского флиша. 11. Проведен анализ цикличности осадочных толщ среднего карбона-нижней перми. Выделено 6 рангов слоевых ассоциаций и показано стратиграфическое значение циклитов пятого порядка для корреляции разрезов в пределах прогиба.

Практическое значение. Результаты предлагаемой работы могут быть использованы для прогноза и поисков ряда осадочных полезных ископаемых, в первую очередь фосфоритов, марганцевых руд, россыпей, углеводородов. Полученные результаты могут использоваться также и для стратиграфической корреляции разрезов. Результаты Фациальных и формационных исследований должны учитываться при геологическом картировании.

Апробация работы. Основные положения и практические рекомендации докладывались и обсуждались на региональных. Всесоюзных н международных совещаниях: в Свердловске (1981, 1985, 1986, 1991), Геленджике(1982), Новосибирске (1986), Сыктывкаре (1988), Звенигороде (1990), Перми (1991). Лиле (Франция 1993), Екатеринбурге (1994), Уфе (1994).

Публикации. По теме диссертации опубликовано 80 работ, в том'числе 1 монография и 3 препринта.

Фактический материал. Работа основана на более чем 20-летних целенаправленных исследованиях, проводившихся по всей территории Западного Урала (за исключением его Полярной части). За это время с разной степенью детальности было изучено более 1000 разрезов, составляющих около 30 профилей. Просмотрены и изучены тысячи шлифов, сотни проб тяжелых минералов; были использованы данные химических, рентгеноструктурных и термических, гранулометрических и морфометрически анализов. Особенно важно, что ли-тологические исследования проводились параллельно со стратиграфическими и палеонтологическими, осуществляемыми коллегами автора, прежде всего Б. И.Чувашовым. Г. В.Дюпиной, Р.М.Ивановой. В. В. Черных, что позволяло опираться на точную корреляцию и учитывать условия жизни организмов, остатки которых встречаются в изученных породах.

Объем работы. Диссертация состоит из Введения. 7 глав и Заключения, изложенных на 336 страницах и иллюстрированных 139 рисунками и 9 таблицами. Библиография включает '372 наименований.

Защищаемые положения. 1. Осадочные толщи, выполняющие Пре-дуральский прогиб в стратиграфическом интервале C2-Pj представлены 28 типами разреза, на основе которых установлены слоевые ассоциации шести порядков, выделены генетические типы отложений глубоководных конусов выноса и отложений относительно мелководных окраин бассейна. '

2. Отложения глубоководных конусов выноса залегают в виде шлейфа вдоль прогиба и составляют флишевую формацию, ассоциирующую с формациями предфлишевой, молассовой, шлировой. морских эвапоритов, шельфовой карбонатной и рифовой.

3. Полимиктовый материал, слагающий флииевую формацию, в течение среднего карбона-ранней Перми практически не переотлагался, это образования первого цикла осадконакопления. Карбонатный обломочный материал, местами в больших количествах присутствующий р разрезах этой формации наряду с силикатным, сносился

главным образом со стороны Урала. Снос с запада, со стороны платформы, был незначительным.

4. Формирование отдельных районов Предуральского прогиба ■начиналось в разное время в интервале от конца раннего карбона до начала ранней перми. и проходило в различных условиях. Внутренний прогиб, выполненный главным образом флишевой формацией, достиг максимального развития в артинском веке, внешний прогиб, представленный эвапоритовой и молассовой формациями, образовался в кунгуре и продолжал развиваться в поздней перми.

Автор выражает благодарность коллегам по Институту и лабо -ратории Б.И.Чувашову. В.В.Черных. Г.В.Дюпиной, Р.М.Ивановой. Г.Н.Папулову. М.Л.Клюжиной, Р.Г.Язевой. В.В.Бочкареву. В.П.Шуйскому, советы, критика и поддержка которых помогли в процессе исследования' и написания настоящей работы. В разное время и на разных этапах исследования я пользовался консультациями коллег из других научных учреждений: В.П.Алексеева (Екатеринбург), В.В.Юдина (Сыктывкар), Ю.Н.Карогодина (Новосибирск). С.Л.Афанасьева (Москва), Н.Н.Верзилина (С-Петербург). Ж-Н.Пруса (Лиль, Франция). Всем перечисленным геологам я очень признателен.

ТИПЫ РАЗРЕЗОВ

Качество фациального анализа и последующих палеогеографических и палеотектонических выводов во многом зависит от типизации разрезов осадочного комплекса. Существующие к настоящему времени разработки, касающиеся этого вопроса, недостаточно детальны и, как правило, основаны на гранулометрическом составе осадков или их генезисе, поэтому в предлагаемой работе выделению типов разрезов уделяется достаточно большое внимание.

Ранее (Мизенс, 1987) было показано, что главной седимента-ционной единицей в терригенных толщах Предуральского прогиба является циклит 3 порядка; включающий в себя практически все петрографические типы пород, участвующие в строении данной осадочной толщи и, соответственно, полностью ее представляет, поэтому он был использован в качестве основы для определения типов разрезов. Для облегчения дальнейшего применения выделенных типов, каждый из них был описан несколько измененной формулой литофор-маций В. Н. Шванова (1982, 1992), в которой учитывается степень зрелости вещества, соотношение петрографических типов пород, упорядоченность стратификации, мощность элементарных циклитов.

В осадочных толщах С2-Р, Предуральского прогиба выделено 28 типов разрезов: конгломератовый, песчано-конгломератовый,. конг-лонерато-песчаниковый с участием аргиллитов, известняковый гру-бообломочный, конгломерато-песчано-глинистый с микститами, разрезы с преимущественным развитием мощных микститов, глинисто-песчаниковый и песчаниковый (песчаный флиш), глинисто-песчаный флиш, песчано-глинистый флиш. глинистый флиш. субфлиш, известняковый флиш. известняково-глинистый флиш, глинисто-извест-няково-песчаный флиш, глинисто-песчаный и песчано-глинистый флиш с гипсом (ангидритом), флишоидные песчано-глинистые разрезы с-гипсом и пачками афанитовых известняков, сульфатно-карбонат-но-глинистые разрезы, микрослоистые глинисто-карбонатные разрезы, кремнисто-карбонатно-глинистые разрезы с фосфоритами, разрезы глинисто-мергельные, битуминозных мергелей, микрозернистых известняков, глинисто-сульфатно-галогенные, карбонатно-сульфат-ные с каменной солью, сульфатно-карбонатные и карбонатно-суль-фатные, песчано-глинистые разрезы с рецессивной цикличностью, песчаниковые разрезы с .линзами и пачками карбонатов, • песча-но-карбонатно-глинистые разрезы. •

ЦИКЛИЧНОСТЬ

Цикличность в той или иной мере характерна для большинства толщ осадочного происхождения. Она отчетливо" проявляется и во всех типах разрезов верхнего палеозоя Западного' Урала, но известно о ней немного, хотя первая работа, касающаяся этого предмета, появилась еще в 30-х годах (Н.П.Герасимов). Позже некоторые вопросы цикличности отдельных толщ верхнепалеозойского разреза рассматривали М. П. Фивег, В. Г. Гацков. В. А. Вахрамеева. В.И.Чалышев, А.С.Зуева, В.И.Копнин, Г. А. Мизенс, Е.Л. Меламуд, 0. А.Щербаков и др..

В предлагаемой работе сделана попытка создать более или менее цельную картину цикличности осадконакопления в Предуральском прогибе, проследить ее изменение в вертикальном разрезе и по ла-терали по всем выделенным типам разрезов. При определении ранга пиклитов использована классификация И.А. Вылцана (1982). Среди рассматриваемых отложений были выделены слоевые ассоциации (цик-литы) шести порядков, разделяющиеся на структурные типы в зависимости от направления изменения основного признака (гранулометрического состава). Р.Муур (¡Шгивд. 1971) предложил называть

направление изменения от грубозернистого к тонкозернистому прогрессивным, а обратное - рецессивным. Ю.Н. Карогодин использовал термины прогрессивный и регрессивный, что, по-видимому, неудачно, так как направление от тонкого к грубому далеко не всегда соответствует регрессии среда. Это хорошо видно и на западноу-ральском материале. Например, рецессивно-прогрессивные циклиты 5 порядка, залегающие в основании разреза обломочных толщ, являются трансгрессивно-трансгрессивными по происхождению.

Согласно В. Н. Карогодину (1980). элементарными седиментаии-онными циклитами (ЭЦ) являются наиболее простые слоевые ассоциации. характеризующиеся в (вертикальном разрезе) направленностью и непрерывностью изменения вещественно-структурных свойств. Зто определение является наиболее удачным, хотя и его на практике трудно выдержать. Там, где Ю.Н. Карогодин видит "наиболее простой циклит", С.Л.Афанасьев выделяет еще десять!!) более мелких единиц. Вероятно, надо относиться ' к ЭЦ как к несколько условным подразделениям, как это, собственно, и делает большинство исследователей. На основе представлений об ЭЦ, как о наиболее простых слоевых ассоциациях, но проявляющихся неоднозначно в разных типах разрезов, в описываемых осадочных толщах, несмотря на большое разнообразие пород, выделено 8 типов ЭЦ, что отражает существование небольшого количества режимов осадконакопления. Упомянутые типы ЭЦ. однако, редко существуют в чистом виде, . чаще всего 2-3 из них накладываются друг на друга и формируют разнообразные сочетания, что свидетельствуют об одновременном влиянии на процесс осадконакопления нескольких динамических режимов.

В разрезах ЭЦ объединяются в более сложные комплексы, образующие циклиты второго - шестого порядков. Слоевая ассоциация любого из них, как правило, содержит от 2-3 до 8-10 циклитов предыдущего ранга. Циклиты 2 порядка включают в себя практически только однотипные ЭЦ. В состав циклитов 3 порядка входят уже несколько типов ЭЦ, а-также нередко еще и ацикличные образования. Слоевые ассоциации 4 порядка представляют собою высший ранг циклитов, проявляющихся в пределах одного определенного типа разрезов. Циклиты 5 порядка представляют, значительный практический интерес, поскольку могут быть использованы для корреляции отдаленных толщ. %В строении каждого из них участвуют уже, по крайней мере, два типа разрезов. Стратиграфический объем такого циклита составляет 1-3 лруса. Причем, в отличие от циклитов более низкого .ранга, слоевые ассоциации 5 порядка в конденсирован-

пых кремнисто-карбонатно-глинистых разрезах по объему и строению сопоставимы с аналогичными циклитами мощных обломочных толщ. Всего в пределах среднего карбона-нижней перми выделяется 6 таких циклитов. Во флишевой толще кульма (03) в Германии также выделяется шесть циклитов 1971), примерно соответству-

ющих по объему Предуральским. Все они имеют прогрессивную структуру, за исключением самого нижнего, который. • как и на Урале, имеет симметричное рецессивно-прогрессивное строение. В пределах орогенных формаций Западного Урала выделяется два циклита 6 порядка. Первый из них соответствует стратиграфическому интервалу С2-Р, и имеет рецессивно-прогрессивную структуру с. максимальным содержанием грубсобломочного материала на уровне ассельско-го-сакмарского ярусов. Второй имеет структуру проциклита и начинается с шешминского горизонта уфимского яруса Р2.

По С.И.Романовскому (1985), на "систему седиментации" активно действуют космические, климатические, эвстатические, эпей-рогенические и седиментологические процессы. Космос и эвстатические колебания уровня.океана являются глобальными факторами, и, если они оказывают решающее влияние на образование слоевых • ассоциаций, то должны прослеживаться по всему бассейну, отражаться в элементах разреза характерных для всего бассейна в ■ целом. Такими элементами могут быть циклиты пятого и шестого порядков и, может быть, ' в какой то степени и 4 порядка. Прямое влияние космических процессов предполагается пока только умозрительно. Степень воздействия колебаний уровня океана можно попытаться проследить путем сравнения упомянутых слоевых ассоциаций с кривыми Р. Фейрбриджа. П.Вэйла, Ч.Росса и Д. Росса, построенных на основе анализа основных трансгрессий и регрессий мирового океана. Изучение циклита 6 порядка показывает, что при его формировании основную роль играли тектонические движения земной коры. Об этом свидетельствует неравномерное и аоинхронн'ое продвижение трансгрессий и регрессий на Урале, а также их полная несогласованность с эвстатическими колебаниями уровня океана. Слоевые ассоциации 5 порядка, напротив, довольно однообразны по всему бассейну, относительно хорошо коррелируются. Отсюда вытекает. что причины их возникновения были достаточно общими и постепенно действующими, на что, в свою очередь, указывает симметричное строение циклитов. Это позволяет допускать связь последних с эвстатическими колебаниями уровня моря, возможно, вызванными колебаниями оледенения в Гондване, которое, по данням

Д.Кроуэлла (Crowell. 1978), продолжалось от серпуховского века до конца среднего триаса. Хотя общая тенденция изменения уровня океана из-за сильных тектонических движений на Урале не запечатлелась (циклит 6 порядка), вполне возможно, что локальные колебания оставили след в виде циклитов пятого порядка.

Циклиты 4 порядка образовались под влиянием, как эвстати-ческих и тектонических колебаний, так и седиментационных процессов. Первые два фактора больше повлияли на относительно мелководные циклиты. Это привело к тому, что иногда они довольно отчетливо коррелируются на десятки километров. Слоевые ассоциации 3 порядка в еще большей степени являются седиментационными. а при формировании циклитов первого (ЭЦ) и второго рангов главенствующая роль принадлежит седиментационному фактору, детально проанализированному С. И. Романовским.

ОСОБЕННОСТИ ВЕЩЕСТВЕННОГО СОСТАВА ТЕРРИГЕННЫХ ПОРОД

Осадочные толщи, выполняющие Предуральский прогиб сложены комплексом обломочных, хемогенных и биогенных пород. Но определяющее значение при этом имеют обломочные породы, как силикатного, так и карбонатного состава. Только с их помощью можно расшифровать историю развития предгорного прогиба.

• Псефолиты. Выделяются полимиктовые и мономиктовые известняковые разности. Распространены также интракласты. В полимиктовых конгломератах и гравелитах породообразующими являются гальки кремней, изверженных пород, известняков и кварцитовидных песчаников, подчиненное значение имеют метаморфические породы, жильный кварц, полимиктовые песчаники. Изверженные породы характеризуются очень большим разнообразием. В гальках встречены почти вое типы пород, известные на Урале - начиная от серпентинитов и оливиновых габбро, но наиболее распространенными являются' основные и кислые вулканиты.. Среди кремней преобладают фтаниты, кремнистые и глинисто-кремнистые сланцы. Яшмы встречаются редко. Гальки карбонатных пород.' по данным Б.И.^увашова, Р.М.Ивановой.' И.К.Королюк. И.В.Хворовой. представлены известняками среднего.и верхнего девона, всех отделов карбона, нижней перми, причем вверх по разрезу относительное содержание более древних пород, как правило, увеличивается. Много девонских галек есть только в артинских и. вероятно, кунгурских конгломератах. Чаще, однако, преобладают гальки визейских известняков. Характерно, что сходс-

тво в возрастном составе галек карбонатов в конгломератах- поли-миктовых и известняковых возрастает, если они. расположены приблизительно на одном стратиграфическом уровне и на одной территории. Гальки метаморфических образований постоянно присутствуют на юге территории, севернее р.Уфы они редки. Различные соотношения пород, представленных в гальках, позволяет выделить по крайней мере 11 петрографических провинций.

' Псаммолиты. Также как и псефолиты представлены, главным образом, полимиктовыми разностями (Мизенс, 1980). Основными породообразующими компонентами являются обломки пород, кварц, полевые шпаты. Наиболее широко развиты песчаники с содержанием кварца 10-25% (от 4-5% до, иногда. 70-75%). Происхождение этого минерала. по данным изучения типоморфных свойств, связано главным образом с размывом древних кварцевых и кварцитовидных песчаников, сложенных в основном кварцем глубинных гранитоидов (Мизенс. 1984). Содержание полевых шпатов варьирует от 2,5 до 25-30%. При этом резко преобладают альбиты и кислые олигоклазы (до N 20). Наиболее основные из встреченных плагиоклазов относятся к NN 50-55. Количество K-полевых шпатов обычно не превышает 10%. Со-• держание обломков пород меняется от 30 до 90-95%. Они представлены различными типами изверженных, осадочных и. реже, метаморфических пород. Во всех случаях состав полимиктовых песчаников соответствует грауваккаМ (по классификации В. Д:Шутова, 1972). Встречаются кварцевые, полевошпат-кварцевые, кварц-полевошпатовые, полевошпатовые и собственно граувакки, но их роль в разрезе неодинакова. В зависимости от соотношения обломков пород выделяются также разновидности граувакк: фтанитовые. порфирит-фельзи-товые и фельзитовые. фельзит-порфиритовые и порфиритовые. фта-нит-кварцитовые, фтанит-известняковые, порфирит-известняковые и фельзит-известняковые. серпентинитовые.

Выход тяжелой Фракции изученных песчаников обычно' находится в пределах 0,1-0,4%. Установлены следующие минералы: пирит, магнетит, хромшпинелиды, гематит, лимонит, рутил, анатаз, брукит, ильменит, дистен, ставролит, циркон, сфен, лейкоксек, эпидот, клиноцоизит, гранаты (альмандин, андрадит, гроссуляр). турмалин, пироксены, амфиболы, апатит, биотит, мусковит, хлорит, монацит, барит. Из них дистен, ставролит, брукит. андрадит, гроссуляр, монацит, гематит представлены единичными зернами. Прямой корреляции состава комплекса акцессорных минералов с типами и разновидностями граувакк.не наблюдается, имеют место значительные w>-

• 9

лебания в соотношении тяжелых минералов как по профилю, так и по площади, тем не менее, в пределах Северного и Среднего Урала в нижней перми выделено 10 площадей, различающихся по некоторым устойчивым особенностям комплексов.

Аутигенные минералы представлены кальцитом, доломитом, пиритом. хлоритом, диоктаэдрической гидрослюдой, кварцем, анальци-мом. баритом, целестином, ангидритом, гипсом, анатазом, флюоритом и др. Основным среди них является кальцит как главный цементирующий минерал. В кунгурских песчаниках местами довольно широко развиты гипсовый и ангидритовый цементы; глинистый цемент ме-яее распространен, чаще его можно наблюдать в плохо сгруженных песчаниках в виде пленок хлорита и гидрослюды. Важное место среди аутигенных минералов занимает анальцим (Мизенс, 1981), обнаруженный практически по всему изученному разрезу терригенных пород. Считается, что образование этого минерала происходит только на основе пирокластического материала. Наши данные показывают, что анальцим, по-видимому, кристаллизуется и без участия пирок-ластики. Практическое значение может иметь другой аутогенный минерал - тодорокит (и некоторые другие окислы марганца), образующий рудопроявления в разрезах аргиллитового и известняково-гли-нистого флиша в районе симской мульды.

Аргиллиты. Основными глинистыми минералами в аргиллитах, независимо от фациальной и стратиграфической принадлежности, являются диоктаэдрическая гидрослюда и разбухающий хлорит. Встречается неразбухающий хлорит и смешанно-слойные образования типа хлорит-монтмориллонит, иногда присутствует монтмориллонит. Такое однообразие, по-видимому, связано с эпигенетической перекристаллизацией глинистого вещества.

Пирокластические породы. В значительной степени измененные тонкозернистые породы, в которых, тем не менее, сохранились реликты витрокластической и кристалло-витрокластической структур. Менее распространены кристалло-витрокластические туфы. По набору породообразующих минералов (кварц, плагиоклаз, биотит) они имеют кислый состав. Такому заключению не противоречат й химические анализы. Пирокластические породы замещены карбонатом, кремнистым веществом, цеолитами в разных соотношениях. Иногда присутствует хлорит и барит.

Анализ данных по ь^щественному- составу показывает, что в целом в терригенных толщах среднего карбона-нижней перми отсутс-

•гвует направленное изменение вещественного состава, хотя -на отдельных участках в пределах небольших стратиграфических интервалов встречаются закономерные изменения в содержании отдельных компонентов. Зрелость пород вверх по разрезу не увеличивается. По всей площади - это непереотложенные граувакки первого цикла осадконакопления, непереотложенные. Локальное увеличение количества кварца в песчаниках не коррелируется с продвижением вверх по 'разрезу, а связано с появлением в области размыва кварцевых песчаников, кварцитов. Отсюда вытекает также, что образование литокластогенных комплексов граувакк не всегда связано с "полициклическим переотложением терригенно-грауваккового материала", как это утверждал З.Д.Шутов (1975). Обилие постоянно возобновляющегося свежего обломочного материала свидетельствует о тектонически активной области сноса.

ГЕНЕТИЧЕСКАЯ ТИПИЗАЦИЯ ПОРОД, ВЫПОЛНЯЮЩИХ ПРЕДУРАЛЬСКИЙ ПРОГИБ

Первые целенаправленные исследования, посвященные фациаль-•ному анализу верхнелалеозойских терригенных толщ, относятся к 30-40 годам нашего века и связаны, прежде всего, с именем А.В.Хабакова. Позже, в большей или меньшей степени, фациальным анализом занимались а: И. Осипова, И.В.Хворова; В.И.Чалышев, А.А.Оборин. Реконструкции условий образования можно найти и в работах Г.А.Дуткевича, В.Е.Руженцева, Н.М.Страхова, Б.М.Келлера, Г.А.Смирнова, К.Г.Войновского-Кригера, Н.Г.Чочиа, А.Л.Яншина. И.С.Муравьева, Н.Н.Кузькоковой, Б.И.Чувашова, О.А.Щербакова и др. Почти все они поддерживали идею А. В. Хабакова о континентальном и прибрежно-морском характере обломочных толщ, а также точку зрения В. Е. Руженцева и И. В.Хворовой о глубоководности карбонат-но-глинистых образований. Лишь в некоторых работах высказывались сомнения в правильности этих построений (Голубева, Шлезингер, Яншин. 1978; Красильников и др., 1973).

В результате многолетних детальных фациальных исследований, проводившихся нами на территории почти всего Западного Урала, стало ясно, что упомянутые представления не подтверждаются фактическим материалом. Последний указывает на глубоководность обломочных образований (Мизенс, 1988. 1991 и др.). Требовалось новое генетическое толкование этих толщ. Оно может быть осуществлено на основе модели глубоководного конуса Еыноса, разработан-

ной на примере флишевых формаций Северных Аппенин и данных современной океанической и морской геологии (Mutti, Rlccl-Lucchl, 1972; Rlccl-Lucchl, 1975). Эта модель удачно использована и дополнена многими геологами в других сходных бассейнах. Ее авто-• ры и последователи обычно выделяют в пределах глубоководного конуса 7 фаций или. скорее, групп фаций, обозначая их буквами латинского алфавита - от А до G или цифрами от 1 до 7. Подобную систему описания фаций (генетических типов) я использовал и для

Предуральского прогиба. Заглавной латинской буквой (А.В.С____)

при этом обозначены группы генетических типов (фации по Ф.-Барне-су - Barnes, 1988), а цифрой - соответствующие генетические типы (субфации по Ф.Барнесу): А-1, А-2, и т.д. Под "генетическим типом" я. следуя В.Т.Фролову (1984), понимаю "горную породу, отложенную определенным способом (процессом) и содержащую признаки этого способа". "Фация", в отличие от "генетического типа'.', со-•' держит информацию о стратиграфическом уровне, об условиях образования на площади.

Ряд генетических типов глубоководного конуса выноса

' ГРУППА И. Породы с хаотичным строением и признаками перемещения ранее отложенных в этом же бассейне осадков. Почти всегда присутствуют органические остатки, преимущественно мелководные, иногда многочисленные. .

Генетический тип А-1. Олистостромы, сложно-складчатые пакеты песчано-глинистых или карбонатных пород с незначительными разрывами сплошности, олистоплаки. Мощности от десятков см до 40-60M. Для олистостромов характерно присутствие окатанных поли-миктовых галек и олистолитов из пород материнского бассейна, Образование связано с тектоно-гравитационным и гравитационным оползанием непосредственно по склону или каньонам. Аккумуляция происходила преимущественно в нижней части склона и у его подножья, в пределах верхнего конуса. Выделяется 3 подтипа.

Генетический тип А-2. Глыбовые конгломерато-брекчии и конгломераты карбонатного состава. В отличие от олистостромов, мйт-рикса чаще всего очень мало. Среди обломков много известняков более древних. Имеет обвально оползневое (тектоно-гравитацион-ное) происхождение. Перемещались по каньонам и отложились в нижней части склона или в пределах верхнего конуса. Мощности от первых метров до многих десятков метров.

ГРУППА В. Преимущественно грубообломочные породы с песчаным матриксом (кроме ¡3-4). Органические остатки, за некоторыми исключениями. присутствуют. Это, также как и в породах группы А, преимущественно морские «елкоеоЭные раковины, нередко многочисленны растительные остатки.

Генетический тип 6-1. Конгломераты, гравелиты и песчаники с неправильными сложно-линзовидными текстурами. Выделяется 2 подтипа. Стратификация в целом горизонтально-линзовидная, внутри отдельных линз чаще неупорядоченная, хотя иногда встречается прямая и обратная-прямая градационная сортировка. Гранулометрический состав очень изменчивый, местами бывают включения многометровых глыб извгстняков. Косая слоистость редкая, локальная нечеткая; в песчаниках иногда встречаются блюдцеобразные текстуры, в подошве нередко присутствуют крупные язычковые гиероглифы. Мощности от десятков см до десятков метров. Предполагается, что часть этих пород, особенно грубозернистых, осаждалась еще в каньоне из инерционных потоков. Последние при выполаживании склона переходили в турбидные потоки высокой плотности и сложные пульсирующие потоки, осадки которых отлагались в каналах верхне-• го конуса.

Генетический тип В-2. Конгломераты, гравелиты, грубозернистые песчаники с хорошо выраженной прямой, реже, обратной-прямой градационной сортировкой. Обычны'крупные язычковые гиероглифы и слепки бороздок размыва. Очень характерна амальгамация. Отложены турбидными потоками высокой плотности в обс'тановках каналов верхнего конуса.

Генетический тип В-3. Линзы и пластообразные линзы конгломератов, гравелитов, грубозернистых песчаников, плотно сгруженных и хорошо сортированных. Градационная сортировка почти не встречается. Мощности небольшие - от 5-7мм до 1м. Нет признаков турбулентности. Сопоставляется с отложениями зерновых Потоков в условиях каньона.

Генетический тип В-4. Определяющими признаками являются неупорядоченное строение, глинистый матрикс и текстуры ламинарного течения. Выделяется два подтипа, между которыми существуют постепенные переходы.

Подтип В-4а. Конгломераты, часто валунные, как правило, плохо сортированные с песчано-глинистым матриксом. Нередко содержатся глыбы подстилающих пород. Подошва обычно довольно ровная и без гиероглифов. Происхождение связано с классическими .

дебритными (дебрисными) потоками. Характерны для крутых склонов, для каньонов.

Подтип В-4Ъ. Сильно глинистый алевролит или алевритистый аргиллит, иногда с примесью песчаных зерен. В отличие' от матрик-са олистострома не содержит или почти не содержит галек. Также очень мало фрагментов пластов аргиллитов и песчаников. Происхождение. вероятно, связано с разжиженными дебритными потоками. Встречаются среди отложений подводного склона и верхнего конуса.

ГРУППА С. Представлена мощными (от десятков см до 30м) пластообразными песчаниками с градационной сортировкой или без нее. Аргиллитов немного или нет совсем. Органические остатки -фузулиниды. танки, членики криноиЗей, брахиоподи. иногда головоногие моллюски - сравнительно редки. Распространена амальгамация. В подошвах нередко встречаются гиероглифи, преимущественно язычковые, и слепки бороздок.

Генетический тип С-1. Преимущественно мелкозернистые песчаники, но нередко с рассеянными крупными зернами и гальками в нижней части. Встречается прямая, иногда обратная-прямая градационная сортироека. в других случаях градационная сортировка практически не видна. Выделяется 2 подтипа. Из интервалов Боума хорошо выражены только "а" и "d". отсутствуют или маломощны и невыразительны "Ь" и "с". Встречаются блюдцеобразные текстуры, характерны глинистые окатыши. Представляют собою отложения плотных турбидных потоков в обстановках каналов и(или) песчаных лопастей конуса.

Генетический тип С-2. Песчаники от грубо- до тонкозернистых почти воегда с ясной градационной сортировкой. Часто присутству-.ют все интервалы Боума, причем "а" обычно наиболее мощный. Соответствует разновидности зрелых турОидитов (по Ф.Рици-Лучи); образование связано с турбидными потоками высокой плотности. Такие породы могли отлагаться в каналах среднего конуса и. чаще, в пределах песчаных лопастей конуса.

ГРУППА Р. Определяющими признаками являются хорошая выдержанность пластов, преобладание глинистого элемента в ЭЦ. хорошо выраженная прямая градационная сортироека.

Генетический тип D-1. Чередование тонко-, реже, мелкозернистых песчаников (иногда алевролитов) и аргиллитов в соотношении 1:1 - 1:4. Обычно хорошо выражены интервалы последовательности Боума, за исключением "а". Аргиллиты могут иметь как гра-дационносортированную неслоистую, так и слоистую текстуру. В по-

дошвах песчаников гиероглифы встречаются не часто. Это слепки бороздок и ямок от ударов, небольшие бугорки неопределенного происхождения, отпечатки ходов илоедов, реже язычковые гиероглифы. Мощности от 2-5см до 1м. В песчаниках иногда встречаются брахиоподы, пелециподы, аммоноидеи. Отложены турбидными потоками низкой плотности в районе нижнего конуса или в межканальном пространстве.

' Генетический тип D-2. В отличие от D-1, интервалы Боума практически не выделяются или неотчетливы. Лишь в некоторых случаях проявляются "Ь" и "с". Наблюдается непрерывная, хорошо выраженная градационная сортировка от наиболее грубого песчаника до тонкого отмытого аргиллита. Мощности от 5-10см до 20м. В переходной части от песчаника к аргиллиту обычно много тонкого растительного детрита. Остатки организмов встречаются довольно часто как в песчаниках, так и в аргиллитах. Гиероглифов большей частью много; преобладают язычковые и слепки бороздок. Выделяются 3 подтипа с соотношением песчаников и аргиллитов от 1:2 - 1:5 до 1:10 и меньше. Образование связано с низкоплотными, но очень мощными и нагруженными турбидными потоками, осаждавшимися, •по-видимому, при выходе из каналов в нижней части среднего конуса. то есть фактически это отложения лопастей конуса.

Генетический тип D-3. Соотношение песчаник (алевролит) -аргиллит значительно меньше 1:10. Мощности ЭЦ от нескольких см до 100-150см. Градационная сортировка присутствует не всегда. Наиболее распространенные варианты последовательности Боума: "bde", "cde", "de". Гиероглифы практически отсутствуют. В аргиллитах иногда встречаются тонкие пелециподы, беззамковые брахиоподы, гастроподы. Очень характерны ходы илоедов большого диаметра. Такие породы осаждались из потока низкой плотности. ГРУППА Е. Преимущественно тонкозернистые породы, среди которых, иногба встречаются грубозернистые прослои, вплоть до гравелитов. Соотношения песчаников и аргиллитов очень изменчивы. Характерна невыдержанность по простиранию. В грубых песчаниках встречаются остатки брахиопод, мианок, криноидей. ■

Генетический тип Е-1. Чередование песчаников и аргиллитов в соотношении 1:1 до 1:3. Мощности ЭЦ от нескольких см до 20-30см, редко больше. Как правило, присутствует градационная сортировка. Пласт обычно начинается с интервала "Ь" или "d". Сравнительно редко присутствует "с". Для аргиллитов характерна тонкая слоистость, обычны прослойки и линзочки алевролита. Встречаются мно-

гочисленные ходы илоедов, нередко большого диаметра и протяженные. Довольно часто наблюдаются гиероглифы. Песчаники и аргиллиты этого генетического типа иногда ассоциируют с подводными оползнями. Подобные порода осаждались преимущественно из турбид-ных потоков' низкой плотности в условиях намывного вала и межканального пространства.

Генетический тип Е-2. Соотношение песчаников и аргиллитов 1:5 и меньше, иногда значительно меньше чем 1:10. Наиболее распространенными являются три типа ЭЦ, мощностью от 1-2 до 30-40, иногда до бО-ВОсм: 1-тонкослоистые аргиллиты с маломощными (от долей мм до 10-20мм) прослоями алевролитов; 2-градационно сортированные аргиллиты не содержащие слойки отмытых песчаников или алевролитов; 3-глинистые алевролиты массивные, редко слоистые с тонкими неправильными и не всегда четкими слойками и линзами песчаника, местами градационно сортированного. Ископаемые остатки представлены радиоляриями, спикулами губок, редко аммоноидея-ми, пелециподами, гастроподами.наблюдаются ходы илоедов. Среди этих пород в различных соотношениях встречаются отложения Е-1, а также массивные мусорные аргиллиты. Они ассоциируют также с под-воднооползневыми образованиями (группа А) и груйэобломочными породами (группа В). Характерны для склона и верхнего конуса, для зоны, расположенной между руслами каньонов и каналов. Образуется в результате оседания нефелоидных облаков, низкоплотных турбид-ных и жидких дебритных потоков, фоновой седиментации.

Генетический тип Е-3. Отношение песчаников к аргиллитам 1:1 и больше, нередко аргиллитов нет вообще. Мощности ЭЦ от 1-2 до 15-20CM, редко больше. Песчаники обычно тонко- и мелкозернистые. Последовательность Боума проявляется в виде "с", "bed", "bd", "cd", причем интервал "d" часто мощный и содержит очень большое количество тонкого растительного детрита. В основании песчаников присутствуют ходы илоедов. Отложены турбидными потоками низкой плотности в межлопастное и межканальное пространство, на террас-сах каналов и в пределах намывных валов.

Генетический тип Е-4. Известняки (калькарениты,' кальцилюти-ты) с мощностью ЭЦ от 2-3 до 50-бСсм. Характерна градационная сортировка. Соотношение калькаренита и кальцилютита в среднем меньше 1:10. Прослеживается последовательность Боума. При этом лучше всего выражены уровни "Ь", "о", "d". Для описания пород, где калькаренит представлен тонким слойком, однако, лучше использовать интервалы Стоу и Везеля (Стоу. 1990): Е, -Ег-Е3-E/F-F.

Гиероглифы сравнительно редки, отделить турбидитовую часть микрозернистого известняка от гемияелагической фоновой практически невозможно. Нередко присутствуют прослои грубозернистых пород. В отличие от других генетических типов группы Е, известняки описываемого типа иногда хорошо выдержаны по простиранию. Осаждались главным образом из турбидных потоков низкой плотности в меяка-нальном пространстве среднего и верхнего конуса, возможно, в пределах лопастей.

ГРУППА.? Представлена пелагическими карбонатными отаожеми-ятх неясного происхождения, а также различными хемогеннъиш породами, аалегакщшш среди других генегтческил типов глубоководного конуса. Характерно отсутствие или незначительное количество органических остатков.

Генетический тип Р-1. Ангидриты (гипсы) и иикрозернистые известняки, залегающие среди отложений С, О. Е. Ангидриты массивные или слоистые, мощностью от десятков см до первых десятков метров. Известняки также массивные или слоистые без признаков градационной сортировки, иногда с рассеянными брахиоподами, пе-лециподами, образуют прослои и качки мощностью до первых десятков метров. Формирование ангидритов непосредственно связано с осаждением эвапоритов в западной мелководной части бассейна, откуда тяжелые рассолы могли стекать вниз по склону.' Микрозеряис-тке известняки, вероятий, в значительной степени-хемогенныз.

ГРУША С. Преим.Щ':ествето тломощие и тонкозернистые образования. Часто содержат органические остатки - спикулы губок, радиолярии, головоногие моллюски, реже пелециподы, тонкий растительный детрит; встречаются ходы илоедо'в.

Генетический тип С--1. Аргиллиты темно-серые до .черных, иногда коричнево-красные, глинистые мергели коричневато- и желтовато-серые или темно-серые и коричневые, микро- и тонкослоистые, реже относительно массивные мощностью от долей мм' до 3-5см, массивные - до нескольких десятков см. Выделяется 4 подтипа. Образование связано главным образом с фоновой гемипелагаческсй и пелагической седиментацией способом "частица за частицей", а также из нефелокдных облаков.

Генетические типы, встречакщеся вместе в вертикально« разрезе к, соответственно, в горизонтальной плоскости (фации), объединяются в закономерные ряды - сообщества. В разрезах они отражены циклитами 3 порядка.

Ряд генетических типов пород, обрамляющих флишевый бассейн

Описываются породы, связанные, за некоторыми исключениями, с относительно мелководными окраинами флишевого бассейна и с заключительными стадиями развития последнего. Для определения групп генетических типов использована классификация В.Т.Фролова(1984).

ГРУППА МЕХАНОГЕННШ ШОВОЛНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ. Мергели, микрозернистые известняки, аргиллиты, тонкослоистые и массивные; накапливались в лагунной, шельфовой и пелагической зонах морей, в спокойных или застойных водах, путем осаждения главным образом способом "частица за частицей".

Гемипелагические микрослоистые, преимущественно глинистые отложения. Исключительно тонкослоистые карбонатно-глинистые и алеврито-глинистые породы. Характерно незначительное количество макромерных раковинных остатков и отсутствие ходов илоедов. Много растительного детрита, в том числе и достаточно крупного. Выделяется карбонатно-глинистый и алеврито-глинистый подтипы. У первого мощности микрослойков от долей мм до 1-2мм (иногда до 5мм), у второго - до 25 пар слойков на 1 см мощности. Первый подтип содержит много радиолярий, спикул губок, ассоциирует с редкими пластами карбонатных турбидитов; для второго характерны прослои граувакковых турбидитов. В нем описаны остатки насекомых. Образование первого подтипа, скорее всего, связано с обстановкой верхней части склона в условиях апвеллинга. второго -крупной, глубокой, несколько опресненной лагуны.

Гемипелагические микрозернистые известняки Однообразные серые микритовые известняки с редкими маломощными (от нескольких мм до нескольких см) линзами и прослоями органогенно-детритовых известняков. Мощности пластов 5-30см. Внутренняя текстура массивная. Макромерные органические остатки обычно отсутствуют. Встречаются ходы илоедов, редкие раковины мелких фораминифер. спикулы губок, радиолярии. Образование, скорее всего, связано с оседанием карбонатной мути в зоне ниже волнового воздействия - в районе внешнего шельфа или у подножья карбонатного склона.

ШельФовые кремнисто-карбонатно-глинистые отложения с фосфоритами. Чередующиеся в разных соотношениях аргиллиты (темные до черных), мергели, известняки, в том числе обломочные, кремни. Присутствуют конкреции и прослойки фосфоритов, глауконит. Обра-

зуют маломощные конденсированные разрезы. Остатки организмов, за исключением спикул губок, радиолярий, конодонтов. рыбьей чешуи, относительно немногочисленны. Мергели и аргиллиты часто тонко- и микрослоистые. Ассоциируют с небольшими биогермами. Образование связано с процессами апвеллинга на глубинах, по-видимому, не превышающих 100-200М.

ШельФовые битуминозные мергели. Битуминозные мергели, реже известняки и аргиллиты. Мергели тонко- и микрослоистые, местами массивные. Присутствует примесь алевритовых и. иногда, песчаных зерен. Встречаются ходы илоедов, много спикул губок, в меньшей степени радиолярии, редко единичные раковины пелеципод,- брахио-под. гастропод, цефалопод. Много растительных остатков. Образование подобных мергелей нередко связывают с зоной апвеллинга.

ШельФовые мергели с обильными органическими остатками. Мергели серые, коричневато- и зеленовато-серые, местами с прослоями и маломощными пакетами аргиллитов и известняков. Слоистость, чаще всего, сильно нарушена илоедами. Присутствуют многочисленные раковинные остатки, очень много спикул губок. Местами ассоциируют с рифами. Образовались в шельфовой обстановке, относительно • мелководной.

ГРУППА ХЕМОГЕННЫХ ТИХОВОШШ ОТЛОЖЕНИЙ. Чередующиеся в различных соотношениях сульфаты, соли, доломиты, известняки, мергели, аргиллиты. На западе преобладают карбонаты, ■ восточнее появ ляотся мощные толщи солей, еще дальше к востоку эвапориты представлены в основном ангидритами, появляются прослои песчаников.

Первый генетический тип. Представляет зону солей и, в какой-то степени ее западного обрамления. Каменная соль слагает линзовидные тела, мощностью до 500-600М. Которые могут быть массивные и тонкослоистые. В наиболее восточных линзах встречаются прослои песчаников и аргиллитов. Ангидриты образуют выдержанные по мощности пласты, чаще массивные, реже переслаивающи'еся с карбонатами и/или аргиллитами. Доломиты и известняки микрозернистые, тонко- и, иногда, скрытослоистые. Иногда встречаются пеле-циподы, брахиоподы, остракоды и другие органические остатки, в том числе растительные. Условия образования достаточно проблематичны, но, по крайней мере, нижняя часть толщи, по-видимому, образовалась в глубоководных условиях.

Второй генетический тип. Чередующиеся пачки сульфатов и карбонатов, с запада на восток .заметно увеличивается доля сульфатов (до 60-90%), а среди карбонатов доломиты сменяются извест-

няками, появляются глинистые прослои, особенно в карбонатных пачках, еще дальше появляются песчаники. В известняках иногда встречаются форамшшферы, остракоды, пелециподы, мшанки, спикулы губок. Глубина образования с запада на восток увеличивалась. Самыми глубоководными породами оказываются ангидриты, на востоке переслаивающиеся с турбидитами.

ГРУППА ВОЛНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ. Представлена песчаниками и ар-гиялшюми, образование которых непосредственно связано с волнением води в прибрежной зоне моря.

Дистальные темпеститы. Алевролиты и тонкозернистые песчаники, залегающие среди карбонатно -глшшстых отложений шельфовой зоны в еидй выдержанных пластов, мощностью от 1-2нм до 20см. Характерна хороао развитая разнонаправленная и разномасштабная косая и тонкая горизонтальная слоистости. Органических остатков сравнительно мало. В подошвах некоторых алевролитов много мелких гиероглифов. ориентированных в нескольких направлениях. Образование связано с периодическим выносом зернистого материала в иловую зону.

ностьы ог нескольких десятков см до 20а. Очень характерно увеличение размеров'зерен снизу вверх. Наиболее распространенной является горизонтальная слоистость, встречается косая. Раковинных остатков обычно много, но они распределены неравномерно. При этом у брахиопод нередко сохраняются иглы, встречаются криноидеи прекрасной сохранности. Много ходов илоедов. в том числе таону-русы. Соответствуют осадкам ветвящихся баров; расположенных перед фронтом дельты и накапливающихся в подводной обстановке.

Аргиллиты лрелбаровые. Аргиллиты с подчиненными прослоями песчаникоз. Нередко встречаются крупные остатки растений, достаточно много остатков ракозин, часть из которых находится в прижизненном положении. Много ходов илоедов. По направлению снизу вверх количество прослоев песчаников увеличивается и аргиллиты сменяются баровыми песчаниками. В нижней части аргиллиты могут содержать линзы и пласты каменных углей. Накапливались на глубинах от 1-2м (иногда меньше) до 20-30м.

. ГРУППА БУЛКАНОГЕННО-ОСАЮЧНШ ПОРОЛ. Представлена прослояш тефрових туфоз, мощосщью от 1Р.т до 50-60см. У большинства пласте наблюдается плохо выраженная градационная сортировка. Встшечазгеод среди отложений различных зенетическил; типов. Обра-

завались, скорее всего, в результате прямого осаждения частиц через толщу води.

ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ

Существуют 2 точки зрения о времени образования Предураль--ского прогиба: в позднем карбоне-начале перми и в средне^ карбоне. Первая основана на представлении, что единственной орогенной Формацией является моласса. вторая - срогекнкми являются, как моласса. так и флкш. Кет единого мнения также и о последовательности формирования прогиба.- Существуют взгляды, что прогиб появился практически одновременно на всей территории и точка зрения о его постепенном развитии. Имеются разногласия и в отношении характера образования прогиба: ряд геологов считает, что он за-ложился путем постепенного прогибания края платформы, другие -трансформировался из глубоководного океанического желоба. Перечисленные представления получены глазным образом в результате стратиграфических и формационшх исследований. Анализ распределения фаций и вещества, используемый в предлагаемой работе, позволяет учитывать и другие аспекты вопроса. Главный вывод, полученный при этом: ПредуральскиЯ прогиб имеет более сложную историю, чем предполагалось; его Формирование происходило в разных частях в разное время, в различных условиях и с различной скоростью. Как и другие бассейны подобного типа, среднекаменноу-гольно-раннепермский прогиб в зрелом состоянии имел асимметричное строение, с более глубокой восточной, примыкающей к складча-то-надвиговому поясу, зоной, скорость осадконакопления в нем достигала ЮО-ЗООм за 1 млн. лет.

Роль карбонатного обломочного материала в интерпретации палеогеографических обстановок

В ряде районов Предуральского прогиба существенную роль играет карбонатный обломочный материал, образующий местами самостоятельные линзы, пласты, пачки. От тех ил'и иных представлений о его происхождении в значительной степени зависят палеогеографические и палеотектонические реконструкции западных зон Урала и восточного края платформы. Как правило, считается, что источником карбонатного вещестса является платформа, расположенная к западу. Летальные фяциальные исследования последних лет. однако,

выявили серьезные противоречия в этой модели. Если бы последняя была верна, грубообломочные известняки, в том числе глыбы и утесы размером до нескольких сотен метров, должны были бы находиться среди пород равнинного дна или нижнего конуса полимиктовых отложений. Однако они обычно приурочены к фациям верхней, реже средней, части конуса и. иногда даже врезаны в полимиктовые толщи на значительную глубину. Большая часть обломочных известняков содержит примесь силикатного уральского материала, как в виде рассеянных зерен, галек, так и в виде прослоев. Особенно показательным является пример, когда среди мощных тастубских турбиди-тов верхнего конуса карбонатного состава на окраине города Сима, был обнаружен полимиктовый олистострсм. Объяснить поступление больших объемов грубообломочного существенно разновозрастного карбонатного материала с платформы можно только в том случае, если допустить, что там в позднем палеозое существовали складчатые горы. что. по-видимому, маловероятно.

Все это говорит о необходимости пересмотра роли края платформы как основного источника карбонатного обломочного материала при формировании позднепалеозойского Западноуральского флиша. Скорее всего она сильно преувеличена. Подавляющая часть карбонатных обломков, по-видимому, поступала в бассейн с востока, с Урала, вместе с силикатным материалом (Мизенс. 1994).

В этом отношении переоценка процесса образования и развития северной части Вельской впадины и ее взаимоотношения с Башкирским антиклинорием (БА) и Каратауским выступом, является одним из ключевых моментов для расшифровки особенностей формирования прогиба в целом, поскольку, существующая модель его строения была создана именно здесь, на основе работ В.Е.Руженцева. Б.М.Келлера. И. В. Хворовой и др. Со времени исследований В. Е. Руженцева 50-летней давности считается, что в современной структуре мы видим только западные разрезы прогиба, а восточнее полимиктовые толщи перекрыты надвинутым позднее БА или, по Г. А.Смирнову, А.В.Хабакову и др., располагались выше последнего и в настоящее время размыты. Идея Б.М.Келлера (1949) и В. В. Хоментовского (1952) о том, что БА был в это время поднят, не была воспринята. Сегодня, однако, становится очевидным, что они были правы. И, прежде всего об этом говорят характеристики карбонатного грубообломочного материала, как в мономиктовых, так и полимиктовых толщах. Возрастной состав известняковых галек в артинских полимиктовых конгломератах на этой территории показывает, что на

I 4

востоке размывались известняки среднего и верхнего карбона, нижней перми. Признаки существования в области сноса обломочных пород отсутствуют. По-видимому, массив БА представлял собою жесткий блок на границе платформы и орогена, долгое время препятствовавший образованию глубоководного флишевого прогиба. Западная и северная окраины этого массива были покрыты шельфовым морем, где осаждались известняки. Сегодня можно утверждать, что прогиб на этой территории начал формироваться к западу от современного БА в конце московского века, когда мелководные известняки сменились карбонатно-глинистыми осадками. Возрастной состав карбонатных обломков и глиб в разрезе этого прогиба свидетельствует, что размывались складчатые толщи, а не плоские карбонатные острова на платформе.

Каратауский выступ является частью БА. Он вместе с Симской мульдой был сдвинут в послеартинское время, как это доказывал Ю.В.Казанцев (198-1). Только таким образом можно объяснить особенности разрезов верхнего палеозоя Симской мульды и южной оконечности Юрюзано-Айской впадины. Очень возможно, что образование карбонатных верхнеассельской ахуиовской и артинской янгантауской свит в Юрюзано-Айской впадине также связано с источником сноса «..о отлрони БА. Предположение, что БА в карбоне-начале перми находился в приподнятом положении и служил областью сноса подтверждается и ориентировкой палеопотоков среди- проксимальных фаций в районах примыкающих к нему. Вблизи южной границы БА (на р.Белой) палеотечения были ориентированы на юг и юго-восток, а вблизи северной границы (р. Юрюзань) - на север и северо-восток.

Прогиб, расположенный к западу от массива БА оставался относительно мелководным до середины асселя. Во второй половине позднего карбона и начале асселя в этом бассейне могли существовать условия характерные для апвеллинга (Мизенс, 1991, 1994). Аналогичная ситуация, вероятно, имела место несколько раньше (серпухов-средний карбон) и на севере Урала. Подобный тип проявления апвеллинга несколько напоминает современные "малые океанические бассейны", например, Калифорнийский залив.

К югу от широтного течения р.Белой глубоководный прогиб имеет более древний возраст, но. как и севернее, историю его во многом можно расшифровать только, если разобраться с карбонатным обломочным материалом. Среди грубообломочньх карбонатных пород, для которых ранее предполагалось западное происхождение, здесь важное место занимают верхнекаменноугольные "саплаякские брек-

чии" (термин И.В.Хзоровой) - грандиозные глыбовые конгломера-то-брекчия. мощность» до 100м, прослеживающиеся по простиранию с перерывами на десятки км. Зти образования приурочены к верхней части конуса выноса, содержат примесь полимиктового материала, врезаны в подстилающие полими.чтовые толщи (по И. В. Хворовой на глубину до 300м!). Возраст обломков известняков разнообразный и к тому же аналогичный возрасту таковых полимиктовой канчеровской брекчии, расположенной на том же стратиграфическом уровне. Линзы "саплаякской брекчии" имеют короткое восточное крыло и длинное вытянутое западное. Все это противоречит происхождению за счет западного скоса. Это же относится и к карбонатным галькам, валунам. " глыбам, на 50-8035 слагающим средне-верхнекаменноугсльнне конгломераты е бассейне р.Урал. Характер залегания полимиктовых и карбонатных обломков не допускает их привнос с разных сторон. Они несомненно перемещались вместе, по одному каньону, со стороны Урала. Следует обратить внимание и на карбонатные глыбы (размером от 1-2 до 300м по длинной оси, которые попадали в конгло7 мератовую толщу на протяжении очень длительного времени (oí' среднего карбона до артинского века). Причем в верхней части разреза встречаются более древние (в том числе и верхнедевонские) глыбы. Они также не могли переместиться с запада. Очень плохо- согласуется с размывом края платформы и относительно тонкозернистые карбонатные толщи турбидитового происхождения, встречающиеся на юге Урала - курмаикская, карамурунская, сара-бильская и др. свиты.

Таким образом.- ясно, что источник карбонатного обломочного материала надо искать главным образом на востоке, но там в современном эрозионном срезе соответствующих пород практически не, видно. Приходиться предполагать, что во время флишенакопления на востоке существовал, в разной степени выраженный, возможно,' местами прерывистый шельф с карбонатным осадконакоплением во внешней части. При надвигании орогенной системы на прогиб, шельфовые известняки постепенно вовлекались в .складчатость, размывались или были перекрыты надвигами., Вероятно, фрагмент подобного шельфа можно видеть в верхнем течении р. Уфы. Это известняки сергинс-кой свиты ( С2т - низы С3). Аналогичные карбонатные шельфы известны и в современных бассейнах с интенсивным терригенным осадконакоплением.

Менее ясным является происхождение кунгурских обломочных известняков в пределах Юрюзано-Айской впадины, хотя и здесь мож-

но предположить их вынос с востока, но недостаточная изученность не позволяет пока это положение аргументировать в полной мере.

Формирование Предуральского прогиба и характеристика палеогеографических обстановок

Приблизительно в середине раннего карбона на юге и на севере (относительно современного расположения Урала) произошло столкновение Восточно-Европейской плиты с активной окраиной Восточного континента. К концу визейского века континентальные плиты, по-видимому, сблизились и на оставшейся территории. В результате имело место некоторое опускание края Восточно-Европейского континента, что. наряду с, вероятно, общим подъемом уровня океана, способствовало передвижению береговой линии на запад, и значительную часть нынешнего Предуралья заняло мелководное море. В некоторых районах (к югу от р.Урал и, менее уверенно, в районе Верхнепечорской впадины), продолжали существовать остаточные океанические бассейны; там'можно предположить непосредственный переход от глубоководного преддугового желоба в краевой прогиб. Формирование прогиба в других местах началось на месте мелководного шельфового моря на краю платформы. Этот процесс проходил постепенно и неравномерно, что могло быть связано с изрезанными неровными краями континентальных плит.' с расположением их под углом друг к другу во время столкновения и с различной жесткостью разных районов Восточно-Европейской плиты.

Присутствие в основании разрезов флиша отложений предфлише-вой формации позволяет установить приблизительное время заложения прогиба на данной территории. Предфлишевая формация характеризует постепенный переход от мелководных известняков края платформы к .флишу и содержит нередко линзы карбонатных обломочных пород. Нижняя часть флишевой формации в таких случаях сложена проксимальными фациями с большим количеством грубообломочных пород чаще карбонатного состава. Подобные соотношения были установлены в междуречье Сакмары-Белой на уровне верхней части визе - нижней части башкирского яруса, где прогибание происходило сначала на юге и продвигалось на север. На широте БА начало прогибания относится ко второй половине московского века, но образование флишевой формации здесь началось только в конце ассе-ля-начале сакмары, а местами еще позже, в южной части Уфимского амфитеатра отложения предфлишевой формации относятся к серпу-

ховскому и основанию башкирского яруса. Прогибание на этой территории проходило достаточно быстро, и к середине башкирского века здесь уже образовывался флиш. На Среднем и Северном Урале первые признаки неустойчивого прогибания связаны с раннемосковс-кими отложениями . В разрезе этот возрастной интервал характеризуется присутствием фаций дистальных темпеститов. Однако отложения глубоководного прогиба в среднем течении р.Чусовой встречаются только начиная с самой верхней части московского яруса или низов верхнего карбона, а на реках Колве и Вишере - с гжельского яруса. Поскольку эти разрезы представлены дистальными фациями глубоководного конуса, прогиб на этой территории очевидно уже существовал раньше, возможно с начала московского века, но располагался он несколько восточнее. Другая обстановка наблюдается на широте нижнего течения р.Чусовой, где в разрезе верхнекаменноугольные рифы перекрываются отложениями предфлишевой формации ассельского возраста. Можно предположить, что быстрому продвижению краевого прогиба на север препятствовал приподнятый блок Косьвинско-Чусовской седловины, аналогично Башкирскому антикли1 норию. На Приполярном Урале (широта рек Усы. Лемвы) формирование предгорного прогиба, вероятно, началось в серпуховское время, после некоторого обмеления бассейна в позднем визе, вызванного поднятиями на востоке. Бассейн здесь, как и в районе БА. долгое время оставался относительно неглубоким, турбидиты появляются в разрезе только -с верхнего карбона.

В целом развитие Предуральского прогиба можно представить в следующем виде. -В башкирском веке в его пределах наметились.3 глубоководных бассейна - Южный (к югу от БА). Средний (на территории .Уфимского амфитеатра) и Северный (в современном бассейне' р.Печоры), разделенные мелководным карбонатным шельфом. В московском веке продолжалось разрастание прогиба. В конце его образовался относительно неглубокий прогиб к западу от современного БА. Несколько раздвинулся на север (до широты среднего течения р.Чусовой) Средний глубоководный бассейн, заложился относительно неглубокий прогиб на территории между Средним и Северным бассейнами. В конце московского века Северный бассейн также расширился на север, на территорию современного Полярного Урала. В позднем карбоне на Южном и на Среднем Урале по прежнему существовали глубоководные моря. В районе БА в гжеле можно предполагать проявление апвелллнга. В пределах Косьвинско-Чусовской седловины, вероятно, условия для терригенного осадконакопления еще не су-

шествовали. но Северный бассейн раздвинулся на юг до. по крайней мере, широты р.Вишеры. В асселе произошло заметное углубление и расширение на восток прогиба в районе БА, Средний бассейн разросся на север до широты г.Чусового. В сакмарском веке в пределах прогиба все еще существовали 3 флишевых бассейна. Только в артинском веке образовался единый глубоководный бассейн по всей территории Предуральского прогиба. В кунгуре во внутренних зонах прогиба начались поднятия, осадконакопление постепенно переместилось во внешнюю зону, где, одновременно с турбидитами на востоке, появились мощные толщи эвапоритов. Заполнение внутреннего прогиба происходило неравномерно, поэтому рельеф дна и условия терригенного осадконакопления в кунгуре там были очень разнообразными. Важные события происходили в это время на севере, имевшие значение для истории всего прогиба. Речь идет о постепенном переходе глубоководного конуса в дельтовый, заполнивший затем прогиб. Дельтовый конус с мощными песчаными барами в верхней части перекрыл сообщение прогиба с северным океаном и в условиях аридного климата способствовал повышению солености вод в более южных районах. (Согласно реконструкциям Л. П. Зоненшайна и др.(1990). Урал в позднем палеозое располагался примерно между 20 и 35° северной широты и был повернут под углом 40-50° к экватору. то есть находился в условиях жаркого, большей частью аридного климата).

К поздней перми внутренний прогиб перестал существовать, на его территории образовались континентальные условия, появилась складчатость. Аккумуляция терригенных осадков полностью сместилась во внешний прогиб, основание которого слагают эвапориты. Отсюда вытекает, что согласное залегание флиша (карбон-нижняя перкь) и молассы (верхняя пермь) кажущееся, поскольку эти формации разделены территориально.

На юге Урала в течение среднего-позднего карбона и ранней перми имела место активная вулканическая деятельность. Об этом свидетельствуют многочисленные прослои кислых пирокластических туфов, залегающие среди пород флишевой и предфлишевой формаций.

Осадочно-породные бассейны краевых прогибов (или бассейны форландов) довольно широко распространены на Земном шаре. Чаще всего флиш в них откладывался только на ранних стадиях, поскольку количество обломочного материала обычно велико по сравнению со скоростью прогибания (Предгималайский прогиб, Северо-Аль-пийский и Восточно-Карпатский бассейны, Предкавказский прогиб,

герцинские прогибы от Уэльса на западе до Рура на востоке. Цент-рально-Аппалачский прогиб и др.). Несколько более редкими являются прогибы, в которых глубоководные бассейны существовали в течение всего времени развития их внутренней зоны (Предураль-ский, Предпиренейский. Северо-Аппенинский, Предантлерский в США и др.). Осадочные бассейны, имеющие сходные черты с Предураль-ским прогибом, можно найти и в современных морях, там где переход от континента к океану характеризуется активным тектоническим режимом.' Обычно это окраины молодых складчатых сооружений (некоторые районы Средиземного моря. Кавказское побережье Черного моря). •

АНАЛИЗ ФОРМАЦИЙ

Исторически сложилось, что литотипами осадочных комплексов, заполняющих краевые прогибы, являются формации, выделенные еще в прошлом веке на территории Предальпийских прогибов. С тех пор понятия флиш, моласса. шлир прожили чрезвычайно сложную жизнь й в значительной степени потеряли определенность. Уже давно обращается внимание, что флиш и нижняя моласса имеют много общих, черт. Из обстоятельной сводки В.Т.Фролова (1993) видно, что шлир нередко трактуется как некая сверхформация, к которой относят многие обломочные толщи. Неопределенным остается также'положение других формаций краевых прогибов. Все это актуально и в приложении к Предуральскому прогибу. По-видимому, прав Ю. Р.Беккер (1988), предлагающий в спорных ситуациях обращаться1к литотипу.

Под формацией в данном случае понимается исторически и генетически связанное сообщество осадочных горных пород, сформиро--вавшееся в определенной геотектонической структуре.

В пределах Предуральского прогиба как геотектонической структуры выделяется формационный ряд, состоящий из 7 формаций, значение которых, однако, сильно различается. Наибольший объем при этом занимают две орогенные формации: флишевая и молассовая.

Флишевая формация. Большинство исследователей в настоящее время соглашаются с определением флишевой формации как отложений шлейфов глубоководных конусов, чаще всего приуроченных к быстро прогибающимися участкам земной коры и связанных с тектонически активной областью сноса. Такое представление в полной мере применимо к терригенным толщам среднего карбона - нижней Перми, развитым на территории Предуральского прогиба. Предполагаемое

ранее некоторыми авторами изменение характера прогиба на границе карбона и перми не находит подтверждения. Изменения крупности обломочного материала и характера цикличности связаны с фациями конусов выноса и каньонов, обнажающимися в пределах современного эрозионного среза.

Молассовая формация. Согласно альпийскому литотипу. к мо-лассе относятся чередующиеся мелководно-морские и континентальные отложения, образующиеся при размыве коллизионного орогена. После работ В.Е.Хаина и И.В.Хворовой 50-60 годов молассовая формация была разделена на нижнюю и верхнюю, что впоследствие привело к некоторой путанице, поскольку несколько десятилетий назад все грубообломочные толщи считались или мелководно-морскими или континентальными и были отнесены к молассе. В результате оказалось. что нижнюю молзссу практически невозможно отличить от проксимального флиша.'

На сегодняшнем уровне знаний к молассовой формации в Преду-ральском прогибе следует относить только верхнепермско-триасовые субконтинентальные толщи. В пределах современного эрозионного среза отсутствует замещение флиша молассой по горизонтали, хотя первоначально, скорее всего, одновременно с аккумуляцией флиша существовали и континентальные обломочные отложения," в основном в виде пролювиальных конусов (ранняя моласса по С.Бубнову).

Важное значение имеет вопрос о переходе флиша в молассу в вертикальном разрезе. И.В. Хворова (1961) рассматривала в качестве аналога Предуральской нижней молассы (которую она считала переходной) гельветский флиш в Швейцарских Альпах. По современным представлениям последний сложен образованиями глубоководных конусов выноса, которые вверх переходят в мелководную молассу через отложения внешнего шельфа. С молассой отложения гельветского флиша сопоставлять нельзя, они характеризуют конечную стадию флишенакопления. На Урале аналогом этих образований, по-видимому, является кунгурский флиш. Однако, в отличие от Швейцарских Альп, непосредственный переход флиша в молассу мы можем наблюдать только на севере Урала, где он осуществляется через дельтовый конус. К югу от широты Средней Печоры кровля кунгурского флиша не сохранилась. Позднепермская моласса формировалась западнее, она подстилается эвапоритами и кяобонатами. Скорее всего зона развития кунгурского флиша к началу поздней перми (к шеш-минскому времени) была выведена на поверхность и начала размываться.

Шлировая формация. В Альпах формировалась в условиях аван-дельты и склона дельты крупной реки или рек. Для нее характерны большие мощности, тонкозернистый состав с линзами контрастных обломочных пород, местами солоноватоводная фауна. Отнесение Южноуральского флиша к шлиру, как это нередко делают, неоправдано. Единственная толща в верхнем палеозое Западного Урала, имеющая сходство со шлировой формацией, находится на Приполярном и Полярном Урале. Это шеркыртаельская и бельковская свиты верхней части артинского и нижней части кунгурского ярусов. Шлировая формация в Предуральсксм прогибе представляет собою экзотическое явление, а не закономерность, что связано, как с особым характером прогиба, так и с условиями в области сноса.

Формация морских эвапоритов. Эвапоритовые толщи занимают значительное место среди пород, слагающих прогиб и не только из-за больших мощностей и протяженности, но. главным образом, по характеру залегания и .условиям образования. Они откладывались в наиболее прогнутой части прогиба в глубоком открытом море и на востоке переслаиваются с турбидитами. Выделение эвапоритов в особую формацию, как это и делают большинство исследователей Предуралья, вполне обосновано. Не следует относить эвапориты к молассе и, тем более, шлиру.

Предфлишевая формация. Характеризует начальные стадии прогибания карбонатного шельфа. К ней в Предуральском прогибе относятся несколько типов разрезов: слоистые микрозернистые известняки (в том числе и "кремнисто-карбонатная формация" И.А. Щекото-вой и др.), микрослоистые глинисто-карбонатные разрезы, конденсированные кремнисто-карбонатно-глинистые разрезы с фосфоритами. Последний тип является наиболее показательным, по существу индикаторным для формации. Во всех этих толщах могут встречаться прослои и линзы карбонатных брекчий и конгломерато-брекчий. Характерно, что непосредственно перекрывающие'и* отложения флише-вой формации представлены проксимальными фациями. Подобные толщи нередко предшествуют флишу и в других регионах мира.

Шельфовая карбонатная формация. Флишевая формация по лате-рали в сторону платформы замещается мелководными, преимущественно слоистыми известняками и/или мергелями, часто содержащими достаточно большое количество органических остатков, особенно на некотором удалении от флиша. По-видимому, узкая, вероятно прерывистая зона карбонатонакопления существовала и к востоку от фли-шевого бассейна, во внешней части предгорного шельфа. Упомянутые

отложения достаточно характерны и всегда сопровождают западноу-ральский флиш. поэтому должны выделяться в самостоятельную формацию предгорного прогиба.

Рифовая формация. Представлена рифами и другими биогермными массивами, ограничивающими прогиб с запада начиная с верхнего карбона. Разрозненные небольшие рифовые тела встречались и на востоке, в пределах шельфовой карбонатной формации. Рифовая формация тесно связана с внутренним прогибом и поэтому также должна быть отнесена к формационному ряду последнего.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Завершенная работа привела к пересмотру существующих взглядов на условия седиментации, палеогеографию и палеотектонику на территории позднепалеозойского Предуральского прогиба. Предлагается и обосновывается новая модель седиментогенеза, основные черты которой могут быть сформулированы в следующих пунктах.

1. Основной орогенной формацией в Предуральском прогибе является флиш. отложения которого охватывают стратиграфический интервал от конца нижнего карбона до нижней перми включительно. К молассовой формации относятся только верхнепермские-и, частично, триасовые отложения.

2. Флишевая формация представлена отложениями шлейфа глубоководных конусов выноса и основания активного континентального склона.

3. Формирование флиша происходило во внутреннем прогибе, молассы - во внешнем. Флиш и моласса разделены территориально, их согласное залегание кажущееся.

4. Заложение прогиба происходило в разных частях Урала ' в разное время, начиная с конца раннего карбона. Внутренний прогиб сформировался окончательно к артинскому веку. Внешний прогиб за-ложился в кунгуре и достиг наибольшего развития в поздней перми.

5. При смещении прогиба на запад перед фронтом орогена в каждом отдельном участке и интервале Бремени обычно происходило передвижение не всей структуры в целом, а только одного из склонов, то есть прогиб сжимался и (или) растягивался.

6. Образование эвапоритовой формацш* в южных районах прогиба и угленосной на севере в кунгурском веке было обусловлено, главным образом, разрастанием дельтового конуса, перекрывшего сообщение прогиба с северным океаном.-

7. В осадочных толщах Предуральского прогиба выделены слоевые ассоциации шести порядков.

8. Обломочный материал, слагающий флишевую формацию предгорного прогиба в течение среднего карбона - ранней перми практически не переотлагался. Карбонатный обломочный материал сносился в прогиб 'главным образом со стороны Урала. Роль платформы как источника карбонатного обломочного вещества незначительна.

9. Формационный ряд Предуральского прогиба состоит из 7 формаций: предфлишевой. флишевой, шлировой, молассовой, морских эвапоритов, шельфовой карбонатной и рифовой.

Предлагаемая модель седиментогенеза предполагает новый подход, другое направление прогноза полезных ископаемых, особенно связанных.с внутренним прогибом, с флишевой и предфлишевой формациями. Речь идет в первую очередь о фосфоритах, марганцевых рудах, россыпях и, в какой то степени, нефти и газе. Фосфориты приурочены главным образом к отложениям предфлишевой формации, как в Вельской впадине так и на севере Урала. Их формирование, вероятно, связано со своеобразным проявлением апвеллинга. фосфориты встречаются также в виде линз и гнезд в пределах рифовой формации. Марганцевые рудопроявления известны как среди отложений предфлишевой, так и флишевой формаций. В первом случае - это карбонатные руда, известные на севере Урала, во втором - окисные (преимущественно тодорокит). Уже много лет в поле развития ка-менноугольно-нижнепермских обломочных отложений время от времени возобновляются попытки обнаружить россыпные месторождения. Однако, в свете новых данных, отрицательный результат этих поисков вполне закономерен. Во многих районах Земного шара отложения глубоководных конусов являются важными резервуарами углеводородов. По-видимому, возможность обнаружения подобных коллекторов в пределах Предуральского прогиба отнюдь не исчерпана. Тем более, что некоторые из описанных толщ могут рассматриваться в качестве нефтематеринских.

Список основных опубликованных работ по теме диссертации:

1. Глинистые минералы в цементе артинских граувакк западного склона Среднего Урала//Ежегодник-1974 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1975. С.104-106. (соавтор Г.В.Паль-гуева).

2. Артинские конгломераты западного склона Среднего Урала// Конгломераты и их роль в познании геологической истории Урала.

Свердловск: 1976. С.56-72. (Соавтор Б.И.Чувашов).

3. Следы деятельности мутьевых и плотных грязевых потоков в ■ нижнепермских терригенных отложениях западного склона Среднего Урала// Ежегодник-1975 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1976. С. 18-20.

4. Палеотечения в раннепермском бассейне Среднего Урала// Ежегодник-1977 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1978. С.23-25.

5. Рудопроявление марганца в нижнепермских отложениях Среднего Урала// Литол. и полезн. ископаемые 1979. N5. С.155-156.

6. Нижнепермские олистостромы на западном склоне Среднего Урала// Литология и условия образования палеозойских осадочных толщ Урала. Свердловск: 1980. С.48-62. (соавтор Б.И.Чувашов).

7. Текстурные особенности отложений нижнепермской молассы на западном склоне Среднего Урала// Там же. С.63-80.

8. Анальцим в нижнепермских терригенных отложениях западного склона Среднего Урала// Литология и условия образования до-кембрийских и палеозойских отложений Урала. Свердловск: 1981. С.71-78.

9. Петрография и минералогия нижнепермских песчаников западного склона Среднего Урала. Свердловск: 1980. 60с".

ю. Пластические дайки и их связь с олистостромами в нижнепермской молассе на Среднем Урале// Ежегодник-1979 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1980. С.15-17.

11. Особенности морского осадконакопления в молассовом бассейне Предуральского краевого прогиба// Геология морей и океанов. Тезисы докладов 5 Всесоюзной школы морской геологии т.З. М.: Наука, 1982. С.35-36.

12. Мегаолистолиты нижнепермских олистостромов Западного Урала и их значение в. интерпретации, разрезов// Ежегодник-1981 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловок: 1982. С.8-9.

13. Опорный разрез верхнего карбона и нижней перми центральной части Вельской впадины. Свердловск: 1983. 56с. (соавторы Б.И.Чувашов. Г.В.Дюпина, В.В.Черных).

14. Обломочный кварц в нижнепермских песчаниках западного склона Среднего Урала// Ежегодник-1983 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1984. С.34-37.

15. Глубоководные верхнекаменноугольные и нижнепермские отложения центральной части Вельской впадины (западный склон Южного Урала); цикличность и биостратиграфические границы// Новые

данные по палеонтологии и биостратиграфии палеозоя Урала. Свердловск: 1984. С. 85-92. (соавтор Б.И.Чувашов).

16. О происхождении горизонтов карбонатных пород в сакмарс-ко-артинских отложениях р.Юрюзани// Ежегодник-1984 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1985. С. 13-15. (соавтор Б. И.Чувашов).

17. Верхнепалеозойские фосфориты' Предуральского прогиба// Новые данные по геологии Урала. Свердловск: 1987. С.139-143.

18. Проявление песчаного диапиризма в верхнепалеозойской молассе Предуральского прогиба// Ежегодник-1985 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1986. С.27-30.

19. Слоевые ассоциации нижней 'молассы Предуральского прогиба// Прикладные вопросы седиментационной цикличности и нефтега-зоносности. Новосибирск: Наука, 1987. С.141-147.

20. Значение фактора переотложения при изучении ассельских конодонтов западного склона Южного Урала// Новые данные по стратиграфии фанерозоя Урала и сопоставимых регионов. Свердловск: 1987. С.79-86. (соавторы В.В.Черных и Б.И.Чувашов). 1

21. Стратиграфия пограничных отложений карбона и перми р. Щугор// Ежегодник-1986 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1987. С. 16-20. (соавторы Б.И.Чувашов, В.В.Черных, Н.П.Решеткова, А.В.Воронов).

22. Фациальная природа нижней молассы Предуральского прогиба// Тезисы докладов Всесоюзной геологической конференции т. 2. Сыктывкар: 1988. С.117-118.

23. Олистостромы и цикличность морской молассы Предуральского краевого прогиба// Биостратиграфия и литология верхнего палеозоя Урала. Свердловск: 1988. С.107-116.

24. Конгломераты карбона и нижней перми Предуральского прогиба. Свердловск: 1988. 58с.

25. Эпигенетические брекчии среди нижнепермских отложений западного склона Урала// Новые данные по геологии Урала и Средней Азии. Свердловск: 1989. С.137-141.

26. Фациальная природа нижней молассы Предуральского прогиба// Минерально-сырьевые ресурсы Европейского Северо-Востока СССР (геологическое строение). Сыктывкар: 1990. С.172-175.

27. Опорные разрезы верхнего карбона и нижней перми Западного Урала и Приуралья. Свердловск: Наука, 1990. 370с. (соавторы Б.И.Чувашов. Г.В.Дюпина, В.В.Черных).

28. О корреляции артинско-кунгурских отложений Пермского

Приуралья и бассейна р.'Печоры// Ежегодник-1989 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1990. С.7-13. (соавторы Б.И.Чувашов, В.В.Черных).

29. Взаимоотношение флиша и нижней молассы в Предуральском прогибе// Флиш и флишоидные комплексы в различных структурных зонах земной коры. Тезисы докладов Всесоюзного совещания. М.': ГИН АН СССР. 1990. С.83-84.

30. Особенности вещественного состава Предуральских верхне-иалеозойских флишоидных формаций// Там же. С.84-85.

31. Условия образования верхнепалеозойского терригенного комплекса Западного Урала// Изв. АН СССР. Серия геол. 1991. ИЗ.' С.133-141.

32. К стратиграфии и литологии артинско-кунгурских .отложений р.Щугор (Приполярный Урал)//'Новые данные по геологии Урала, Западной Сибири и Казахстана. Свердловск: 1991. С.149-154. (соавтор Б.И.Чувашов).

33.- Следы вулканической деятельности на западном склоне Южного Урала в верхнем палеозое// Там же. С. 155-158.

34. Отложения известняковых гравитационных потоков в верхнепалеозойском флише Предуралья// Карбонатные формации и условия их образования. Тезисы докладов 2 Всесоюзной школы,-' Свердловск: 1991. С.28-29.

35. Фации и формации перми Предуральского прогиба// Пермская система Земного шара. Тезисы докладов Международного геологического конгресса. Пермь: 1991. С.168.

36. Фации западного обрамления позднепалеозойского флишево-го бассейна Предуралья// Там же. С.169.

37. Биономическая характеристика раннеп'ермского бассейна Урала и Приуралья// Там же. С.88. (соавторы Б.И.Чувашов. В. В. Черных).

38. Верхний палеозой реки Ай (западный склон Южного Урала)// Ежегодник-1990 Ин-та геологии и геохимии УНЦ АН СССР. Свердловск: 1991. С.17-23. (соавтор Б.И.Чувашов).

39. Литолого-фациальная характеристика нижнепермских отложений разреза р.Коким//Пермская система Земного шара. Путеводитель геологических экскурсий. ч.4. Полярноуральский маршрут. Свердловск: 1991. С.53-57.

40. Разрез "Красноусольский"//Пермская система Земного шара. Путеводитель геологических экскурсий. ч.2. вып. 1. Шноураль-ский маршрут. Свердловск: 1991. С.5-46. (соавторы Б.И.Чувашов,

Г.В.Дюпина, В.В.Черных).

41. разрезы широтного отрезка течения р.Белой// Там же. С.72-106. (соавторы Б.И. Чувашов, В.В.Черных).

42. Фации нижнепермских терригенных отложений бассейна Средней Печоры// Новые данные по стратиграфии и литологии палеозоя Урала и Средней Азии. Свердловск: 1992. С. 153-166.

43. Фации позднепалеозойских глубоководных конусов выноса на западном борту Предуральского прогиба// Бюлл. МОИП. Отд.геол. 1993. вып.68. N2. С. 60-71.

44. Upwelllng flans le bassln-flysch du paleozoique supérieur du Cls-Oural// 4eme Congres Français de Sedimentologue. Paris: 1993. P.263.

45. Zonal divisions of the boundary deposits of the Carboniferous and Permian in sections of different fades in the South Urals// Permophiles. 1993. N22. P.11-16. (соавторы Б.И.Чувашов, В.В.Черных).

46. Introduction to the southern Urals excursion. Krasnour solsk section// occasional Publications ESRI Permian system: guides to geological excursions in the Urallan type localities. Hew series N10. 1993. P.45-71. (соавторы Б. И. Чувашов, Г.В.Люпина, В. В. Черных).

47. Introduction to the southern Urals excursion. Belaya river sections// Там же. P.86-102. (соавторы Б. И. Чувашов, В. В. Черных).

48. Polar Urals Llthofacies characteristics of the lower Permian deposits, Kozhlm river section// Там же. P. 265-266.

49. Осадочные формации коллизионных геодинамических обста-новок// Палеогеодинамические обстановки осадконакопления и литогенеза. Тезисы докладов. Екатеринбург: 1994. С. 11-13.

50. Осадочные бассейны коллизионного этапа на Урале// Там же. С.35-36.

51. Верхнепалеозойские фосфориты Вельской впадины Предуральского прогиба и условия их образования// Геология и минерально-сырьевые ресурсы республики Башкортостан. Тезисы докладов. Уфа: 1994. С. 35-37.

52. Марганцевое оруденение в верхнем палеозое северной части Башкирии// Там же. С.25-26,

53. Происхождение карбонатного обломочного материала в позднепалеозойском Предуральском прогибе// Ежегодник-1993 Ин-та геологии и геохимии УрО РАН. Екатеринбург. 1Э94. С.48-51.

54. Позднедокембрийско-раннефанерозойские осадочные бассейны Урала (основные черты строения и эволюции)// Тектоника осадочных бассейнов Северной Евразии. Тезисы докладов. М.: ГИН'РАН. 191)6. С.76-79. (соавторы В. А. Коротеев, Б.И.Чувашов. К.С.Иванов, А. В. Мэслов).

55. о верхнепалеозойских осадочных формациях Западного Урала// Ежегодник-1994 Ин-та геологии и геохимии УрО РАН. Екатерин-оург: 1995. МЫ7.

56. Роль карбонатных обломочных пород в палеогеографических л палеотектоническнх реконструкциях Предуралья в позднем палеозое// Докл. РАН. 1995. т.341. N2. С.ЛМ-ЛЗ?.

Информация о работе

Мизенс, Гунар Андреевич
доктора геолого-минералогических наук
Екатеринбург, 1995
ВАК 04.00.01

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему Верхнепалеозойская флишевая формация Западного Урала ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Верхнепалеозойская флишевая формация Западного Урала"

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Верхнепалеозойская флишевая формация Западного Урала
ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология