Введение
Верхнеордовикские карбонатные отложения на Северном Урале наиболее распространены в бассейне р. Илыч. Впервые в этом районе ордовик как нижний силур был выделен А. А. Кейзерлингом в 1843 г. Впоследствии эти отложения изучались В. А. Варсанофьевой, Н. Н. Иорданским, А. И. Першиной, А. И. Антошкиной, В. В. Юдиным, геолого-съемочные исследования проводились А. Г. Кондиайн, О. А. Кондиайн, А. П. Поповым, А. Ф. Барковым, Г. Ф. Проскуриным, Л. Н. Беляковым и Б. Я. Дембовским с коллективом палеонтологов. В тектоническом отношении разрезы верхнего ордовика приурочены к центральной и восточной подзонам Верхнепечорского поперечного опускания. Они слагают западное крыло и ядро Шантымской антиклинали (разрез на руч. Закола-Ёль, скалы Амбар-Кырта), а также центриклиналь и западное крыло Косъю-Уньинской синклинали (разрез на р. Б. Косъю) (рис. 1). На протяжении полуторавековой истории изучения этих отложений существовали разные стратиграфические схемы, в которых возраст некоторых толщ менялся, что отражалось на палеогеографических реконструкциях. В результате детальных литолого-палеоэкологических и палеонтологических исследований в 2014—2022 гг. были получены новые результаты по типизации и стратиграфическому положению этих разрезов, что позволило охарактеризовать историю континентальной окраины Тимано-Североуральского осадочного бассейна на территории Северного Урала в позднеордовикскую эпоху.
Целью данной работы является разработка модели литогеодинамической эволюции североуральской континентальной окраины в позднем ордовике на основе анализа пространственно-временных взаимоотношений породных парагенетических ассоциаций (ПА) и условий их образования.
Материал и методы
Объектами для данного исследования послужили разрезы верхнеордовикских карбонатных отложений бассейна р. Илыч (Северный Урал) суммарной мощностью свыше 800 м, представленные образцами горных пород и шлифов (более 600 шт.). Методологической основой исследования стал комплекс методов изучения литолого-фациальных особенностей карбонатных пород: 1) макро- и микроскопическое изучение седиментационных и постседиментационных структур пород в обнажениях, образцах, пришлифовках и шлифах; 2) выделение литологических типов пород и их парагенетических породных ассоциаций, объединенных общими условиями формирования; 3) определение фациальной приуроченности парагенетических ассоциаций в пределах изучаемого района. При выделении литотипов основой для классификации карбонатных отложений автором послужила методика И. В. Хворовой (1958) и В. Н. Шванова с соавторами (1998). Типизация карбонатных платформ приводится согласно публикации (James, Jones, 2015). Все аналитические исследования были выполнены в ЦКП «Геонаука» Института геологии ФИЦ Коми НЦ УрО РАН имени академика Н. П. Юшкина. Кроме собственных материалов, автор использовал полевые материалы А. И. Антошкиной (1974) и фондовый отчет Б. Я. и З. П. Дембовских (1992)1.
Стратиграфия верхнеордовикских отложений
Стратиграфическая и корреляционная схемы верхнеордовикских отложений, приведенные в работе, составлены на основании материалов автора, литературных данных и полевых материалов предшественников для двух фациальных комплексов, выделенных В. А. Варсанофьевой (1940), — западного мелководного (шежимского) и восточного глубоководного (шантымского) (рис. 2, 3).
Карбонатные отложения верхнего ордовика (шежимский фациальный комплекс) развиты в бассейне среднего течения р. Илыч, на ее широтном отрезке и на р. Б. Косъю (правый приток р. Илыч). Эти отложения представлены рифом Большая Косъю, яптикшорской свитой катийского яруса и верхнеручейной свитой хирнантского яруса.
Риф Большая Косъю (140 м) вскрывается по обоим берегам р. Б. Косъю в 300 м ниже порога (обн. 1Ш2, 5—13Ш) (рис. 2, 3). Здесь светло-серые массивные рифовые известняки с тектоническим контактом залегают на силикокластических известняках и известняковых мелкозернистых песчаниках терригенно-карбонатной большекосьюнской свиты среднего-верхнего ордовика. Представительный и разнообразный комплекс фауны, выявленный в рифовых известняках (Шмелёва, 2018, 2020), позволяет уверенно отнести их к средней части катийского яруса верхнего ордовика.
Риф Большая Косъю согласно перекрывается яптикшорской свитой (42.3 м) серых и темно-серых лито- и биокластовых известняков с обилием органических остатков, вскрывающейся по обоим берегам р. Б. Косъю (обн. 2—4Ш) (рис. 2, 3). Для свиты характерны многочисленные остатки раковинной фауны, в том числе зональный вид брахиопод Proconchidium cf. muensteri (St. Joseph), и отчетливое двучленное строение. Нижняя часть ее мощностью 28.3 м сложена в основании биокластовыми водорослево-криноидными известняками и известняковыми разнозернистыми песчаниками, выше по разрезу сменяющимися известняковыми глыбовыми брекчиями, которые примерно на 60 % сложены обломками пород, по составу идентичными с нижележащим рифовым комплексом. Из крупных обломков биогермных известняков были собраны табуляты, ругозы, строматопороидеи, сфинктозойные губки, гидроиды и водоросли, все виды которых были описаны ранее при изучении рифового массива (Шмелёва, 2020). Верхняя часть толщи видимой мощностью 14.0 м сложена слоистыми биокластовыми и микрокомковатыми известняками с многочисленными остатками криноидей, водорослей и брахиопод.
Верхнеручейная свита (35.3 м) выделена автором. Отложения, вскрытые в обн. 2Ш (рис. 2, 3), залегают с эрозионной границей на яптикшорской свите и после необнаженного интервала перекрыты по надвигу верхнеордовикскими темно-серыми до черных силикокластическими известняками и известняковыми мелкозернистыми песчаниками большекосьюнской свиты. Ранее эти отложения включались в состав рифа Большая Косъю1 или в кровлю яптикшорского горизонта (Антошкина и др., 1989). Свита имеет двучленное строение. Нижняя часть (16 м) характеризуется чередованием известняковых брекчий (от мелко- до грубообломочных) и лито- и биокластовых водорослево-криноидных и криноидных известняков, границы между которыми являются эрозионными, иногда с карманами глубиной до 15 см, заполненными обломочным материалом. Основание и кровля этой части характеризуются преобладанием известняковых брекчий, сложенных обломками известняков биокластовых серых и темно-серых. Биокластовые разности по окатанности материала можно отнести к грубозернистым песчаникам с яснокристаллическим кальцитовым цементом и присутствием в криноидных разностях обломков пелитоморфных и мелкобиокластовых известняков. В нижней части свиты водорослево-криноидные известняки содержат многочисленные конодонты (Шмелёва, Толмачёва, 2016). Верхняя часть разреза (19.3 м) сложена светло-серыми криноидными песчаниками с преобладающей массивной текстурой, спаритовым поровым и регенерационным цементом. В основании перекрывающих серых крипто- и микрокристаллических известняков с прослоями и линзами органогенных выявлен смешанный комплекс позднеордовикско-раннесилурийской фауны (Антошкина, Шмелёва, 2018). По положению в разрезе и фаунистической характеристике данная свита отвечает хирнантскому ярусу. Присутствие смешанного комплекса фауны в перекрывающих отложениях предполагает размыв пограничных верхнеордовикских и нижнесилурийских отложений, что может быть свидетельством перерыва в результате резкого позднехирнантского обмеления на рубеже ордовика и силура. Доказательства существования такого перерыва между системами имеются и на Среднем Урале, где расположен стратотип кырьинского горизонта и отсутствует хирнант (Маслов и др., 1996). На Южном Урале существование в конце позднеордовикской эпохи мелководных биофаций среди глубоководных отложений четко фиксирует обмеление бассейна и позволяет диагностировать масштаб перерыва (Мавринская, Якупов, 2016).
Шантымский фациальный комплекс развит в разрезах среднего течения р. Илыч (на меридиональном отрезке) и по её притокам — рекам Ыджыд-Сотчемъёль, Ичетляга, Ыджыдляга и руч. Закола-Ёль. Фрагментарный характер выходов, тектонические границы большинства вскрытых фрагментов разреза и слабая фаунистическая характеристика не позволяют выделить в этом комплексе валидные свиты, ввиду этого их стратификация в основном дается по толщам. Исключением является яптикшорская свита с зональным видом брахиопод.
Толща талассиноидных известняков и кварц-хлорит-известковых сланцев (~ 260 м) выделяется характерными доломитизированными ходами роющих организмов. Она вскрывается в скалах Амбар-Кырта (обн. 128В), обн. 4Д, 5Д в нижнем течении руч. Ыджыд-Сотчемъёль; обн. 34Т по р. Илыч и обн. 62—65Д, обн. 25—30Д по р. Ичетляга (рис. 2, 3). В разрезе Амбар-Кырта (обн. 128В) нижняя граница толщи проводится по подошве пачки сизо-серых тонкокристаллических массивных известняков (2 м). Они сменяются пачкой сизо-серых плитчатых известняков с криноидеями, цистоидеями и конодонтами, переслаивающихся с темно-серыми слоистыми известняками с линзами и стяжениями кремней (10 м). Выше залегает пачка серых и темно-серых известняков, иногда доломитизированных, с характерными «червячковыми» образованиями по ходам илоедов и прослоями хлорит-известковых и кварц-хлорит-известковых сланцев (86 м). Известняки содержат остатки брахиопод, мшанок, табулят, криноидей. Верхняя часть толщи представлена пачкой переслаивающихся известково-глинистых сланцев, серых и темно-серых глинистых известняков с криноидеями и цистоидеями, мшанками, мелкими колониями губок, остатками трилобитов, брахиопод и табулят (154 м). По комплексу фауны возраст толщи датируется сандбийским ярусом (Шмелева, Пономаренко, 2022). Верхняя граница толщи тектоническая, проводится в основании мощной толщи доломитов и доломитовых тектонических брекчий.
Толща талассиноидных известняков и тонкокристаллических доломитов с криноидеями (40—53 м) вскрыта в обн. 33Т по р. Илыч и обн. 66Д по р. Ичетляга (рис. 2, 3). Представлена синевато-серыми (сизыми), серыми тонкокристаллическими известняками со следами ползания роющих организмов с прослоями криноидных и доломитизированных битуминозных известняков, иногда горизонтально-слоистых, с крупным биокластовым материалом и без него и доломитов тонкокристаллических. Они содержат Thalassinoides, остатки табулят, криноидей и трилобитов. По фаунистической характеристике и положению в разрезе эти отложения отвечают основанию катийского яруса. Контакт с подстилающими отложениями не установлен.
Толща «червячковых» и криноидных доломитов с кремнями (видимая мощность 35 м) согласно залегает на подстилающей толще талассиноидных известняков и тонкокристаллических доломитов с криноидеями. Вскрыта в левом борту руч. Закола-Ёль, в 100 м выше его устья (обн. 51Д) (рис. 2, 3). Здесь на крутом склоне ручья обнажаются темно-серые тонкокристаллические слоистые плитчатые доломиты, иногда «червячковые», с редкими включениями черных и палевых (рыже-бежевых) кремней и линзами серых мелкокристаллических доломитов с реликтовой криноидной грубобиокластовой структурой. Доломиты содержат остатки криноидей и конодонтов, указывающих на среднекатийский возраст.
Яптикшорская свита (видимая мощность 44 м) вскрыта в разрезе руч. Закола-Ёль (обн. 50Д) по р. Илыч, в 100 м ниже устья ручья Рода-Ёль (обн. 26Т), а также в разрезе руч. Ыджыд-Сотчемъёль (обн. 9Д, 16—17Д) (рис. 2, 3). Она представлена неравномерно переслаивающимися плитчатыми и линзовидно-плитчатыми доломитами, тонко- и мелкокристаллическими, с реликтовой крупно- и грубобиокластовой, мелкосгустковой и ихнитовой структурами. Свита согласно залегает на подстилающей толще. Доломиты содержат значительное количество брахиопод, рецептакулитов, кораллов и криноидей, иногда интенсивно окремненных, судя по которым заключающая их толща соответствует яптикшорской свите катийского яруса (Антошкина и др., 1989; Шмелёва, 2024). Верхняя граница свиты проводится по подошве слоя вторичных доломитов с реликтовой обломочной структурой хирнантского яруса.
Толща мелко- и тонкокристаллических доломитов с реликтовыми обломочными и грубобиокластовыми структурами залегает выше яптикшорских отложений в разрезе руч. Закола (видимая мощность 8.2 м) (обн. 50Д) (рис. 2, 3). В ее основании присутствует слой доломитов плитчатых мелкокристаллических с реликтовой обломочной структурой, сменяющийся пачкой темно-серых до черных доломитов тонкокристаллических массивных с прослоями тонкокристаллических разностей, с реликтовой грубобиокластовой структурой. Определимых органических остатков не обнаружено. Далее с перерывом (10 м) залегают доломиты тонкокристаллические с реликтовой грубобиокластовой структурой (35.7 м). В них установлен комплекс раннесилурийской фауны брахиопод, табулят, конодонтов. Исходя из этого, по положению в разрезе и литологическому составу эта толща может быть сопоставлена с верхнеручейной свитой хирнантского яруса на р. Б. Косъю (Шмелёва, 2024).
Таким образом, разрез верхнеордовикских карбонатных отложений на Северном Урале представлен стратиграфическими подразделениями разного ранга: двумя свитами (яптикшорская, верхнеручейная), рифом Большая Косъю и четырьмя толщами (толща талассиноидных известняков и кварц-хлорит-известковых сланцев, толща талассиноидных известняков и тонкокристаллических доломитов с криноидеями, толща доломитов «червячковых» и криноидных доломитов с кремнями и толща мелко- и тонкокристаллических доломитов с реликтовыми обломочными и грубобиокластовыми структурами), охватывающими три яруса Общей стратиграфической шкалы России и Международной стратиграфической шкалы верхнего ордовика — сандбийский, катийский и хирнантский.
Генетические группы верхнеордовикских отложений
В изученных разрезах выделено 36 литологических типов (ЛТ). 15 из них объединяются в группу преобразованных пород, а 21 формируют три генетические группы: биохемогенную, биогенную и механогенную. Разделение пород по генетическим группам дает возможность определить различие механизмов их формирования и отвечающих за это обстановок осадконакопления.
Биохемогенная группа включает породы, карбонатная часть которых в основном (на 50 % и более) состоит из химически или биохимически осажденного карбонатного материала. Группа представлена тремя ЛТ известняков: пелитоморфным доломитистым с рассеянным био- и литокластовым материалом (ЛТ-1) (рис. 4-1), микрокомковатым (ЛТ-2) (рис. 4-2) и микросгустковым (ЛТ-3) (рис. 4-3). Эти известняки присутствуют в рифе Большая Косъю в виде пластов, линз и пятен среди биогермных пород.
Биогенная группа объединяет породы, сложенные из целых организмов, формирующих каркасные структуры в теле рифа Большая Косъю. В зависимости от преобладающих каркасообразующих организмов среди них выделяются известняки биогермные цианобактериально-губковые доломитистые (ЛТ-4) (рис. 4-4), губково-водорослевые (ЛТ-5) (рис. 4-5), водорослево-коралловые (ЛТ-6) (рис. 4-6), водорослево-строматопороидные (ЛТ-7) (рис. 4-7), гидроидные (ЛТ-8) (рис. 4-8), водорослевые (ЛТ-9) (рис. 4-9) и строматолитовые (ЛТ-10) (рис. 4-10).
Механогенная группа карбонатных пород характеризуется компонентами, формировавшимися в результате действия механических процессов (волновое перемещение, абразия и т. д.). В этой группе отчетливо выделяются две подгруппы, в одну из которых входят биокластовые известняки, а во вторую — литокластовые. Известняки, объединенные в подгруппу биокластовых, сложены преимущественно биокластовым материалом, размер которого обычно колеблется от первых долей миллиметра до 1—2 см, в отдельных случаях до 5 см. По преобладающему размеру биогенных компонентов основная часть данных известняков, за исключением микробиокластового (ЛТ-17) (рис. 4-18), относится к грубо- и крупнобиокластовым разновидностям. Наибольшее количество среди биокластов занимают фрагменты водорослей и криноидей. В зависимости от их количества выделяются известняки: цианобактериально-криноидные (ЛТ-11) (рис. 4-11), водорослево-криноидные (ЛТ-12) (рис. 4-12, -13), микрокомковато-криноидные (ЛТ-13) (рис. 4-14), криноидные (ЛТ-14) (рис. 4-15), гидроидные (ЛТ-15) (рис. 4-16), водорослевые (ЛТ-16) (рис. 4-17). Данная подгруппа вторая по распространенности. Эти известняки слагают риф Большая Косъю, яптикшорскую и верхнеручейную свиты.
Подгруппа литокластовых известняков объединяет разновидности, образованные обломками карбонатных пород, сцементированными карбонатным цементом. Среди них различаются: известняковые глыбовые (ЛТ-18) (рис. 5-1) и мелкообломочные (ЛТ-20) (рис. 5-3) брекчии, грубообломочные конглобрекчии (ЛТ-19) (рис. 5-2) и известняковые средне- и крупнозернистые песчаники (ЛТ-21) (рис. 5-4). Обломочная часть представлена фрагментами разнообразных типов известняков, среди которых наиболее часто встречаются биогермные и биокластовые разности. Литокластовые известняки наиболее характерны для рифа Большая Косъю и яптикшорской свиты катийского яруса, где встречаются в виде пластовых тел мощностью от 0.2 до 19 м, реже отмечаются в основании хирнанта в виде пластовых тел мощностью 0.2—1.0 м с частыми эрозионными границами (верхнеручейная свита).
Подгруппа доломитов замещения в составе группы преобразованных карбонатных пород объединяет породы, в химическом составе которых преобладает CaMg(CO3)2. Породы этой подгруппы сформировались в результате замещения известняков доломитами и в структурном отношении часто связаны с определенными типами известняков по составу остатков фауны. Доломиты представлены несколькими литотипами, что объясняется разнообразием известняков, подвергшихся доломитизации. В зависимости от степени доломитизации в литотипах часто сохраняется реликтовая первичная структура, в некоторых случаях она практически полностью исчезла и наблюдается однородный кристаллический доломит. При этом доломитизация, которой подвергались известняки, встречается как диагенетическая, так и эпигенетическая.
В целом среди изученных пород было выделено 7 литотипов доломитов: мелко- и микрокристаллические известковистые (ЛТ-22) (рис. 5-5), тонкокристаллические (ЛТ-23) (рис. 5-6), тонкокристаллические с реликтовой грубобиокластовой структурой (ЛТ-24) (рис. 5-7), мелкокристаллические с реликтовой крупнобиокластовой структурой (ЛТ-25) (рис. 5-8), мелкокристаллические с реликтовой сгустковой структурой (ЛТ-26) (рис. 5-9), мелкокристаллические с реликтовой обломочной структурой (ЛТ-27) (рис. 5-10) и мелко- и среднекристаллические с реликтовой средне- и грубобиокластовой структурой (ЛТ-28) (рис. 5-11). Изученные доломиты характерны для катийских и хирнантских отложений восточного фациального комплекса.
Подгруппа кристаллических известняков объединяет известняки, которые генетически можно определить как «вторичные», «перекристаллизованные». Они могут возникать из известняков самого различного происхождения. Перекристаллизация их происходит в процессах катагенеза и метагенеза. В результате образуются кристаллически-зернистые и мраморизованные известняки. При этом процесс проявляется в укрупнении размеров кристаллов относительно первоначального.
Изученные кристаллические известняки слагают сандбийский ярус и представлены тремя основными литотипами: криптокристаллическими доломитистыми (ЛТ-29) (рис. 5-12), микрокристаллическими (ЛТ-30) (рис. 5-13) и тонкокристаллическими (ЛТ-31) (рис. 5-14). Кроме рассмотренного основного литотипа тонкокристаллических известняков (ЛТ-31) также широко распространены разности, отличающиеся присутствием небольшого количества биокластового материала, следов жизнедеятельности роющих организмов и реликтов микросгустковой структуры. В данной работе они рассматриваются как отдельные литотипы: известняки тонкокристаллические с биокластовым материалом (ЛТ-32) (рис. 5-15), известняки тонкокристаллические доломитистые, с ходами роющих организмов (ЛТ-33) (рис. 5-16) и известняки тонкокристаллические с реликтовой микросгустковой структурой (ЛТ-34) (рис. 5-17).
Подгруппа известковых сланцев представлена двумя ЛТ: сланец хлорит-известковый (ЛТ-35) (рис. 5-18) и сланец кварц-хлорит-известковый (ЛТ-36) (рис. 5-19). Они характерны для разреза сандбийских отложений, вскрытых в обн. 128В (скалы Амбар-Кырта). Сланцы отмечаются преимущественно в нижней части разреза, в частом тонком переслаивании с кристаллическими известняками.
Породные парагенетические ассоциации
Анализ пространственно-временных взаимоотношений 36 литотипов и их генетических групп в верхнеордовикских отложениях показал, что они сгруппированы в 10 парагенетических ассоциаций (ПА) пород.
ПА-1. Парагенетическая ассоциация микро- и тонкокристаллических известняков и хлорит-известковых и кварц-хлорит-известковых сланцев, по стратиграфическому объему соответствующая сандбийским отложениям восточного фациального комплекса (260 м). Имеет следующие характерные признаки: большая мощность, темно-серый цвет, неоднородность строения, известково-глинистый состав, тонкослоистая и сланцеватая текстура пород, микро- и тонкокристаллическая структура, скудность органогенного материала и обилие ходов роющих организмов. Этот парагенез характеризует образование отложений в глубоководных условиях со спокойной гидродинамикой, вероятнее всего в обстановках батиальной зоны нижней рампы.
ПА-2. Парагенетическая ассоциация серых доломитистых тонкокристаллических известняков и доломитов тонкокристаллических с биокластовым материалом характерна для основания катийского яруса восточного фациального комплекса (до 53 м). Ей присущи: массивная, реже горизонтально-слоистая текстура, достаточно однородный литологический состав (тонкокристаллические известняки и доломиты), в которых отмечаются прослои с биокластикой и присутствием ходов роющих организмов, фрагментов относительно мелководной фауны ругоз и табулят. Парагенез отражает обстановку нижней сублиторальной зоны глубоководной части нижней рампы.
ПА-3. Парагенетическая ассоциация вторичных тонкокристаллических доломитов с редкими ходами илоедов и линзами мелкокристаллического доломита с реликтовой грубобиокластовой структурой охватывает среднекатийские отложения восточного фациального комплекса (35 м). Характерными признаками для нее являются темно-серая окраска пород, массивно-плитчатое сложение, преимущественно тонкокристаллические структуры доломитов, тонкослоистая текстура, наличие линз грубой биокластики в более крупнокристаллических разностях доломита, сонахождение представителей первично-механогенной и биохемогенной генетических групп. Отложения формировались в относительно глубоководных обстановках континентального склона с преимущественно спокойноводными условиями седиментации, куда периодически из более активной гидродинамической зоны поступал крупный биокластовый материал.
ПА-4. Парагенетическая ассоциация биогермных, биокластовых, пелитоморфных, микрокомковатых и микросгустковых известняков, грубообломочных известняковых конглобрекчий и разнозернистых известняковых песчаников (140 м) раннекатийского возраста. Характерными признаками для данной ассоциации пород являются: светло-серый цвет, массивное сложение, большая мощность, известняковый состав, обилие и таксономическое разнообразие каркасостроителей, их пятнистое распределение, тесное сонахождение литотипов механогенной, биохемогенной и биогенной (преобладающей) групп пород. В целом этот парагенез характеризует формирование рифового массива на окраине карбонатной платформы шельфового типа в мелководно-морских активно-водных условиях сублиторали при подъеме относительного уровня моря (трансгрессии).
ПА-5. Парагенетическая ассоциация грубообломочных известняковых конглобрекчий, биогермных, биокластовых, пелитоморфных и микрокомковатых известняков (до 60 м). В целом для пород данной ассоциации типично слоистое и плитчатое сложение, присутствие пачек пелитоморфных и микрокомковатых известняков (биохемогенная генетическая группа), кроме распространения литокластовых, биокластовых и биогермных разностей известняков (представители механогенной и биогенной генетических групп). Парагенез отложений, характеризующих как активную, так и спокойную гидродинамику, отвечает обстановкам внутренней лагуны среднекатийского рифа.
ПА-6. Парагенетическая ассоциация тонко-, мелко- и среднекристаллических вторичных доломитов с реликтовыми первичными структурами (44 м) характерна для восточного фациального комплекса и имеет следующие характерные признаки: частая смена литотипов, линзовидно-плитчатое и плитчатое сложение, тонко- и мелкокристаллические, мелкосгустковые, обломочные, крупно- и грубобиокластовые структуры вторичных доломитов, присутствие уровней с ихнитовой текстурой. Характер пород этой ассоциации показывает, что отложения нижней части формировались в обстановках, возможно, сублиторали средней рампы с неустойчивой гидродинамикой, периодически приносившей крупный биокластовый материал с ее более мелководных участков, а верхняя — в более спокойноводных обстановках сублиторали нижней рампы, о чем свидетельствует более широкое развитие в этой части толщи мелкосгустковых и тонкокристаллических структур.
ПА-7. Парагенетическая ассоциация средне- и крупнозернистых известняковых песчаников, грубообломочных известняковых конглобрекчий, глыбовых известняковых брекчий и биокластовых известняков (42.3 м) встречена только в верхнекатийских отложениях западного фациального комплекса. Для нее характерно: массивно-плитчатое сложение, известняковый состав, обилие и разнообразие органических остатков, преобладание в нижней части разреза литокластовых разностей, а в верхней — биокластовых (представители только механогенной группы известняков). Парагенез характерен для мелководных сублиторальных обстановок карбонатной рампы, что отражает трансформацию среднекатийской карбонатной платформы с ограниченным водообменом.
ПА-8. Парагенетическая ассоциация известняковых брекчий (от мелко- до грубообломочных), водорослево-криноидных и криноидных биокластовых известняков (16 м) присутствует в основании хирнантского яруса западного фациального комплекса. В целом для нее характерно плитчатое сложение, эрозионные поверхности напластования, частая смена литологических типов пород в разрезе, их био- и литокластовый состав (представители только механогенной генетической группы), бедное разнообразие органических остатков, что свидетельствует о чередовании процессов эрозии отложений и их накопления в режиме приливов. Это приводило к прерывистому осадконакоплению, связанному с промывкой отложений и заполнением образовывающихся карманов переработанным осадком (часто с обломками известняков), а также изменению размера зерен в слоях. Изменения в составе ПА контролировались колебаниями уровня моря и отвечали осадконакоплению на верхней рампе в условиях литорали в период регрессии, которое характеризуется длительными процессами эрозии.
ПА-9. Парагенетическая ассоциация криноидных биокластовых известняков и мелко- и микрокристаллических известковистых доломитов (19 м) развита в хирнантских отложениях западного фациального комплекса, сменяя по разрезу ПА-8. Для нее характерны: светло-серый цвет пород, массивная, реже слоистая текстура, практически однородный литологический состав, окатанность и сортированность обломочного материала, широкое проявление процессов перекристаллизации, стилолитизации, трещиноватости и выщелачивания (поры, каверны). Преобладание криноидных известняков с окатанным скелетным материалом, единичными обломками более темных биокластовых известняков и яснокристаллическим цементом указывает на подвижную гидродинамику в условиях песчаной отмели. Такая отмель, вероятно, сформировалась в условиях сублиторали верхней рампы. Наличие прослоя известковистых доломитов может указывать на падение относительного уровня моря. Отсутствие ископаемых фоссилий и их фрагментов, а также многочисленные неравномерно распределенные крупные идиоморфные кристаллы доломита, содержащие пелитовый материал, вероятнее всего, указывают на кратковременное возникновение лагунной обстановки на мелководье.
ПА-10. Парагенетическая ассоциация мелкокристаллических доломитов с реликтовой обломочной структурой, тонкокристаллических доломитов с реликтовой грубобиокластовой структурой и однородных тонкокристаллических доломитов (8.2 м) охватывает хирнантские отложения восточного фациального комплекса. Выделяются следующие характерные признаки: частая смена литотипов, линзовидно-плитчатое и массивное сложение, присутствие неокатанного литокластового материала в основании и грубообломочного биокластового материала среди первично-тонкокристаллических разностей пород выше по разрезу (сонахождение представителей механогенной и биохемогенной генетических групп). Парагенез характеризует образование отложений в несколько более глубоководных по сравнению с ПА-7 обстановках средней рампы в условиях с более активной гидродинамикой в начале и более спокойной позднее (в условиях нижней сублиторали).
Эволюция обстановок осадконакопления
Описанная характеристика верхнеордовикских отложений представляет по разрезу палеогеоморфологический профиль от глубоководных обстановок батиали нижней рампы с накоплением известково-терригенных илов в сандбийское время до крайне мелководных отмельных обстановок литорали верхней рампы с широким развитием эрозионных поверхностей в хирнантское время (рис. 6). При этом между крайними членами профиля происходила трансформация окраины карбонатной платформы. В раннем катии платформа представляла собой карбонатную рампу, но в условиях нижней сублиторали. В середине катия рампа трансформировалась в карбонатную платформу с четко выраженной бровкой и развитием на ней фациально дифференцированной рифовой отмели с активным гидродинамическим режимом в западной фациальной зоне. В восточной зоне в это время осадконакопление происходило в относительно глубоководных сублиторальных обстановках со спокойной гидродинамикой. К концу среднего катия развитие рифа прекратилось в связи с падением уровня моря и выводом рифа в зону эрозии. В позднем катии формирование трансгрессивных глинисто-карбонатных отложений с разнообразной фауной происходило уже в условиях сублиторали нижней рампы. Такая смена морфологии континентальной окраины и обстановок осадконакопления на ней связана с тектоническими процессами, происходившими в пределах фундамента Печорской плиты, и развитием Палеоуральского океана. Следовательно, она отражает литогеодинамическую эволюцию североуральской континентальной окраины Тимано-Североуральского осадочного бассейна.
Заключение
Верхнеордовикские карбонатные отложения на Северном Урале участвуют в строении двух фациальных комплексов — западного мелководного шежимского и восточного глубоководного шантымского. Они представлены литостратиграфическими формированиями разного ранга: двумя свитами (яптикшорская, верхнеручейная), рифом Большая Косъю и четырьмя толщами (толща талассиноидных известняков и кварц-хлорит-известковых сланцев, толща талассиноидных известняков и тонкокристаллических доломитов с криноидеями, толща доломитов «червячковых» и криноидных доломитов с кремнями и толща мелко- и тонкокристаллических доломитов с реликтовыми обломочными и грубобиокластовыми структурами). По литологическому составу среди них выделено 36 литотипов, 21 из которых по происхождению осадочного материала подразделены на биохемогенную, биогенную и механогенную группы. 15 литотипов объединены в группу преобразованных пород. Анализ их пространственно-временных взаимоотношений показал, что они группируются в 10 парагенетических ассоциаций (ПА) пород, отражающих смену обстановок осадконакопления от глубоководной рампы с накоплением терригенно-известковых илов (сандбий) к карбонатному шельфу с четко выраженной бровкой и формированием на ней рифовой отмели (средний катий) и далее к мелководной рампе, часто с широким развитием эрозионных процессов и образованием песчаных отмелей (поздний катий-хирнант). Такая резкая смена палеогеоморфологии континентальной окраины была связана с тектоническими процессами, происходившими в пределах фундамента Печорской плиты, и развитием Палеоуральского океана и отражает литогеодинамическую эволюцию карбонатной платформы.
