Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?

Изложены материалылитологии, петрографии, стратиграфии, петрохимии метаконгломератов и вмещающих их отложений глееватской свиты Кривбасса на основании изучения геологического разреза Криворожской сверхглубокой скважины. Приведены количественные подсчеты параметров слоистости, степени окатанности и с...

Повний опис

Збережено в:

Бібліографічні деталі
Дата:	2010
Автори:	Кулиш, Е.А., Покалюк, В.В., Курлов, Н.С., Мечников, Ю.П.
Формат:	Стаття
Мова:	Russian
Опубліковано:	Інститут геохімії навколишнього середовища НАН України та МНС України 2010
Назва видання:	Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища
Онлайн доступ:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/32276
Теги:	Додати тег Немає тегів, Будьте першим, хто поставить тег для цього запису!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Цитувати:	Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения? / Е.А. Кулиш, В.В. Покалюк, Н.С. Курлов, Ю.П. Мечников // Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища. — К.: ІГНС, 2010. — Вип. 18. — С. 7-26. — Бібліогр.: 31 назв. — рос.

Репозитарії

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-32276
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-322762012-04-17T12:14:19Z Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения? Кулиш, Е.А. Покалюк, В.В. Курлов, Н.С. Мечников, Ю.П. Изложены материалылитологии, петрографии, стратиграфии, петрохимии метаконгломератов и вмещающих их отложений глееватской свиты Кривбасса на основании изучения геологического разреза Криворожской сверхглубокой скважины. Приведены количественные подсчеты параметров слоистости, степени окатанности и сортировки галечного материала, гранулометрии песчаного заполнителя. Сделан вывод о прибрежно-бассейновом генезисе метаконгломератов и определены перспективы их металлоносности. Викладено матеріали з літології, петрографії, стратиграфії, петрохімії метаконгломератів й відкладів, що їх вміщують, глеєватської свити Кривбасу на основі вивчення геологічного розрізу Криворізької надглибинної свердловини. Проведено кількісні підрахунки параметрів шаруватості, ступеню обкатаності й сортування галечникового матеріалу, гранулометрії піскового наповнювача. Зроблено висновок про прибережно-басейновий генезис метаконгломератів та визначені перспективи їх металоносності. The materials on lithology, petrography, stratigraphy, petrochemistry of the metaconglomerates and their enclosed deposits of the gleevatskaya suite of the Kryvbass are stated on the base of the study of the geological section of the Kryvoj Rog superdeep hole. The quantitative calculations of the bedding parameters, the roundness degree and pebbled material sorting, gradation of sandy filler are given. The conclusion about near-shore basin genesis of the metaconglomerates was deduced and the perspectives of their metal content were determined. 2010 Article Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения? / Е.А. Кулиш, В.В. Покалюк, Н.С. Курлов, Ю.П. Мечников // Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища. — К.: ІГНС, 2010. — Вип. 18. — С. 7-26. — Бібліогр.: 31 назв. — рос. XXXX-0098 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/32276 552.512:551.72(477.63) ru Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища Інститут геохімії навколишнього середовища НАН України та МНС України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Russian
description	Изложены материалылитологии, петрографии, стратиграфии, петрохимии метаконгломератов и вмещающих их отложений глееватской свиты Кривбасса на основании изучения геологического разреза Криворожской сверхглубокой скважины. Приведены количественные подсчеты параметров слоистости, степени окатанности и сортировки галечного материала, гранулометрии песчаного заполнителя. Сделан вывод о прибрежно-бассейновом генезисе метаконгломератов и определены перспективы их металлоносности.
format	Article
author	Кулиш, Е.А. Покалюк, В.В. Курлов, Н.С. Мечников, Ю.П.
spellingShingle	Кулиш, Е.А. Покалюк, В.В. Курлов, Н.С. Мечников, Ю.П. Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения? Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища
author_facet	Кулиш, Е.А. Покалюк, В.В. Курлов, Н.С. Мечников, Ю.П.
author_sort	Кулиш, Е.А.
title	Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?
title_short	Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?
title_full	Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?
title_fullStr	Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?
title_full_unstemmed	Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?
title_sort	глееватские метаконгломераты кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?
publisher	Інститут геохімії навколишнього середовища НАН України та МНС України
publishDate	2010
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/32276
citation_txt	Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения? / Е.А. Кулиш, В.В. Покалюк, Н.С. Курлов, Ю.П. Мечников // Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища. — К.: ІГНС, 2010. — Вип. 18. — С. 7-26. — Бібліогр.: 31 назв. — рос.
series	Збірник наукових праць Інституту геохімії навколишнього середовища
work_keys_str_mv	AT kulišea gleevatskiemetakonglomeratykrivbassakontinentalʹnyeilipribrežnobassejnovyeotloženiâ AT pokalûkvv gleevatskiemetakonglomeratykrivbassakontinentalʹnyeilipribrežnobassejnovyeotloženiâ AT kurlovns gleevatskiemetakonglomeratykrivbassakontinentalʹnyeilipribrežnobassejnovyeotloženiâ AT mečnikovûp gleevatskiemetakonglomeratykrivbassakontinentalʹnyeilipribrežnobassejnovyeotloženiâ
first_indexed	2025-07-03T12:47:56Z
last_indexed	2025-07-03T12:47:56Z
_version_	1836630018582642688
fulltext	7 УДК 552.512:551.72(477.63) Е.А. Кулиш1, В.В. Покалюк1, Н.С. Курлов2, Ю.П. Мечников2 1Институт геохимии окружающей среды НАН Украины, 2Криворожская комплексная геологическая партия ГЛЕЕВАТСКИЕ МЕТАКОНГЛОМЕРАТЫ КРИВБАССА — КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ МОЛАССЫ ИЛИ ПРИБРЕЖНО-БАССЕЙНОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ? Изложены материалылитологии, петрографии, стратиграфии, петрохимии метаконгломера- тов и вмещающих их отложений глееватской свиты Кривбасса на основании изучения геологического разреза Криворожской сверхглубокой скважины. Приведены количественные подсчеты параметров слоистости, степени окатанности и сортировки галечного материала, гранулометрии песчаного заполнителя. Сделан вывод о прибрежно-бассейновом генезисе метаконгломератов и определены перспективы их металлоносности. Введение. При анализе опубликованной литературы по глееватским метаконгло- мератам Кривбасса мы столкнулись с тем, что при общей, пожалуй, наилучшей изучен- ности Кривбасса в целом в докембрии Украинского щита (УЩ) и при чрезвычайной важности изучения конгломератов для познания геологической истории докембрия, эти грубообломочные образования Кривбасса изучены недостаточно для обоснованного суждения об их генезисе. Во многом это обусловлено тем, что породы глееватской свиты Кривбаса являются непродуктивными на железо, как основной вид полезного ископае- мого в Криворожском бассейне. Поэтому количество скважин, вскрывших глееватские метаконгломераты, невелико; описания метаконгломератов носят общий и несистемный характер. Отсутствуют какие-либо статистически значимые количественные подсчеты формы и состава галек, гранулометрии пород, мощностей прослоев и т.п., то есть тех признаков, которые несут непосредственную информацию об условиях осаждения. По сравнению с подобными породами других докембрийских регионов, в частности Бал- тийского щита, глееватские метаконгломераты и вмещающие их отложения изучены на данный момент в гораздо меньшей степени. Изучение глееватских метаконгломератов имеет большое значение в связи с тем, что они могут выступать в качестве эталонов (из- за слабого метаморфизма и большой мощности) при сопоставлениях с другими, более глубокометаморфизованными разновидностями конгломератов на Украинском щите. Все это явилось основанием для более пристального рассмотрения имеющихся мате- риалов по литологии, петрографии, стратиграфии, геохимии этих образований с целью определения их генезиса и потенциальной рудоносности. Обзор изученности и проблема происхождения глееватских метаконгломератов. Различные аспекты изучения (стратиграфия, литология, петрография и пр.) глееват- ской свиты и метаконгломератов в её разрезе затрагивались в работах [3–8, 10, 12, 14–18, 24–26, 28–30]. Так называемые глееватские метаконгломераты входят с состав самой верхней (наиболее молодой) стратифицированной докембрийской толщи Криворожско- го железорудного бассейна — глееватской свиты. Эта толща сложена главным образом метатерригенными породами — метаконгломератами, метапесчаниками, метаалевроли- тами с редкими маломощными линзами карбонатных пород (мраморизованных доломи- тов). Максимальная мощность глееватской свиты составляет около 2000 м в центральной части Криворожской структуры (рудник им. Фрунзе — рудник им. Ленина). С этой сви- той связаны наиболее мощные проявления докембрийских метаконгломератов не только в Криворожском бассейне, но и в пределах всего УЩ. Образования свиты подстилаются без видимого несогласия метатерригенно-хемогенными отложениями гданцевской свиты, наиболее характерной чертой которой является парагенезис карбонатных пород (доломи- тов) с метапесчаниками, углистыми метапелитовыми сланцами, а также подчиненными 8 прослоями хемогенных железистых кварцитов и редкими линзами метаультрабазитов [23]. Глееватская и гданцевская свиты совместно составляют так называемую верхнюю (по старой терминологии) свиту Кривбасса (наджелезорудную, надсаксаганскую). Меж- ду гданцевской и глееватской свитами подразумевается существенный перерыв в осад- конакоплении, который зафиксирован во многих стратиграфических схемах. Хотя в раз- резах этот перерыв нигде конкретно не задокументирован (в виде каких-либо базальных горизонтов или метаморфизованных кор выветривания). Г.И. Каляев считал переход между гданцевской и глееватской свитами постепенным [7]. Большинство исследова- телей относят глееватскую свиту к верхам палеопротерозоя [3, 6–8]. Существует также мнение о рифейском или рифей-палеозойском возрасте глееватской свиты [5, 12, 16] на основании находок остатков рифейских и палеозойских микроорганизмов. Глееватская свита подвержена региональному метаморфизму в зеленосланцевой фации; локально (в Анновском районе) степень метаморфизма повышается до эпидот-амфиболитовой фа- ции. Здесь же наблюдается гранитизация пород глееватской свиты в виде субсогласных инъекций аплит-пегматоидных гранитов. Очевидно, что глееватская свита древнее про- цессов метаморфизма и гранитизации. В отчете Н.С. Курлова и др. (1998) приводятся да- тировки вышеуказанных секущих тел гранитов, полученные свинцовым методом по цир- конам — 1890±75 и 2000±70 млн лет, а также радиогенный возраст биотитов (K-Ar метод) из сланцев и метапесчаников глееватской свиты — 1870–2020 млн лет. Все эти цифры очень близки и соответствуют времени метаморфизма осадочных толщ Кривбасса и фор- мирования гранитоидов кировоградского комплекса. В материалах государственной геологической карты масштаба 1:200 000 за 2002 год [2] глееватская свита вычленена из объема криворожской серии и представлена самостоятельно в качестве наиболее молодой метаосадочной толщи (свиты) Кривбасса, имеющей палеопротерозойский возраст и не- согласно залегающей на подстилающих отложениях гданцевской свиты. Это же принято и в последней корреляционной хроностратиграфической схеме докембрия УЩ (2004) [9]; верхняя возрастная граница глееватской свиты указана на рубеже 2000 млн лет. О генезисе отложений глееватской свиты широко известно мнение Г.И. Каляева [6, 7], который считал их молассами и связывал с заключительными орогенными стадиями раз- вития геосинклинального процесса в краевых и внешних зонах геосинклинали Большого Кривого Рога. При этом фациальная обстановка накопления глееватских конгломератов в понимании Г.И. Каляева определяется зоной перехода между наземными аллювиальными и морскими прибрежными фациями. Более подробной расшифровки способа седимен- тации конкретных литотипов, в частности конгломератов, не приведено. В работе [7] показан сводный разрез верхней свиты центральной части Кривбасса (по материалам Фрунзенского профиля) и относительно подробное описание состава и строения метакон- гломератов глееватской свиты. Общая мощность толщи, вмещающей метаконгломераты по Фрунзенскому профилю, составляет около 1800 м. Приведенные соотношения между основными литотипами внутри этой толщи таковы (в %): метаконгломераты — 35–40, метапесчаники — 25–30, сланцы — 20–25, доломиты — 10. Суммарная мощность пластов метаконгломератов достигает 700 м. Именно большая мощность конгломератоносной толщи и ее грубообломочный состав позволили Г.И. Каляеву «уверенно считать ее молас- совой формацией» [8, стр. 18]. Против молассовой формации при наименовании глееватских метаконгломератов выступал А.П. Никольский [14, 15], подчеркивая внутриформационный характер мета- конгломератов (присутствие галек доломитов и др., возникших за счет размыва несколь- ко ранее отложенных осадков верхней свиты). В работах И.С. Паранько с соавторами [16–18, 29] о генезисе метаконгломератов сказано, что они являются образованиями конусов выноса и прибрежных дельт. При этом авторы [29] не считают ассоциацию метаморфизованных псефито-пелитовых отло- жений глееватской свиты типичными молассами геосинклиналей, поскольку, по их мнению, вообще проблематично отнесение Криворожской структуры к разряду геосин- клиналей. Для метаконгломератов ими принято название «молассоидная формация» (в смысле отличная от молассовой геосинклинальной). В составе свиты они выделяют две 9 формации, образующие фациальный латеральный ряд — метаконгломератовую молас- соидную и метапесчаниково-сланцевую. Собственно метаконгломераты представляют собой образования конусов выноса (то есть — наземных фаций, прим. наше). К каким именно из наземных фаций конусов выноса (аллювиальным, пролювиальным и др.) при- надлежат глееватские метаконгломераты, эти авторы не раскрывают. Вероятно, подразу- мевается смешанный пролювиально-аллювиальный генезис. Т.П. Михницкая [12] считает глееватские метаконгломераты и связанные с ними осадки также главным образом наземными образованиями предгорных конусов выноса; собственно метаконгломераты отнесены ею к речному аллювию: метаконгломераты «яв- ляют собой образования конусов выноса, которые постепенно переходят по мере удале- ния от источника сноса в прибрежные отложения дельт, а те, в свою очередь, замеща- ются прибрежно-морскими осадками»; «конгломераты соответствуют русловым фациям главных потоков, а алевро-песчаные отложения — в основном межрусловым фациям ко- нусов выноса и аккумулятивных шлейфов» [12, стр. 101]. Наиболее полно и детально глееватские метаконгломераты были изучены при бу- рении Криворожской сверхглубокой скважины Н.С. Курловым (1998). Был вскрыт разрез конгломератовмещающей толщи истинной мощностью около 750 м и подробно задокументированы сведения о слоистости, гранулометрических парагенезах, структурно- текстурных характеристиках пород. К сожалению, результаты этих работ в полной мере до сих пор не опубликованы и существуют в виде фондовых материалов. Как видно из приведенного, в понимании генезиса глееватских метаконгломератов нет ясности. До настоящего времени доминирует представление о наземном способе отло- жения глееватских метаконгломератов в подгорных пролювиально-аллювиальных кону- сах (шлейфах) выноса (то есть типичные континентальные молассы). Это мнение настоль- ко укоренилось в применении к глееватским метаконгломератам, что считается порой аксиоматичным. Однако генезис грубообломочных пород вообще определить не так про- сто, как это может показаться на первый взгляд. Даже в молодых неметаморфизованных комплексах часто трудно установить, являются ли конгломераты аллювиальными, либо это отложения селевых потоков, либо пролювиальные, либо прибойно-обломочные. От решения этих генетических задач зависит перспективный прогноз на многие виды полезных ископаемых. Определение фациального (генетического) типа конгломератов имеет важнейшее значение для оценки их потенциальной рудоносности. По нашим наб- людениям в глееватских метаконгломератах обнаруживаются многочисленные признаки, свидетельствующие об их прибрежно-бассейновом (волноприбойном) генезисе. Освещению этих вопросов и посвящена данная статья. Прежде всего необходимо определить понимание термина «моласса», посколь- ку он имеет весьма широкую трактовку и объединяет порой различные в геотектони- ческом и фациальном отношении отложения. Наиболее характерные черты моласс — грубообломочный состав пород (песчаники, конгломераты) и большие мощности их накоплений (сотни метров и первые километры). При этом выделяют как морские молассы, так и континентальные. В определении моласс существуют два основных подхода — геотектонический и литолого-фациальный. В первом случае к молассам относят полифациальные (морские, лагунные, континентальные) осадки, связанные с крупными геотектоническими орогенными циклами первого ранга (стадиями) развития геосинклинальных зон. Другой подход на первое место ставит фациальную обстановку (вне зависимости от платформенного или геосинклинального режима развития террито- рии и отложения осадков). В этом случае под молассами подразумевают исключительно наземные (континентальные) терригенные породы. Исходя из литолого-фациальных ге- нетических позиций, объединение морских и наземных отложений в единую формацию является не вполне корректным. Поэтому в настоящее время большая часть отечественных исследователей считают молассами в литологическом (а не тектоническом) отношении только наземные образования. Сопряженные с ними морские прибрежные отложения В.И. Поповым [19] предложено называть шлировыми формациями. 10 Следуя В.И. Попову, под молассами здесь мы понимаем главным образом наземные континентальные терригенные (подгорные и равнинные) отложения (в классическом выражении это пролювиально-аллювиальные породы) без отнесения их к какой-либо конкретной геодинамической стадии развития земной коры (платформенной, геосин- клинальной и пр.). В связи с этим основной нашей задачей было изучение литолого-генетических признаков глееватских отложений с целью установления генезиса метаконгломератов и связанных с ними пород. Был изучен разрез глееватской свиты, вскрытый Криворожской сверхглубокой скважиной (скв. 20500, СГ-8). Результаты исследований. Общее строение разреза, соотношения литотипов, виды породных парагенезов и характер ритмичности. Сводная колонка конгломератовмеща- ющей толщи в разрезе сверхглубокой скважины (по материалам Н.С. Курлова, 1998) представлена на рис. 1. Общая истинная мощность толщи (с учетом углов наклона слоистости в керне) составляет примерно 730 м (в интервале 161,2–1509,4 м по стволу скважины). Главные члены общего породного парагенезиса толщи – метаконгломераты, метаалевролиты и средне-тонкозернистые метапесчаники. В резко подчиненных ко- личествах встречаются маломощные прослои метапелитовых сланцев и карбонатных пород (доломитов). В целом по конгломератовмещающей толще соотношения между литотипами таковы (в %): метаконгломераты — 50, метаалевролиты — 32, метапесчани- ки — 18, маломощные (до 1,5 м) прослои мраморизованных доломитов — 0,25. Таким образом, наиболее важными составными членами толщи являются метаконгломераты и метаалевролиты – гранулометрически контрастные литотипы. Общий разрез конгломератовмещающей толщи в самом общем виде состоит из трех существенно конгломератовых пачек мощностью (снизу вверх) 100, 70 и 350 м, разделенных сланцевыми (метаалевролитовыми) пачками мощностью 65 и 55 м (рис. 1). Внутри конгломератовых пачек роль метаалевросланцев сильно снижается с соответственным увеличением роли самих метаконгломератов и метапесчаников. Так, в верхней, наиболее мощной 350-метровой конгломератовой пачке (инт. 270–916 м) со- отношения между литотипами таковы (в %): метаконгломераты — 79, метапесчаники — 16, метаалевролиты — 5, мраморизованные доломиты — 0,6. В нижней конгломератовой пачке соотношения между литотипами следующие: метаконгломераты — 57, метапесча- ники — 37, метаалевролиты — 6. Для средней конгломератовой пачки эти соотношения таковы: метаконгломераты — 69, метапесчаники — 30, метаалевролиты — 1,3. Таким образом, внутри существенно конгломератовых пачек определяющим яв- ляется элементарный парагенезис метаконгломератов и метапесчаников с полутора- пятикратным преобладанием первых над вторыми. В составе конгломератовых пачек присутствует в небольшом объеме также элементарный парагенезис метаконгломератов и сланцев. В составе сланцевых пачек переслаивания также можно выделить два элементарных парагенезиса: 1 — переслаивание метаалевролитов, несколько различающихся по зернис- тости и количеству слюдистого цемента; 2 — то же, но с добавлением прослоев метапес- чаников. Конкретные примеры всех четырех элементарных парагенезов приведены на рис. 2. Очевидно, что все они отражают виды различных фациальных обстановок седиментации, существовавших в период накопления исследуемой толщи пород. Из этих четырех параге- незов доминирующее значение имеют два: парагенез «А» — метаконгломерат + метапес- чаник средне-тонкозернистый с большой примесью алевритовых зерен и слюдистого (ис- ходно глинистого) цемента; парагенез «В» — переслаивание метаалевролитов, несколько различных по зернистости и количеству цемента. Так что, в самом общем виде можно предполагать существование двух главных видов фациальных обстановок при формиро- вании исследуемого комплекса отложений. Дальнейшее изучение конкретных свойств пород (гранулометрических, литолого-морфологических, петрохимических и др.) должно быть увязано с этими конкретными парагенезами и направлено на выявление фациальных 11Р ис .1 . С во дн ая к ол он ка к он гл ом ер ат ов м ещ аю щ ей т ол щ и г ле ев ат ск ой с ви ты в р аз ре зе К ри во ро ж ск ой с ве рх гл уб ок ой с кв аж и н ы ( ск в. 2 05 00 , С Г -8 ) (п о м ат ер и ал ам Н .С . К ур ло ва , 1 99 8) с в ы н ес ен н ы м п ет ро гр аф и че ск и м с ос та во м г ал ек к он гл ом ер ат ов 1 — м ет ак он гл ом ер ат ы п ол им ик т ов ы е; 2 — м ет ап ес ча ни ки Б и- П л- К в, Б и- К в- П л, К в- П л- Б и, П л- К в- Б и ср ед не -т он ко зе рн ис т ы е с бо ль ш ой п ри м ес ью ал ев ри т ов ог о м ат ер иа ла и с лю ди ст ог о (б ио т ит ов ог о) ц ем ен т а; 3 — м ет аа ле вр ол ит ы К в- П л- Б и, П л- К в- Б и, н ер ед ко с г ра на т ом ; 4 — с ущ ес т ве н- но с ла нц ев ы е па чк и пе ре сл аи ва ни я; 5 — с ущ ес т ве нн о ко нг ло м ер ат ов ы е па чк и пе ре сл аи ва ни я; 6 – 12 — г ал ьк и: 6 — к ва рц ит ов с ер ы х, т ем но -с ер ы х; 7 — к ва рц ит ов с ах ар ов ид ны х бе лы х, с ве т ло -с ер ы х; 8 — к ва рц а; 9 — п ла ги ог ра ни т ои до в; 1 0 — к ар бо на т -т ре м ол ит ит ов ; 1 1 — м ра м ор ов и д ол ом ит ов ; 12 — ж ел ез ис т ы х кв ар ци т ов , а м ф иб ол ит ов и д р. 12 критериев отложения каждого из них. Следует отметить, что редкие маломощные про- слои доломитов (инт. 604,6–606,4: 643,0–644,0 м) связаны с парагенезом «А», то есть ме- таконгломерат + метапесчаник. Рис. 2. Виды породных гранулометрических парагенезов конгломератовмещающей тол- щи глееватской свиты А — метаконгломерат + метапесчаник средне-тонкозернистый; Б — метаконгломерат + метаалевролит; В — метаалевролит (с переменным содержанием порфиробластического граната); Г — метаалевролит + метапесчаник средне-тонкозернистый Ритмичность конгломератовмещающей толщи является главным образом двухком- понентной (метаконгломерат + метапесчаник, метаконгломерат + метаалевролит, мета- песчаник + метаалевролит). Повторяющиеся трехкомпонентные макроритмы, такие как метаконгломерат + метапесчаник + метаалевролит, или метапесчаник + метаалевролит + метапелит, как правило, не характерны (последние свойственны трансгрессивным ци- клам седиментации платформенных терригенных формаций). В большинстве случаев мощность отдельных ритмов составляет 1–10 м. Изредка в виде ритмичных серий неболь- шой мощности наблюдаются мелкоритмичные циклы метаконгломерат + метапесчаник с параметрами переслаивания менее метра. Границы между слоями метаконгломератов и метапесчаников, метаконгломератов и метаалевролитов определяются по достаточно резкому исчезновению галек, однако непосредственные контакты выражены не четко в связи с близостью или идентичностью состава прослоев метапсаммоалевритов и матрикса метаконгломератов. Общий анализ слоистости. Анализ макрослоистости выступает на первый план в условиях метаморфизованного докембрия, где мезо- микрослоистость в породах неред- ко изменена или уничтожена тектоно-метаморфическими процессами. Под макрослоис- тостью здесь мы понимаем масштаб ритмичности для терригенных пород, измеряемый от первых десятков сантиметров до первых метров и определяемый однородностью конкретных слоев, отличающихся друг от друга составом, гранулометрией и прочими при- знаками. Макрослоистость дает важную информацию, позволяющую судить о взаимоот- ношениях членов породных парагенезов, а также сопоставлять между собой различные сложные метаморфизованные породные комплексы. Статистический анализ мощностей макрослоев для различных литотипов по всей конгломератовмещающей толще показал следующее (рис. 3). Основное количество отдельных слоев метапесчаников (50% от всех случаев), формирующих моду, имеют мощ- ности от 0,27 до 2,2 м (медианное значение равно 0,59 м). В остальных случаях преоблада- ют мощности до 5 м. Максимальные значения («выбросы») — до 9 м. Последние состоят, 13 очевидно, из нескольких слоев, разделенных тонкими прослойками и формируют уже отдельные метапесчаниковые горизонты. Соответствующим образом, мода мощностей слоев метаконгломератов (50% слу- чаев) характеризуется значениями 0,9–4,2 м (медианное значение равно 1,66 м). Реже отмечаются мощности до 9 м. Максимальные значения составляют 30 м; которые харак- теризуют, очевидно, уже отдельные метаконгломератовые горизонты, состоящие из не- скольких слоев. Слои метаалевролитов имеют главным образом мощности 0,4–5,4 м (медианное значение равно 2,1 м). Реже встречаются мощности до 13 м. Максимальные значения — 22,4 м. Таким образом, средние параметры мощностей слоев метапесчаников в 2–3 раза меньше, чем метаконгломератов и метаалевролитов. Показательно, что статистические параметры мощностей макрослоистости метаконгломератов и метаалевролитов весь- ма близки между собой (рис. 3). Такая схожесть макрослоистости метаконгломератов и метаалевролитов говорит о возможной тесной генетической связи этих чрезвычайно контрастных гранулометрических типов пород. Тем более, что заполнитель метакон- гломератов имеет очень близкий состав с самостоятельными (безгалечными) прослоями метаалевролитовых сланцев. Гидродинамический механизм формирования таких параге- незов еще недостаточно ясен. Такие соотношения отличаются от предгорного аллювия, для которого также наблюдаются парагенезы галечных и алевритовых пород, но с присут- ствием гравелитовой и крупнопсаммитовой составляющей. Здесь же крупнозернистые псаммиты и гравелиты, как правило, отсутствуют. Скорее всего, такие соотношения между галечным и алевритовым материалом могли реализоваться именно в бассейновых условиях при переработке смешанных пролювиально-аллювиальных отложений. Пере- работка этих осадков в литоральной зоне бассейна привела к фациальному разделению галечного и алевритового материала на синхронные, примерно изомощностные слои. Мезо- и микрослоистость проявлена в целом слабо. Для метаконгломератов она во- обще не характерна. Метапесчаники и метаалевролиты как правило имеют массивные, реже неяснослоистые текстуры. Это составляет их главную текстурную особенность. Четкая мезо- микрослоистость наблюдается редко и главным образом в метапесчаниках. Средние параметры мезослоистости — от первых сантиметров до первых дециметров. В метаалевролитовых сланцах она проявлена цветом (темнее-светлее), изменения ко- торого связаны с содержанием алевритового кварца и темноцветных минералов. Более темные прослои, обогащенные биотитом (исходно более тонкообломочные разности с б льшим содержанием глинистой фракции) содержат, как правило, в большей степени и новообразованный порфиробластический гранат в количествах до 10–15%. Неконтр- астная перемежаемость гранатсодержащих и безгранатовых слоев весьма характерна для метаалевролитовых сланцев. Границы между такими слоями нечеткие. Микрослоистость (первые миллиметры) наблюдается редко. Косая слоистость, знаки ряби и другие подобные морфологические признаки в по- родах нами не установлены из-за чрезвычайно монотонной массивной текстуры сланцев и метапесчаников, а также по причине сложного обнаружения таких элементов в керне. Вещественный состав и литогенетические признаки отложений Метаконгломераты. по составу обломков относятся к полимиктовым. Характери- зуются в большинстве случаев значительной сгруженностью галек (50–80%), хорошей их окатанностью, большой мощностью конгломератовых слоев (1–9 м) и существенно конгломератовых пачек переслаивания (70–350 м), относительным постоянством со- става и структурно-текстурных признаков. По размеру галечного материала преобла- дают среднегалечные (2,5–5 см) разновидности метаконгломератов, хотя нередки и крупногалечные (5–10 см) и мелкогалечные (1–2,5 см). Изредка отмечаются мелкие окатанные валуны. Петрографический состав галечного материала. По количественным соотношениям и составу обломков весь галечный материал можно разделить на три группы. К первой, 14 Р ис . 3. С та ти ст и че ск и е п ар ам ет ры м ощ н ос те й м ак ро сл ое в гл ав н ы х ли то ти п ов к он гл ом ер ат ов м ещ аю щ ей т ол щ и г ле ев ат - ск ой с ви ты в р аз ре зе К ри во ро ж ск ой с ве рх гл уб ок ой с кв аж и н ы Д ан ны е от ра ж аю т и ст ин ны е м ощ но ст и сл ое в (с у че т ом у гл а на кл он а сл ои ст ос т и в ке рн е) . Ц иф ры в с ко бк ах — к ол ич ес т во сл ое в в вы бо рк ах 15 главенствующей, относятся гальки серых, темно-серых хемогенных кварцитов, белых (светло-серых) сахаровидных кварцитов и жильного кварца. В связи с динамомета- морфизмом разделить их порой сложно, однако в целом гальки хемогенных кварци- тов доминируют, гальки белых кварцитов резко подчинены, кварцевые — встречают- ся эпизодически. Совместная доля галек этой группы составляет 75-85%. Значительно меньшую часть (15–25%) составляет вторая группа, к которой относятся гальки, встреча- ющиеся постоянно в количествах около 5–10% каждой разновидности пород — гранитои- дов, карбонат-тремолитовых пород и мраморизованных доломитов (кальцит-доломитовых мраморов). И третью группу составляют гальки, встречающиеся эпизодически и в сумме не превышающие 5% — гальки железистых (магнетитовых) кварцитов, амфиболитов, серицит- кварцевых метапесчаников-метагравелитов. Изредка в отдельных маломощных прослоях количество галек железистых кварцитов поднимается до 5%, а галек амфиболитов до 6%. Соотношения между гальками различного петрографического состава, подсчитанные в различных частях разреза конгломератовмещающей толщи методом последовательных замеров (200 галек в каждой «точке» наблюдения) показаны на рис. 1. Снизу вверх по разрезу конгломератовмещающей толщи эти соотношения испытывают малозначимые колебания, так, что в целом можно считать состав галечного материала достаточно однородным по всей толще. Средний состав обломков (1100 галек) следующий: кварциты серые, светло-серые — 48%; кварциты темно-серые — 26%; кварциты сахаровидные белые, светло-серые, буровато-серые — 6,8%; кварц — 2,9%; плагиогранитоиды — 7,1%; карбонат-тремолититы — 4,5%; доломиты и доломитовые мраморы — 3,5%; амфиболиты (метабазиты) — 1,5%; железистые кварциты — 0,5%; метапесчаники-метагравелиты кварцевые на базальном серицитовом цементе — 0,2%. Крупногалечные метаконгломе- раты по сравнению с мелкогалечными несколько более разнообразны по петрографичес- кому составу галек и обогащены гальками второй и третьей групп, особенно гранитоидов (до 13%), то есть, доля доминирующих кварцитовых галек в них несколько снижается. Гальки хемогенных кварцитов играют главную роль в составе метаконгломератов, они неоднородны по цвету и текстурно-структурным признакам. Среди них различа- ются: 1 — серые однородные, пятнистые, полосчатые; 2 — темно-серые однородные тонкозернистые, пятнистые, полосчатые. Между обоими разновидностями наблюда- ются взаимопереходы. В шлифах кварциты имеют мозаичную структуру различной зер- нистости — от тонкомозаичнозернистой (0,02 мм) до мелко-среднемозаичнозернистой (0,25 мм). Нередки полосчатые разности, в которых полосы имеют различную зернис- тость. Количество других минералов в гальках кварцитов незначительно. Чаще всего это тонкочешуйчатый биотит, реже амфибол (тремолит-актинолит) или хлорит, а также тонкая вкрапленность магнетита согласно элементам полосчатости. В тонкозернистых кварцитах наблюдаются примазки углистого вещества. Нередки чистые монокварцевые мозаичные кварциты. Очевидно, что основная масса кварцитовых галек образовалась за счет размыва хемогенных кварцевых роговиков и кварцито-сланцев нижезалегающих железо-кремнистых формаций криворожской серии. Гальки сахаровидных кварцитов белых, светло-серых, буровато-серых характеризуют- ся средне-крупномозаичным строением, наличием в ряде случаев псаммовидных текстур и структур. Исходная природа их (кластогенная или хемогенная) не вполне ясна, посколь- ку структуры, напоминающие бластопсаммитовую, могут быть образованы и в результате бластокатаклаза по хемогенным кварцитам. Вероятно, эти гальки образовались за счет разрушения белых кварцитов гданцевской свиты. Гальки кварца (серого прозрачного и буроватого) часто разбиты сетью густых нитьевидных трещин с развитием по ним гидроокислов железа. Гальки гранитоидов относятся к плагиогранитоидному ряду (плагиограниты, плагиогранито-гнейсы, плагиомигматиты, пегматиты); среди них преобладают розовато- серые разновидности, в меньшей мере серые. Калишпат, как правило, отсутствует. Розоватый цвет обусловлен гидроокислами железа. Гальки карбонат-тремолитовых пород имеют зеленовато-серый цвет, среднезер- нисто-пятнистую текстуру, обусловленную выделениями светлых карбонатных бласти- ческих (до 1–2 мм) зерен в массе нематобластового тремолита. 16 Гальки белых, серых, зеленовато-серых и темно-серых мраморизованных доломитов и мраморов имеют как тонкозернистую (почти до скрытозернистой) так и мозаично- бластовую (от мелко- до крупномозаичной) структуру. Весьма характерно, что внешние зоны карбонатных галек часто изменены. Центральные части имеют мозаичную струк- туру; во внешних зонах бластические зерна постепенно мутнеют и становятся теневыми до скрытозернистых. Вокруг доломитовых галек нередки тремолитовые каймы. По всей вероятности, эти явления связаны с контактовыми метасоматическими явлениями на границах галек и цемента в постседиментационный период. В гальках доломитов часто отмечаются линзы углистого вещества, а также полосовидные скопления алевритового и тонкопсаммитового кварца. В зависимости от количества тонкорассеянного углистого вещества цвет галек меняется от белого до темно-серого. В гальках мраморов (как и в са- мих мраморах гданцевской свиты) А.М. Снежко обнаружены остатки сине-зеленых водо- рослей, онколитов, водорослевых колоний [8]. Гальки полосчатых магнетитовых кварцитов часто микроскладчаты. Кроме магне- тита и кварца в них отмечаются тонкочешуйчатые биотит и тремолит. Гальки метабазитов представлены темно-серыми зеленоватыми амфиболитами биотит-плагиоклаз-амфиболового состава. Гальки зеленовато-серых кварцевых метапесчаников-метагравелитов на базальном се- рицитовом цементе. Похожие породы встречаются в криворожском разрезе в составе ске- леватской свиты, а также в латовской толще. В шлифах гальки обладают отчетливой ме- тапсаммитовой структурой (разнозернистые полуугловатые обломки кварца). Благодаря крупным обломкам прозрачного кварца (до 3 мм) в массе серицита породы напоминают своим внешним видом рассланцованные кератофиры. В работах [24, 25] есть указание на присутствие в гальках метаконгломератов обломков кварцевых порфиров; возможно, за таковые были приняты как раз данные метапесчаники. Морфометрия галек. Метаконгломераты по всей толще в различной степени разлинзованы. Деформациям подвержены в наибольшей мере гальки мягких пород — амфиболитов, сланцев, карбонат-тремолитовых пород, доломитов, в меньшей степени — кварцитов, в наименьшей — гранитоидов. Часто отмечаются вдавленные друг в друга гальки, а также хвостатые, растащенные, сплюснутые, разлинзованные. В участках ин- тенсивного разлинзования отношение вытянутой и уплощенной осей в гальках кварцитов достигает 17 (рис. 4). Даже гранитные гальки в таких зонах разлинзованы. Исходная форма галек в таких участках не поддается восстановлению. Участки разлинзования чередуются с участками слабой деформированности галек. В последних были проведены морфоме- трические замеры. К сожалению, объем выборки таких наименее разлинзованных галек невелик — около 250. Но и этого количества достаточно для получения предварительных статистических данных по таким основным характеристикам как степень окатанности и сортировки галечного материала. При работе с керном, как правило, не удается замерить истинные оси галек (дли- ну, ширину, толщину), поэтому мы использовали лишь видимые максимальный и минимальный диаметры без соотнесения этих размеров к конкретным осям галек. Для определения степени окатанности при визуальных наблюдениях мы применяли пятибалльную шкалу А.В. Хабакова (1933), по которой гальки в зависимости от степени окатанности соответствуют следующим баллам: 0 — неокатанные остроугольные облом- ки (щебень); 1 — слабо окатанные, обладающие лишь слегка окатанными углами и ребра- ми; 2 — умеренно окатанные, со сглаженными ребрами, в очертании которых еще отчет- ливо заметны прямолинейные отрезки; 3 — хорошо окатанные; 4 — идеально окатанные. Средняя степень окатанности (ОК(ср)) выводилась как арифметическое среднее от бал- лов всех галек в конкретной выборке. Форма галек тесно связана с их петрографическим составом. Так, гранитная галька почти всегда изометрична (первая и третья квартили отношения диаметров d(max)/d(min) равны соответственно 1,2 и 1,7; мода — 1,2; медиана — 1,4). Галька кварцитов — упло- щенная (первая и третья квартили отношения d(max)/d(min) равны 1,5 и 2,5; мода — 1,5; медиана — 1,75). Очень интересно то, что несмотря на различия в удлинении гранитных 17 и кварцитовых галек, степень окатанности их практически одинакова (рис. 5-а) — пре- обладают умеренно и хорошо окатанные (2–3 баллы — 77–79%) со значительной долей идеально окатанных1 (4 балл — 11–17%) и незначительным количеством слабо окатанных (1 балл — 3,4–5,6%). Средняя степень окатанности гранитоидных и кварцитовых галек равна, соответственно 2,68 и 2,43. Этот факт (практически одинаковая степень окатан- ности гранитоидных и кварцитовых галек) свидетельствует в пользу волноприбойно- го их происхождения. Поскольку в случае аллювиального генезиса эти обломки, имея разноудаленные от области седиментации источники сноса, имели бы и различную сте- пень окатанности. При волноприбойном генезисе обломки пород, независимо от состава и удаленности источников сноса, имея при этом близкие величины твердости и спосо- бности к истиранию, приобретают и аналогичную степень окатанности. Рис. 4. Различная степень динамо-метаморфического разлинзования галек глееватских метаконгломератов. А — почти неразлинзованные, Б — умеренно разлинзованные, В — ин- тенсивно разлинзованные Хорошо проявлена зависимость степени окатанности галек гранитоидов и квар- цитов от их размеров (рис. 5–б). Наиболее хорошо окатаны средние и крупные обломки (ОК(ср) = 2,76). Мелкие обломки окатаны несколько хуже (ОК(ср) = 2,21). Гальки амфиболовых и карбонатных пород почти всегда ксеноморфны, раздавлены и линзовидны, вследствие чего не удается установить их исходную форму. В редких слу- чаях отмечаются слабодеформированные полуугловатые, умеренно и хорошо окатанные гальки этих пород. Медианный размер галек в исследованных неразлинзованных интервалах изменя- ется в пределах 21,3–32,5 мм (использовался усредненный размер, равный сумме ми- нимального и максимального диаметров, деленной на два). Значения нижней и верхней 1Как показано Л.И. Четвериковым [27, стр. 84], «в геометрии образования формы гальки главную роль играет геометрия типа анизотропии физического свойства — способности породы к ее истиранию». Поэтому идеально окатанные гальки гранитов имеют изометричную форму, близкую к шаровидной, а идеально окатанные гальки кварцитов в той или иной мере уплощены. 18 квартилей размера галек колеблются, соответственно 14,0–21,5 и 27,5–42,5 мм. Стан- дартное отклонение и эксцесс, являясь мерой сортированности галек, изменяются со- ответственно от 9,2 до 14,6 мм и от -0,74 до +2,1. Коэффициент сортировки по Траску соответствует значениям от 1,35 до 1,52 , что характеризует высокую степень отсортиро- ванности галечного материала. Сгруженность галек в целом высокая (50–85%), однако часто гальки не соприкаса- ются друг с другом; наблюдаются также отдельные хорошо окатанные «плавающие» галь- ки в массе средне-мелкопсаммит-алевритового заполнителя (рис. 6-а). Ориентировка галек проявлена отчетливо в слаборазлинзованных участках по удли- нению кварцитовых галек, имеющих черепицевидную укладку. Наложенное динамо- метаморфическое разлинзование затрудняет различение исходной ориентировки галек. Последняя особенно хорошо наблюдается на контактах галечных и песчаных слоев, ког- да цепочка не соприкасающихся между собой галек, залегающих на слое метапесчаника, имеет субпараллельную черепицевидную ориентировку наподобие «домино». Рис. 5. Гистограммы степени окатанности галечного материала а) всех размеров включительно; б) различного размера. 0, 1, 2, 3, 4 — баллы окатанности по А.В. Хабакову. В скобках — количество галек в выборке. ОК(ср) — средняя степень окатан- ности Заполнитель (матрикс) метаконгломератов представлен разнозернистым, преимуще- ственно средне-тонкозернистым метапесчаником с большой примесью алевритовых зе- рен и слюдистого (исходно глинистого) цемента (рис. 6-б). Доминирует обычно мелко- тонкопсаммитовая фракция (0,25–0,05 мм), которая составляет около 60%. Ей подчинена алевропелитовая фракция (30–35%) (рис. 7-г). Средне- и крупнопсаммитовая фракции содержатся в пределах, соответственно: 2–8% и 0–5% и в сумме не превышают 10%. Порода именуется песчаником, если количество песчаных фракций в ней составля- ет более 60% [21]. В заполнителе глееватских метаконгломератов песчаная фракция часто содержится в количествах, близких к этой величине, а иногда не превышает её. В этих случаях заполнитель нельзя именовать в строгом смысле метапесчаником. Это смешан- ная метаморфизованная глинисто-алеврито-псаммитовая порода при доминировании в ней мелко-тонкопсаммитовой фракции. 19 Минеральный состав заполнителя биотит-плагиоклаз-кварцевый, биотит-кварц- плагиоклазовый, кварц-плагиоклаз-биотитовый, плагиоклаз-кварц-биотитовый с не- большим переменным количеством актинолита (0–10%) и карбоната (0–10%). Песчаные обломки в заполнителе метаконгломератов представлены главным обра- зом зернами кварца, мозаичного кварцита, такого же, что слагает кварцитовые гальки, а также зернами мутного пелитизированного плагиоклаза. Плагиоклаз представлен оли- гоклазом, часто полисинтетически сдвойникованным. Соотношение плагиоклазовых и кварцитовых (кварцевых) обломков примерно равное с перевесом в ту или другую сто- рону. Встречаются также псаммитовые зерна амфиболовых и других сланцев, которые сливаются со слюдистым цементом и трудно диагностируются. Заполнитель так же, как и галечный материал, подвержен динамо-метаморфическим изменениям, часто интен- сивно разлинзован. В слаборазлинзованных участках форма песчаных обломков угло- ватая, полуугловатая, полуокатанная. Обломки плагиоклазов часто имеют таблитчатую форму. Темноцветные минералы представлены главным образом зеленоватым и бурым биотитом (15–35%), нередко хлоритизированным, а в обогащенных карбонатом разнос- тях — актинолит-тремолитом. Заполнитель часто содержит рассеянную вкрапленность идиоморфных зерен магнетита (до 5%) размером 0,03–0,1 мм. По минеральному составу за- полнитель можно именовать метаграуваккой или полимиктовым метапсаммо-алевритом. В заполнителе метаконгломератов, а также во вмещающих метапесчаниках установлены реликты растительных тканей и тонкорассеянное углистое вещество [12, 30], что может косвенно подтверждать бассейновую седиментацию конгломератов и вме- щающих их отложений. Прослои метапесчаников (без галек) среди метаконгломератов почти не отличаются от заполнителя близлежащих метаконгломератовых слоев, как по минеральному, так и по гранулометрическому составу, что можно рассматривать как признак близких условий осадконакопления конгломератов и песчаников. Метапесчаники обладают массивной, редко неяснотонкослоистой текстурой, средне-тонкопсаммит-алевритовым грануло- метрическим составом. Так же, как и в матриксе метаконгломератов, в них доминирует мелко-тонкопсаммитовая фракция (0,25–0,05 мм) (рис. 7-в). Крупнопсаммитовая фракция обычно отсутствует или содержится в очень незна- чительном количестве. Минеральный состав метапесчаников аналогичен составу запо- лнителя метаконгломератов. Кроме главных минералов — биотита, кварца и плагиокла- за, соотношения между которыми варьируют (но чаще примерно равные, с некоторым преобладанием кварца), породы содержат примесь карбоната, актинолита, роговой об- манки, редко граната. В очень редких случаях отмечены единичные обломочные зерна решетчатого микроклина размером до 0,3 мм. Биотит часто хлоритизирован. Иногда темноцветный минерал полностью представлен актинолитом или роговой обманкой. В неяснотонкослоистых разностях метапесчаников (и метаалевролитовых сланцев) не- редко отмечается тонкое чередование слойков, обогащенных и обедненных карбонатом и актинолитом. Содержание карбоната в цементе метапесчаников поднимается иногда до 25%, но в основном находится в пределах 0–2%. Отдельные слои метапесчаников (и метаалевролитовых сланцев) содержат рассеянную тонкую вкрапленность магнетита в количестве до 5–7%. Прослои метаалевролитовых сланцев среди метаконгломератов отличаются от метапесча- ников лишь несколько более тонкозернистыми структурами. В них снижена роль мелко- тонкопсаммитовой фракции (35%) и доминирует алевро-пелитовая (65%) (рис. 7-б). Метаалевролитовые сланцы существенно сланцевых пачек переслаивания характери- зуются наиболее тонким гранулометрическим составом (рис. 7-а). В них обычно домини- руют крупноалевритовые зерна (0,05–0,01 мм) кварца и плагиоклаза. Мелкопсаммитовая фракция отсутствует, а тонкопсаммитовая содержится в количестве 10–35%, в сред- нем 25%. Слюдистый цемент, представленный главным образом биотитом, составляет 20–35%. В метаалевролитах часто присутствует порфиробластический гранат до 10–15%, особенно в разностях, обогащенных биотитом. Сланцы иногда содержат также в неболь- ших количествах порфиробластический ставролит (до 5%). 20 Рис. 6. «Плавающие» хорошо окатанные гальки кварцита в массе среднемелкоп- саммит-алевритового заполнителя (а), ме- тапсаммитовая структура заполнителя (б) Рис. 7. Средний гранулометрический со- став (по подсчетам в шлифах) метапсаммо- алевритов конгломератовмещающей тол- щи глееватской свиты а) метаалевролиты сланцевых пачек (6 шлифов из разных частей разреза); б) про- слои сланцев внутри конгломератовых па- чек (8 шлифов из разных прослоев); в) про- слои безгалечных метапесчаников внутри конгломератовых пачек (8 шлифов из разных прослоев); г) метапсаммитовый заполнитель (матрикс) метаконгломератов (10 шлифов из разных частей разреза). Гранулометричес- кие фракции: 1 — крупнопсаммитовая (1–0,5 мм); 2 — среднепсаммитовая (0,5–0,25 мм); 3 — мелкопсаммитовая (0,25–0,1 мм); 4 — тонкопсаммитовая (0,1–0,05 мм); 5 — алев- ропелитовая (<0,05 мм) 21 Таким образом, вещественный и гранулометрический состав заполнителя ме- таконгломератов, а также самостоятельных безгалечных слоев метапесчаников и метаалевролитовых сланцев достаточно близок. Во всех метапсаммитах (включая матрикс метаконгломератов) доминирует мелко-тонкопсаммитовая размерность зерен, что наря- ду с массивными текстурами свидетельствует о единстве происхождения из бассейновой (водно-волновой) среды. Хорошим диагностическим признаком бассейновых условий накопления псаммо- алевритов глееватской свиты (в том числе прослоев псаммо-алевритов среди конгло- мератов) являются также концентрации в них исходно тонкообломочных железистых минералов, превращенных при метаморфизме в тонкую рассеянную вкрапленность идиоморфных зерен магнетита. Содержания магнетита в псаммо-алевритах достигают 5–7%. Мощности таких магнетитсодержащих пластов в разрезе сверхглубокой скважины составляют до первых десятков метров. Они четко фиксируются на каротажных диа- граммах магнитной восприимчивости, чередуюясь с немагнитными пластами точно та- кого же гранулометрического и петрографического состава, но без магнетита. Границы магнитных и немагнитных пластов резкие, четкие. Наблюдается зависимость количе- ства магнетита и размеров его зерен от общего гранулометрического состава вмещаю- щих отложений. Магнетитсодержащими являются, как правило, метапсаммиты мелко- тонкозернистые. В метаалевритах, особенно в их тонких разновидностях (сланцах плагиоклаз-кварц-биотитовых с гранатом) количество магнетита резко снижается до 1–1,5%. В метаморфизованных тонкопсаммитовых осадках с преобладающим размером обломочных зерен 0,06–0,08 мм размеры зерен магнетита составляют 0,02–0,05 мм. В более крупнозернистых отложениях (в мелкозернистых метапсаммитах) размеры зерен магнетита возрастают до 0,06–0,18 мм. Такая связь однозначно свидетельствует об ис- ходно россыпной природе концентраций магнетита. В Анновском районе Кривбасса (не- подалеку от места расположения сверхглубокой скважины) в пределах распространения монотонной толщи микрогнейсов глееватской свиты магнитной съемкой установлена так называемая Центрально-Анновская магнитная аномалия, протягивающаяся с юга на север на 12 км и обусловленная серией пластов (2–3) по 30–80 м точно таких же магне- титсодержащих метапсаммо-алевритов, разделенных немагнитными пластами и в сумме составляющими горизонт мощностью около 260 м. Выдержанность горизонта на таком значительном расстоянии и его мощность свидетельствуют о бассейновом способе седи- ментации (литоральные россыпи), а также о периодах активного поступления в бассейн частиц железистых минералов. Важно отметить, что в разрезе сверхглубокой скважины прослои магнетитсодержащих магнитоактивных метапсаммитов встречаются нередко внутри самих метаконгломератов. Петрохимические признаки. Основной характеристикой петрохимической изменчи- вости терригенных пород является, как известно, соотношение Al2O3 и SiO2. Поэтому по- казательна дифференциация всех метапсаммо-алевритов глееватской свиты (выборка 69 анализов по скв. 20500 и СГ-8) на двухкомпонентной диаграмме по этим компонентам (рис. 8-а). Сразу обращает внимание то, что фигуративные точки формируют сгущения в виде отдельных роев, отвечающих, очевидно, различным литологическим разновиднос- тям пород. Намечается два основных роя точек. Первый связан преимущественно с метапес- чаниками, второй — преимущественно с метаалевролитовыми сланцами. Дискретность этих роев хорошо проявляется на гистограммах распределения значений SiO2, Al2O3, имеющих бимодальный характер. Эта бимодальность является следствием грануломе- трической дискретности псаммо-алевритовых парагенезов глееватской свиты (с одной стороны — мелко-тонкозернистые псаммиты, с другой — алевролиты), которая связана с двумя близкими фациальными гидродинамическими обстановками в период их форми- рования. Параметры указанных роев по алюминию и кремнию таковы (%): 1 (преимуществен- но метапесчаники) — Al2O3 = 6–12, SiO2 = 65–75; 2 (преимущественно метаалевроли- товые сланцы) — Al2O3 = 12–18, SiO2 = 54–66. Отмеченная бимодальность хорошо 22 проявляется также по содержанию общего железа, магния и титана, которые положи- тельно коррелируются между собой и с алюминием (метаалевролиты обогащены этими элементами по сравнению с метапесчаниками вследствие большего содержания в них железо-магнезиальных слюд, в первую очередь биотита). Калий, натрий и кальций одномодальны. Факторный и кластерный анализы также показывают четкое разделе- ние выборки псаммо-алевритов на вышеуказанные две группы (кластеры). Таким обра- зом, петрохимически среди псаммо-алевритов устанавливаются два наиболее значимых литолого-петрохимических типа пород, отражающих различия в фациальных условиях накопления. Средние составы этих литотипов (кластеров) следующие (%): кластер-1 (24 пробы) — преимущественно метапесчаники мелко-тонкозернистые (включая заполни- тель метаконгломератов) — SiO2 = 70,7; TiO2 = 0,26; Al2O3 = 9,45; Fe2O3 = 2,00; FeO = 5,36; MnO = 0,048; MgO = 2,43; CaO = 2,02; Na2O =1,69; K2O = 1,93; P2O5 = 0,062; SO3 = 0,213; CO2 = 0,36; Ппп = 3,12; кластер-2 (45 проб) — преимущественно метаалевролиты — SiO2 = 58,39; TiO2 = 0,50; Al2O3 = 14,97; Fe2O3 = 2,42; FeO = 6,00; MnO = 0,101; MgO = 4,53; CaO = 2,29; Na2O =1,83; K2O = 3,27; P2O5 = 0,088; SO3 = 0,34; CO2 = 0,22; Ппп = 3,80. Рис. 8. Расположение фигуративных точек состава метапесчаников (закрашены) и ме- таалевролитов (незакрашены) глееватской свиты на диаграммах: а) Al2O3-SiO2; б) Al2O3- K2O-MgO (поля глин: каолинитовых (К), гидрослюдистых (Г), монтмориллонитовых (М) — по В.К. Головёнку [1]) Важно отметить, что в выборке отсутствуют, с одной стороны, породы с высокими значениями алюмокремниевого модуля (Al2O3/SiO2), характерные для застойных мелководных и континентальных глинистых осадков. С другой стороны, отсутствуют высококремниевые (SiO2 > 75%) отложения, характерные для аллювиальных и других песков, отмытых от глинистой фракции. Для общей оценки химической зрелости глинистой составляющей пород можно использовать диаграмму Al2O3-K2O-MgO В.К. Головенка [1] по разделению основных минеральных типов глин (рис. 8-б). Большинство проб метаалевролитов образует кучный рой между полем гидрослюдистых глин (Г) и полем монтмориллонитовых глин (М) со смещением ниже линии раздела K2O/MgО=1 в сторону магниевой вершины треуголь- ника, то есть ближе к полю монтмориллонитовых глин. Это может свидетельствовать в целом о незрелом составе исходно глинистой составляющей пород, которая могла иметь существенно монтмориллонитовый состав. Если вынести на эту же диаграмму точки со- става метапесчаников, то они образуют почти недискриминируемый рой вместе с мета- алевролитами. Это свидетельствует о близости состава исходно глинистой компоненты, как в метапесчаниках, так и в метаалевролитах. По петрохимической систематике А.Н. Неёлова [13] породы относятся к граувакковым песчаникам и алевролитам (группы III-б и IV-б). На диаграмме А.А. Пред- овского [20] фигуративные точки пород также попадают преимущественно в область 23 граувакк. При этом метаалевролиты располагаются в приграничной зоне граувакк, мела- новакк и глин смешанного состава (монтмориллонит, клинохлор-пеннин, вермикулит- палыгорскит, шамозит). Таким образом, приведенные данные свидетельствуют о незрелом граувакковом соста- ве псаммитовых и алевритовых пород конгломератовмещающей толщи глееватской свиты. Исходно глинистая составляющая, близкая в метапесчаниках и метаалевролитах, также ха- рактеризовалась незрелым составом, соответствующим группе железисто-магнезиальных глин и хлоритов. Различаются между собой метапсаммиты и метаалевриты главным обра- зом по степени гранулометрической дифференциации (параметру Al2O3/SiO2). Химическая (минералогическая) зрелость метапсаммитов и метаалевритов очень близка. В палеофациальном аспекте бассейновый способ осаждения метаалевролитов со- мнений не вызывает. Что касается метапесчаников (в том числе псаммитового матрик- са метаконгломератов), то петрохимические данные скорее свидетельствуют также об их бассейновой седиментации — отсутствие высококремниевых разностей; повышенные содержания кальция и магния, общность состава по щелочным и щелочно-земельным элементам с бассейновыми метаалевролитами. Если пытаться найти петрохимическое сходство метапесчаников с аллювиальными отложениями, то можно обнаружить опреде- ленную близость химического состава данных метапесчаников с мелко-тонкозернистыми псаммитами дэльт равнинных рек засушливых или холодных областей (с низкой интен- сивностью химического выветривания), однако парагенезис с метаконгломератами та- кую фациальную ситуацию исключает. Примеры комплексов, сходных с глееватскими метаконгломератами. Глееватские конгломераты во многих чертах схожи с полимиктовыми метаконгломератами ляво- зерской и вороньетундровской свит Кольского полуострова (нижний протерозой), так- же отлагавшихся в прибрежных условиях [11]. Последние более метаморфизованы (в эпидот-амфиболитовой фации). Для них характерно, также как и для глееватских мета- конгломератов, переслаивание гранулометрически контрастных литотипов. Ярко эта слоистость выражена в вороньетундровских метаконгломератах в районе Поросозера, где пласты валунных метаконгломератов переслаиваются с тонкослоистыми безгалечными биотитовыми гнейсами. Переходы от метаконгломератов к вмещающим гнейсам чет- кие, но не резкие, ибо по составу гнейсы и цементирующий материал метаконгломератов одинаковы. Внутри свиты метаконгломераты залегают на нескольких стратиграфических уровнях и, исходя из состава и особенностей залегания, отнесены к внутриформацион- ному типу. Из неметаморфизованных комплексов очень схожи с глееватской толщей плиоценовые конгломераты Прикаспия Азербайджана, которые также определены как прибрежно-морские [22]. В числе признаков, определяющих их прибрежно-морское происхождение указываются следующие: 1) линейно-вытянутое распространение кон- гломератов вдоль побережья Каспийского моря и замещение их глинами в направлении к акватории; 2) отсутствие слоистости в конгломератах, их однородный состав; 3) отсут- ствие косой слоистости, межформационных размывов, линз и прослоев глин и песчани- ков, столь характерных для речных образований; 4) постоянство гранулометрического (песчано-алевритового) и минералогического состав цемента конгломератов. Подобные глееватской свите гранулометрические парагенезы отмечены на дне оз. Байкал [31]. У его берегов до глубины 10 м развиты прибрежные волноприбойные галеч- ники и, главным образом, тонкозернистые пески и алевриты (медиана от 0,13 до 0,07 мм, коэффициент сортировки по Траску около 2,5). Глубже размеры песчаных зерен снижа- ются до 0,1 мм, а содержание их уменьшается до 2–4%. Отдаленные от берегов пелитовые осадки представлены серо-зелеными алевритистыми илами (медиана 0,025–0,01 мм). Вся толща глееватской свиты, для которой характерен парагенез полевошпат- кварц-биотитовых метаалевролитов и метапесчаников с метаконгломератами и линзами доломитов очень сходна с тетеревской серией УЩ. Последняя представляет собой, по- видимому, стратиграфический аналог глееватской свиты (серии) на северо-западе УЩ. 24 Заключение и выводы. Наиболее характерными особенностями глееватских метаконгломератов и вмещающих пород являются: 1) большая общая мощность конгломератоносной толщи (700–1800 м) и существенно конгломератовых пачек пе- реслаивания (70–350 м); 2) преобладающая роль метаконгломератов (более 50%) по отношению к другим ассоциирующим литотипам внутри конгломератовых пачек; 3) повторяемость конгломератовых пачек на нескольких стратиграфических уровнях и пе- ремежаемость их с алевро-сланцевыми пачками; 4) полимиктовый состав метаконгло- мератов; 5) присутствие среди галечного материала обломков доломитов и других пород, залегающих в составе нижележащих отложений гданцевской свиты; 6) относительное по- стоянство петрографического состава галек и заполнителя по всему разрезу; 7) в целом высокая сгруженность, хорошая окатанность и сортировка галечных обломков; одинако- вая степень окатанности гранитоидных и кварцитовых галек, имеющих разноудаленные источники сноса; 8) контрастность гранулометрического парагенеза галечных облом- ков и мелкопсаммит-алевритового заполнителя (матрикса) метаконгломератов; 9) бли- зость состава и структурно-текстурных характеристик заполнителя метаконгломератов, самостоятельных (безгалечных) прослоев и пачек метапсаммо-алевритов, их незрелый граувакковый состав; 10) монотонные массивные текстуры метапсаммо-алевритов; 11) отсутствие крупнопсаммитовых и гравийных отложений в ассоциации с метаконгломе- ратами; 12) присутствие маломощных редких прослоев доломитов внутри метаконгломе- ратов, а также повышенные содержания кальция и магния во вмещающих метапсаммо- алевритах; 13) остатки растительных тканей и тонкорассеянное углистое вещество в цементе метаконгломератов; 14) наличие терригенных бассейновых концентраций маг- нетита (литоральные россыпи), связанных с метапсаммо-алевритами. Все эти важные литологические признаки в совокупности позволяют считать все литологические типы пород глееватской свиты бассейновыми образованиями, а соб- ственно метаконгломераты относить к волновому прибрежно-бассейновому типу. Разли- чия в фациальных обстановках выражаются лишь в степени удаления от береговой линии бассейна. Конгломераты и псаммиты накапливались в узкой прибрежной зоне, шири- на которой оценивается до первых сотен метров. Далее вглубь бассейна отлагались су- щественно алевритовые осадки. Бассейн седиментации имел, по-видимому, замкнутый характер и относительно небольшие размеры, что не способствовало дифференциации песчано-алевро-глинистых осадков на чисто песчаные и тонкопелитовые. Береговая суша представляла собой непосредственно прилегающий к бассейну хребет, с которого сносился быстрыми небольшими горными реками и ручьями грубообломочный матери- ал, сгружаемый и перерабатываемый в прибрежной зоне смежного прогиба. В формационном отношении использование терминов «молассовые, молассоидные» в применении к глееватским метаконгломератам, по нашему мнению, не вполне коррек- тно в связи с их прибрежно-бассейновым генезисом. Маловероятным, на наш взгляд, является также предположение о наличии двух мощных конусов выноса (аллювиально- пролювиальных шлейфов), проявленных в разрезе глееватской свиты [12, 17–18]. Прибрежно-бассейновые конгломераты в целом малорудоносны и малоперспективны на обнаружение аутигенных россыпных концентраций полезных ископаемых, в частности золота, поскольку относятся не к потоковому типу, а к волновому. Основные перспективы металлоносности глееватских конгломератов могут быть связаны, по всей вероятности, с наложенной минерализацией в тектоно-метасоматических зонах. Магнезиально-углекислотный (хлорит-карбонатный) метасоматоз интенсивно проявился в глееватских метаконгломератах и сопутствующих им породах – метапесча- никах, метаалевролитах и сланцах. Физической основой для метасоматоза послужили крупноблочный катаклаз и интенсивная трещиноватость, которые обусловили высокую (7–10 %) пористость для проникновения главных флюидов — СО2, Н2О, НСО3, Сl, F, что нашло отражение в составе метасоматических и жильных образований. Магнезиально-углекислотный (хлорит-карбонатный) метасоматоз веществен- но выразился главным образом широким развитием тонких прожилков и межжильной тонкой (почти пылевидной) метасоматической вкрапленности, вплоть до образования 25 почти мономинеральных агрегатов, сложенных карбонатами (кальцитом, доломи- том, анкеритом и брейнеритом) и хлоритом. Часто этот процесс проявлен настолько интенсивно, что 50–70% объема исходной породы приходится на хлорит-карбонатную массу. Карбонатами в ассоциации с хлоритом замещаются плагиоклаз, биотит, актино- лит, гранат — минералы, являющиеся главными в составе наполнителя метаконгломе- ратов, метапесчаников, метаалевролитов и сланцев. Завершается этот тип метасоматоза мозаичным тонкозернистым окварцеванием. В зонах развития магнезиально-углекислотного метасоматоза в СГ-8 до гл. 1700–2000 м карбонаты представлены кальцитом и доломитом, глубже к этим двум мине- ралам присоединяются анкерит и брейнерит. В хлорит-карбонатных, кварц-хлорит-карбонатных прожилках и межжильных тонкоагрегатных метасоматических скоплениях аналогичного состава встречаются пи- рит, пирротин, халькопирит и арсенопирит; реже — касситерит, галенит, сфалерит, мо- либденит и шеелит; очень редко — самородное золото (СГ-8, обр. 7248, гл.1437,6 м, ВСЕ- ГЕИ, Суслова С.Н., 1987). Указанные рудные минералы, особенно сульфиды, заметны макроскопически, но большей частью были отмечены количественным минералогичек- ским анализом в керне и шламе, особенно в последнем. Шеелит отчетливо люминесци- рует в зеленоватых и желтовато-зеленых тонах. В разрезе СГ-8 с магнезиально-углекислотным метасоматозом генетически связан ряд проявлений, пунктов повышенной минерализации и высококонтрастных геохими- ческих аномалий вольфрама, молибдена, мышьяка. Проявления. Вольфрам. Интервал 677,5–688,5 м; локализуется в глееватских мета- конгломератах, сильно катаклазированных; цемент (наполнитель) интенсивно хлорити- зирован и карбонатизирован с новообразрваниями шеелита, содержание вольфрама ко- леблется в пределах 0,2–0,25%;. Мышьяк. Интервал 1371,8–1377,0 м. Вмещающие породы — метаконгломераты, пе- реслаивающиеся с плагиоклаз-кварцевыми метапесчаниками. Породы трещиноваты, с наложенными хлоритом и карбонатом. Рудные минералы представлены арсенопиритом в ассоциации с пиритом и пирротином, редкие зерна галенита и сфалерита. Содержание мышьяка — 0,32%. Пункты повышенной минерализации. Вольфрам, молибден. Интервал 710,6–726,6 м. Метаконгломераты глееватской свиты блочно раздробленные, сильно трещиноватые с наложенным хлоритом и карбонатом. В ассоциации с ними отмечаются пирит, арсено- пирит, шеелит, галенит, сфалерит и молебденит. Содержание вольфрама — 0,15%, мо- либдена — 0,017%; Молибден. Интервал 892,7–904,6 м. В деформированных метаконгломератах очень густая сеть хлорит-карбонатных прожилков и пропитанные карбонатом межпрожилковые участки с мелкими (до 0,08–0,1 мм) чешуйками молибденита и вкрапленностью пирита и арсенопирита. Содержание молибдена — 0,015–0,05%. Кроме того, по всему интервалу развития магнезиально-углекислотного метасома- тоза по СГ-8 выделена целая цепь высококонтрастных геохимических аномалий воль- фрама, мышьяка и молибдена. 1. Головенок В.К. Высокоглиноземистые формации докембрия. — Л., 1977. — 268 с. 2. Державна геологічна карта України. Масштаб 1:200 000. Аркуші: М-36-XXXIV (Жовті Води), L-36-IV (Кривий Ріг) / Укладачі: В.В. Захаров, А.В. Мартинюк, Ю.М. Токар. — К.: Геоінформ, 2002. — 101 с. 3. Доброхотов М.Н. Объяснительная записка к геологической карте восточной части Украинского щита (территория Большого Кривого Рога) и зоны сочленения щита с Донбассом масштаба 1:200000. — Киев, 1973. — 154 с. 4. Доброхотов М.Н., Куделя В.А. Геологическое строение ядра Криворожского синклинория // Геол. рудн. местор. — 1968. — № 5. — С.15–27. 5. Ищенко А.А., Яценко Г.М., Паранько И.С. О новых находках органических остатков в глееватской сви- те криворожской серии Украинского щита // Палеонт. сб. — 1988. — № 25. — С.62–70. 6. Каляєв Г.І. Нижньопротерозойські лагунна та молассова формації Криворізького басейну // Геол. журн. — 1962. — Т.22, вип.5. — С.19–34. 7. Каляев Г.И. Тектоника докембрия Украинской железорудной провинции. – Киев, 1965. – 190 с. 8. Каляев Г.И., Снежко А.М. Новые данные по стратиграфическому положению криворожской серии. // Геол. журн. — 1973. — Т. 33. — № 6. — С. 16–27. 26 9. Кореляційна хроностратиграфічна схема раннього докембрію Українського щита / К. Ю. Єсипчук, О.Б. Бобров, Л.М. Степанюк та ін. — Київ: УкрДГРІ, 2004. — 30 с. 10. Курлов Н.С., Касабов В.В., Мечников Ю.П. и др. Основные результаты бурения Криворожской сверх- глубокой скважины // Сов. геология. — 1991. — № 8. — С. 69–80. 11. Лунева О.И. Докембрийские конгломераты Кольского полуострова. — М.: Наука, 1977. — 223 с. 12. Михницкая Т.П. Метаосадочные породы грабен-синклиналей Украинского щита. — Киев: Наук. думка, 1993. — 110 с. 13. Неелов А.Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических по- род. — Л.: Наука, 1980. — 100 с. 14. Никольский А.П. Стратиграфические комплексы докембрия Юго-Западной части Русской платформы и задачи их картирования в условиях зоны ультраметаморфизма // Проблемы осадочной геологии до- кембрия. — Вып.2. — М: Недра, 1967. — С. 32–46. 15. Никольский А.П., Ефимов А.Н. Геолого-металлогенический очерк восточной части Украинского щита // Тр. ВСЕГЕИ, Нов. Сер., 1960. — Т. 37. — 162 с. 16. Паранько И.С., Михницкая Т.П. Этапы геологического развития и стратиграфия Криворожской структуры. — Киев, 1991. — 51 с. (Препринт АН Украины, Ин-т геологических наук). 17. Паранько И.С., Рябенко В.А. Конгломераты в формациях Украинского щита. — Киев, 1990. — 55 с. (Препринт АН УССР, Ин-т геологических наук). 18. Паранько И.С., Яценко Г.М. Метаконгломератовая и метапесчаниково-сланцевая формации верхней части разреза Криворожской структуры (глееватская свита). Статья 2. Особенности происхождения формаций // Геол. журн. — 1990. — № 5. — С. 124–130. 19. Попов В.И., Запрометов В.Ю. Генетическое учение о геологических формациях. — М.: Недра, 1985. — 457 с. 20. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. — Л.: На- ука, 1980. — 153 с. 21. Рухин Л.Б. Основы литологии. Учение об осадочных породах. — Л, 1969. — 704 с. 22. Саркисян С.Г., Климова Л.Т. Ориентировка галек и методы их изучения для палеогеографических по- строений. — М.: Изд-во АН СССР, 1955. — 166 с. 23. Стратиграфические разрезы докембрия Украинского щита / Щербак И.П., Есипчук К.Е., Берзенин Б.З. и др. – Киев: Наук. думка, 1985. — 168 с. 24. Струева Г.М. Стратиграфическое расчленение верхней свиты центральной части Саксаганского района Кривбасса // Научные записки Киевского гос. Университета. — 1957. — Т. 16. — Вып. 14. — № 7. — С. 151–156. 25. Струева Г.М., Ткач Р.И. Стратиграфия верхней свиты криворожской серии // Геология Криворожских железорудных месторождений. — Киев: Изд. АН УССР, 1962. — Т. 1. — С. 59–70. 26. Ткач.Р.І., Струева Г.М. Про статтю Г.І. Каляева «Нижньопротерозойські лагунна та молассова формації Криворізького басейну» // Геол. журн. — 1964. — Т. XXIV. — Вип. 5. — С. 106–109. 27. Четвериков Л.И. Геокинематика гальки // Вестник Воронеж. Ун-та. Геология. — 2002. — № 1. — С. 79–84. 28. Яценко Г.М., Паранько И.С. О формационном и стратиграфическом расчленении верхней части разре- за Криворожской структуры // Геол. журн. — 1988. — Т. 48. — № 5. — С. 96–104. 29. Яценко Г.М., Паранько И.С. Метаконгломератовая и метапесчаниково-сланцевая формации верхней части разреза Криворожской структуры (глееватская свита). Ст.1. Строение и состав // Геол. журн. — 1990. — № 4. — С. 86–95. 30. Яценко О.В., Мороз В.С., Проскурко Л.И. Изотопный состав углерода строматолитовых галек из кон- гломератов глееватской свиты Украинского щита // Геохімія та екологія. – Київ: Збірник наук. праць Ін-ту геохімії навколишнього середовища, 2009. — Вип. 16. — С. 172–179. 31. Kukal Zdenek. Geology of Recent sediments. Czechoslovak Academy of Sciences. Central Geol. Survey, Prague, 1970. — 490 p. Куліш Є.О., Покалюк В.В., Курлов М.С., Мечніков Ю.П. ГЛЕЄВАТСЬКІ МЕТАКОНГЛО- МЕРАТИ КРИВБАСУ — КОНТИНЕНТАЛЬНІ МОЛАСИ ЧИ ПРИБЕРЕЖНО- БАСЕЙНОВІ ВІДКЛАДИ? Викладено матеріали з літології, петрографії, стратиграфії, петрохімії метакон- гломератів й відкладів, що їх вміщують, глеєватської свити Кривбасу на основі вивчення геологічного розрізу Криворізької надглибинної свердловини. Проведено кількісні підрахунки параметрів шаруватості, ступеню обкатаності й сортування галечникового матеріалу, гранулометрії піскового наповнювача. Зроблено висновок про прибережно-басейновий генезис метаконгломератів та визначені перспективи їх металоносності E.A. Kulish, V.V. Pokalyuk, N.S. Kurlov, J.P. Mechnikov. METACONGLOMERATES OF THE GLEEVATSKAYA SUITE OF THE KRYVBASS — KONTINENTAL MOLASSES ORE NEAR-SHORE DEPOSITS? The materials on lithology, petrography, stratigraphy, petrochemistry of the metaconglomerates and their enclosed deposits of the gleevatskaya suite of the Kryvbass are stated on the base of the study of the geological section of the Kryvoj Rog superdeep hole. The quantitative calculations of the bedding parameters, the roundness degree and pebbled material sorting, gradation of sandy filler are given. The conclusion about near-shore basin genesis of the metaconglomerates was deduced and the perspectives of their metal content were determined.

Глееватские метаконгломераты Кривбасса – континентальные или прибрежно-бассейновые отложения?

Репозитарії

Схожі ресурси