Биохемогенная природа ордовикских шамозитов на Северном Урале

Изучаемые разрезы на Северном Урате расположены в полосе развития среднеордовикских отложений, прослеживающихся от р. Унья до р. Илыч, которые были выделены и датированы по фауне брахиопод и мшанок В. А. Варсанофьевой [4]. Первые исследования шамозитовых оолитовых руд из этих разрезов, установленных и описанных Я. Э. Юдовичем с коллегами [16,17], выявили присутствие в оолитах и вмещающей глинистой массе наряду с шамозитом сидерита и гидробиотита, свидетельствующего о близости береговой линии с корой выветривания. По конодонтам и брахиоподам возраст шамозитовых руд был определен С. В. Мельниковым каклланвирн-лландейльский среднего ордовика [17]. При проведении геолого-съемочных работ в 1990-х годах под руководством Б. Я. Дембовского глинисто-карбонатные отложения c прослоями шамозитовых оолитов были выделены в боль-шекосьюнскую свиту, возраст которой был датирован ка-радокским ярусом среднего ордовика [Дембовский и др., 1992ф].

Согласно современной стратиграфической шкале ордовика [10], карадокский ярус соответствует сандбийс-кому ярусу основания верхнего ордовика. Определенные В. А. Наседкиной в верхней части большекосьюнской свиты нар. Б. Косью конодонты Baltoniodus alobatus (Bergstrom, 1971) [Дембовский и др., 1992ф] являются зональным видом для верхней части сандбийского и основания катийс-кого ярусов [19, 24]. В то же время комплекс конодонтов, по определению В. А. Наседкиной, из известняков с ооидами на р. Илыч включает виды как среднеордовикские — Drepanodus deltifer Lindstrom, Scandodus ovalis Nas., Oistodus sp., Acodus sp., так и карадокские (= верхнеордовикские — сандбийские)— Drepanodus suberectus Branson et Mehl, Phragmodus cf. flexuosus Mosk., P. cf. undatus Branson et Mehl., Baltoniodus variabilis (Bergstrom, 1962), Plegagnathus cf. nelson i Ethington et Furnish.

Во время полевых работ 2014—2015 гг. Е. С. Пономаренко были получены новые данные по составу и строению разрезов большекосьюнской свиты с шамозитами. Так как шамозитовые ооиды чаще всего не отвечают иде- ально округлым или овальным оолитам, они деформированы или трещиноваты в результате тектонических нарушений пород, мы используем более общее определение «ооиды», под которое подпадают как оолиты, так и микроконкреции, сферолиты и глобулы [21].

Объекты и методы исследований

Фактическим материалом для исследования являлись образцы пород с шамозитовыми ооидами и вмещающий их матрикс из средне- и верхнеордовикских разрезов на р. Илыч и ее притоке — р. Б. Косью на Северном Урале (рис. 1). Пробы для анализов отбирались с помощью тонких стоматологических свёрл из ооидов (ядер, различных слойков), пограничных зон с вмещающей массой, а также из различных участков последней. Фазовый состав глинистой фракции породы с шамозитами определялся рент-гендифракционным методом (ShimadzuXRD-6000, фильтрованное излучение Cu K а), выявившим преимущественно хлорит. Для изучения микроструктуры и химического состава минералов использовались оптическая микроскопия (компьютеризированный комплекс OLIMPUS BX51) и аналитическая СЭМ (JSM-6400 Jeol). Состав карбонатного углерода и кислорода, а также органического углерода анализировался методом изотопной масс-спектрометрии Delta V Advantage, погрешность определений не превышала 0.1 %с (1о). Значения 8¹³С даны в промилле относительно стандарта PDB, S¹⁸O — стандарта SMOW Все аналитические исследования проведены в ЦКП «Геонаука» ИГ Коми НЦ УрО РАН.

Распространение ооидов по разрезам

Шамозитовые прослои встречены в карбонатных разрезах Илыч-98 и БК-водопад в основании большекосьюн-ской свиты (рис. 1, A). Как уже отмечалось ранее [17], эти разрезы значительно отличаются по строению и составу пород. В разрезе Илыч-98 слои карбонатов с шамозитовыми ооидами залегают на известняках пелитоморфных песчанистых шежимской свиты среднего ордовика (рис 2, b). Здесь прослои с ооидами мощностью от 30 до 50 см выявлены на трех уровнях большекосьюнской свиты в биоклас-товых, глинистых с биокластовым материалом (петельчатых) и аналогичных по составу крупнопетельчатых известняках. Содержание ооидов в таких горизонтах достигает по объему 15 %, размер ооидов колеблется от0.1 до 3 мм. Единичные ооиды наблюдаются и выше по разрезу в биоклас-товых известняках. Завершается разрез рассматриваемой свиты рассланцованными биокластовыми известняками с крупными (до 5 см) мшанками.

На р. Б. Косью в разрезе БК-водопад большекосьюн-ская свита имеет более сложное строение, будучи подвержена тектоническим нарушениям (рис 1, C). Подстилающая шежимская свита представлена здесь пачками тонкослоистых песчанистых биокластовых известняков мощностью 6.2 м и залегающей выше пачкой известняков пелитоморфных узловатых мощностью 17.4 м, слагающих уступ водопада. Прослой известняков с шамозитовыми ооидами, относящийся к большекосьюнской свите, залегает на эрозионной поверхности. Мощность этого прослоя различными авторами оценивалась в диапазоне от 10 см до 2 м, что, вероятно, обусловлено разной глубиной эрозионных карманов, заполняемых ооидами.

Выше по разрезу на протяжении 8 м вниз по р. Б. Косью (до участка «Ворота») отмечаются разрозненные выходы алевритисто-глинисто-известковых сланцев. Здесь обнажа ются сильно смятые породы верхней части шежимской и нижней части большекосьюнской свиты, что свидетельствует о повторении разреза с единым слоем железистых ооидов, как это и предполагал Б. Я. Дембовский (1992ф). Следует отметить, что из-за интенсивного проявления тектоники на рассматриваемом участке часть ооидов приобрела удлиненную и даже веретенообразную форму. По размеру они более крупные (2—6 см), чем в разрезе Илыч-98. В ядрах ооидов находятся обломки пород и отдельные членики криноидей, основная масса сложена зернистым кальцитом с единичными обломками створок остракод. Выше по разрезу большекосьюнской свиты залегает слой алеврито-глинисто-известковых сланцев и пелитоморфных известняков мощностью 11.3 м. В верхней части свиты мощностью 26 м в известняках присутствует обильный биокластовый и крупнопесчано-гравелитовый обломочный материал. Кроме того, здесь установлены обломки размером до 1 см неокатанного жильного кварца с волнистым погасанием и окатанные обломки размером до 0.5 см кварцитов, кварц-серицитовых и кварц-хлоритовых сланцев.

Литолого-химическая характеристика

Исследуемые карбонатные породы с ооидами по валовому химическому и нормативно-минеральному составу (мол. %) являются сильноглинистыми известняками вплоть до мергелей (см. таблицу). Терригенная примесь в них имеет слюдисто-альбит-кварц-хлорит-шамозитовый состав. Содержание хлорит-шамозитовой компоненты (13— 32 %) примерно соответствует насыщенности породы ооидами — от 10 до 30 %. По литохимическим модулям исследуемые породы являются супержелезистыми гидролизатами, но при этом заметно различаются по разрезам степенью ожелезнения и гидролизатности. Если в разрезе Илыч-98 получили развитие умеренно супержелезистые гипогидролизаты (ЖМ = 0.70 ± 0.05; ГМ = 0.58 ± 0.02), то в разрезе БК-порог присутствуют сильносупержелезистые нормогидролизаты (ЖМ = 2.29 ± 1.04; ГМ = 1.34 ± 0.02). По степени окисленности железа в породах разрезы тоже расходятся: в разрезе БК-порог она в три раза выше. Степень гидролизации, т. е. воздействие гипергенного выветривания осадочного вещества, разная: в разрезе Илыч-98 минимальная, в разрезе БК-водопад — большая. При сочетании гипогидролизатности и супержелезистости (разрез Илыч-98) шамозит содержит малую долю оксигидроксидов железа, а при наличии нормогидролизатности и супержелезистости (разрез БК-водопад) — большую. В шамозитах разреза БК-водопад сильное возрастание степени окисленности железа показывает близость к источнику сноса осадочного материала по сравнению с разрезом Илыч-98.

Распределение ооидов в породе резко неравномерное. Микроскопически они довольно часто могут выглядеть как удлиненные или изогнутые сфероиды без четкой зональности (рис. 2, c), в ядре которых присутствует материал вмещающей породы. Размеры ооидов колеблются от 0.5 до 6 мм, но могут превышать 2 см (тип микроконкреций). Число концентров в них изменяется от 2 до 30. Изучение под электронным микроскопом показало, что концентрическая оболочка имеет довольно сложный пирит-магнетит-кальцит-сидерит-шамозитовый и неоднородный минеральный состав (рис. 3, а). Установлено незначительное содержание углеродистого вещества (Сорг= 0.18 мас. %), которое наблюдается в виде пятен и примазок среди минеральных агрегатов в слойках и ядрах ооидов (рис. 3, b). Характерно

Рис. 1. Карта-схема бассейна р. Илыч с указанием местоположения изученных разрезов (А), разреза на р. Илыч, обн. 98 (В), разреза на р. Б. Косью в районе водопада и «Ворот» (С). На «В» цифрами обозначены обнажения ордовикских и силурийских пород на р. Илыч в 1 км выше устья р. Шежим, нумерация обнажений приведена по В. А. Варсанофьевой [4]. Схема на «С» составлена с использованием материалов В. В. Юдина [15], Б. Я. Дембовского и др. [1992ф]. Условные обозначения : 1—4 — известняки биокласто-вые песчанистые тонкослоистые (1), пелитоморфные узловатые (2), пелитоморфные с ходами илоедов (3), с шамозитовыми ооида-ми (4); 5 — сланцы алеврито-глинисто-известковые; 6,7 — соответственно фактические и предполагаемые тектонические нарушения; 8 — точки и направление фотографирования (буквы внутри соответствуют снимкам). Изображения : а—водопад нар. Б. Косью, b — участок «Ворота» (видна антиклинальная складка, слагающая левый створ «ворот»), с — выходы слоев с шамозитовыми ооидами на левом берегу р. Б. Косью ниже водопада

Fig. 1. A schematic map of the Ilych River basin showing the location of the studied sections (A), the outcrops of Ordovician and Silurian rocks in the Ilych River (in 1.0 km upstream from the mouth of the Shezhym River, numbering of the outcrops are given in Varsanofieva V. A. [4]. The schema on «С» composed using materials of V.V. Yudin [15] and B.Ya. Dembowski [1992]. Section in the Ilych River, outcrop 98 (B), section in the Bol’shya Kos’yu River in the waterfall and «Gate» area (C). In «В», the numbers indicate Legend : 1—4 — limestones: bioclastic sandy and thin-bedded (1), pelitomorphic knotty (2), pelitomorphic with trace fossils (3), with chamosite ooids (4); 5 — silt-clay-limestone shales; 6,7 — respectively the actual and predicted tectonic faults; 8 — points and a direction of photographing (the letters correspond to the photos). Images : a waterfall in Bol’shaya Kos’yu River, b — «Gate» area, c — outcrops of beds with the chamosite ooids in the left bank of the Bol’shaya Kos’yu River below the waterfall

Рис. 2. Корреляция разрезов Илыч-98 и БК-водопад (а). Изображения: b — известняки пелитоморфные с крупными шамозитовыми ооидами, залегающие на эрозионной кровле шежимской свиты, пришлифовка обр. БКВ23-2014, обн. БК-порог; с — обломок с мелкими шамозитовыми ооидами в биокластово-пелитоморфном известняке, шлиф обр. П-Ил98/8-2015, обн. Илыч-98. Условные обозначения : shz — шежимская свита; bk — большекосьюнская свита; 1—7 — известняки биокластовые песчанистые (1), пелитоморфные песчанистые (2), пелитоморфные (3), биокластовые (4), биокластовые с редкими шамозитовыми ооидами (5), с прослоями обильных шамозитовых ооидов (6), пелитоморфные с гравием жильного кварца и метаморфических пород (7);

8 — сланцы алеврито-глинисто-известковые

Fig. 2. Correlation of the section Ilych—98 and BK—waterfall (a). Images : b — pelitomorphic limestones with large chamosite ooids lying on a erosion surface of the Shezhym Fm, polished slab, sample БКВ/23—2014, the section BK—waterfall; c — a clast with small chamosite ooids in bioclastic-pelitomorphic limestone, thin-section, sample Р-Ил98/8—2015, section Ilych-98. Legend : shz — the Shezhym Fm; bk — the Bol’shaya Kos’yu Fm; 1—7 — limestones: bioclastic sandy (1), pelitomorphic sandy (2), pelitomorphic (3), bioclastic (4), bioclastic with rare chamosite ooids (5), with layers of rich chamosite ooids (6), pelitomorphic with gravel of vein quartz and metamorphic rocks (7);

8 — silt-clay-limestone shales присутствие в шамозите фрамбоидального пирита (рис. 3, d). Кроме того, в исследуемых ооидах обнаружены микросростки и кристаллы карбонатов (рис. 3, с), а также кальцит-баритовые выделения (рис. 3, g).

В микроструктуре ооидов отчетливо проявляются бак-териоморфные структуры — скученные нанотрубочки (рис. 3, e), нанококки на поверхности гликокаликса с повышенным содержанием Ti (рис. 3, f). Встречены также сноповидные агрегаты железистого состава (рис. 3, h), которые имеют морфологическое сходство с биоморфными индивидами гематита в железных рудах КМА [8, рис. 1, b] и так называемым биогематитом из железистых кор выветривания базальтов континентальных окраин восточной Азии и латеритных бокситов Южного Вьетнама [2, 3].

Минеральный состав ооидов и вмещающих пород

По данным минералогического исследования, в ооидах и вмещающей их массе присутствуют филлосиликаты, карбонаты, сульфиды, апатит, барит, гётит, гематит, гранат, лейкоксен, магнетит, пирит, рутил, турмалин, циркон. По данным рентгеноспектрального микрозондо-вого анализа, основными минералами ооидов являются широко варьирующийся по химическому составу шамозит, диоктаэрические слюды, Ca-Fe-карбонаты, магнетит, барит, апатит, пирит. Изредка встречаются циркон, рутил, халькопирит, сфалерит, Se-содержащий галенит.

Главный минерал в ооидах — шамозит — представляет собой 14А-филлосиликат со структурой хлоритового типа Т—О—Т [18]. Как известно, этот минерал часто встречается в латеритных железистых образованиях [4]. В данном случае он по составу может быть подразделен на три разновидности (в последовательности увеличения частоты встречаемос ^ти): 1) Зычную — ^(Fe1.22—4.59^Mn0—0.04^Mg0.29—1.45 ^Ca0—0.08 ^{X X K}0—0.23^Al0.08—0.8^Ti0—0.94⁾5^(A l 0.35—1^T i 0—0.28^{) [AlSi}3^O10^](OH)6.59—9.5^{; 2)} т^ит^аН^исту^{ю — (Fe}2.27—4.72^M g 0.2—1.17 ^Ca0.04—0ю3^K0—0.08 ^{X X Al}0—0.18^Ti0.21 — 1.04⁾5^(Al0—0.73^Ti0—0.48^)[(Al0.52—1^Ti0—0.48^{) X X (Si}1.47—2.26^Ti0.74—1.53⁾3^O10^{] (OH)}6.59—9.5 ; ^{3) фосфатист}У^{ю — (Fe}2.53^Mg1.49^Ca0.24^Al0.7^Ti0.04⁾5^Al0.89 ^[Al(Si2.88^F0.12^)O10^{] (OH)}8.49 " Изредка в ооидах встречаются чешуйки слюды К_{0 75—0 94}х ^{X (Al}1.29—1.65^Fe0.17—0.51^Mg0.11—0.18⁾2^[Al0.78—0.92^Si3.22—3.38 ^X xO₁₀](OH) 1 _{43—1 62}. Судя по составу октаэдрических катионов и количеству ионов алюминия в тетраэдрической координации, установленную слюду можно определить как переходный мусковит-алюминоселадонит. Кроме того, в силикатах установлен циркон (Zr_{0 99—1}Hf_{0—0 01})[SiO₄].

Химический и нормативно-минеральный состав пород, вмещающих ооиды

Chemical and normative-mineral composition of rocks enclosing ooids

Разрез / Section		Илыч-98 / Ilych-98		БК-порог / BK-rapids
Компонент^\ Component	Проба Sample	98В/2*	98В/9*	ЮВ51/7*	ЮВ51/9*	БКВ 23-2014
1		2	3	4	5	6
Химический состав, мае. % / Chemical composition, mass. %
SiO2		10.84	11.16	6.26	12.52	11.94
TiO2		0.30	0.38	0.12	0.22	0.39
A12O3		4.28	5.04	2.62	3.96	5.92
Fe,O3		1.47	1.18	9.79	7.67	6.59
Feb		5.83	7.22	12.43	15.79	12.38
MnO		0.06	0.04	0.03	0.04	0.05
MgO		2.30	2.63	0.99	1.42	2.06
CaO		39.41	37.79	34.67	27.28	31.05
Na,0		0.03	0.04	0.04	0.04	0.10
к2д		0.21	0.37	0.09	0.24	0.10
P2O5		0.36	0.35	0.62	0.55	0.21
co,		29.44	29.36	28.64	24.16	24.09
H2O		5.39	4.49	4.28	5.81	0.42
Литохимические модули / Lithochemical modules
ГМ		0.56	0.59	2.0	0.95	1.08
ЖМ		0.66	0.73	3.48	1.84	1.54
OM		0.25	0.16	0.79	0.49	0.53
Нормативно-минеральный состав, мол. % /				Normative mineral composition, mol. %
Кварц / Quartz		3.89	2.71	1.6	5.49	1.28
Рутил / Rutile		0.21	0.26	0.09	0.02	0.27
Альбит / Albite		0.28	0.36	0.37	0.36	0.88
Хлорит / Chlorite (шамозит) / (chamosite)		17.41	19.88	12.62	22.45	31.24
Слюда / Mica		1.75	3.03	0.76	2.0	0.81
Апатит / Apatite		0.75	0.72	1.32	1.15	0.44
Карбонаты / Carbonatites		75.71	73.04	71.74	57.44	60.32
Гётит / Goethite		не опр.	не опр.	11.87	11.09	4.76
		n/d	n/d

Примечание : * — данные проб [17] выделены серым цветом.

Note : * — data of samples from [17] are highlighted gray.

Кислородные соли в ооидах представлены фосфатами, сульфатами и карбонатами. Среди фосфатов наиболее распространен серосодержащий гидроксил-карбонат-апатит, состав которого можно охарактеризовать эмпирической формулой ^^Н’^ 52Sl|,i|7Cll5 3 ^O^ x(OH)0 62—1 64. Атомная пропорция Ca/P в этом минерале колеблется в пределах 1.85—2.16. Из полученных данных следует, что в рассматриваемом минерале фосфор изоморфно замещен на 0—2.8 % серой и на 8.8—23 % углеродом, а такой карбонатапатит преимущественно образуется в органических средах, являясь, как правило, биогенным производным. Именно такой апатит присутствует в костях животных, и причина появления карбонатапатита состоит в том, что через него осуществляется химическая связь с ОВ (белками) [7]. Из сульфатов наиболее надежно диагностирован Sr-содержащий барит состава (Ba0 92—1х xSr0—008)[SO4]. Значительным разнообразием в исследуемых ооидах характеризуются карбонаты, которые к тому же являются здесь наряду с шамозитом основными по объему и массе минералами. Карбонаты ряда кальцит — сидерит группируются в два кластера. Первый кластер образуют железосодержащие кальциты состава (Ca0 85—1Fe0 01—015х xMg0—0 02)[CO3], а во второй объединяются кальциево-маг- нийсодержащие сидериты состава (Fe0 90—0 98Mg0—0 07 х xCa0 02—0 06)[СО3]. В единичных случаях встречается кальцит, избыточно обогащенный железом — (Ca0 65Fe0 35)х x[CO3], что указывает на незавершившийся процесс распада твердых растворов. В качестве незначительной примеси к карбонатам кальцит-сидеритового ряда выступает доломит состава Ca(Mg0 97Fe0 03)[CO3]. В целом проанализированные карбонаты можно с уверенностью отнести к незначительно преобразованным продуктам диагенетического минералообразования.

Из оксидов, помимо гетита, находящегося в тесной ассоциации с шамозитом, в ооидах выявлены рутил, Cr-V- ^со д ^е р ^жа щ ^{ий и} Л ^ьме Н ^{ит Fe}0.98—1^(Ti0.91—0.97^V0—0.09^Cr0—0.01⁾2^O3 и магнетит состава Fe(Fe 1 _40—2Ti_{0—0 59}V_{0—0 03})₂O 4 . Миналь-ный состав последнего может быть представлен следующим образом (мол. %): магнетит (FeFe₂O₄) = 69.8—100; ульвит (Ti₂FeO₄) = 0—29.4; кулсонит (FeV 2 O 4 ) = 0—0.9. Это свидетельствует о том, что в исследуемых ооидах магнетит по составу варьируется от собственно магнетита до ульвит-магнетита. В целом, судя по составу и локализации, ильменит и магнетит, скорее всего, являются обломочными минералами, источником которых являлись магматиты базальтоидного состава.

Рис. 3. СЭМ-изображения микроструктур шамозитовых стяжений в режимах упругоотраженных (а) и вторичных электронов (b—h): а — пример неравномерного распределения компонентов разного минерального состава в ооиде (обр. Ил-9-15-3); b — органическое вещество внутри ядра ооида кальцит-сидерит-шамозитового состава (обр. БК23-14-11); c — характер взаимоотношений крупного идиоморфного индивида кальцита (слева) и агрегата более мелких индивидов неправильной формы сидерита (справа); d — сегрегации микрофрамбоидов пирита в шамозите (обр. БК23-14-18); e — нанотрубчатые бактериоморфы на поверхности слойка минерализованной корки в шамозитовом слойке с Ti+V+Ca (обр. 9-15-18); f — кокковидные бактериоморфы и гликокаликс с нанотрубчатыми бактериоморфами (обр. БК-23-14-0010); g — кальцит-баритовое выделение в шамозите (обр. БК-142А); h — агрегаты нанотрубчатых бактериоморф в минерализованной микробной корке (обр. Ил-9-15-16)

Fig. 3. SEM—images ofchamosite ooids microstructures in the modes of elastic-reflected (a) and secondary (b—h) electrons: a — an example of irregular distribution ofcomponents ofdifferent mineral composition in ooids (sample Il—9-15-3); b — organic matter inside a nucleus of calcitesiderite-chamosite ooid (sample БК23—14-11); c — a character of an individual large idiomorphic calcite (left) and aggregate of smaller irregular shaped siderite individuals (right) relationship; d — segregation ofpyrite microframboids in chamosite (sample БК23—14-18); e — nanotubular bacteriomorphs on a mineralized biocrust surface in chamosite microlayer with Ti+V+Ca (sample Il—9-15-18); f — coccoid and nanotubular bacteriomorphs in a glycocalyx (sample BK23—14-0010); g — a calcite-barite zone in chamosite (sample BK—142A); h — aggregates ofnanotu-bular bacteriomorphs in mineralized microbial crust (sample Il—9-15-16)

Важным компонентом ооидов являются сульфиды, представленные (в порядке частоты встречаемости) пиритом, пирротином, халькопиритом, сфалеритом и Se-содер-жащим галенитом. Пирит наблюдается преимущественно во фрамбоидальных формах размером в десятки — сотни микрон. Как правило, он, подобно шамозиту, в значительной степени окислен, что сказывается на его составе: (0.40—0.98)FeS₂ + (0.02—0.60)FeO(OH). Пирротин встречается гораздо реже и при этом существенно варьируется по составу от практически моноклинного пирротина к троилиту: Fe_{0 89}—FeS. Зарегистрированный сфалерит тоже изменчив по составу и достигает существенно железистой разновидности: (Zn 0 _{78—0 92}Fe_{0 08—0 22})S. Особенностью выявленного в ооидах галенита является присутствие в нем хотя и незначительной, но почти постоянной примеси селена: Pb(S_{0 75—0 80}Se_{0 20—0 25}). Эта примесь на порядок уступает содержанию селена в галените эндогенного происхождения [12, 13], но зато четко связывается с бактериальным фактором в экзогенном минералообразовании. В целом все сульфиды могут быть с большой вероятностью отнесены к аутигенным диагенетическим образованиям.

Изотопно-геохимическая характеристика

Нами также исследовался изотопный состав углерода и кислорода в карбонатах пород и ооидов, а также органического углерода в ооидах. Установлено, что изотопный состав карбонатного углерода в ооидосодержащих породах колеблется в пределах S¹³C_PDB = 0.6—0.9 %о, а карбонатного кислорода — в диапазоне 8¹⁸O_SMOW = 21.7—22.6 %о. В ооидах эти данные отличаются: 8¹³C_PDB = —0.16...—2.86 %о и 8¹⁸O_SMOW = 20.57—22.31 %о. Между значениями изотопных характеристик для углерода и кислорода обнаруживается сильная прямая корреляция (г = 0.77), что обычно свидетельствует о сходстве условий их формирования. Разница между изотопным составом органического и карбонатного углерода в породах с ооидами — A8¹³C (= 8¹³С_карб — ^¹³С_орг) составляет 28.9—31.7 %о, что, по данным [23], говорит о значениях 8¹³С как органического, так и неорганического, не претерпевших существенных постседиментационных изменений. Между вмещающей карбонатной породой и ооидами выявляется незначительная изотопная разница по углероду и близость по изотопии кислорода. Первое можно объяснить некоторым влиянием биоты при диагенезе, больше проявившимся в ооидах, а второе, очевидно, свидетельствует о единой среде образования ордовикских осадков и ооидов в них. Однако амплитуда углеродно-изотопного сдвига в породе составляет 0.3 %о, а в ооидах — 2.7 %о, что отражает существенно большее влияние биогенного фактора в формировании ооидов по сравнению с осадками, вмещающими их. Прямым указанием на участие организмов в образовании ооидов является присутствующее в них углеродистое вещество, в котором изотопный состав углерода составляет 8¹³C = —28.72 %о, что, безусловно, отвечает углероду биогенного происхождения [13].

Судя по значениям изотопного состава кислорода, местом образования исследуемых ооидосодержащих осадков было морское прибрежье с умеренно опресненными водами вследствие континентального стока. Для сравнения можно привести пример плиоценовых железисто -оолитовых руд в месторождениях Керченского железорудного бассейна. По неопубликованным данным В. И. Силаева и В. П. Лютоева, аналогичные изотопные характеристики карбонатов составляют: 8¹³C_PDB = (—11.63 ± 18

± 0.91) %о; 818OSMOW = (11.85 ± 3.11) %о. В этом случае значения изотопных данных тоже коррелируются, но не прямо, а обратно (г = —0.61). Очевидно, что керченские оолиты, в отличие от илычских, образовались в условиях лагун с сильно опресненными водами или даже пресноводных озёр, лишь периодически соединяющихся с морским прибрежьем. Сильное изотопное облегчение изотопного углерода в осадках такого рода объясняется гораздо большей интервенцией здесь биоты в зону седиментации и диагенеза осадков.

Обсуждение результатов

Наличие минерализованного гликокаликса и разнообразных бактериоморфных микроструктур, особенности минерального состава и изотопно-геохимические данные свидетельствуют об участии в образовании исследуемых ооидов бактерий. Преимущественно шамозитовый состав ооидов, обилие в них фрамбоидального пирита, гексапирротин-троилитовый состав моносульфидов, примесь селена в галените — все это указывает на развитие и активную жизнедеятельность бактерий в дефицитных по кислороду обстановках [22]. Как известно [20], в современных глинистых породах и илах образование фрамбоидального пирита обусловлено существованием эвксинной обстановки в придонных водах и трактуется как результат пиритизации непосредственно нанобактерий. Изучение современных оксигидроксидов железа и фрамбоидального пирита на участках метановых высачиваний [27] показало, что именно активность сульфатредуцирующих бактерий в обстановках с низкой концентрацией кислорода обеспечивает условия для образования сульфидов железа.

Шамозитовый состав ооидов свидетельствует о значительной роли в раннедиагенетическом минералообразовании не только железных, но и силикатных бактерий, способных перерабатывать терригенный глинистый материал [1]. Присутствие в гликокаликсе Si, Al, K, Mg, Fe (рис. 4) говорит о тесной связи клеточных стенок в ОВ с окружающей средой [31], в данном случае с глинистой массой [9]. Такой микроэлементный состав в минерализованных биопленках говорит о силикатном составе гликокаликса, что является довольно типичным, особенно в мезозойских толщах [29]. Даже при формировании известковых ооидов в пресноводных бассейнах еще до кальци-тизации происходит минерализация гликокаликса с образованием рентгеноаморфного магнезиального силиката [27]. Процессы биоиндуцируемой минерализации ферролитов различаются в зависимости от типа бактерий — железоокисляющих или железоредуцирующих. Образование современными железоокисляющими бактериями гё-титовых оолитов и ферригидрцд-шамозитовых руд происходит в сиповых системах [32]. В результате окисления ионов железа бактериогенные оксигидроксиды железа быстро осаждаются на бактериальные колонии, псевдо-морфно замещают организмы, способствуя сохранению их морфологических особенностей [26].

При образовании средне- и верхнеордовикских шамозитовых ооидов реализовался другой биогеохимический сценарий. В этом случае процесс биостимулированной минерализации обуславливался не железоокисляющими, а железоредуцирующими бактериями, которые для обеспечения своей жизнедятельности извлекали кислород из оксижелезистых соединений. Именно микробиологическое восстановление железа и привело к образованию в условиях диагенеза шамозита и сидерита. Присутствие в

Рис. 4. СЭМ-изображение гликокаликса (а) и его ЭД-спектр (b)

Fig. 4. SEM-image of a glycocalyx (a) and its ED-spectrum (b)

ооидах наряду с бактериоморфными структурами аутигенных Sr-содержащих кальцит-баритовых выделений, Se-содержащего галенита, сфалерита, галенита, халькопирита и пирротина — типичных гидротермальных минералов — может служить свидетельством придонного подтока металлоносных флюидов в осадки на стадии их диагенеза, изменявших химию вод и способствовавших возникновению обильных и разнообразных бактериальных сообществ. По данным [6], сейчас описано уже более 100 минералов, образование которых может быть связано с деятельностью микроорганизмов. В их число входят все указанные выше в ооидах нетипичные в осадочных породах минералы. Кварц, слюды, эпидот, гранаты, циркон и титановые минералы в породах и ооидах, как уже отмечалось выше, имеют терригенно-обломочное происхождение.

С геологической точки зрения образование глинистых карбонатов с шамозитовыми ооидами можно объяснить следующим образом. Согласно выводам наших предшественников [17], в соответствующее время вблизи области прибрежно-морской седиментации на суше располагались коры химического выветривания более древних пород, которые выступили одним из источников железа, поступавшего в морской бассейн. Так, в известняках большекосьюнской свиты разреза БК-водопад присутствуют многочисленные обломки размером 0.5—1.0 см жильного кварца, кварцитов, кварц-серицитовых и кварц-хлорито-вых сланцев. О более мористой обстановке накопления отложений большекосьюнской свиты с несколькими горизонтами шамозитовых ооидов в разрезе Илыч-98 свидетельствует обильность в известняках фауны криноидей и мшанок. В разрезе БК-водопад с единичным и маломощным шамозит-ооидным прослоем типично морской фауны не найдено. Залегание большекосьюнской свиты в этом разрезе на эрозионной поверхности шежимской свиты, дефицит морской фауны и крупные размеры ооидов свидетельствуют о прибрежно-морских условиях и большей близости области осадкообразования к источнику сноса терригенного материала и стока химических соединений с суши. Но факт того, что в таком разрезе имеется лишь один шамозит-ооидный горизонт небольшой мощности, залегающий к тому же в основании свиты на сильно эродированной поверхности, позволяет предполагать, что первоначально накапливающиеся вблизи береговой линии ооиды потом переотлагались вглубь бассейна, который как раз и характеризует разрез Илыч-98. Различие обстановок формирования этих разрезов подтверждается и отчетливым различием химических характеристик пород, вмещающих ооиды. По литохимическим модулям породы заметно различаются по разрезам степенью ожелезнения и гидролизатности. Исследуемые литологические объекты образовались за счет материала, претерпевшего на суше гидролитическое разложение в условиях химического выветривания. Степень такого изменения в разрезах различная — в прибрежных осадках разреза БК-водопад она была существенной (нормогидролизаты), а в более удаленных от береговой линии осадках разреза Илыч-98 — минимальной (гипогидролизаты). Супержелезистость пород обусловлена значительным содержанием в ооидах не только шамозита, но и оксигидроксидов железа. При этом в супержелезистых нормогидролизатах в разрезе БК-во-допад содержание оксигидроксидов железа выше, чем в супержелезистых гипогидролизатах в разрезе Илыч-98. Именно поэтому в направлении от разреза Илыч-98 к разрезу БК-водопад в породах скачкообразно возрастает коэффициент окисленности железа. Это объясняется незначительной способностью оксигидроксидов к миграции, поэтому степень окисленности железа можно использовать в качестве индикатора близости осадочного материала к коренному его источнику — корам выветривания на суше. Установленные углеродно-изотопные и кислородно-изотопные значения в ооидах и вмещающей их породе имеют существенную прямую корреляцию (г = 0.77), что говорит о сходстве условий их формирования, а значения Д513С (28.9—31.7 %о) показывают, что 813С органического и неорганического исследуемых объектов не претерпел существенных постседиментационных изменений. Амп- литуда углеродно-изотопного сдвига в породе 0.3 %о, а в ооидах 2.7 %с отражает существенно большее влияние биогенного фактора в формировании ооидов по сравнению с осадками, вмещающими их.

Образование средне- и верхнеордовикских сидерит -шамозитовых ооидов происходило, вероятнее всего, в морском бассейне с газофлюидными придонными высаливаниями, активной деятельностью сульфатредуцирующих бактерий, отвечающих за обилие фрамбоидального пирита. Изучение минералообразования в современных обстановках карбонатной седиментации в сочетании с метановыми высаливаниями, например вдоль подводных трещин в Кадисском заливе [25], показало, что именно активность сульфат-редуцирующих бактерий и обеспечивает геохимические условия для осаждения сульфида железа в обстановках с относительно низкой концентрацией кислорода. Как подтверждается многочисленными примерами, шамозитовые ооиды накапливались в условиях длительного существования умеренного климата, обширных трансгрессий, тектонической стабильности, слабого поступления обломочного материала в мелкие моря на континентальных окраинах и т. д. [30]. В среднем ордовике и в начале позднеордовикской эпохи именно на современной территории севера Урала (южные приэкваториальные палеошироты 10—30о) господствовал гумидный климат [28], а на суше происходили процессы интенсивного химического выветривания с выносом железа в морской бассейн. Чередование шамозитовых и редуцированных сидеритовых слойков в стяжениях может указывать на смешение прибрежных сред в условиях развивающейся транзитной зоны континент — океан, образовавшейся при расширении Палеоуральского океана [11].

Заключение

Результаты проведенных литолого-минералого-геохимических исследований средне- и верхнеордовикских глинисто-карбонатных пород с шамозитовыми ооидами в разнофациальных разрезах большекосьюнской свиты в бассейне р. Илыч на Северном Урале позволяют сделать следующие выводы. Установлен преимущественно карбо-натно-шамозитовый состав ооидов, в которых в качестве минеральных примесей выступает широкая ассоциация обломочных и аутигенных минералов — силикатов, кислородных солей, оксидов и сульфидов. Состав ооидов и ряд терригенных минералов, присутствующих в них, свидетельствуют о том, что в качестве источников материала для осадков служили имевшиеся на суше химические коры выветривания и эродирующиеся выходы базальтоидов. Углеродно-изотопные и кислородно-изотопные значения вмещающей карбонатной породы и ооидов показали незначительную разницу по углероду и близость по кислороду. Влияние биогенного фактора при диагенезе более проявилось в ооидах, хотя среда образования осадков и ооидов в них была единой. Выявленные разнообразные бактериоморфные структуры, углеродистое вещество биогенного происхождения и разнообразие новообразованых минералов говорят об участии в образовании шамозитовых ооидов придонных газофлюидных высачиваний, приводивших к локальному сероводородному заражению, колебанию солёности, интенсивному развитию бактериальных сообществ и образованию диагенетических аутигенных биоминералов.

Исследования проведены в рамках программы фундаментальных исследований УрО РАН, проект № 15-18-5-47.