Строение и состав нижнепермских песчаников на юго – востоке Пай – Хоя

Минобрнауки России

Федеральное государственное бюджетное образовательное

учреждение высшего образования

«Сыктывкарский государственный университет

имени Питирима Сорокина»

Институт естественных наук

Кафедра геологии

КУРСОВАЯ РАБОТА

«Строение и состав нижнепермских песчаников на юго – востоке Пай – Хоя»

Научный руководитель:

Доцент, к.г.-м.н. Салдин В. А.

подпись

Исполнитель:

Студент 237 гр. Михайлов В. М.

подпись

Сыктывкар 2015

Содержание

Введение…………………………………………………………………………..3

Глава 1. Геологическое строение района юго – востока Пай – Хоя…………..4

1.1 Стратиграфия и литология…………………………………………………..4

1.2 Магматизм…………………………………………………………………..14

1.3 Тектоника……………………………………………………………………14

1.4 История геологического развития района исследований………………..21

Глава 2. История изучения нижнепермских отложений Карской сланцевой

зоны и Карской впадины Предуральского краевого прогиба ……………......23

Глава 3. Методы исследований…………………………………………………25

Глава 4. Характеристика разрезов нижнепермских отложений юго-востока

Пай-Хоя………………………………………………………………..................32

Глава 5. Типы нижнепермских песчаников и их происхождение …………....37

Приложения………………………………………………………………………62

Заключение……………………………………………………………………….64

Список используемой литературы……………………………………………...65

Введение

Выходы нижнепермских пород на юге – востока занимают самую значительную площадь относительно других палеозойских отложений в Карской впадине и Краской сланцевой зоне (аналог Лемвинского структурно – формационной зоны Полярного Урала). В стратиграфическом отношении нижнепермские отложения входят в состав карасиловской, пэтаркинской и кечьпельской свит. В настоящее время на данной территории проводится геологическая съемка в масштабе 1:200000. В связи с этим важно знать строение и состав вышеназванных свит, а также их взаимоотношения в разрезе и на площади.

Основной целью исследования было выяснения строения и состава песчаников и условия их образования в Кара – Силовском районе Пай – Хоя.

Материалы для дипломной работы были любезно представлены руководителем к.г.-м.н. В.А. Салдиным, собранные во время экспедиционных работ в 2014 г..

Приношу благодарность научному руководителю за материалы и руководство и старшему научному сотруднику к.г.-м.н. И. В. Швецовой в определении минералов тяжелой фракции.

Глава 1. Геологическое строение юго – востока Пай – Хоя.

Пайхойское поднятие (складчато – надвиговая область)

Стратиграфия сланцевой зоны Пайхойского поднятия

В работе приведена стратиграфия палеозойских отложений сланцевой зоны Пайхойского поднятия, а в Карской впадине на всей ее площади развиты исключительно терригенные отложения нижней перми.

В сланцевой зоне Пайхойского поднятия распространены отложения ордовикской, силурийской, девонской, каменноугольной и нижнепермской систем. Стратиграфия палеозойских отложений района представлена по местным стратиграфическим подразделения – свитам. Она приводится по отчету А.С.Микляеву за 1988 г. по листу (Микляев и др., 1988 г.).

Верхний кембрий – средний ордовик.

Отложения верхнего отдела кембрийской системы и среднего отдела ордовикской системы (планвирский ярус) выделены в хенгурскую свиту (Є₃-₂hn), которая в свою очередь подразделяется на три подсвиты: нижнюю, среднюю и верхнюю.

Нижняя подсвита (0-600 м) известна на локальных участках с большой мощностью терригенных осадков. Опорный разрез этой ассоциации пород изучен по обнажениям, канавам и скважинам на участке к северо-западу от оз. Бол. Тоин-То, где на вулканогенных отложениях морозовской свиты с угловым и стратиграфическим несогласием залегают:

- базальные слои полимиктовых конгломератов, гравелитов и песчаников с вариациями мощности от 10-15 до 135 м;

- кварцевые олигомиктовые песчаники и алевролиты с прослоями алевросланцев. В линзах органогенных песчанистых известняков А.З. Бурским определены трилобиты позднего кембрия: Richardronella sp., Koldiniodia sulcatus Rob. and Pantoja-Alor, Dolgeuloma aff. inserta (Kurk.) и др. Мощность – 100-150 м;

- алевролиты, алевросланцы, линзы органогенных песчанистых известняков и известковистых песчаников с брахиоподами тремадока-аренига: Clarkella sokolina V. Bond., Altorthis sp., Orthidae sp., Amdermella sp. Мощность 200-300 м.

Средняя подсвита (150-180 м) сложена глинисто-кремнистыми петельчатыми известняками в ассоциации с песчанистыми и органогенными известняками. Аренигский возраст нижней части подсвиты аттестуют комплексы конодонтов: Drepanoistodus forceps

Рис. 1 Стратиграфическая схема палеозойских сланцев Пай – Хоя (Тимонин и др., 1998 )

конгломераты песчаники и алевролиты слюдистые и глинистые сланцы кремнистые породы известняки доломиты песчанистые известняки глинистые известняки известковые брекчии пластовые бариты яшмоиды (яшмовидные известковые силициты) туфопесчаники эффузивы: основные кислые конкреции тектонические контакты стратиграфические несогласия границы фациальных переходов

Рис. 1 Стратиграфическая схема палеозойских сланцев Пай – Хоя (Тимонин и др., 1998 )

(Lind.), Рrotopanderodus gradatus Serp., Juanograthus variabilis Serp.,Scolopodus rex Lind., Priniodus (Oepicodus) evae Lind.,Protopriniodus aff. simplicissimus Mc. Tavish, Fryxellodontus(?) corbatoi Serp.

Верхняя подсвита сложена литологически выдержанной в большинстве разрезов монотонной ассоциацией глинисто-кремнистых, кремнисто-глинистых сланцев, их углеродистых и карбонатных разновидностей с редкими маломощными разлинзованными четковидными прослоями глинисто-кремнистых и органогенных известняков. В основании подсвиты определены конодонты: Microzarcodina flabellum parva Lind.,Priniodus (Baltoniodus) navis Lind., Drepanoistodus suberectus forceps (Lind.) и др. виды, характеризующие пограничные слои аренига и лланвирна. По всему разрезу встречены граптолиты: Gliptograptus ex gr. dentatus (Brongn.),Didymograptus ex gr. bifidus (Hall.), D. aff. geminus His. Glossograptus aff. hincksii (Hork.) и др., характеризующие зону D. bifidus нижнего лланвирна.

Верхняя граница свиты проводится по смене сланцевой ассоциации пород толщей ритмичного переслаивания песчанистых известняков и сланцев. Мощность 400-1160 м.

Средний ордовик – верхний ордовик

Отложения этого стратиграфического диапазона выделены в тальбейтывисскую свиту (O₂tb). Сложена однородной ритмичнослоистой ассоциацией известковистых песчаников и глинисто-кремнистых, кремнисто-глинистых сланцев. Найдены сборы граптолитов Didymograptus ex gr. murchisoni (Hall.), D. cf. robustus Eks., Gliptograptus cf. teretiusculus (His.), Climacograptus aff. tubuliferus Lapw., Nemagraptus cf. exilis Sun., N. ex gr. gracilis (Hall.) и др. видов, а также конодонтов Pyxodus anserinus Lamont et Lind., Eoplacognathus lindstroemi (Hawar.), Periodon sp. и др. Мощность 400-600 м.

Верхний ордовик

Сопчинская свита (O₃sp). В составе свиты выделяются три толщи:

Нижняя толща (250-350 м) сложена переслаиванием кремнистых известняков и сланцев глинисто-кремнистых, кремнисто-глинистых. Содержит линзы и прослои известняковых конглогравелитов, грубодетритовых известняков.

Средняя толща (150-200 м) сложена известняками кремнистыми, часто биотурбированными с прослоями и пачками (до 60 м) силицитов, глинисто-кремнистых сланцев.

Верхняя толща (50 м) представлена ритмичным переслаиванием известняков детритовых, глинисто-кремнистых петельчатых и сланцев глинисто-кремнистых, кремнисто-глинистых.

Известняки нижней толщи содержат многочислнные остатки мшанок, криноидей, гастропод, брахиопод, трилобитов широкого возрастного диапазона (средний - верхний ордовик) и многочисленных Dicellograptus sp., Dicranograptus sp., Glossograptus sp. Заслуживают внимания лишь сборы характерных для тыпыльского горизонта Lonchodomas triangulus Burs. и Fascicrinus cf. flabellatum (Yelt. et Stuk.). Средняя толща охарактеризована конодонтами Periodon grandis (Ethington), Panderodus sp , в верхней – определены многочисленные представительные позднеашгиллские комплексы конодонтов: Belodina confluens Sweet., B. cf. stonei Sweet., «Destamodus» ex gr. europaens Serp., Pseudobelodina aff. dispansa (Glen.), Protopanderodus insculptus (Br. et M.), Oulodus sp. (aff. O. rohneri Ething. et Fulk.), Strachouognathus parvus Rhodes,Oneotodus mirtotus Mosk., Icriodella(?) sp. indet. и др.

Нижняя граница свиты проводится по смене тальбейтывисских ритмитов сопчинской ассоциацией кремнистых известняков и сланцев. Мощность свиты 450-600 м.

Силур – нижний девон

Оюская свита (S₁-D₁os). Сложена преимущественно черносланцевыми образованиями. В разрезе выделяются три толщи:

Нижняя (черносланцевая) толща (145-180м) однообразна и повсеместно представлена монотонным переслаиванием сланцев углеродисто-кремнистых, углеродисто-глинистых, углеродисто-кремнисто-глинистых, кремнисто-глинистых, глинистых, с линзами, конкрециями и прослоями известняков. Отдельные слои и пачки часто фосфатсодержащие. Наиболее ярко фосфатоносность проявлена на венлоксокм уровне (зона Monograptus testis), на котором повсеместно присутствует пачка (до 25 м) углеродисто-фосфатно-глинисто-кремнистых сланцев, содержащих 2-9 % Р₂О₅. Охарактеризована граптолитами практически всех стандартных граптолитовых зон лландовери и венлока.

Средняя (известняково-сланцевая) толща (120-130 м) сложена ритмичным переслаиванием известняков кремнистых, глинисто-кремнистых часто петельчатых, сланцев глинисто-кремнистых, углеродисто-глинисто-кремнистых, углеродисто-кремнисто-глинистых и их карбонатных разностей. Отмечаются прослои и пачки углеродисто-фосфатно-кремнистых сланцев. Граптолиты: Neodiversograptus nilssoni, Lobograptus scanicus (в нижней части), Bohemograptus bohemicus (в средней части) и Pristiograptus (Monograptus) transgredians (в кровле) указывают на верхнесилурийский (лудлов, пржидолий) возраст известняково-сланцевой толщи.

Верхняя (черносланцевая) толща (15-20 м) сложена сланцами углеродисто-глинисто-кремнистыми, углеродисто-кремнисто-глинистыми с прослоями углеродисто-кремнистых известняков. Граптолиты Monograptus uniformis Pibyl, Linognaptus posthumus (Richer) свидетельствуют о раннелохковском возрасте пород. Общая мощность оюской свиты колеблется от 270 до 370 м.

Ливановская свита (D₁lv). На большей части площади развития свиты в ее составе выделяются две толщи.

Нижняя карбонатно-черносланцевая толща (35-85 м) сложена сланцами углеродисто-кремнисто-глинистыми, углеродисто-глинисто-кремнистыми и их карбонатными разностями с прослоями кремнистых и углеродисто-кремнистых известняков с тентакулитами. Граптолиты Monograptus hercynicus Pern., M. praehercynicus в основании и Monograptus falcarius, M. aequabilis в верхней части обосновывают возраст толщи в интервале позднего лохкова-нижней части пражского яруса.

Верхняя известняковая толща (25-120 м) сложена известняками петельчатыми с тентакулитами и прослоями сланцев. Локально встречаются потоки миндалекаменных базальтов мощностью до 10-15 м (бассейн р. Хейяга). Пражский и раннеэмсский (?) возраст петельчатых известняков характеризуют редкие сборы конодонтов Spathognathodus ex gr. steinhornensis, Pandorinellina miae (Bult.) и др.

Верхняя граница ливановской свиты принята по кровле толщи петельчатых известняков. Мощность свиты 60-200 м в разрезах центральнопайхойского типа и до 300 и вероятно более метров на юго-восточном Пай-Хое.

Девонская система, нижний – средний отделы

Падейская свита (D_1-2pd). Толщи ритмичного переслаивания глинистых сланцев и кварцевых песчаников. Стратотип не указан.

К настоящему времени выделяются три фациальных типа разреза падейской свиты: амдерминская терригенно-сланцевая, марейшорская терригенно-кремнисто-сланцевая и карская существенно кремнисто-сланцевая градации.

Амдерминская градация сложена ритмичной толщей черных кварцевых песчаников и алевролитов с прослоями кремнисто-глинистых сланцев. Биостратиграфическое обеспечение этих разрезов характеризуют эйфельские и живетские флористические и брахиоподовые комплексы. Мощность оценивается в пределах 500-600 м.

Марейшорская градация характеризуется переслаиванием пачек терригенных пород (кварцевых песчаников, алевролитов) с пачками кремнистых, кремнисто-глинистых сланцев, фтанитов, силицитов и прослоями кремнисто-глинистых известняков. Характерны многочисленные конкреционные прослойки (1-10 см) и линзы кремнистых, кремнисто-хлоритовых карбонатов железа и марганца. Мощность отложений составляет 430-450 м.

Возрастная характеристика основывается на немногочисленных определениях конодонтов: Ozarcodina ex gr. steinchornensis (aff. miae) в прослоях известняков среди фтанитовой пачки основания падейской свиты и комплекс конодонтовой зоны Polygnathus gronbergi в прослоях карбонатов среди пачки зеленых сланцев с конкрециями баритов (35-40 м стратиграфически выше подошвы свиты).

Карская градация характеризуется преобладанием в разрезе глинисто-кремнистых сланцев, полным отсутствием аллохтонных терригенных пород на эмсском уровне, наличием горизонтов с редкими линзами олигонитов на позднеэмсском - эйфельском уровнях и появлением здесь прослоев (до 10-15 м) обломочно-криноидных известняков с линзами кремней.

Живетская ассоциация кремнисто-глинистых сланцев с редкими прослоями кварцевых песчаников в карских разрезах характеризуется присутствием редких (до 3-5%) маломощных (до 0,2 м) линз и прослоев кремнистых кутнагоритов и сидеро-родохрозитов (MnO=20-29%).

Фаунистическая характеристика Карской градации более представительна и включает: многочисленные сборы конодонтов зоны Polygnathus gronberg, относительно редкие зоны Polygnathus inversus в нижней карбонатно-сланцевой толще; единичные определения конодонтов Spathognathodus ex gr. steinhornensis Zieg. в редких прослоях известняков с тентакулитами среди толщи зеленых филлитовидных сланцев, многочисленные конодонтовые комплексы зон Polygnathus costatus patulus; Po. costatus partitus; Po. costatus costatus; Tortodus koсkelianus australis; T. koсkelianus koсkelianus и нижней подзоны зоны Po. ensensis среди кремнистых пород и обломочно-криноидных известняков верхней части разреза.

Верхняя граница отложений падейской свиты во всех фациальных градациях принята по подошве характерной ассоциации ленточнослоистых ритмитов путьюской свиты.

Общая мощность отложений составляет 240-300 м.

Средний девон – нижний карбон

Путьюская свита (D₂pt). Сложена характерной ассоциацией из трехчленных ленточнослоистых циклитов, включающих (снизу вверх): пиритизированные глинисто-карбонатные алевролиты (или глинисто-алевритистые известняки) с косослоистыми и более сложными текстурами, серые листоватые карбонатно-кремнисто-глинистые и черно - темно-серые слабоуглеродистые кремнисто-глинистые сланцы с мощностью прослойков от долей до 3-5 см. Здесь же встречаются прослои обломочно-брахиоподовых известняков. Возраст позднеживетско - раннефранский (в интервале пашийского – нижней части саргаевского горизонтов) на основании сборов конодонтов зон Palmatolepis disparilis - Pylygnathus cristatus, Ancyrodella binodosa позднего живета и Ancyrodella rotundiloba раннего франа.

Верхняя граница отложений путьюской свиты проводится по контрастной смене ленточнослоистых ритмитов черными плитчатыми фтанитами. Мощность этих отложений составляет 50 – 90 м.

Громашорская свита (D₃gr).

выделяются 4 характерные толщи:

- фтаниты и черные сланцы (30-40 м) с конкрециями, линзами и редкими прослоями кремнистых известняков с конодонтами верхней части зоны Ancyrodella rotundiloba, подзон Middle u Upper зоны Palmatolepis asymmetricus (Polygnathus timanicus) и нижней части зоны Ancyrodella triangularis (диапазон верхней части саргаевского горизонта и основного интервала доманика);

- силициты светло-серые (20-25 м) с линзами и конкрециями известняков с конодонтами Ancyrodella triangularis и нижней подзоны зоны Palmatolepis gigas (верхняя часть доманика - нижняя часть мендыма);

- глинисто-кремнистые, кремнисто-глинистые сланцы (40-50 м) с прослоями силицитов, фтанитов, известняков, локально - миндалекаменных базальтов, комплексы конодонтов средней и верхней подзоны зоны Palmatolepis gigas и нижней и средней подзоны зоны Palmatolepis triangularis (диапазон верхнего мендыма и нижнего аскына);

- силициты, глинисто-кремнистые известняки, глинисто-кремнистые сланцы (150-155 м). В кровле - маркирующий горизонт (10-20 м) яшмоидов с карбонатами и силикатами Mn. Среди яшмоидов встречаются прослои (0,2-4,6 м) кремнисто-карбонатных (Mn=10-15 до 34%) и силикатных (Mn=10-15 до 32%) марганцевых руд.

Комплексы конодонтов верхней подзоны зоны Palmatolepis triangularis, зон Palmatolepis crepida, Pa. rhomboidea и нижней подзоны зоны Palmatolepis marginifera (диапазон макаровского горизонта и верхней части аскынского).

В этих разрезах известны лишь редкие сборы конодонтов (определения Л.С. Колесник) зон Pa. crepida и marginifera.

Верхняя граница громашорской свиты принята по кровле маркирующего горизонта яшмоидов с преобладающими характерными сургучно-красными цветовыми оттенками. Мощность свиты составляет 240 – 270 м.

Силоваяхинская свита (D₃-C₁sl). Сложена карбонатно-кремнистой ассоциацией пород, представленной ритмичным переслаиванием фтанитов, черных сланцев, силицитов и кремнистых, углеродисто-кремнистых известняков. В разрезе выделяются 4 толщи (снизу вверх):

- силициты, кремнистые известняки (15-20 м) с конодонтами Palmatolepis marginifera мурзакаевского горизонта;

- силициты, фтаниты, прослои кремнистых известняков и манганокарбонатов (45-55 м). В прослоях кремнистых известняков установлена последовательная смена комплексов конодонтовых зон Palmatolepis rugosa trachytera, Pa. perlobata postera, Pa. gracilis expansa, Siphonodella praesulcata кушелгинского и лытвинского горизонтов;

- фтаниты, прослои черных сланцев, редкие линзы и прослои известняков (50-55 м). В основании маркирующий горизонт обломочных известняков (1-5 м). Снизу вверх по разрезу выделяются комплексы конодонтовых зон Siphonodella sulcata, S. dublicata, S. sandbergi, S. quadruplicata, S. isosticha и Polygnathus communis carinus турнейского яруса;

- ритмичное переслаивание фтанитов, черных сланцев и кремнистых, углеродисто-кремнистых известняков (80-90 м). Частые послойные скопления фосфоритовых конкреций. Содержания Р₂О₅ в конкрециях варьируют от 23-27 до 30-32%. Общая доля конкреционных фосфоритов в составе толщи оценивается в пределах 3-4%. В фосфоритах установлены аномальные концентрации урана, цинка и редкоземельных элементов. Конодонты зон Dollymae bouckaerti, Scaliognathus. anchoralis, Gnathodus texanus нижнего визе. На разных участках вертикального разреза известны также сборы турнейско-нижневизейских комплексов фораминифер, аммоноидей.

Взаимоотношения с перекрывающими отложениями носят характер постепенной, но быстрой смены карбонатно-черносланцевой ассоциации пород плитчатыми кремнистыми известняками карской свиты. Мощность свиты 190-220 м.

Верхний девон – нижний карбон

Сибирчатаяхинская толща (D₃-C₁sb)

Карская свита (190-200 м) Сложена известняками кремнистыми и детритовыми с линзами и стяжениями кремней, прослоями обломочных известняков, фтанитов, черных кремнистых сланцев, мраморов. В разрезе по литологическим особенностям выделяются 4 характерные толщи:

ритмичное переслаивание кремнистых и шламово-детритовых известняков (80-85 м) с частыми линзами, стяжениями и прослоями кремней; конодонты зон Gnathodus texanus, G. bilineatus bilineatus, фораминиферы бобриковского горизонта и окского надгоризонтаUralodiscus rotundus (N. Tchern), U. cf. romboides Mal. Glomodiscus biarmicus (Mal.), Archaediscus karreri (Brady), A. moelleri Raus и др.;

- известняки грубоплитчатые детритовые (10-15 м) с линзами и стяжениями кремней, конодонты и фораминиферы веневского горизонта Gnathodus bilineatus bilineatus (Roundy),Gn. girtyi collinsoni Rh., A. et Dr., Paragnathodus nodosus (Bisch.) и др., а также фораминифер Eostaffella ex gr. icensis Viss,Omphalota omphalota (Raus. et Reitl.), Asteroarchaediscus sp. и др.;

- гидротермально-осадочная ассоциация (35 м) слоистых, сферовых известняков и доломитов с сингенетической флюоритовой минерализацией, прослои фтанитов, кремнистых и детритовых известняков.

В кровле пачки - маркирующий горизонт мраморов, на участке Карского месторождения замещенный баритами (3-5 м). На всех участках развития пачка характеризуется аномальными содержаниями Ва, Sr и F. В детритовых известняках конодонты зоны Gnathodus bilineatus bollandensis и комплексы фораминифер Endothyra prisca Raus. et Reitl., En. similis Raus. et Reitl., Eostaffella gruenwaldti Mal., E. cf. ovoides Raus., Asteroarchaediscus baschkiricus Krest. et Theod., A. paraovoides Brazhn., Globivalvulina parva N.Tschern., Howchinia gibba (Moell.);

- известняки (65 м) кремнистые и детритовые с линзами и стяжениями кремней, прослои обломочных известняков, фтанитов, черных сланцев, кремнистых мраморов. На участке Карского месторождения верхний горизонт мраморов (в кровле свиты) замещен баритами. Конодонты и фораминиферы верхней части серпуховского яруса: Adetognathus unicornis - Gnathodus bilineatus bollandensis и комплексы фораминифер Pseudoendothyra cf. parasphaerica Reitl., Parastaffella cf. liminosa Gan., Eostaffella paraprotvae Raus., E. cf. tenebrosa Viss., Endothyranopsis spherica (Raus. et Reitl.) и др.

Карасиловская свита (120-180 м). Во всех изученных разрезах отчетливо выделяется вертикальная последовательность из трех основных толщ (снизу вверх):

1. Нижняя черносланцевая толща - сланцы углеродисто-глинисто-кремнистые, углеродисто-кремнисто-глинистые, их карбонатные разности («черные сланцы»), фтаниты, силициты (30-35 м) с прослоями углеродисто-кремнистых и органогенно-обломочных известняков и частыми послойными скоплениями фосфоритовых конкреций. Конодонты среднего и позднего карбона: Declinognathodus noduliferus (Ell. et Gr.), D. lateralis (Hig. et Bouck.), D. noduliferus inaequalis (Hig.), Idiognathoidus sinuatus Har. et Hol., I. sulcatus Hig. et Bouck., I. corrugatus Har. et Hol., I. tuberculatum Nem., Idiognathodus delicatus Gun., Id. sinuosus Ell. et Grav., Id. podolskensis Gor., Neognathodus symmetricus (Lane), N. bothrops Merr., N. columbiensis (Stib.),N. roundyi (Gun.), Gondolella donbassica Kos., G. aff. elegantula St. et Pl., G. afcristata Furd., Streptognathodus parvus Dunn., Gr., Chr., S. expansus Igo et K., S. suberectus Dunn., S. dissectus Kos., S. cf. oppletus Ell. и др. (определения В.Г. Халымбаджи), а также определения башкирских и московских видов фораминифер. Характерной спецификой фаунистических комплексов является частое присутствие среди них переотложенных визейских, серпуховских видов конодонтов и фораминифер, существенно осложняющих интерпретацию истинного возраста вмещающих осадков.

2. Средняя (кремнисто-сланцевая) толща (10-60 м) - сланцы серые, зеленовато-серые кремнисто-глинистые, глинисто-кремнистые с редкими (через 2-3 м) линзами и прослоями (0,1-1,0 м) кремнистых манганокарбонатов с содержаниями MnO от 2-3 до 10-11%. Высокий уровень накопления марганца в этих карбонатах сопровождается аномальными содержаниями Ва и Sr. Ассельский возраст толщи характеризует зональный вид Streptognathodus aff. wabaunsensis Gunn., в комплексе с верхнекаменноугольно-ассельскими видами конодонтов: Streptognathodus alekseevi Barsk., S. simulator Ell., S. nodulifarius Chern. et Resh., S. zethus Chern. et Resh., и др.

3. Верхняя черносланцевая толща (80-85 м) - сланцы черные углеродисто-кремнисто-глинистые, углеродисто-глинисто-кремнистые с прослоями их карбонатных разностей, углеродисто-глинисто-кремнистых доломитов и известняков. В основании толщи отмечается регионально развитый на Пай-Хое горизонт «бомбовидных» мегаконкреций (0,8-3,0 м) доломитов. По всему разрезу отмечаются конкреции углеродисто-кремнисто-фосфоритового состава с аномальными содержаниями U, Zn, Ba, Sr и редкоземельных элементов. По форме, размерам, составу и общему количеству конкреционные фосфориты почти идентичны их нижневизейским аналогам при более низком содержании Р₂О₅ (до 13-22 %). Биостратиграфическое обеспечение толщи характеризуют редкие сборы аммоноидей Agathiceras uralicum Karp., Artinskia sp. , а также сакмарские фаунистические комплексы в перекрывающих отложениях пэтаркинской свиты. Взаимоотношения с перекрывающими отложениями носят характер нормального стратиграфического контакта и регистрируются по контрастной смене цветовой окраски черных сланцев с прослоями карбонатов и фосфоритовыми конкрециями серыми, пепельно-серыми аргиллитами пэтаркаяхинской свиты.

Верхний карбон – нижняя пермь

Кечьпельская свита (С₃-Р₁k) сложена тонким переслаиванием черных углисто-кремнистых, углисто-глинистых сланцев, темно-серых, зеленовато-серых полимиктовых алевролитов и песчаников. Нормальные взаимоотношения с нижележащими отложениями воргашорской свиты не наблюдались. Видимая мощность более 1000 м.

Пэтаркинская свита и нгебетаяхинская толща нерасчлененные (P₁pt-ng) картируются совместно ввиду недостатка данных для прослеживания по площади.

Пэтаркинская свита (250-290 м). В ее составе выделяются две характерные подсвиты, образующие в целом единую алевролито - аргиллитовую ассоциацию, отличающуюся от перекрывающих отложений:

1.Флишоидное переслаивание серых, пепельно-серых слабоизвестковистых аргиллитов с послойными скоплениями конкреций серых кремнистых мергелей (110-130 м). Комплексы конодонтов Mesogondolella ex gr. bisselli (Clark et Behn.), M. sublanceolata Gunn. и аммоноидей Agathiceras uralicum Karp., Artinskia cf. nalivkini Ruzh., Somoholites beljaevi (Voron.), Eosiniatus sp. определяют верхнесакмарский возраст нижней подсвиты.

2. Флишоидное переслаивание черно-темно-серых слабо углеродистых алевритистых аргиллитов, сероцветных слабоизвестковистых аргиллитов с редкими линзами и прослоями кремнистых мергелей (140-160 м).

Нгебетаяхинская толща (800-1500 м). Представлена преимущественно флишем. Выделяются две подтолщи.

1. Терригенный флиш: ритмичное чередование известковистых полимиктовых песчаников, алевролитов, темно-серых алевритистых аргиллитов, сероцветных слабоизвестковистых аргиллитов с редкими линзами и прослоями кремнистых мергелей (350-600 м). На востоке Карской впадины и в Байдарацком районе толща содержит растительные остатки Paracalamites frigidus Neub., Pecopteris cf. anthriscifolia Goep.,Rufloria derzavini (Neub.), Samaropsis cf. triquetra Zal., Noeggerathiopsis ex gr. petschorica Zal., Cordaitalls sp. В западной части Карской впадины в литологически сходной ассоциации пород определены артинские Uraloproductus stuckenbergianus (Krot.), Megousia aagardi (Fred.), Yakovlevia mammatiformis (Krot.), Stenoscisma mutabilis Tschern.,Neospirifer subfasciger Lich., Neospirifer poststriatus Nik., Spiriferella saranae (Vern).

2. Терригенный флиш: ритмичное переслаивание пачек и прослоев песчаников (преобладают) и подчиненных аргиллитов (450-900 м). Возраст толщи принимается в целом позднеартинско-раннекунгурским.

Общая мощность нерасчлененного литокомплекса 1000 - 1600 м.

1.2. Магматизм

На территории данного района исследуемого объекта Пай – Хойского поднятия и Карской впадины магматизма не проявлялось.

1.3. Тектоника

Пай – Хойское поднятие.

В структурно – тектоническом плане Пай – Хоя выделяют следующие структуры: Карская впадина, Пайхойское поднятие, Коротаихинская впадина, Поднятие Чернова, Косью – Роговская впадина, поднятие Чернышева, Большесынинская впадина и Верхнепечорская впадина (Юдин, 1994).

Объектом наших исследований являются Пайхойское поднятие и Карская впадина (рис 2; рис 3).

Рис 2. Тектоническое районирование Пай – Хоя ( Юдин,1994).

- – границы структур: – крупных первого порядка (а – поперечных впадин и поднятий Предуральского краевого прогиба, б – продольных Внешней и Внутренней зон краевого прогиба), – средних второго порядка, – локальных третьего порядка (а – отрицательных, б – положительных: 1 – Талотинская, 2 - Лиурьяхинская, 3 – Табьюская, 4 – 6 – астроблемы: 4 – Усть – Карская, 5 – Карская, 6 – Марей – Го, 7 – Амдерминская, Ямбопэйская, 9 – Оюская, 10 – Яронейская, 11 – Сопчинская, 12 – Нитемшорская, 13 – Силовская (синклинальная зона, седловина), 14 – Едунейская (купол), 15 – Нерусовейское тектоническое полулуокно, 16 – Выяшорский клип, 17 – Гурейшорская, 18 – Бурейданская, 19 – Буреданъюская); – Байдарацкая сутура; – местоположение разрезов.

Рис 3. Сводный геолого – геофизический разрез Пай – Хоя (Юдин,1994)

В разрезе земной коры территории листа R-41 Пай - Хоя достоверно выделяются три структурных этажа: байкальский, каледоно-герцинский (уральский) и мезозойско-кайнозойский. Границами их являются региональные структурные несогласия.

Байкальский структурный этаж представлен в выходах на поверхности в ядрах Полярно-Уральского и Пайхойского антиклинориев преимущественно карбонатно-терригенно-вулканогенными складчатыми образованиями позднего рифея-раннего кембрия. С позднего рифея реконструируется активная континентальная окраина с островной дугой энсиалического типа (базальт-андезит-дацитовая формация) и фрагменты обстановок задуговых (преддуговых?) окраинных бассейнов (туфо-карбонатно-кремнистая и вулканогенно-кремнистая формации). Отчетливо проявлены признаки коллизии в позднем венде - раннем кембрии (флишевая формация).

Каледоно-герцинский структурный этаж (к юго-западу от Байдрацкого разлома) сложен дислоцированными позднекембрийско-позднетриасовыми образованиями, отвечающими последовательно сменявшим друг друга геодинамическим обстановкам. Это обстановки окраинно-континентального рифтогенеза (песчано-конгломератовая и контрастная риолит-базальтовая формации позднего кембрия – раннего ордовика); пассивной континентальной окраины (шельфовые - терригенные и карбонатные формации среднего ордовика – среднего карбона); континентального склона и подножья (турбидные терригенные, терригенно-карбонатные формации раннего среднего ордовика и раннего среднего девона, батиальные известняково-углеродисто-фтанитовые формации раннего силура - позднего карбона, терригенная флишевая и монцонит-сиенитовая формации позднего карбона – ранней перми); коллизии (нижняя морская терригенная моласса ранней перми и верхняя континентальная угленосно-терригенная моласса ранней – поздней перми, терригенная континентальная моласса триаса). На границе с образованиями нижнего структурного этажа наблюдается отчетливо выраженное структурное и угловое несогласие.

Мезозойско-кайнозойский структурный этаж сложен горизонтально залегающими юрскими, меловыми и кайнозойскими образованиями чехла Западно-Сибирской и Тимано-Печорской плит. Мезозойско-кайнозойский чехол образуют галечно-песчано-глинистые, песчано-глинистые, глауконитово-кремнистые, опоково-диатомовые формации.

Пай – Хойское поднятие.

Пайхойское поднятие в современной трактовке интерпретируется как крупное (30 – 60 * 230 км) сложно построенное сооружение, сложенное четырьмя формационными комплексами: докембрийского фундамента, шельфовым карбонатным, батиальным сланцевым континентального склона и орогенным (В. В. Юдин 1994). Оно представляет собой наиболее сложно построенную структуру краевого прогиба и одновременно южное окончание наложенного Пайхойско – Новоземельского складчато – надвигового пояса, сформированного в поздней перми – юре частично после образования структур Урала и прилегающей части Предуральского краевого прогиба. Поднятие образует две структуры второго порядка – Пайхойский карбонатный параавтохтон, сложенный формациями Западного Урала, и Карский аллохтон, сложенный сланцевыми батиальными формациями, сходными с лемвинскими.

Структура Пайхойского поднятия до недавнего времени интерпретировалась, как образованный на месте классический антиклинорий, крылья которого сложены глубоководными и шельфовыми комплексами формаций с постепенными переходами (В. В. Юдин 1994) Считалось, что «шарьяжи на Пай – Хое не установлены». Впоследствии при боле углубленных формационных и геолого – геофизических исследованиях появились данные в пользу шарьяжного строения этого района. Выявлено, что батиальный комплекс имеет тектонические контакты с карбонатным, далеко надвинуты на него, а зоны перехода перекрыты аллохтоном (В. В. Юдин 1994). Пайхойский карбонатный параавтохтон, в свою очередь, по южнопайхойскому надвигу надвинут на Припайхойскую зону Коротаихинской впадины, что подтверждено данными сейсморазведки.

Интерпретация этого района как выступа шельфа не соответствует ни общей сложной шарьяжной структуре, выявленной по геолого – геофизическим данным, ни формам современных шельфов, бровки которых обычно имеют плавные очертания.

Пайхойский карбонатный параавтохтон понимается как фрагмент Южноновоземельского – Вайгач – Пайхой – антиклинория, почти полностью перекрытого на Пай – Хое сланцевым аллохтоном. Он сложен преимущественно карбонатными формациями палеошельфа, дислоцированными в мелкие чешуи и разнопорядковые узкие изоклинальные складки, опрокинутые на юго – запад и осложненные взбросами и надвигами. В средней части Пайхойского поднятия карбонтный карбонатный параавтохтон полностью перекрыт Главным Пайхойским надвигом. Рсположенные во фронтальной части надвига известняки, относимые ранее к шельфовым, представляют собой глубоководные карбонатные турбидиты, характерные для Карской сланцевой зоны. Они подстилаются кремнисто – глинистыми сланцами верхнего девона, также относимыми к батиальному комплексу.

Карский аллохтон сложный батиальный комплексом формаций, представляет собой наиболее крупную и сложно построенную дугообразную в плане антиформную структуру Пайхойского поднятия. Здесь последовательно выходят отложения от ордовика до девона, нарушенные лишь послойными срывами. Граница Карского аллохтона и Карской впадины проводится по Северопайхойскому надвигу.

В общей структуре Карского аллохтона четко выделяется относительно простое дугообразное в плане осевого поднятия, на основании чего он считался антиклинорием. На северо – западе Осевого поднятия обособляются Амдерминская антиклиналь, а на юго – востоке – Силовская седловина или синклинальная зона. В северо – западной половине Осевого поднятия по данным геологических съемок выявлены кулисообразные расположенные крупные (5 - 10 * 40 – 80 км) линейные принадвиговые антиклинали, опрокинутые на юго – запад.

В юго – восточной части Карского аллохтона повсеместно развиты еще более специфические структуры. Это связано с тем, что в пермско - триасовое время за счет уральского орогенеза здесь формировались субмеридиональные надвиги и складки Внутренней зоны Предуральского краевого прогиба, на которые в триасе – юре были наложены пайхойские дислокации северо – западного простирания.

Карская впадина

Карская впадина представляет собой сложно построенную и слабо изученную структуру, выполненную пермскими орогенными формациями и подстилаемую карским батиальным комплексом (рис 4). Ее размеры 50 – 55 * 180 км. Структуры этого района достаточно полно описаны (В. В. Юдин 1994). Впадина понимается либо как периклинальный прогиб, либо как погребенный под орогенным комплексом реликт батиальной миогеосинклинальной зоны Урала, либо как впадина Предуральского краевого прогиба. Отдельные авторы (Енцова 1981) рассматривают Карскую впадину как гетерогенную структуру на «интракратонной геосинклинали» и разделяют её на две части. Северо – западная половина относится к Предуральскому краевому прогибу и называется Табъюсской впадиной, а южная – к «Уральской геосинклинали» в пределах выделенной Байдарацкой структурно – формационной зоны, причем последняя известна как Карская. На основании анализа гравитационного поля ряд исследователей считают, что мощность покрова пермских отложений Карской впадины составляет лишь 200 – 500 м, достигая 1- 1,5 км на отдельных участках. Однако, согласно достаточно полно изученной стратиграфии мощность пермских отложений составляет около 6 км.

По данным проведенных сейсморазведочных работ, глубина залегания основания орогенного комплекса постепенно увеличивается и у побережья составляет 4 - 9 км, что объясняется сдавливанием разрезов по надвигам. В современном структурном плане впадину можно рассматривать одновременно и как крыло Пайхойского шарьяж – антиклинория, и как перекрытый фрагмент Карского сланцевого аллохтона Пай - Хоя, поскольку она повсеместно подстилается батиальным комплексом формаций.

Границы Карской впадины повсеместно тектонические. На северо – востоке, в акватории Байдарацкой губы по данным аэромагнитной съемки эта зона выделилась как Байдарацкий глубинный разлом. С юга и запада Карская впадина ограничена дугообразным в плане Северопайхойским надвигом. Сместитель его наклонен на северо – восток, но в зоне фронтальных дислокаций отмечаются надвиги с падением сместителей в осевых плоскостей к юго – западу. Восточная граница впадины проходит по зоне Карского (Осовейского) надвига, который понимается как северная часть крупнейших совмещенных Фронтального и Главного Западноуральского надвигов Урала.

Наложенными астроблемами рассматриваемая впадина делится на две части – восточную и западную. Наиболее крупная Карская астроблема диаметром 50 км и ее спутники – Усть – Карская (20 км) и Марей – Го (3 км) – были сформированы на рубеже позднего мела – палеоцена. Структуры заполнены импактными бречиями, импактитами, и блоками пород с признаками ударного воздействия – конусами разрушения, планетарными структурами с высокобарическими минералами, а местами и кайнотипными лавами. Наиболее аргументированной представляется концепция ударного происхождения этих структур в результате падения Карского болида (Юдин1994). Возраст образования Карской структуры совпадает с возрастом ряда других астроблем. Это обстоятельство в совокупности с глобальной геохимической аномалией сидерофильных элементов, платиноидов и особенно иридия на границе мела и палеогена позволяет считать доказанным факт столкновения в это время Земли с крупным космическим телом.

Рис 4. Структурно – формационная карта Пай – Хоя. (Юдин, 1994) 1 – Основные разрывы: а – региональные надвиги (СНП – Северопайхойский, ГЗУН – Главный Западноуральский, ГНП – Главный Пайхойский, ЮНП – Южнопайхойский, НН – Надейтинский), б – разрывы, оконтуривающие астроблемы: 2 – 5 – выходы на поверхность формационных комплексов : 2 – шельфового карбонатного (Елецкого), 3 – батиального сланцевого (Карского), 4 – орогенного (а – флиша, б – нижней и верхней молассы), 5 – протерозойского фундамента; 6 – границы формационных комплексов; 7 – изолинии глубин залегания подошвы орогенных формаций (в километрах)

Рис. 5. Схематическая геологическая карта домезозойских образований Пай - Хоя

(Федухина, Павлова, 2008)

1.4. История геологического развития территории

В геологической истории района выделяются этапы: байкальский, каледоно-герцинский и юрско-кайнозойский, в течение которых были сформированы три структурных этажа. Нижний этаж включает верхнерифейско - нижнекембрийский комплекс доуральского основания, средний – верхнекембрийские - нижнепермские комплексы пассивной континентальной окраины и нижнепермско - триасовые комплексы коллизионной стадии; верхний – плитные комплексы юры-мела и палеогена - нижнего неогена (рис 5).

На Полярном Урале и юго-восточном Пай-Хое начало обдукции Уральских сооружений на пассивную окраину, вероятно, приходится на середину ассельского века, так как именно с этого времени здесь начинает формироваться Предуральский краевой прогиб. Это выражается в резком погружении (деструкции) части пассивной окраины и формировании на месте бывшего мелководного карбонатного шельфа и островной суши депрессионной впадины, в которой накапливаются конденсированные мергелистые осадки сизымской и нелыняшорской свит. На западе в Саръюгинской подзоне отступивший карбонатный шельф продолжает существовать. В течение асельского-артинского веков здесь идет накопление карбонатов саръюгинской серии. По внешнему краю саръюгинского шельфа формируются мелкие рифовые постройки. Ввиду того, что депрессионная впадина была отделена в это время от воздымающейся на востоке кордильеры флишевым трогом, терригенный материал начал поступать в нее только после его заполнения, начиная с артинского века. С этого времени в Коротаихинской подзоне в течении артинского и первой половины кунгурского веков происходит накопление нижней (морской) сероцветной молассы (гусиная, бельковская и талатинская свиты).

В этот же период терригенный материала начал поступать и на территорию Байдарацкой и Пайхойской подзон, где началось отложение флишоидной пэтаркинской свиты (дистальные турбидиты) и флишевой нгэбэтаяхинской толщи.

Со второй половины кунгура интенсивное осадконакопление в Предуральском прогибе полностью компенсирует погружение и в Коротаихинской подзоне моласса формируется уже в лагунно-континентальных условиях (лекворкутская свита). В этот период здесь начинается интенсивное угленакопление в пределах палеоподнятий.

В Пайхойской подзоне полная компенсация впадины еще не была достигнута и в течение второй половины кунгура здесь формируются морские терригенные осадки лиуръягинской свиты.

В уфимском веке в Коротаихинской подзоне сохраняются лагунно-континентальные условия, продолжается угленакопление, формируются отложения интинской свиты. В Пайхойской подзоне идет чередование прибрежно-морских и лагунно-континентальных условий с полным переходом к последним в позднеуфимское время, начинается угленакопление, формируются осадки табъюской свиты.

В казанский век и татарскую эпоху на всей территории Коротаихинской подзоны в континентальных условиях накапливается угленосная моласса печорской серии. Источником сноса являлся, по-видимому, высокогорный коллизионный ороген, возникший к этому времени на Полярном Урале, так как верхи печорской серии представлены мощными толщами конгломератов и гравелитов силовской свиты печорской серии. Максимум прогибания находится в припайхойской и приуральской частях Коротаихинской впадины.

В Пайхойской подзоне в казанском веке формируются угленосная моласса еръягинской свиты. Более молодые отложения неизвестны. Скорее всего, территория Пай-Хоя в конце перми уже вовлекается в орогенное поднятие.

В триасе на востоке Полярного Урала и, вероятно, в районе современного Южно-Карского шельфа продолжал существовать коллизионный ороген, с которого происходил интенсивный снос обломочного материала в Предуральский краевой прогиб, где в континентальных условиях продолжалось накопление мощных красноцветных и сероцветных молассовых толщ лестаншорской, нядейтинской и коротаихинской свит. Зона максимального прогибания и максимальных мощностей осадков смещается в осевую зону Коротаихинской впадины.

В тыловой зоне орогена на современном шельфе Карского моря с начала триаса начались процессы рифтогенеза, проявившиеся в формировании зон растяжения и излияния в них базальтов. Отголоском этих событий, скорее всего, являются и локальные излияния базальтов (типа траппов) в начале триаса (присутствующих в основании лестаншорской свиты) в Предуральском краевом прогибе.

Глава 2. История изучения нижнепермских отложений Карской сланцевой зоны и карской впадины Предуральского краевого прогиба

Обнаружение месторождения каменного угля на Юго – западном Пай - Хое заставило ГУЛАГ организовать в 1933 г. экспедицию для более детального исследования всей полосы пермских отложений. Для этого в составе Вайгачской экспедиции была организованна геологическая партия под руководством А. А. Чернова. В нее входили несколько отрядов, которыми руководили В. В. Коперина, Н. Л. Лихач, Е. О. Муравьев,

Г. А. Чернов, и Е. А. Щебарова. А. А. Черновым и его сотрудниками угленосная толща была прослежена от Воркуты до низовьев реки Коротаихи.

А. А. Чернов провел детальное стратиграфическое деление пермских отложений, мощность которых колеблется от 4,8 до 6,5 км , описал месторождения каменного угля на реках Янгарее, Нямдо – Ю, Хейяхе, определил направление дальнейших поисковых работ.

В 1940 г. О. Л. Эйнор проводил геологическую съемку по заданию ВАИ в бассейне рек Лиур – Яги и Саа – Яхи. Во время этих работ в долине реки Саа - Яхи он обнаружил коренные выходы туффитов, перекрытых плотными известковистыми аргиллитами (мергелями), содержащих фауну верхнего мела. Обнаружение в коренном залегании слабо дислоцированных позднемеловых осадков позволило О. Э. Эйнору предположил, что Пай – Хой как и Новая Земля и прилегающие области Карского моря относится к областям, охваченной альпийской складчатостью.

В 1945 г. Войновский – Кригер опубликовал статью об обнаружении в южной части Полярного Урала двух комплесов палеозоя, названных им Елецким и Лемвийским. Елецкий автохтонный комплекс сложен карбонатными отложениями громадной мощности, а аллохтонный Лемвийский – маломощными сланцевыми осадками. Соприкосновение этих комплексов по его мнению, происходит по тектонической линии, вытянутой вдоль Уральского хребта.

В 1954 г. Вышла крупная, обобщающая работа по стратиграфии и фациям среднепалеозойских отложений Пай – Хоя В. И. Устрицкого, окончательно установлено наличие на Пай – Хое двух резко различающихся структурно – фациальных зон (СФЗ), а также их аналогия с Лемвийскими структурно – формационных зон Северного Урала (Устрицкий 1961г).

В. И. Устрицкий пришел к выводу, что Пай – Хой и Полярный Урал являются краевой частью обширной Уральской складчатой области и являясь в фациальном и структурном отношениях продолжением как западной, так и центральной зон Полярного Урала. Пай – Хой представляет структуру, возникшую на месте краевого прогиба (Устрицкий 1956 г). По его мнению наличие Карского и Осовейского надвигов, разграничивающих структуры Пай – Хоя и Полярного Урала не подтверждается. К аналогичным выводам по данным среднемасштабной съемки пришли Л. Н. Беляков и Л. Т. Белякова (1961 г).

А. С. Микляев проводил детальную геологическую сьемку масштаба 1 : 50000 в районе Едунейской брахиантиклинали (1973 г.), бассейн реки Силова – Яхи и Сибирчата - Яхи. В эти же годы на Пай – Хое проводились ревизионно – опробовательские работы на фосфориты – в бассейне реки Кары (1971 – 1972 гг.), на горе Едуней (1973 г), на флюорит и сульфиды в бассейне рек Силова – Яхи и Сибирчата – Яхи в 1976 – 1978 гг.

С 1968 г. На Пай – Хое начали проводить тематические исследования сотрудники Института геологии Коми филиала (ныне Коми Н. Ц. УрО РАН). Первые экспедиционные отряды были направлены для исследования флюоритовых и медно – никелевых месторождений (Н. П. Юшкин, Ю. Н. Ромашкин, Г. Н. Боболович). Изучение особенностей тектоники Пай - Хоя занимались В. А. Дедев, Н. И. Тимонин, В. В. Юдин и др. Их геологическими маршрутами была охвачена вся территория Пай – Хоя.

Полученные в последние годы новые материалы указывают на шарьяжное строение Пай – Хоя. Еще недавно даже среди тектонистов бутовало мнение, что шарьяжи на Пай – Хое не установлены (Пучков 1979 г.) и структура Пай – Хойского поднятия находится на месте своего образования в виде классического антиклинория, крылья которого сложены глубоководными и шельфовыми комплексами формаций с постепенными переходами (Устрицкий 1961г, Тимонин 1978 г).

При более углубленных структурных формационных и геолого – геофизических исследованиях было выяснено, что развитый на Пай – Хое батиальный (пайхойский сланцевый) комплекс имеет тектонические контакты с карбонатным комплексом, далеко надвинут на него, а зоны контактов перекрыты крупноаплитудными надвигами (Дедеев и др. 1983г, Беляков и др. 1985г, Юдин 1985, 1990, 1991, 1992, 1994 гг., Тимонин, Беляев 2002 г. и др. В результате синтеза предшествующих работ и новых материалов, полученных авторами, геологическое строение района существенно изучено. На Пай – Хое выделены разнопорядковые надвиги и шарьяжи, которые легли в основу современного тектонического районирования и ограничения литодинамических комплексов, смятые в сложные структурные сжатия.

Глава 3. Методы исследований

Изучения пайхойских песчаников выполнялось следующими методами: оптико-микроскопический, гранулометрический анализ песчаников в шлифах, дробление пород, минералогический анализ тяжелой фракции, рентген-флюоресцентный анализ, спектральный полуколичественный. Самым главным, наиболее объективным, основным методом исследовании являлся оптико-микроскопический метод, позволяющий получить информацию об составе, текстуре и структуре пород и наблюдать характер окатанности, обломков, выявить минеральные и органические включения, структурно – текстурные преобразования и следовательно установить историю формирования породы в целом, восстановив возможные источника сноса.

Изучение пород в шлифах оптико – микроскопическим методом.

Изучение обломочной породы в шлифах проводили после общего знакомства, с ее строения, т. е со структуры и текстуры. Структура не исчерпывается зернистостью или гранулометрией (включающей сортировку) и формой зерен, а определяется также соотношением обломочной части и цемента и типом последнего. Размер зерен основной элемент в понятии «структура» и главный классификационный признак осадочных пород.

Структуру обломочной части в шлифе изучал с равной степенью детальности, исследовал ее в объеме макроскопического описания: измерял диаметр самых крупных и самых мелких размеров и диаметр конечных граничных зерен преобладающей фракции: визуальным определением степени сортировки, формы зерен и соотношением последнего с размером т. е. выяснял не отличаются ли зерна разного размера лучшей окатанности или другими особенностями формы. Прежде чем назвать породу, выделил из этого спектра главную преобладающую фракцию. Определив степень содержания преобладающей фракции дается возможность оценить и степень сортировки. При описании формы помимо определения степени окатанности (см. главу 5) я отмечал степень изометричности и неизометричности обломков, а также корродированность их, что довольно часто наблюдается в обломочных породах.

В шлифе структуру я изучал детально, был проведен гранулометрический анализ, путем измерения подряд поперечников 200 зерен (см. главу 5). Измерение проводил окуляром с линейкой. На шлифах – обычно перпендикулярно слоистости. Измерения зерен распределял по фракциям (таблица в главе 5)

Так как в шлифах я имел дело со срезами зерен, проходящим не всегда через их центр, то содержание мелких фракций завышалось, а крупных – занижалось.

А. М. Журавский установил, что средний размер песчаных зерен в шлифах приблизительно на 25 % меньше действительного. Следовательно, для получения последнего я полученный в шлифах размер умножил на 1,25 % (Фролов 1964).

Минералого - петрографический состав обломочной части определялся по кристаллографическим и оптическим свойствам – цвету, форме, спайности, оптического характера минерала (изотропный, анизотропный), показателя преломления, двупреломления, характера угасания, удлиннения, плеохроизма, включений и т. д.

При определении размеров зерен каждого минерала (или обломков пород) и описание формы – окатанности, степени изометричности, габитуса, кристаллографических очертаний – все это помогает при диагностике этих компонентов и выявляет их разнородность. Изучение связи размера и формы с минералого – петрографическим составом не является, как это кажется на первый взгляд повторением описанием этих свойств, данного при характеристике структуры, когда надо было отвлекатся от отдельных минералов, чтобы увидеть их общий размер и общую степень окатанности, в которых отражены условия их переноса в едином потоке независимо от состава.

Из породообразующих минералов является кварц и полевые шпаты. Поскольку кварц устанавливался без труда, при его описании определялся характер погасания (нормальный или волнистый), наличие включений, трещиноватость и другие индивидуальные особенности. При характеристике полевых шпатов уделялось внимание особенности их двойникового строения, характер вторичных изменений (пелитизация калиевых полевых шпатов, серитизация кислых плагиоклазов), по которым определялся минерал и его приблизительный состав (у плагиоклазов). Особое внимание обращалось на обломки пород, которые в шлифах диагностируются большей частью хорошо. Их характеристика включает помимо названия цвет, форму, структуру и текстуру, состав, степень сохранности. При определения этих компонентов потребовались знания не только осадочных, но и магматических и метаморфических пород, поскольку они встречаются в обломках. Характер вторичных изменений сам является хорошим диагностическим признаком, позволяющим определить если не конкретный тип породы (базальт), то принадлежность к одной из групп – кислым, средним и основным эффузивам.

По структуре цемент определяется в зависимости от соотношения количества обломков к занимаемому объему цемента. Тип цемента по составу устанавливался так же аналогично, как и все остальные минералы. Цемент часто трудно было отделить от обломочной части песчаников, из-за что многие обломки при постседиментационных изменений разрушаясь переходили в связующую (цементирующую) массу.

Следующим этапом в изучении песчаников было установление их типа по вещественному составу. В зависимости от минерального состава, соотношения в породе кварца, полевых шпатов и обломков пород по классификации В.Д. Шутова песчаники подразделяются на: кварцевую группу, аркозовую группу и граувакковую группу (Крашенинников 1988).

Кварцевая группа делится на: мономиктовые кварцевые, кремне – кластито – кварцевые, полевошпат – кварцевые, мезомиктовые кварцевые.

Аркозовая группа: собственно – аркозы и граувакковые аркозы.

Граувакковая группа: кварцевые, полевошпат – кварцевые, кварц – полевошпатовые, полевошпатовые и собственно граувакки.

Далее было построение кумулятивных кривых, пригодных для вычисления количественных параметров, свойственных породе. Построение было следующее: по оси абцисс (горизонтальная линия) в логарифмическом масштабе ранжируются все фракции, а по оси ординат (вертикальная) в обычном десятичном масштабе обозначаются проценты от 0 до 100%. Первую фракцию обозначил точкой, соответствующей ее количество следующей фракции (по оси абцисс). Затем к этой цифре прибавлял количество следующей фракции и обозначал очередной точкой, возвышающейся над первой. Далее содержание каждой фракции суммировал с предыдущими, что в сумме получилось 100%. Затем все точки соединил плавной кумулятивной кривой. Она у плохо сортированных пород - пологая со многими ступенчатыми изгибами, а у хорошо отсортированных растет вверх.

Следующим этапом в изучении песчаников я определял способ переноса осадков в водной среде по диаграмме Р. Пассеги (Кузнецов 2012). В настоящее время для определения генезиса водных осадков данная диаграмма считается наиболее удачной. По мнению автора этой диаграммы, способы переноса и отложения обломков могут быть определены соотношением двух основных параметров – максимального размера С1, определяемого как 99% квартиль, т. е. такой размер, относительно которого более крупные зерна составляют 1% по массе, и медианного диаметра. Последний он обозначает буквой М. Диаграмма, где на оси абцисс в логарифмическом масштабе откладывается значение М, а по оси ординат в том же масштабе – значение С1 называется диаграммой (см. диаграмму в главе 5).

Поскольку способы переноса и отложения обломков зависят от динамики водного потока, которая в значительной мере определяет физико – географическими условиями, то на основе диаграммы СМ можно с определенной степенью вероятности восстанавливать эти условия.

Следующим этапом работы было извлечение акцессорных минералов из песчаников.

Схема процесса дробления была следующая: образец породы песчаника кладется в ступу и дробится пестиком до размеров 0,25 мм. Далее образцы в лаборатории насыпают в лоток, заливают воду, помешивают и удаляют муть. Легкая фракция (суспензия, находящаяся во взвешенном состоянии) всплывает, а остальная часть дробленного материала погружается в тяжелую жидкость (бромоформ, удельный вес 2,75 – 2,85 г/см3).

Далее остатки после бромоформирования высушивают и промывают в спирте. Разделением песчаников по электромагнитным фракциям занималась научный сотрудник института геологии И. В. Швецова. Был проведен минералогичесий анализ путем разделения электромагнитом на фракции: магнитные (магнитные минералы), слабомагнитные и немагнитные минералы.

Изучение обломочной породы в шлифах я начал после общего знакомства, с ее строения, т. е со структуры и текстуры. Структура не исчерпывается зернистостью или гранулометрией (включающей сортировку) и формой зерен, а определяется также соотношением обломочной части и цемента и типом последнего. Размер зерен основной элемент в понятии «структура» и главный классификационный признак осадочных пород.

В шлифе структуру я изучал детально, был проведен гранулометрический анализ, путем измерения подряд поперечников 200 зерен (рис 6; 7)

продолжение рисунка на следующей странице

Рис 6. Гранулометрический и минералогический анализ 200 обломков шлифа 9051/2 (песчаник среднезернистый).

продолжение рисунка на следующей странице

Рис 7. Гранулометрический и минералогический анализ 200 обломков шлифа 9012/1 (песчаник мелкозернистый).

По результатам исследований спектрально – полуколичественного анализа, была дана приблизительная оценка процентного содержания элементов в исследуемых песчаников с целью сравнения с данными, полученными в результате изучения оптико – микроскопическим методом, а так же является дополнением к нему, для того, чтобы получить более полное представление об изучаемых песчаных пород.

Глава 4. Характеристика разрезов нижнепермских отложений

юго-востока Пай-Хоя

Нижнепермские отложения кечьпельской свиты сложены теригенными породами–песчаниками, алевролитами и аргиллитами (последние обычно рассланцованы). Они слагают разрезы мощностью в несколько сот метров. Породы сильно деформированы и осложнены разрывными нарушениями, что затрудняет построение нормального разреза и измерение мощности отложений. Согласно построенной литологической колонке в масштабе 1:100, сделанной в поле В. А. Салдиным, нами были описаны отложения в разрезе р. Лымьявож, впадающей в р. Брусьяху (правый приток реки Кары) в Карской сланцевой зоне

Характер переслаивания кечпельских отложений на руч. Лымьявож

Описание разреза приводится снизу вверх по разрезу и сверху вниз по реке в нижней части каньона (по В. А. Салдину ТН 9010 рис. 8). Мощность (м) Пачка 1. Переслаивающиеся алевролиты и аргиллиты. В центральной части наблюдается прослой массивного мелкозернистого песчаника толщиной 0,25 м, в котором размер обломков закономерно и плавно уменьшается снизу вверх. 1,16

Пачка 2. Переслаивание песчаников мелкозернистых и тонкозернистых с редкими прослоями алевролитов и аргиллитов. В слоях песчаников тонкозернистых и аргиллитов наблюдается постепенное уменьшение зернистости снизу вверх. В мелкозернистых песчаников закономерный переход уменьшения зерен проявлен слабее. В верхней части слоя песчаника они переходят постепенно в аргиллиты. Снизу переход песчаников в аргиллиты постепенный, сверху контакт аргиллитов с перекрывающими отложениями песчаников следующей пачки резкий. 3,60

Пачка 3. Песчаник, постепенно переходящий со слабо заметными границами снизу вверх в алевролиты и аргиллиты. Песчаник толстоплитчатый с линзами кремней. Через 0,3 м прослеживается переход в аргиллиты яснослоистые а затем в массивные аргиллиты, без какой либо слоистости, мощность 2,1 м. Границы с вышележащими отложениями весьма четкие. 3,60

Пачка 4. Сложена с подошвы песчаником мелкозернистым толщиной 0,5 м с явно выраженной горизонтальной слоистостью, переходящий вверх по разрезу в алевролиты с переслаиванием аргиллитов. Контакт с вышележащими породами четкие. 1,65 Пачка 5. Представлена песчаниками мелкоплитчатыми мелко и тонкозернистыми с прослоем с срединной части аргиллита толщиной 0,15 м. Каждый слой песчаника имеет постепенно закономерное уменьшение зернистости с подошвенной части к кровле. Контакт с вышележащими отложениями скрыт под осыпью. 1,58

Не обнаженный интервал разреза. В центральной части осыпи обнажен слой песчаника мелкозернистого мощностью 0,16 м., в котором прослеживается уменьшение зернистости снизу вверх. Мощность оценивается в 8.00 м.

Пачка 6. Аргиллит переходящий в верх по разрезу в переслаивание алевролитов и песчаников мелкозернистых. Песчаники мелкоплитчатые толщиной 0,13 – 0,15 м. У кровли располагается пласт песчаника толстоплитчатого, толщиной 0, 53 м. Подстилает его линзовидный слой аргиллита, который граничит четко с вышележащей далее по разрезу пачкой. 3,33

Пачка 7. Переслаивание песчаников мелкозернистых, толсто и тонкоплитчатых с алевролитами и аргиллитами. Песчаники тонкоплитчатые с хорошо просматриваемой параллельной и в меньшей степени волнистой слоистостью. Также в этих слоях выявляется плавное, постепенное закономерное уменьшение зернистости к кровельной границе. Верхняя часть пачки не обнажена, скрыта под осыпью мощностью 0,7 м. Граница со следующими породами явная. 5.00

Пачка 8. Сложена песчаником мелкозернистым со значительной мощностью 2,6 м., переходящего в алевролиты с прослоем пласта песчаника. В подошвенной части обнаружены и установлены складки оползания. Вверх по обнажению переход песчаника в переслаивание алевролитов резкий. Их толщина 0,16 –0, 32 м. В выделившимся прослое тонкоплитчатого песчаника так же обнаруживается текстуры оползания. Контакт с перекрывающими отложениями четкие. 6,80

Пачка 9. Песчаники массивные, мелкозернистые, толстоплитчатые со значительной мощностью 2,66 – 3,83 м. В пласте песчаника расположенного в нижней части пачки в кровельной его части наблюдается уменьшение зернистости снизу вверх. Далее перекрывающие отложения, залегающие выше скрыты под осыпью, мощностью 0,5 м. Затем обнаруживаются мелкоплитчатые алевролиты, постепенно, переходящие в толстоплитчатые мелкозернистые песчаники. У верхней части пачки представлены паралелльно слоистые алевролиты, с хорошо выявленными элементарными циклитами. Снизу вверх просматриваются элементарные циклиты (1,5 – 3 см): относительно тонкие светлые прослои мелких зерен сменяется вверх постепенными переходами в тонкозернистые слои, которые по толщине значительно более первых. Характер с залегающими выше отложениями просматривается отчетливо. 8,90

Рис. 8 Литологическая колонка кечпельских отложений лемвийской зоны правого берега реки Лымьявож . ТН 9010. (построения В..А.Салдина)

Пачка 10. Переслаивание песчаников мелкозернистых, толстоплитчатых с прослоями алевролитов в центральной части пачки и аргиллитов в кровельной части. Мощностью песчаников колеблется 0,45 – 0,55 м. У них хорошо проявлен постепенный

переход и закономерное уменьшение зернистости снизу вверх по разрезу. Контакт с вышележащими отложениями скрыты под осыпью. 3.00

Характер переслаивания кечпельских отложений на реке Лымьявож

Переслаивающиеся песчаники с алевролитами и аргиллитами находятся в средней части каньона (ТН 9012 по В. А. Салдину рис. 9). Песчаники мелкозернистые, тонко и среднеплитчатые, мощностью от 0,5, редко доходит до 1,8 м. Снизу вверх по разрезу наблюдаются закономерное, плавное уменьшение зернистости. Границы с соседними подстилающими и перекрывающими слоями четкие. В верхней части разреза песчаников относительно больше, чем в средней и нижней части разреза.

Алевролиты представлены сериями тонких слоев, мощностью от 5 до 15 – 20 см. вверх по разрезу проявлено плавное уменьшение зернистости. В нижней части разреза алевролитов несколько больше, чем в верхней части. Характер границ с ниже и вышележащими отложениями весьма четкий.

Аргиллиты слагают меньшую часть относительно песчаников и алевролитов. Для них характерна массивная и слабо выраженная паралелльная слоистость. Мощность массивных пластов достигает 2,5 м. Слоистые разности имеют мощность аналогичную алевролитам от 5 до 20 см.

Некоторые интервалы не обнажены, срыты под осыпью. Мощность осыпей составляет от 2 до 4 м. Мощность всего обнажения аналогичен предыдущему, приблизительно равняется 45,5 м.

Таким образом, данное обнажение сложено переслаивающимися песчаниками, алевролитами и аргиллитами значительно меньшей мощностью, слои более тонкопластовые по сравнению с обнажением на точке наблюдения ТН9010, где мощность песчаников доходит до 5 м. Общая мощность отложений первого обнажения составляет 50 – 55 м, мощность второго достигает 110 – 120 м. В обоих обнажениях выявляется плавный переход уменьшения зернистости песчаников и аргиллитов снизу вверх по разрезу.

Рис. 9 Литологическая колонка кечпельских отложений на реке Лымьявож ,ТН 9012 ( построения В. А. Салдина)

Глава 5. Типы нижнепермских песчаников и их происхождение

При изучении шлифов оптико – микроскопическим методом мы получили информацию об их составе и структуре, проводили стадиальный анализ (реконструировали особенности структурно – текстурные преобразования, и определяли историю формирования породы в целом).

Среди изученных песчаников выделены два типа: песчаник полевошпатово - граувакковый среднезернистый с большим количеством обломков пород и песчаник полевошпатово - граувакковый тонкозернистый известковый.

Песчаник полевошпатово - граувакковый среднезернистый массивный, слабоокатанный плохосортированный с начальнобластической структурой цемента и участками с пленочно-поровым цементом глинистого и карбонатного составов.

Цвет песчаников зеленовато серый с желтоватым оттенком. Обломки различной величины от 0.03 мм до 1.2.мм. Размер преобладающей фракции составляет 0,35 мм, что соответствует среднезернистым песчаникам. Окатанность обломков соответствуют 2 балам по пятибалльной системы окатанности. Преобладают обломки слабоокатанные (2 бала) и 3 бальные (среднеокатанные). Песчаники оцениваются как плохо сортированные. Наиболее распространены градационная, горизонтальная и массивная текстура. В песчанике обломочная часть составляет 86%, а остальные 12,7% приходится на цемент.

Минералого – петрографический состав обломочной части:

Обломочная часть состоит из горных пород (71%) и минералов (полевые шпаты – 15 % и кварц – 14 %).

Обломки пород представлены осадочными, магматическими и метаморфические породами. Среди них господствуют осадочные породы, которые составляют от обломков горных пород около 75 % или 50% от числа всех обломков.

Среди осадочных пород определены силициты, аргиллиты, известняки и песчаники.

Рис.10. Общий вид песчаника полевошпатово кварцевого - граувакка среднезернистого (обр. 9051/2, без анализатора).

Силициты составляют основную группу обломков. Их количество оценено в 27% от всего количества всех обломков, 52,6 % от обломков осадочных пород и 94,5 % от породообразующих минералов. В большинстве случаев они средне и хорошо окатанные, имеют эллипсоидальную, но так же встречаются обломки неправильной формы. Они представлены яшмоидами, фтанитами, радиоляритами и глинисто – кремнистыми обломками пород. Большинство яшмоидов светло – серого цвета с характерным затяжным, волнистым погасанием. Структура гипидиогранобластовая, по размерности от тонко до мелкозернистых. Текстуры массивные, пятнистые. Состоят преимущественно из халцедона с незначительными примесями углистых компонентов. Иногда присутствуют зерна карбонатов, иногда в виде ромбиков (доломитов).

Рис. Обломок яшмоида (с анализатором)

Фтаниты. Породы темно серого до черного цвета благодаря вкрапленникам рассеянного органического (углистого) вещества. Образуют крипто и гранобластовые структуры, реже глобулярные, по размеру тонкозернистые. Текстуры пятнистые, часто углистые компоненты образуют сланцеватость.

Рис. 11 Фтанит слабо рассланцованный (примесь углеродисто-глинистого вещества темного цвета). Без анализатора.

Радиоляриты. Обломки пород от серо до темно – серого цвета. Хорошо заметна сферолитовая структура. Сферолиты занимают более 50 % объема обломков. Они состоят из радиолярий, с включением спикул губок. Зерна тонко и мелкозернистые. Текстура сфероидальная с радиально лучистым и концентрически – зональным строением. Меньшая часть сложена тонко и микрозернистыми зернами халцедона.

Рис.12 радиолярит биогенный с концентрически – зональным и радиально – лучистым строением. С анализатором.

Глинисто – кремнистые обломки пород. Обломокb коричнево – серого цвета. Структуры тонко и микрозернистые. Текстуры пятнистые. Глинистые прослои нередко представляют полосчатые текстуры. Большая часть выполнена микро и тонкозернистым халцедоном с различной степенью угловатости.

Аргиллиты и хлориты (глинистые обломки пород) по распространенности в данном шлифе занимают второе место среди всех обломков и составляют 16, 8%, среди осадочных пород – 32,7 %, и 58,8 % от минералов. Окатанность у аргиллитов незначительна, угловатая форма обломков. Из них подавляющее большинство аргиллитов коричневого цвета, и хлориты светло - зеленого цвета с аномальной интерференционной окраской. Размер зерен от 0,06 до 0,5 мм. средний размер – 0,22 мм. Структуры пелитоморфные и алевропелитовые а также тонкочешуйчатые ( результат разрушения слоистых силикатов). Текстуры массивные, трахитовые. Часть из них слагают кремнисто – глинистые и глинистые сланцы, которые образуют сланцеватую текстуру. Слойки представлены органическим веществом.

Рис 13. обломок аргиллита. Без анализатора.

Мраморизованные известняки (карбонатные обломки пород). Среди осадочных обломков занимают третье место по распространенности – 7,3% среди всех остальных, 14,4 % от осадочных пород и 25,8 % занимают от породообразующих минералов. Господствуют мраморизованные известняки. Болшинство обломков плохо и средне окатанны. По цвету серовато – желтые и бежевого цвета. Размер обломков от 0, 06 до 0, 8. Структура кристаллически мелкозернистая. Наблюдалась явно выраженная лепидогранобластовая структура. Форма зерен лапчатая. На гранях заметна ромбическая, местами параллельная штриховка, характерная для зерен кальцита. В незначительном количестве имеются зерна доломита ромбической формы малых размеров 0,01 – 0,015 мм.

Рис. 14 мраморизованный известняк. Отмечается хорошо раскристаллизованная гранобластовая структура. С анализатором.

Терригенные породы. Меньший процент из осадочных обломков пород занимают терригенные обломки, составляющих 3,5 % всех обломков, 6,82 % занимающие от осадочных обломков и 12,2 % породообразующих минералов. По большому счету они средне и хорошо окатанны. Подразделяются на песчаники аркозовые мелкозернистые, и туфо – песчаники.

Песчаник аркозовый светло – серого цвета с розоватым оттенком. Размер обломка 0, 85 мм. Структура тонко – мелкозернистая. Порфировые вкрапленники представлены калиевым полевым шпатом, кварцем и в незначительном количестве плагиоклазом ряда альбит. Текстура массивная, пятнистая, вкрапленная. Формы обломка кварца острые, угловатые, у калиевого полевого шпата и плагиоклаза - среднеокатанные. Цемент выполнен буроватой глиной и хлоритом. По структуре базально – поровый.

Туфопесчаник светло – серого цвета. Его размер 0,5 мм. Структура порфировая, тонкозернистая, По форме имеет удлиненный облик. В целом состоит из кварца, калиевого полевого шпата и плагиоклаза. Зерна кварца плохо и средне окатанны, калиевого и полевого шпата и плагиоклаза в целом хорошо окатанны. Текстура пятнистая. Цементирующая масса состоит из вулканического пепла (туфа) , в меньшем количестве бурой глиной и хлоритом. По структуре контактово – поровый.

Рис. 15 туфо – песчаник кварц – полевошпатового состава. С анализатором.

Обломки магматических пород. Среди обломков магматических пород распространены следующие типы: эффузивы кислого состава, гранитоиды, дациты, плагиоклазиты и андезиты – базальты. Они составляют 15,5 % всей обломочной части. 30,2 % от осадочных пород и 54,2 % от породообразующих минералов. Плагиоклазиты и сиенит аплиты. Они занимают господствующее положение среди магматических обломков. В процентном соотношении слагают 56,7 % от количества магматических пород и 8,8% от всех остальных обломков.

Плагиоклазиты. Преимущественно состоит из плагиоклаза (альбит). Размеры обломков от 0,9 до 0,45 мм. У плагиоклаза наблюдаются характерные полисинтетические двойники. Формы плагиоклазов имеют удлиненно – призматические кристаллы. Их расположение беспорядочно – разнонаправленное. Длина кристаллов колеблется в пределах 0,05 – 0,15 мм. Текстура массивная. В меньшем количестве содержится хлорит и представлен в виде каплевидных, лапчатых и неправильных зерен. Зерна имеют среднюю и хорошо окатанную форму. В виде акцессорных минералов присутствуют включения пирита идиоморфной формы рамером 0,05 – 0,1 мм, а так же рассеяны многочисленные округлые зерна магнетита.

Рис. 16 альбитит. Формы плагиоклазов имеют удлиненно – призматические разнонаправленные кристаллы. С анализатором.

Сиенит - аплиты. Обломки изометричной и вытянутой формы. Мономинеральная масса. Почти нацело сложены калиевыми полевыми шпатами с аллотриоморфной, тонкозернистой структурой .Размеры обломков от 0,1 до 0,5 мм. Текстура массивная, вкрапленная. Наблюдаются редкие двойники плагиоклазов. Некоторые породы серицитизированы и хлоритизированы. Прослеживаются многочисленные пелитоморфные включения глинистых частиц.

Рис. 17 сиенит – аплит с аллотриоморфнозернистой структурой. С анализатором

Кислые эффузивные породы (4,1 % составляют от всех обломков и 28 % от магматических). В большинстве случаев они среднеокатанные и полуокатанные. Они представлены риолит – порфирами и раскристаллизованным вулканическим стеклом (об этом свидетельствует сферолитовые образование, характерные для кислых пород). В риолит – порфирах основной занимаемый объем выполняет стекловатая масса (около 70 %). Порфировые вкрапленники представлены калиевыми полевыми шпатами, по меньшей мере микрокристаллическими лейстами плагиоклаза и кварца (остальные 30 %).

Рис. 18 дацит. Округлые вкрапленники калиевого полевого шпата указывают на кислый состав. С анализатором.

Гранитоиды. Микрозернистые разности выделены в гранит – аплиты, составляют 1,8 % всех обломков, и 11, 6 % магматических. В шлифе найден единственный обломок гранит - аплита. Окатанный обломок имеет яйцевидную, слегка удлиненную форму. Отмечается гранитная структура (закономерное срастание кварца, калиевого полевого шпата и плагиоклаза приблизительно в равных количествах). Калиевые полевые шпаты представлены ортоклазами. Структура мелкозернистая. Текстура массивная. Незначительная часть полевых шпатов пелитизирована. Акцессорных минералов не наблюдалось.

Рис. 19 обломок мелкозернистого гранит – аплита яйцевидной формы. Структура гранитовая. С анализатором.

Вулканическое стекло. В процентном соотношении занимают 1,3% обломочной части и 2,53% от магматических обломков. Представляют собой хорошо окатанный обломок темно - коричневого цвета размером от 0,4 мм. Структура стекловатая, сферолитовая. Форма обломка округлая слегка вытянутая.

Базальты. В процентном отношении составляют 2 % от всех обломков и 12,8 от магматических. Представляю собой обломки изометричной формы, величиной зерен от 0,25 до 0,62 мм. Имеются разности базальтов с микролитовой структурой, в которой преобладают мелкокристаллические лейсты плагиоклаза над стеклом и гиалопилитовые структуры, в которых количество микролитов плагиоклаза меньше стекловатой массы. По составу плагиоклаз основной. Формы плагиоклазов вытянуто – удлиненной формы, нередки тонкостолбчатые и игольчатые кристаллы. Стекло частично замещено хлоритом. В виде акцессорных включений присутствуют круглые вкрапленники гематита. Крупные порфировые вкрапленники оливина по большей части замещены хлоритом. Текстура пятнистая.

Рис. 20 базальт. Структура микролитовая, отчасти трахитовая. Порфировые вкрапленники оливина, сильно замещенного хлоритом. С анализатором.

Зеленые сланцы (группа обломков с зеленоватой окраской и сланцеватой текстурой) составляют 0,8 % всех обломков и 5,5 % от магматических. Они имеют сильно вытянутую форму (так же как углеродистые сланцы). Серицитовые сланцы с ясно ориентированным направлением чешуек и яркими интерференционными цветами (синими, желтыми и зелеными) и одновременными (агрегатным) их погасанием.

Рис. 21 серицит – кварцевый сланец. Прослои тонкочешуйчатого серицита в кварцито – песчанике. В нижней части жила кварца. С анализатором.

Полевые шпаты. Разделяются на калиевые полевые шпаты и плагиоклазы (ряда альбит). Калиевые полевые шпаты – занимают 13,4 % от всех обломков, 46,7 % от количества породообразующих минералов и 18,9 % от обломков горных пород. Их минимальный размер - 0,04, максимальный доходит до 0,32 мм. Сортировка зерен: по окатанности – средняя и хорошая сортировка, по размеру – плохо отсортированные. Изометричные и удлиненные обломки приблизительно находятся в равном соотношении 50 : 50. Основная часть обломков содержат мелкие вкрапленные включения пелитолитов (продукты вторичного замещения калиевого полевого шпата).

Плагиоклазы. Слагают 4,3 % от количества породообразующих минералов, 1,7 % от обломков горных пород и 1,23% составляют от всех обломков. Размер зерен колеблется в пределах 0,05 – 0,12 мм. Размер преобладающей фракции – 0,077 мм. Сортировка зерен по размеру плохо отсортированные, по окатанности плохо и среднеокатанные. Содержание анортитовой составляющей в плагиоклазе соответствует ряду – альбит (натриевый плагиоклаз). Хорошо просматриваются полисинтетические двойники. Обломки имеют преимущественно вытянутую форму. Наблюдаются вторичные замещения плагиоклаза хлоритом, кальцитом и серицитом.

Кварц подразделяется на монокристаллические, состоящие из одних зерен, составляющие 10, 3% от всех обломков, 35 % от породообразующих минералов и 14,5 % от горных пород и поликристаллические кварцито – песчаники, сложенные в совокупности несколькими зернами мономинерального кварца. В процентном отношении они занимают 3, 8 % от всех обломков, 24,5% от породообразующих минералов и 5,3% от количества горных пород.

Монокристаллический кварц представлен средне окатанными и неокатанными зернами, размером от 0,035 до максимальных размеров – 0,25 мм. Средний размер фракции 0,1 мм. Сортировка зерен: по размеру и окатанности - плохо отсортированные. Форма зерен: удлиненные –75%, изометричные – 25 %. Волистое погасание, чистые зерна, погасают в серых тонах и распределяются в породе неравномерно.

Поликристаллический кварц (Кварцито – песчаники) представляет собой обломки, вытянутой эллипсовидной формы хорошо и средне окатанные, сложенные кварцем вытянутой, имеющие размеры по удлинению от 0,035 до 0,2 мм. Размер преобладающей фракции – 0,09 мм. Структура конформная, тонкозернистая, гранобластовая. Образовались при бластезе – росте кристаллов в твердой породе. Зерна имеют облик, близкий к изометричному с характерным косым, волнистым погасанием

Акцессорными компонентами являются серицит кварцевые сланцы, составляющие 0,83 % и углистые включения (пятнистые и прослои углей) – 0,4 % а так же рудные мелкие скопления округлой формы магнетита и гематита в обломках пород и занимающие менее 0,2 % от минералов и горных пород.

Цемент по структуре начальнобластический участками пленочно – порового цемента глинистого (7,35%) и карбонатного состава (5,33 %).

Включения. Наблюдаются углистые компоненты в виде лапчатой и расплывчатой формы, а так же образует углистые прослои сланцеватой текстуры во фтанитах. Среди органических включений в обломках радиоляритов (кремнистые породы) хорошо выделяются радиолярии радиально – лучистого и концентрически зонального строения.

Вторичные изменения. Имеются зерна плагиоклазов (альбитов), которые находятся на стадии изменения, переходящие в кальцит и серицит, обломки сильно измененного оливина, замещенного хлоритом (в базальтах).

Песчаник полевошпатово - граувакковый тонкозернистый, массивный, слоеватый, среднеокатанный, плохосортированный с начальнобластической структурой цемента и участками с пленочно-поровым цементом преимущественно карбонатного, в меньшей степени глинистого составов.

Цвет песчаника темно – серый с желтоватым оттенком.

Обломки различной величины Минимальный размер оломков - от 002мм, максимальный – до 0,28 мм. Размер преобладающей фракции составляет – 0,078 мм, что соответствует тонкозернистому песчанику. Окатанность обломков соответствуют 3 категории (среднеокатанные) . Песчаники оцениваются как плохо сортированные.

Наиболее распространена массивная текстура, в меньшей степени слоистая.

Минералого – петрографический состав обломочной части:

Главные породообразующие компоненты: кварц –28,5%, полевые шпаты – 27, %. Из обломков пород главными являются карбонатные породы (известняки – 27, 2%) и глинистые (аргиллиты и хлориты – 4,38%). Из рудных минералов: пирит, занимающий - 6,17%. Из второстепенных компонентов выделяется вулканическое стекло (2,5 %).

В песчанике обломочная часть составляет 95,2%, а остальные 5,8% приходится на цемент. Обломочная часть состоит из минералов (кварца и полевых шпатов) и горных пород. Обломки пород составляют от всех обломков 44,44%, а минералы составляют 55,5%.

Рис. 22 Песчаник тонкозернистый, с преимущественно массивной текстурой, слоеватый. Объектив x 10. Николи паралелльны.

Они представлены осадочными и в меньшей степени магматическими породами. Среди них господствуют осадочные породы, которые составляют от обломков горных пород около 65 % или 32,5% от числа всех обломков. Из осадочных пород определены известняки, аргиллиты и силлициты.

Известняки. Среди осадочных обломков занимают первое место по распространенности – 27,18 % среди всех остальных и 84,38 % от осадочных обломков. Большинство обломков средне окатанны. По цвету серовато – желтые и бежевые. Размер обломков от 0, 025до 0,21 мм. Размер преобладающей фракции – 0,065 мм. Структура тонкозернистая. Облик зерен близкий к изометричному. На гранях заметна ромбическая, местами параллельная штриховка, характерная для зерен кальцита. В незначительном количестве имеются зерна доломита ромбической формы малых размеров от микро до тонкозернистых.

Аргиллиты и хлориты (глинистые обломки пород) по распространенности в данном шлифе занимают второе место среди обломков и составляют 4,3 % от всех остальных обломков и 13,6 % от осадочных пород. Окатанность в целом у аргиллитов средняя, часть обломков хорошо окатанны. Из них подавляющее большинство составляют обломки аргиллитов коричневого цвета, и хлориты светло - зеленого цвета с аномальной интерфереционной окраской. Размер зерен от 0,037 до 0,15 мм. Средний размер – 0,06 мм. Структуры пелитоморфные и алевропелитовые. Текстуры массивные. Изредка наблюдаются аргиллиты с углистыми вкрапленными включениями углистых частиц.

Силициты. По содержанию занимает весьма незначительный процент – 0,65 % - содержания от остальных, 2 % от осадочных . Размер обломков - 0,045 – 0,062 мм. Структуры тонкозернистые. Сложены преимущественно из халцедона с незначительными примесями углистых компонентов. Цвет силицитов светло – серый с характерным затяжным, волнистым погасанием.

Магматические обломки пород. Среди обломков магматических пород распространены раскристаллизовнные вулканические стекла и базальты. Они составляют 3,4 % всей обломочной части.

Вулканические стекла. В процентном соотношении занимают 2,58 % обломочной части и 69,8% от магматических обломков. Представляют собой хорошо окатанные обломки серовато – темно до черного цвета размером от 0,04 до 0,25 мм, средний размер – 0,1 мм. Структура стекловатая. Форма обломков округлая, близкая к изометричному облику.

Андезиты – базальты. В процентном отношении составляют 0,81 % от всех обломков и 24 % от магматических. Представляю собой обломки изометричной формы, величиной зерен от 0,04 до 0,093 мм. Имеются разности базальтов с микролитовой структурой, в которой преобладают гиалопилитовые структуры, в которых количество микролитов плагиоклаза меньше стекловатой массы. Состав плагиоклаза определить не удалось. Формы плагиоклазов вытянуто – удлиненной формы и игольчатые кристаллы. Стекло частично замещено хлоритом. В виде акцессорных включений присутствуют круглые вкрапленники гематита.

Минеральные обломки. В группу минералов относятся кварц и полевые шпаты, которые в совокупности составляют 55,55 % от горных пород. Кварц подразделяется на монокристаллические, состоящие из одних зерен, составляющие 16 % от всех обломков, 28,8 % от породообразующих минералов и 36 % от горных пород и поликристаллические кварцито – песчаники, сложенные в совокупности несколькими зернами мономинерального кварца. В процентном отношении они занимают 12,5 % от всех обломков, 22,5 % от породообразующих минералов и 28,12% от количества горных пород.

Монокристаллический кварц представлен средне окатанными зернами, размером от 0,027 до максимальных размеров – 0,225 мм. Средний размер – 0,09 мм. Сортировка зерен: по размеру средне и плохо сортированные, по окатанности – среднеокатанные. Форма зерен: удлиненные –80%, изометричные – 20 %. Волистое погасание, чистые зерна, погасают в серых тонах и распределяются в породе неравномерно.

Поликристаллический кварц (Кварцито – песчаники) представляет собой обломки, вытянутой эллипсовидной формы хорошо и средне окатанные, сложенные кварцем вытянутой, имеющие размеры по удлинению от 0,035 до 0,2 мм. Размер преобладающей фракции – 0,085 мм. Структура конформная, тонкозернистая, гранобластовая. Образовались при бластезе – росте кристаллов в твердой породе. Зерна имеют облик, близкий к изометричному с характерным косым, волнистым погасанием.

Полевые шпаты. Разделяются на калиевые полевые шпаты и плагиоклазы (ряда альбит). Калиевые полевые шпаты – занимают 3,6 % от всех обломков, 6,5 % от количества породообразующих минералов и 8,1 % от обломков горных пород. Их минимальный размер - 0,02, максимальный доходит до 0,26 мм. Сортировка зерен: по окатанности – средняя сортировка, по размеру – плохо отсортированные. Изометричные и удлиненные обломки приблизительно находятся в равном соотношении 50 : 50. Основная часть обломков содержат мелкие вкрапленные включения пелитолитов (продукты вторичного замещения калиевого полевого шпата).

Плагиоклазы. Слагают 9,2 % от количества породообразующих минералов, 11,5 % от обломков горных пород и 5,12% составляют от всех обломков. Размер зерен колеблется в пределах 0,037 – 0,16 мм. Размер преобладающей фракции – 0,07 мм. Сортировка зерен по размеру плохо отсортированные, по окатанности плохо и среднеокатанные. Содержание анортитовой составляющей в плагиоклазе соответствует ряду – альбит (натриевый плагиоклаз). Хорошо просматриваются полисинтетические двойники. Обломки имеют преимущественно вытянутую форму. Наблюдаются вторичные замещения плагиоклаза хлоритом, кальцитом и серицитом.

Акцессорные компоненты. Среди них можно выделить группу андезито – базальтов (0,81%) и кремнистые обломки (0,65%).

Цемент по структуре начальнобластический ,с участками пленочно – порового цемента преимущественно карбонатного (4,24 %), в меньшей степени глинистого состава (1,52 %).

Включения. Наблюдаются углистые компоненты в виде лапчатой и расплывчатой формы а так же рудные пиритовые скопления как малых размеров (0,01 мм) так и крупных до 0,12 мм, составляющий 6,17%.

Вторичные изменения. Имеются зерна плагиоклазов (альбитов), которые находятся на стадии изменения, переходящие в кальцит и серицит

Характерные отличия других граувакковых песчаников.

Плагиоклаз по анортитовой составляющей ряда олигоклаз был встречен в шлифе 9051/1, средний плагиоклаз ряда андезин был определен в шлифе 9050/2. Этот шлиф отличается хорошей окатанностью (4 балла), тонкозернистой структурой. Цемент по структуре базально – поровый. Состав преимущественно карбонатный, микрозернистый отчасти пелитоморфный. В незначительной степени обнаруживается кремнистый цемент халцедонового состава. Текстура в нижней части паралелльно слоистая, переходящая вверх сменяется массивной. Слойки сложены светлыми (мелкозернистыми) прослоями песчаников, и темными (тонкозернистыми) слойками алевритов. Толщина светлый слойков равняется 0,5 - 0,7 мм, темных – 0,1 – 0,3 мм. Проявляются тонкие, слегка волнистые слойки углей, ориентированы по направлению слоистости.

Цемент по составу, подавляющая часть которого выполняет глинистый цемент отмечается в шлифе 9046/1. По структуре пленочно – поровый. Хорошо окатанные породы встречаются в шлифах 9050/2, 9051/1-2, среднеокатанные – шлиф 9046/1. Косая слоистость среднезернистой структуры, срезанная в горизонтальном направлении у кровельной части и перекрывающий с серией темных и светлых горизонтальных тонких слойков отмечается в шлифе 9047/1. Разнонаправленная слоистость светлых тонких слойков 0,1 – 0,2 мм, а так же кварцевые жилы толщиной 0,9 – 1,3 мм выявлены в шлифе 9047/2.

Породы с некоторыми незначительными зернами глауконитов прослежены в шлифах 9046/1 и 9047/1. Обломки хромита в виде акцессорного компонента наблюдались в шлифах 9051/2, 9050 - 1/2 и 9051/2.

Рис. таблица шлифа 9012/1. Гранулометрический анализ измерения подряд поперечников 200 зерен и вычисление процентного содержания минералов и обломков горных пород, отличных друг от друга и цемента по составу.

Следующим этапом в изучении песчаников я классифицировал породы по вещественному составу. В зависимости от минерального состава, соотношения в породе кварца, полевых шпатов и обломков пород по классификации Шутова песчаники подразделяются на: кварцевую группу, аркозовую группу и граувакковую группу.

Кварцевая группа делится на: мономиктовые кварцевые, кремне – кластито – кварцевые, полевошпат – кварцевые, мезомиктовые кварцевые.

Аркозовая группа: собственно – аркозы и граувакковые аркозы.

Граувакковая группа: кварцевые, полевошпат – кварцевые, кварц – полевошпатовые, полевошпатовые и собственно граувакки.

В ходе моей работы я определил породы к группе полевошпатово – кварцевых грауввакк. Различия их были в том, что шлиф 9051/2 содержит в себе 71 % обломков (рис. 23), а в шлифе 9012/1 обломочная часть составляет 44 %, но все таки они входят в рамки одной группы (Рис 24).

Рис. 23 Классификация песчаников по Шутову. Шлиф 9051/2.

Рис.24 Классификация песчаников по Шутову. Шлиф 9012/1

Далее я строил кумулятивные кривые, пригодные для вычисления количественных параметров, свойственных породе. По построении мною кумулятивных кривых получились следующие графики, в первом случае построилась пологая кривая (рис. 25) что соответствует плохосортированным обломкам (шлиф 9051/2 песчаник среднезернистый рис. 25), а во втором случае кривая растет вверх (шлиф 9012/1 песчаник мелкозернистый) что отображает хорошую сортированность обломков (рис. 26).

Рис. 25 Кумулятивная (суммарная, нарастающая) кривая обр. 9051/2. (по оси абцисс ранжированы фракции в логарифмическом масштабе, по оси ординат в десятичном масштабе обозначены проценты).

Рис. 26 Кумулятивная (суммарная, нарастающая) кривая. Шлиф 9012/1. (по оси абцисс ранжированы фракции в логарифмическом масштабе, по оси ординат в десятичном масштабе обозначены проценты).

Следующим этапом в изучении песчаников я определял способ переноса осадков в водной среде по диаграмме Р. Пассега. В настоящее время для определения генезиса водных осадков данная диаграмма считается наиболее удачной. По мнению Д. Р. Пассега, способы переноса и отложения обломков могут быть определены соотношением двух основных параметров – максимального размера С1, определяемого как 99% квартиль, т. е. такой размер, относительно которого более крупные зерна составляют 1% по массе, и медианного диаметра. Последний Р. Пассег обозначает буквой М. Диаграмма, где на оси абцисс в логарифмическом масштабе откладывается значение М, а по оси ординат в том же масштабе – значение С1 называется диаграммой (рис. 27).

Рис. 27 Диаграмма Р. Пассега для определения способа переноса осадков в водной среде. Шлиф 9051/2.

Рис.28 Диаграмма Р. Пассега для определения способа переноса осадков в водной среде. Шлиф 9012/1.

Нами были установлены и поставлены и следующие точки: на диаграмму были нанесены точки средних размеров зерен шлифов 9051/2 и 9012/1 соответственно по оси абцисс (значения М) обозначающей размер зернистости, по оси ординат (значения С) мы взяли 99 % квартиль. Мы установили: в шлифе 9051/2 (рис. 28) был определен средний размер зерна – 0,19 мм, спроектированный на диаграмму. В результате данная точка вошла в интервал PQ – осадки взвеси и частично перекатывания. В шлифе 9012/1 средний размер зерен составляет – 0,078 мм, спроектирован на интервал RS – что установлены осадки однородной взвеси.

Минералогический анализ тяжелой фракции. Данная работа была проведена научным сотрудником института геологии И. В. Швецовой, выделившая фракции в образцах исследуемых пород. Для сравнения между собой по минералогическому анализу тяжелой фракции также были анализированы образцы пород 9051/2, 9050/1, 9049/2 и 9046/1. Первые три образца схожи по минеральному составу тяжелой фракции. Среди них выделяются 4 общих фракции: неэлектромагнитная фракция (циркон, лейкоксен, рутил и др.), первая электромагнитная фракция (хромит, гематит и гидроксиды железа), вторая электромагнитная фракция (гранат, турмалин, гидроксиды железа, амфиболы) и неэлектромагнитная фракция (циркон, лейкоксен, рутил, пирит, апатит). Перечисленные образцы пород в целом очень близки друг к другу по минеральному составу. В единственном образце породы 9046/1 выявляется значительное сокращение разнообразия минерального состава, отсутствие магнитных минералов (магнетита). Здесь же отмечается отсутствие минералов, входящих в первые и вторые электромагнитные фракции.

Спектрально – полуколичественный анализ. В результате изучения пород спектрально – полуколичественным анализом были определены процентное содержание наиболее главных химических элементов, таких как: SiO_2, TiO_2, Al₂O_3, Fe₂O_3, FeO, MnO, CaO, Na₂O, K₂O и P₂O₅ с последующим сравнением пород, отличных друг от друга. Было анализировано содержание конкретного элемента в разных породах.

N п/п	N обр.	SiO2	TiO2	Al2O3	Fe2O3	FeO	MnO	MgO	CaO	Na2O	K2O	P2O5	ппп
1	9051/2	60,64	0,91	12,72	3,43	4,08	0,070	5,43	2,84	2,38	1,21	0,170	6,12
2	9051/1	59,25	1,10	13,83	2,50	5,22	0,060	6,05	2,61	3,29	1,02	0,140	4,93
3	9050/1	27,47	0,43	5,97	2,03	2,08	0,310	2,82	31,04	2,05	0,55	0,380	24,87
4	9049/2	54,13	0,94	14,22	3,07	4,99	0,110	5,74	3,70	1,89	2,50	0,210	8,57
5	9048/1	50,47	0,87	12,93	2,49	4,47	0,180	5,59	7,88	3,15	1,56	0,160	10,25
6	9046/1	61,11	0,85	13,61	2,10	4,44	0,070	5,47	2,31	3,69	1,36	0,170	4,82
7	9044/5	61,77	0,31	6,27	3,53	5,02	0,130	3,66	5,60	1,15	0,92	0,280	11,36
8	9012/1	44,39	0,70	12,07	2,32	3,63	0,330	4,42	14,70	3,84	0,89	0,170	12,56

Рис. 29 Литохимический состав нижнепермских песчаников с процентным содержанием основных элементов.

В образце породы 9050/1 отмечается пониженное содержание железа. В нем же, и в породе 9044/5 содержание алюминия (глинистых компонентов) несколько меньше. В этих образцах обнаруживается заниженные содержания кремния. Повышенные содержания кальция резко выделяются в породах 9050/1, несколько меньше в образце 9012/1. Щелочность: среди образцов пород относительно выделяется по повышенному содержанию альбита (Na₂O ) и глинистых частиц (образец породы 9046/1).

В целом сравнивая химический анализ с проведенным оптико – микроскопическим методом во многом совпадают. Различия обусловлены в том, что примеси, исследуемые под микроскопом часто не всегда удается распознать.

Условия образования пород

Данные породы (граувакковые песчаники) содержат в себе большое количество обломков, от 25 % и выше. Слагающая их обломочная часть представлена различными обломками пород – осадочными, магматическими и метаморфическими. Прослеживая структурно – текстурные особенности пород в шлифах можно установить особенности их образования. Порода в шлифе 9051/2 на макроуровне имеет градационную слоистость. Судя по таким текстурам можно сказать, что относительно крупная зернистость расположенная в нижней части образовалась при более интенсивном потоке, постепенно вверх по породам зернистость плавно и постепенно уменьшается что говорит об уменьшении скорости потока вод. По горизонтальной слоистости прослеживается характер осаждения зерен.

Следовательно, твердость их различная. Характер окатанности позволяет установить дальность переноса – хорошо окатанные обломки образовались далеко от источника сноса, менее окатанные и угловатые – образовались вблизи от источника сноса. Сравнивая в изучаемых шлифах кварциты и близкие к ним кварцито - песчаники имеют достаточно хорошую окатанность порядка 5 баллов (по шкале Петиджон 1988), а карбонатные породы имея ввиду относительно невысокую твердость имеют среднюю окатанность, указывая на более близкий источник сноса. Тем не менее карбонатные породы в песчанике среднезернистом (шлиф 9051/2) представлены преимущественно мраморизованными известняками с явной и хорошо выраженными кристаллами указывающую на залегании обломков пород на глубине, претерпевающие повышенные температуры и давление.

В песчанике среднезернистом (шлиф 9051/2) преобладают кремнистые обломки и слагают 27% среди всей обломочной части. Кремнистые породы характерны для холодных, глубоководных отложений, следовательно можно предположить, что данные обломки размывались с глубинных провинций. Песчаник тонкозернистый известковистый напротив, образовывался в мелководных морских условиях при значении РН 8 – 4 % (щелочность среды). РН – служит основным фактором осаждения минералов (для минералов, образующимся хемогенным путем).

В структурном плане так же имеются различия по размерности зерен. По структурной части устанавливается скорость водных потоков и дальность переноса. Песчаник тонкозернистый образовывался в более спокойных условиях, течения имели невысокую скорость. Песчаник крупнозернистый образовывался при скоростях течений несколько выше скорости первого т. к. алевритово – мелкозернистые частица, находясь преимущественно в виде суспензии не имеют возможности осаждаться, за счет легкого веса их сносит, а осаждается более крупнозернистый материал.

Приложения

При изучении подряд 200 обломков в исследуемых шлифах замеры проводил окуляром с линейкой. На шлифах – обычно перпендикулярно слоистости. Измерения зерен распределял по фракциям (рис 29; 30). Данная таблица является основой для дальнейшего изучения минерального и гранулометрического состава пород в шлифах.

Рис. Результаты изучения шлифа 9051/2. Гранулометрический анализ измерения подряд поперечников 200 зерен и вычисление процентного содержания минералов и обломков горных пород, отличных друг от друга и цемента по составу.

Рис. Результаты изучения шлифа 9012/1. Гранулометрический анализ измерения подряд поперечников 200 зерен и вычисление процентного содержания минералов и обломков горных пород, отличных друг от друга и цемента по составу.

Заключение

В ходе изучения нижнепермских песчаников на юго – востоке Пай – Хоя были определены типы пород, выяснены условия формирования пород и источники сноса обломков. Применялись оптико – микроскопические методы, гранулометрические анализы в шлифах, химические (спектрально – полуколичественные). Минеральные и гранулометрические исследования в шлифах изучались с достаточной степенью детальности, подробное исследование минерального состава обломочной части в шлифах. Особое внимание обращается на структурно – текстурные особенности в породах, которые позволяют выявить источники сноса обломочных компонентов, по структурным особенностия устанавливаются степень окатанности, что указывает на дальность переноса обломков. По минеральному составу выявляются области, характерные для каждых пород только в определенной для них обстановке. Были построены куммулятивные диаграммы пригодные для вычисления количественных параметров, что отображает сортированность обломков, определены способы переноса зерен (в зависимости от размера).

Таким образом, в ходе изучения нижнепермских песчаников на юго – востоке Пай – Хоя была проведена комплексная работа, направленная на выяснения типов пород и их происхождения.

Список используемой литературы

Фролов В. М. Руководство к лабораторным занятиям по петрографии осадочных пород. Издательство «Москва» 1964, 312 с.

Юдин В. В. Орогенез севера Урала и Пай – Хоя. «Екатеринбург УИФ наука» 1994, 285 с.

Шарфман В. С., Кузнецов И. А. Петрография осадочных пород. Издательство «Недра» 2005, 393 с.

Ван. А. В., Казанский Ю. П. Основы литологии Издательство «Мир» 1985, 127 с.

Крашенинников Г. Ф., А. Н. Волкова. Учение о фациях с основами литологии. Издательство «МГУ». 1988, 212 с.

Кузнецов В. Г. Фации и фациальный анализ в нефтегазовой геологии. «РГУ нефти и газа имени Губкина». 212, 244 с.

Микляев А. С. Отчет геологического строения Пай – Хоя. Институт «УрО Ран». 1988,

860 с.

Антошкина А. И. Краткий курс литологии. Издательство «СыктГУ» 2003, 208 с. Шванов В. Н. Песчаные породы и методы их изучения. Издательство «Недра» 1969, 248 с.

Маслов А. В. Осадочные породы: методы изучения и интерпретация полученных данных. Издательство «Екатеринбург» 2005, 289 с.

Япаскурт О. В. Литология. Москва. Издательский центр «Академия» 2008, 336 с.