Литология и полезные ископаемые, 2020, № 4, стр. 371-381

ОБЪЕКТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Процессы торфонакопления на территории Днепровско-Донецкой впадины (ДДВ) имели место на протяжении всех этапов ее тектонического развития. Формирование угленосных отложений палеоген-неогенового возраста происходило в период альпийского тектогенеза, проявилось локально и было тесно связано с соляным диапиризмом, характерным для Днепровского грабена и северо-западных окраин Донбасса. Выделенная Н.А. Игнатченко и Л.Б. Зайцевой [1980] Днепро-Донецкая угленосная площадь, с локальным распространением угленосных формаций палеоген-неогена, находится в пределах этого региона (рис. 1). По геотектоническому режиму, согласно классификации А.И. Егорова [1985], угленосная площадь принадлежит платформенному типу.

Рис. 1.

Схематическая карта Днепро-Донецкой буроугольной площади. 1 – граница Днепровского грабена по глубинным разломам; 2 – депрессии над соляными штоками, выполненные угленосными отложениями; 3 – компенсационные прогибы, выполненные угленосными отложениями (контуры прогибов условные); 4 – номера структур: 1 – Черниговская, 2 – Нежинская, 3 – Химо-Рябушинская, 4 – Ивангородская, 5 – Дмитриевская, 6 – Буромская, 7 – Парафиевская, 8 – Иваницкая, 9 – Прилукская, 10 – Роменская, 11 – Синевская, 12 – Сула-Удайская, 13 – Песочанская, 14 – Краснознаменская, 15 – Петрово-Роменская, 16 – Миргородская, 17 – Бельская, 18 – Сидорянская, 19 – Колонтаевская, 20 – Диканьская, 21 – Коломакская, 22 – Чутово-Распашновская, 23 – Петровская, 24 – Валковская, 25 – Крестищенская, 26 – Медведовская, 27 – Рябухинская, 28 – Тарановская, 29 – Кегичевская, 30 – Берекская 1, 31 – Новотроицкая, 32 – Мироновская, 33 – Беляевская, 34 – Картамышская, 35 – Степковская, 36 – Берекская 2, 37 – Ново-Дмитриевская, 38 – Бантышевская, 39 – Южно-Перещепинская.

Практически все соляные структуры Днепровско-Донецкой впадины разбиты сложной системой разновозрастных нарушений, что особенно отчетливо проявляется в приосевых и центральных частях этих поднятий. В сводах предпалеогеновых соляных структур нередко наблюдаются глубокие мульды проседания (деградационные воронки), а в околокупольных депрессиях – менее глубокие компенсационные прогибы, выполненные палеоген-неогеновыми отложениями, с углепроявлениями и месторождениями бурых углей. Одной из таких структур является рассматриваемая в настоящей работе Песочанская структура. По классификации М.В. Чирвинской и В.Б. Соллогуба [1980], Песочанский шток относится к предпалеоген-предчетвертичному типу, открытому подтипу, классу столбовидных структур, группе деградирующих структур. Он является частью Скоробогатьковско-Песочанской сложной солянокупольной структуры, расположенной в центральной части Днепро-Донецкой угленосной площади. В пределах деградационной воронки были выявлены пласты бурого угля рабочей мощности (рис. 2).

Рис. 2.

Схематический геологический профиль Песочанского месторождения. 1 – каменная соль, 2 – надсолевая брекчия, 3 – буроугольные пласты, 4 – тектонические нарушения.

Авторы связывают формирование воронки, возникшей в палеоген-неогеновое время над Песочанским соляным штоком, с нисходящим движением соляных масс по разломам, заложившимся ранее в результате проявления ларамийской фазы тектогенеза. Кепрок Песочанского штока сложен брекчией выщелачивания исключительно девонского возраста [Марченко, Галака, 1974], что свидетельствует о практически непрерывном росте штока вплоть до конца мезозоя, а также об отсутствии фактора выщелачивания соли при образовании деградационной воронки. На кепроке залегают палеоген-неогеновые отложения, выполняющие впадину над соляным штоком.

Погребение штока началось в палеоцен-эоценовое время, однако он все еще оставался приподнятым над окружающим пространством. Вследствие этого отложения нижнего палеоцена в своде купола полностью выклиниваются и наблюдается значительное сокращение мощности эоценовых отложений. Дальнейшее проседание штока активизировалось в периоды пиренейской и савской фаз, что компенсировалось накоплением осадков верхнего олигоцена и нижнего миоцена. Суммарная мощность этих осадков, по данным П.Ф. Марченко, полученным в результате разведывательных работ по деградационным воронкам ДДВ в шестидесятые годы прошлого века, в 3‒5 раз превышает мощность этих же отложений, развитых за пределами надкупольных и околокупольных депрессий.

Следует отметить наличие буроугольных месторождений палеоген-неогенового возраста в надкупольных депрессиях и в других солянокупольных бассейнах. Такими примерами могут служить Южно-Уральский буроугольный бассейн России с угольными залежами, приуроченными к олигоцен-миоценовым осадкам; Магдебургский угленосный район Германии с залежами бурого угля эоценового возраста; Конин-Вроцлавский угленосный район Польши с месторождениями бурых углей миоцена [Матвеев, 1960, 1966; Минерально-сырьевая …, 1999; Kasiński et al., 2009].

УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ПАЛЕОГЕН-НЕОГЕНОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ И ИХ УГЛЕНОСНОСТЬ

В связи с трансгрессиями палеогенового моря на территорию ДДВ создавались условия для образования мелководно-морских терригенных (эоценовых) и прибрежно-морских (олигоценовых) отложений. Для неогена (миоцен, плиоцен) были характерны континентальные условия.

Эоцен на территории впадины представлен каневской, бучакской, киевской, обуховской свитами. Мощности свит изменчивы, они наиболее значительны в центральной части впадины и в межкупольных депрессиях, к бортам впадины существенно сокращаются. Трансгрессия, охватившая ДДВ вследствие проявления ларамийской фазы складчатости, обусловила в эоцене мелководно-морской режим. Отложения каневской свиты представлены чередованием темно-серых алевритистых глин со светло-серыми и серыми песками и песчаниками. Мощность свиты в центральной части ДДВ – 0‒8 м, на бортах – до 40 м. В солянокупольных структурах подобные отложения достигают мощности от 10 до 145 м.

В бучакское время сохраняется режим мелкого моря, для которого характерны глауконит-кварцевые песчанистые отложения; их мощность в приосевой части впадины составляет до 40 м, на бортах не превышает 5‒20 м. В депрессиях солянокупольных структур бучакская свита представлена кварцево-глауконитовыми песками и песчаниками мощностью до 80‒100 м.

Состав отложений киевской свиты, представленных “фосфоритоносными песками” и “киевским мергелем”, свидетельствует о максимуме морской трансгрессии в киевское время. Мощность отложений чаще составляет 30‒40 м, заметно увеличиваясь до 200 м лишь в прикупольных депрессиях. В надкупольных депрессиях свита представлена мергелями и слюдисто-глинистыми песками мощностью 35‒50 м.

Постепенная регрессия, обусловившая режим мелкого моря в период накопления отложений обуховской свиты, привела к накоплению в центральных частях впадины зеленовато-серых алевритов и алевролитов мощностью 35‒40 м, а на бортах – серовато-бурых глауконитовых песчанистых алевролитов незначительной мощности. В надкупольных депрессиях свита представлена кварцево-глауконитовыми песками с прослоями глин общей мощностью до 70‒80 м. По Ю.Б. Устиновскому [1990], отложения эоцена представляют собой мелководно-шельфовую генетическую ассоциацию песчано-алеврито-карбонатно-глинистых пород.

Олигоцен представлен образованиями межигорской и берекской свит. Межигорская трансгрессия моря как отзвук пиренейской фазы тектогенеза не была масштабной, на большей части впадины распространены глинисто-алевро-песчанистые породы мелководного шельфа [Устиновский, 1990]. Мощность отложений межигорской свиты не превышает 40‒55 м, существенно увеличиваясь в пределах надсолянокупольных депрессий, для которых характерно чередование глинисто-алевро-песчанистых пород с прослоями песков. Эта закономерность наблюдается и в разрезе свиты в Песочанской структуре. Мощность этих отложений в структуре достигает 150 м.

На границе межигорского и берекского времени продолжающаяся регрессия моря привела к установлению ландшафтов прибрежно-морской низменности. В берекское время торфонакопление происходило в лагунно-озерных условиях. Берекская свита, представляющая интерес в связи с ее угленосностью в пределах надкупольных структур и компенсационных прогибов, на территории впадины сложена в основном светло-серыми мелкозернистыми песками с прослоями крупнозернистых алевритов и глин. Мощность свиты не превышает 25‒30 м. В околокупольных депрессиях она сложена песчаными породами с линзами бурого угля и тонкими пропластками глин с остатками растительного материала. В надкупольных воронках центральной части ДДВ свита характеризуется типичными песчанистыми разрезами с немногочисленными пропластками глин, алевролитов и пластами углей. На Песочанском месторождении отложения берекской свиты, мощностью до 90 м в центральной части воронки, представлены грязно-серыми мелко-среднезернистыми кварцевыми песками, в которых залегают два угольных пласта. К периферии воронки пески обогащаются глауконитом и слюдой, а пласты углей – выклиниваются. По мнению Ю.Б. Устиновского [1990, c. 70], “… берекские отложения, развитые в пределах внутриграбенных солянокупольных структур, можно объединить в прибрежно-наземную ассоциацию с генетическими комплексами: углисто-песчано-глинистых пород мелководных полузамкнутых и замкнутых водоемов, глинисто-песчанистых отложений русел и пойм рек с замедленным течением и углистых накоплений обводненных торфяных болот”.

В результате восходящих движений в пределах ДДВ (савская фаза тектогенеза) морской бассейн окончательно покидает центральную и северную бортовую части впадины, создаются условия для торфонакопления в континентальных озерно-болотных условиях [Гавриш, 1988; Егоров, 1985]. Отложения миоцена представлены континентальными песчано-глинистыми, с линзами углей, образованиями новопетровской свиты мощностью до 45 м. Они сохранились в центральной части ДДВ в некоторых надкупольных и околокупольных депрессиях. В Песочанской структуре отложения свиты, мощностью до 79 м, вскрыты в наиболее прогнутой части депрессии. Они сложены светло-серыми диатомитами, на которых с довольно резким несогласием залегает пласт гумусовых углей. Венчают разрез легкие диатомовые глины и темно-серые, плотные, углистые восковидные глины, содержащие в большом количестве лигниты. Ю.Б. Устиновский [1990] нижнюю часть новопетровской свиты на участках развития надкупольных и околокупольных депрессий выделяет в угленосную ассоциацию лимнического типа.

Плиоценовые образования ДДВ представлены аллювиальными песчано-глинистыми отложениями террас. В Песочанской структуре они представлены в нижней части разреза песками желто-серыми, средне-разнозернистыми, кварцевыми, которые в верхней части разреза переходят в желто-серые глинистые песчаники. Отложения мощностью до 40 м сохранились от размыва только в центральной части воронки.

Мощность четвертичных отложений в пределах Песочанской депрессии не превышает 15‒30 м. В нижней части они сложены красно-бурыми глинами, постепенно переходящими в верхней части разреза в аллювиальные разнозернистые светло-серые пески.

Тектонические, ландшафтно-палеогеографические и климатические составляющие геодинамической обстановки в олигоцене и миоцене определили благоприятные условия для торфоносной седиментации (по терминологии А.С. Тараканова [1992]) и образования так называемых торфоуглей, выделенных Н.А. Игнатченко [Игнатченко, Зайцева, 1980].

Угленосные отложения палеоген‒неогена на территории Днепро-Донецкой угленосной площади распространены неравномерно, иногда на незначительных площадях. Вопросам угленосности площади посвящены исследования разных авторов [Левенштейн, 1967; Михелис, 1971; Кирюков, 1973; Марченко, 1974; Игнатченко, 1980; Александрова, 2013; Сафронов, 2012 и др.]. В связи с разработкой методов поисков и прогноза проявлений углей на этой площади, В.В. Кирюковым [1973] была предложена классификация месторождений на основании различий в строении, составе, условиях формирования углевмещающих прогибов, депрессий, воронок. По этой классификации Песочанское месторождение относится к месторождению углей, связанному с депрессиями над соляными штоками, выходящими под отложения палеоген‒неогена.

Одним из важнейших факторов непрерывного накопления торфа в болотном массиве был режим вертикальных тектонических движений, который контролировал степень обводненности и проточности болот [Тимофеев, 2006]. Формирование угольной залежи происходило автохтонно. На автохтонный характер накопления угольных пластов указывают: отсутствие резких колебаний содержания минеральных примесей в угле, включения лигнитов – растительных остатков хорошей сохранности, семян и листьев. Невыдержанность угольных пластов по мощности и присутствие в них прослоев пород свидетельствуют о неустойчивом тектоническом режиме при осадконакоплении. Угленосная толща в составе берекской и новопетровской свит содержит три угольных пласта, мощность которых возрастает от Нижнего к Верхнему. Размеры залежи контролировались размерами тектонической структуры. По направлению к ее краевым частям мощность каждого из пластов уменьшается вплоть до выклинивания.

Нижний пласт мощностью 1.5‒3.2 м залегает на глубине 170.0‒172.4 м. Кровля и почва сложены песками мелко-среднезернистыми, кварцевыми. Угли пласта коричневого цвета разных оттенков, уплотненные, иногда с шелковистым блеском, с едва заметной слоистостью, с включениями тонкого растительного материала и лигнитов. Лигниты уплотненные, волокнистые, коррозионного типа [Кирюков, 2006], с отчетливо выраженной древесной структурой. Органический материал представлен в основном травянисто-кустарничковой растительностью с редкими остатками фрагментов хвойных. Накопление органического вещества происходило в условиях торфяника, обводненность которого, вероятно, контролировалась подпруживанием грунтовых вод морскими водами. Вполне вероятно, что именно ботанический состав растительного материала и фациальная обстановка, в которой он отлагался, стали основными факторами преобразования растительного материала и сравнительно незначительной мощности пласта.

Средний пласт мощностью до 4.8 м залегает на глубинах до 160.4 м. Почва пласта представлена песками разнозернистыми, кварцевыми, углистыми; в кровле залегают диатомовые глины. Пласт сложен углями светло-коричневыми и коричневыми, разной степени уплотненности, с включениями лигнита волокнистого облика, с сохранившейся растительной структурой.

Неглубокую степень дезинтеграции растительного материала, хорошую сохранность растительной структуры лигнитов в углях пласта можно объяснить сравнительно быстрым захоронением исходного материала в анаэробную среду, где процессы распада органического вещества замедлялись.

Смена режима осадконакопления на рубеже олигоцена и миоцена привела к изменению углевмещающих пород – появлению диатомитов и диатомовых глин, являющихся маркирующим горизонтом между отложениями палеогена и неогена [Левенштейн, 1967], и определила специфику формирования петрографических типов угля.

Верхний пласт имеет наибольшую площадь распространения – 1.7 км² и наибольшую мощность – до 11.3 м. Глубина залегания пласта до 121.7 м. Угли пласта в основном буровато-коричневые и светло-коричневые, слабо уплотненные, с включениями рыхлого (деструктивного) лигнита коричневого цвета [Кирюков, 2006], зерен смолы, табличек фюзена. Почва пласта сложена диатомитами, кровля представлена темно-серыми диатомовыми глинами, плотными, обогащенными растительным материалом.

Значительная дезинтеграция растительного материала, фюзенизация, хотя и слабая, свидетельствуют об аэробной среде и сравнительно продолжительных процессах торфонакопления.

ВЕЩЕСТВЕННО-ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ УГЛЕЙ

Описание микрокомпонентов углей проводилось согласно классификации органических микрокомпонентов бурых углей [Петрографические …, 1975; ISO 7404-3:2009]. Микроскопическими исследованиями в проходящем поляризованном свете установлены группы микрокомпонентов: гуминита, инертинита, липтинита.

Группа гуминита (26‒90% органического вещества углей), сопоставляемого с витринитом каменных углей, представлена продуктами остудневания и слабой гумификации тканей хвойных и лиственных растений. Цвет компонентов в проходящем свете от светло-желтого до красного. Они имеют разную степень сохранности. Преобладает в углях аттринит, в котором можно установить тип исходной растительной ткани. В меньшей степени развиты текстинит и ульминит, представленные проводящими, покровными и листьевыми тканями. Характерной особенностью текстинита желтого цвета является яркая анизотропия при скрещенных николях. Редко наблюдаются корпогуминит и гелинит. К гелиниту отнесены включения допплеринита – гумусового геля [Штах и др., 1978], представляющего собой продукт коагуляции коллоидных растворов гуминовых кислот или их солей в виде гумата кальция. Он выполняет трещины сокращения в угольном веществе и полости корешков растений.

Группа инертинита (1‒2 до 26%) представлена семифюзенизированными и фюзенизированными тканями. Семифюзиниты встречаются в виде небольших фрагментов, аттрита и темно-коричневого орто-склеротинита Включения фрагментов фюзинита черного цвета с четкими контурами часто имеют хорошую сохранность растительной структуры, разнообразны по форме и размерам. В меньшей степени распространены аттрит фюзинизированных тканей и нигро-склеротинит. Склеротиниты (фунгиниты) коричневого и черного цвета представлены округлыми телами, образованными из склероций и спор грибов. Компоненты группы инертинита являются продуктами слабой гумификации и последующего окисления растительного материала. Группа инертинита имеет наименьшее распространение и обнаруживается в основном в углях Верхнего пласта.

Группа липтинита (1‒2 до 37%) характеризуется разнообразием форменных элементов желтого цвета, часто со светлым оттенком, анизотропных при скрещенных николях. Они представлены резинитом, микроэкзинитом, структурным суберинитом, редко тонким кутинитом. В шлифах наблюдается аттрит суберинита и своеобразный бесструктурный компонент желтого цвета с пылевидными выделениями коричневого цвета, названный битуминито-десмитом [Игнатченко, Зайцева, 1981]. По мнению авторов, битуминито-десмит является продуктом наиболее значительного остудневания субериновых тканей. Компоненты этой группы особенно широко представлены в гелититовых углях Верхнего пласта. Термин “битуминит” для мацералов группы липтинита бурых углей предложен в 1975 г. и нередко ассоциируется с липтодетринитом, “аморфным битумом” сапропелевых углей, являющихся продуктом разложения водорослей [Штах и др., 1978]. Введен в международную номенклатуру [ICCP …, 2017] как один из микрокомпонентов группы липтинита.

Минеральные компоненты в шлифах немногочисленны. Они представлены включениями кварца в виде отдельных разноокатанных зерен или их линзовидных скоплений, пластиночками слюды, редкими включениями пирита и единичными проявлениями пиритизации растительных тканей, по трещинам иногда обнаруживается кальцит.

На диаграмме (рис. 3) представлен микрокомпонентный состав углей, на котором показано распределение микрокомпонентов групп гуминита (Vt), инертинита (I) и липтинита (L).

Рис. 3.

Микрокомпонентный состав углей. 1 – Верхний пласт, 2 – Средний пласт, 3 – Нижний пласт. Vt – содержание микрокомпонентов группы гуминита, I – инертинита, L – липтинита (% на органическое вещество).

По количественному соотношению групп микрокомпонентов, гелифицированных, фюзенизированных и липтинитовых, выделены следующие типы углей [Петрографические …, 1975]: при содержании гелифицированного материала (витринита) более 75% – гелиты, липоидо-фюзинито-гелиты; 50‒75% – гелититы, липоидо-гелититы, липоидо-фюзинито-гелититы; 25‒50% – микстогумититы; менее 25% – гелито-липоидотиты. В Нижнем и Среднем пластах наибольшим распространением пользуются гелиты аттритово-фрагментарные и фрагментарно-аттритовые; в Верхнем пласте преобладают гелититы фрагментарно-аттритовые и аттритовые. Наименее распространены микстогумититы, единичны гелито-липоидотиты (рис. 4).

Рис. 4.

Колонка типов углей по пластам (скв. 5801). 1 – гелититы, 2 – микстогумититы, 3 – гелиты, 4 – вмещающие породы.

Качество углей невысокой степени углефикации зависит от многих генетических факторов. Переход торфов в слабоизмененные угли происходит постепенно, неравномерно. Границу торф‒уголь проводят по содержанию углерода. В торфах его содержание не превышает 62%, в буром угле – 65‒70% [Кирюков, 1976]. Для всех типов углей Песочанского месторождения, относимых Н.А. Игнатченко, как отмечалось выше, к торфоуглям, содержание углерода (C^daf) изменяется в узком диапазоне 63‒65.5%. Некоторое увеличение значений углерода можно отметить в углях с повышенным содержанием компонентов группы инертинита. Исследованиями качественных характеристик разных петрографических типов углей установлено, что наиболее высокая влажность (W^daf) характерна для гелититов – до 22.8%, наиболее низкая – для гелитов (10.7%) и лигнитов (до 10.0%). Зольность (A^d) варьирует в широких пределах, но наименьшая в гелитах (до 19.0%), а наибольшая – в микстогумититах (до 28.9%). Угли малосернистые, содержание серы (${\text{S}}_{{\text{t}}}^{{\text{d}}}$) в основном не превышает 1.72%. Наиболее низкие значения выхода летучих (V^daf) отмечены для гелитовых углей – до 58.9%, для гелититов и микстогумититов характерны более высокие значения – 62‒68.7%. Содержание водорода (H^daf) постепенно возрастает от гелитов (5.3‒5.4%) к липоидо-гелититам и микстогумититам (5.6‒6.6%). Повышенные показатели содержания летучих и водорода, установленные в гелититах и микстогумититах, можно объяснить значительным количеством в них липтинитовых компонентов. Для этих же углей характерны высокие показатели выхода первичных смол при полукоксовании – 13.3‒17.3% и содержания битумов – 5.3‒7.1%. Изученные угли содержат до 67% гуминовых кислот, максимум их содержания отмечается в аттритовых микстогумититах и липоидо-фюзинито-гелитах (табл. 1). Приведенные качественные характеристики в основном соответствуют петрографическому составу углей и отвечают закономерностям зависимости химического состава бурых углей от их генетического типа и степени углефикации [Богданова, 1968].

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ. ГЕНЕЗИС УГЛЕЙ

Определение состава спорово-пыльцевых комплексов (СПК) и ботаническое исследование лигнитов и листовой флоры, проведенное рядом исследователей [Михелис и др., 1970; Михелис, 1971 и др.], свидетельствуют о смене растительности от Нижнего пласта к Верхнему и постепенном увеличении роли лиственных лесов.

Основными торфообразователями угольных пластов берекской свиты являлись представители семейств Taxodiaceae (Taxodia, Sequoia, Glyptostrobus), в меньшей степени Pinaceae (Picea, Cedrus, Tsuga), а также покрытосеменных теплолюбивых растений, например Juglandaceae (Juglans, Caria), Fagaceae. Существенная роль в растительном покрове торфяных болот таксодиевого леса отмечалась и И.Н. Дроздовой, проводившей в 1975 г. ботанические исследования лигнитов Песочанского месторождения. Для фитоценозов торфяников были также характерны представители эндемиков тропической и субтропической флоры, свидетельствующие о теплом влажном климате того времени. Представители семейств растений умеренного климата Betulaceae, Salicaceae имели неширокое распространение [Михелис и др., 1970; Михелис, 1971].

Смена природных условий на рубеже олигоцена и миоцена привела к похолоданию климата, обусловив состав СПК Верхнего пласта. Главную роль стали играть представители листопадной флоры умеренно-теплого климата, например Betulaceae (Betula, Alnus, Carpinus), Salicaceae. Отмечается исчезновение вечнозеленых субтропических видов, почти полное отсутствие или исчезновение семейства Taxodiaceae. Наблюдается появление Pinaceae (Pinus), а также водных и прибрежно-водных растений, характерных для озерно-болотных фаций [Михелис и др., 1970; Михелис, 1971].

В исходном материале бурых углей Днепро-Донецкой угленосной площади принимали большое участие стеблевые, древесинные и коровые ткани, остатки листьев, корешков, оболочки микроспор и пыльцы, кутикула.

Начальная стадия преобразования растительного материала происходила в торфогенном слое, мощность которого не превышала нескольких десятков сантиметров. В превращениях органического материала основную роль играли процессы дезинтеграции, биохимической гумификации, частично процессы окисления – фюзенизации. В разных тканях и разных видах растений (травянистых, кустарничковых, древесных) эти процессы протекали с неодинаковой скоростью. Важную роль в преобразовании растительного материала играла дезинтеграция, приводящая к измельчению тканей вплоть до аттрита. В этом процессе большое значение имела, по-видимому, жизнедеятельность грибов класса Базиномицетов. Об их деятельности свидетельствуют обнаруживаемые в аттрите склероции и так называемые “грибные атаки”. Продолжительность этого процесса зависела от длительности пребывания органического материала в торфогенном слое. Одновременно с дезинтеграцией происходила биохимическая гумификация под влиянием аэробных микроорганизмов. Процессы начальной гелификации, происходящие в анаэробных условиях ниже торфогенного слоя, ограничивались слабым набуханием растительных тканей и появлением допплеринита. Процессы витринизации не затронули органический материал изученных углей. Процессы фюзенизации связаны, вероятно, с окислительно-восстановительными реакциями в торфянике. Наглядным примером могут служить фрагменты α-, ß-фюзинита с неравномерным окислением растительной ткани. Происхождение некоторых фюзенизированных компонентов могло быть связано также с лесными пожарами. Наиболее глубокой дезинтеграции, начальной гелификации и фюзенизации подверглись растительные ткани, послужившие исходным материалом углей Верхнего пласта [Вальц, 1968; Игнатченко, Зайцева, 1980].

При реконструкции условий торфонакопления по микрокомпонентному составу углей методом С.Ф.К. Дисселя [Diessel, 1986] были использованы два параметра: индекс сохранности растительных тканей TPI (соотношение содержания структурных тканей к бесструктурным) и индекс гелификации GI (соотношение содержания гелифицированных тканей к фюзенизированным). Полученная диаграмма показывает, что при формировании углей пластов Нижнего и Среднего торфонакопление происходило преимущественно в зоне заболоченной прибрежной низменности под заметным влиянием морской обстановки (маршевые болота, тельматические условия), частично в пределах озерно-болотной прибрежной низменности (лимно-тельматические условия). Формирование углей Верхнего пласта шло в основном в лесных влажных и обводненных болотах и в меньшей степени в лимнических условиях (обстановка зарастающих озер) (рис. 5).

Рис. 5.

Диаграмма условий торфонакопления.

В процессе изучения угленосных отложений и углей месторождения авторами не было замечено каких-либо специфических особенностей, обусловленных их нахождением в депрессии над соляным штоком. Исключение составляет лишь отмеченный выше факт контроля размеров угольных залежей размерами тектонической структуры, к краевым частям которой мощность каждого из пластов уменьшается вплоть до выклинивания. Специалистами, изучавшими СПК и исходную растительность торфяников [Михелис и др., 1970; Михелис, 1971 и др.], также не отмечалось изменений характера флоры в зависимости от местонахождения буроугольных залежей (в надкупольных или околокупольных депрессиях). В данном случае следует согласиться с мнением В.И. Китыка, изучавшего соляную тектонику ДДВ, который отметил: “Одинаковый фациально-литологический состав кайнозойских отложений в сводовых прогибах и за их пределами позволяет полагать, что условия образования кайнозойских осадков в сводовых прогибах и за их пределами (в межкупольных прогибах) были в общем одинаковыми. Более значительные мощности кайнозойских отложений в сводовых прогибах являются следствием прогибания этих участков по отношению к окружающей местности” [1970, с. 188].

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Формирование палеоген-неогеновой буроугольной формации в Днепровско-Донецкой впадине было приурочено к орогенической эпохе, завершающей альпийский тектогенез. Геодинамическая обстановка в олигоцен‒миоцене благоприятствовала процессам торфообразования на сравнительно небольших площадях в компенсационных прогибах и депрессиях над сводами соляных штоков.

Неустойчивость тектонического режима, смена палеогеографических условий, изменения климата способствовали изменчивости исходного растительного материала и скорости процессов превращения органического вещества, что обусловило неоднородность вещественно-петрографического состава пластов углей месторождения.

Торфонакопление при формировании углей пластов Нижнего и Среднего происходило в условиях прибрежно-морской низменности с высокой степенью обводненности, с образованием преимущественно гелитов. Формирование Верхнего пласта происходило в основном в лесных болотах разной степени обводненности и в условиях зарастающих озер. Для этого пласта преобладающим типом углей являются гелититы.