CC BY
85
УДК 552.54
ФАЦИАЛЬНЫЕ РЯДЫ МОРСКИХ КАРБОНАТНЫХ ОСАДКОВ И ИХ РУДОНОСНОСТЬ
1 2 И.Н.Семейкин , Н.Н.Шевелева
Национальный исследовательский Иркутский государственный технический университет, 664074, г.
Иркутск, ул. Лермонтова, 83.
Рассматриваются факторы химического осаждения карбонатов (кальцита и доломита), генетические признаки фаций и образование фациальных рядов карбонатных осадков.
Библиогр. 17 назв. Ил. 3. Табл. 1.
Ключевые слова: известняки; доломиты; двуокись углерода; водородный показатель; фактор; фация.
FACIES SERIES OF MARINE CARBONACEOUS SEDIMENTS AND THEIR ORE CONTENT
I.N. Semeikin, N.N. Sheveleva
National Research Irkutsk State Technical University, 83, Lermontov St., Irkutsk, 664074.
Factors of chemical sedimentation of carbonates (calcite and dolomite), facies genetic features and the formation of facies series of carbonaceous sediments- are considered.
17 sources. 3 figures. 1 table
Key words: limestones; dolomites; carbon dioxide; hydrogen indicator; factor; facies.
Карбонатные породы по разным источникам составляют от 18 до 29 % осадочных пород на Земле. Они, являясь самостоятельным минеральным сырьем, часто служат вмещающими породами для таких полезных ископаемых, как фосфориты, силициты, марганцевые, свинцовые и цинковые руды, каждое из которых образуется в определенной фациальной зоне и сопровождается конкретным минеральным осадком.
У исследователей, изучающих карбонатные породы, нет единого мнения в отношении фациальной природы хемоген-ных известково-доломитовых осадков, да и не все из них, учитывая трудности в проведении экспериментальных работ по образованию доломитов и противоречивые результаты исследований, признают их седиментационное происхождение.
Одни геологи считают доломиты эпигенетическими образованиями инфиль-трационного типа, не называя источник
большого количества магния, сносимого с континента в известковые осадки. Другие определяют доломиты как диагенетичес-кие образования - метасоматически измененные известковые отложения при поступлении магния из придонной воды. При этом здесь также остается открытым вопрос об источнике огромной массы этого элемента [12].
Н.М. Страхов [12] выделяет два главных генетических типа доломитовых пород: пластовые первично осадочные и седиментационно-диагенетические. Пластовые доломиты характеризуются большой мощностью (десятки и сотни метров) и протяженностью (десятки и сотни километров), отсутствием кальцита или его незначительной примесью, пелито-морфной и микрозернистой структурами, а главное, отсутствием каких-либо следов замещения кальцита доломитом. Второй тип, седиментационно-диагенетический, представляет известково-доломитовую
:Семейкин Игорь Николаевич, кандидат геолого-минералогических наук, доцент, тел.: (3952)40-56-53. Semeikin Igor, Candidate of Geological and Mineralogical sciences, Associate Professor, tel.: (3952) 40-56-53. 2Шевелева Нина Николаевна, кандидат химических наук, доцент, тел.: (3952) 41-21-92. Sheveleva Nina, Candidate of Chemistry, Associate Professor, tel.: (3952) 41-21-92.
толщу, в которой доломит и известняк находятся в виде линз, пятен, различной формы сгустков и выделений. Количество доломита в толще весьма не выдержано и может составлять от первых процентов до 90-95%. Формы залегания карбонатной толщи разнообразны: пластообразные, линзовидные, вытянутые неправильных очертаний и др. Местами в этих формах видны следы метасоматоза доломита по кальциту. Но в целом Н.М. Страхов считает, что основная масса доломита в этом типе формировалась в стадию се-диментогенеза попеременно с кальцитом, а сложные формы доломитовых и известковых тел возникли в иловой воде в процессе диагенеза благодаря большой пестроте физико-химической обстановки по БЬ и рН.
В основу статьи положены материалы многолетних исследований осадочных терригенно-карбонатных образований и связанных с ними полезных ископаемых (бокситы, фосфориты, марганцевые руды, силициты) в Восточном Саяне - в Окино-Китойском (Окинский и Ильчирский син-клинории) и Бирюсино-Удинском (Приса-янский прогиб) районах, а также в Северной Монголии. Стратиграфия, вещественный состав осадочных пород и руд этих регионов изложены в статьях [8, 9, 10].
Карбонатные породы на исследуемых территориях слагают более 80% площади распространения осадочных пород, присутствуют практически в каждой свите рифея, венда и нижнего палеозоя. Представленные доломитами, анкеритами и известняками, они отражают широкий спектр фациальных образований. Все толщи имеют циклическое строение, выраженное повторяющимися в разрезе трансгрессивно-регрессивными рядами осадков - литоциклами. Начальные и конечные слои литоциклов сложены терригенными породами, большая же часть их разреза представлена карбонатами: известняками и доломитами. Обладая разной мощностью (от десятков до сотен метров), эти породы по всем признакам представляют первично
осадочные образования (пластовый тип по Н.М. Страхову).
Фациальный переход от известняков к доломитам и наоборот в разрезах лито-циклов в большинстве своем происходит постепенно через смешанный минеральный агрегат - известковистые и известковые доломиты или доломитистые и доломитовые известняки. На Буренханском месторождении фосфоритов (Северная Монголия) в двух литоциклах на границе между известняком и доломитом наблюдается переходный горизонт, выраженный комплексом смешанных известково-доло-митовых пород. Проявляется этот горизонт по-разному (рис. 1-2). В одном случае он
Рис. 1. Чередование
слойков доломита (темные) и известняка (светлые)
представляет тонкое чередование слойков кальцита и доломит: слойки толщиной от 1 до 10 мм с постепенным увеличением мощности доломита в сторону доломитового слоя, кальцита - в сторону известняка. Мощность горизонта 3 м (см. рис. 1).
Рис. 2. Линзовидно-пятнистое расположение доломита (светлый) и известняка (темный)
Второй переходный горизонт (2 м) представлен линзовидно-пятнистым расположением кальцитового и доломитового осадков (седиментационно-диагенетичес-кий тип по Н.М. Страхову). Здесь также в смешанном карбонатном материале наблюдается увеличение кальцитовой массы с приближением к известковому слою, доломитовой - к доломитовому слою (см. рис. 2).
По-разному трактуется авторами фа-циальная обстановка накопления карбонатных осадков и в большинстве примеров не объясняется химизм их образования. Дж. Уилсон [14] на примере фанерозой-ских отложений Северной и Южной Америки, Европы и Австралии выделяет девять фациальных поясов, охватывающих всю акваторию бассейна, в которой продуцируются биогенные, аллотигенные и аутигенные карбонатные осадки. Аути-генные породы в большинстве поясов представлены известняками, и лишь в фациях, накапливающих сульфатные осадки, последние сопровождаются доломитом.
Дж. Фридмен и Дж. Сендерс [16], изучая разрезы соленосных образований, определили, что в эвапоритовых толщах, включающих известняки, доломиты залегают между известняками и эвапоритами, а в толщах, не содержащих известняки, доломиты, сменяя эвапориты, занимают всю площадь бассейна.
К.К. Зеленов [4], представляя палео-обстановку нижнекембрийского моря на северном склоне Алданского массива, и И.К. Королюк [5], характеризуя нижнекембрийское карбонатонакопление в Иркутском амфитеатре, показывают, что в наиболее удаленных от континента частях платформенного бассейна накапливались известковые осадки. На юго-западной и южной его окраинах, представляющих в условиях аридного климата осолоненные участки, развивались пластовые доломиты с включениями гипса и ангидрита. Между этими зонами получили развитие извест-ково-доломитовые образования седимен-тационно-диагенетического типа.
Н.М. Страхов [12] на примере Русской платформы выделяет три фациальных типа магнезиальных осадков: доломиты лагунные в осолоняющихся лагунах, доломиты морские, образующиеся как в краевых, так и в центральных частях морских бассейнов. По большей части накопление доломитов в этих зонах Н.М. Страхов связывает с аридным климатом, определяющим прогрессирующее осолонение водоемов до сульфатной стадии. Граничащие с центрально-морскими доломитами мелководные известняки он объясняет интенсивным опреснением прибрежных вод речными водами. Допуская образование доломитов в центральной части моря в гумидном климате, Н.М. Страхов считает, что такой литогенез может происходить исключительно на мелководных участках моря, где происходит интенсивное испарение и осолоне-ние вод акватории.
Касаясь доломитов, многие исследователи отмечают, что не всегда их седиментация связана с аридным климатом, достаточно часто они образуются в гу-мидном климате, охватывающем всю площадь морского бассейна. Так, бокситы Боксонского месторождения и сопровождающие их кварцевые песчаники (табин-зуртинская свита), представляя прибрежные литоральные и сублиторальные осадки в тропической зоне, по латерали сменяются доломитами, заполняющими весь морской бассейн. Аналогичным образом доломитами сложены два верхних лито-цикла забитской свиты (обогольский и шоглойский), начинающиеся кварцевыми песчаниками и алевролитами, хушатайская свита и практически вся карагасская серия в Присаянском прогибе.
Ю.В. Давыдов [3], связывая формирование рифейских карбонатных отложений юго-востока Сибирской платформы с гумидным климатом, выделяет в ципан-динской доломитовой свите две фациаль-ные зоны: крайне мелководную (пелито-морфные и микрозернистые доломиты со строматолитами) и относительно глубоководную (кристаллические доломиты с про-
слоями известняков). Нижележащая мал-гинская свита по данным автора сложена преимущественно известковыми осадками, представляющими также прибрежно-мел-ководную (красноцветные песчано-гли-нистые известняки) и глубоководную (темно-серые кристаллические известняки) фа-циальные зоны. В современной обстановке доломит образуется в субтропиках на Багамских банках [16].
Как видно из приведенного обзора, известковые и магнезиальные осадки образуются в широком диапазоне фаций и далеко не всегда их накопление зависит от климатических условий.
В платформенных структурах с горизонтальным и слабо наклонным залеганием пород распределение фаций в пределах одного отрезка времени определяется, как правило, на площади по керну скважин. В складчатых областях, где все породы находятся в наклонном залегании (вплоть до вертикального), фациальные позиции осадков определяются нами по времени образования одного седимента-ционного цикла, выраженного комплексом терригенно-карбонатных пород - литоцик-лом. Выделяя фации в пределах лито-цикла, следует учитывать, что в регрессивном гемилитоцикле отложения, идентичные трансгрессивной половине, сохраняются не полностью. Осадки заключительной стадии циклогенеза, соответствующие наиболее мелководной фации, как правило, размываются трансгрессирующим морем нового осадочного цикла.
Исследуемые рифей-палеозойские отложения Восточного Саяна и Северной Монголии представлены большим число литоциклов, в которых карбонатные породы (известняки и доломиты) имеют разные мощности и разнообразные сочетания. Есть литоциклы, где карбонаты представлены одними доломитами или известняками. Чаще всего карбонатная часть разреза начинается доломитами, затем идут известняки и в конце литоцикла вновь появляются доломиты. Нередко в начале разреза мы видим известняки, затем
их сменяют доломиты, слагая большую часть литоцикла, в конце могут появиться известняки. Встречены также пачки переслаивания известняков и доломитов.
Чем вызвано такое разнообразное сочетание карбонатных осадков в разрезах литоциклов? Ясно одно, что каждая часть литоцикла или весь литоцикл, сложенные одной породой, известняком или доломитом, отвечают одной или нескольким фациям, развивавшимся во времени. Закон Головкинского позволяет вертикальные ряды фаций рассматривать как горизонтальные.
Факторы образования и осаждения карбонатов весьма разнообразны, а седи-ментационная обстановка возникновения однотипных фаций осадков может быть вызвана разными причинами, которые регулируют физико-химические соотношения в растворах, продуцирующих осадки. Так, Н.М. Страхов [11] отмечает, что процессы растворения и осаждения известковых и магнезиальных осадков определяются действием по крайней мере четырех основных факторов: 1) количеством углекислоты (СО2) и ее парциальным давлением (рСО2) в водном растворе; 2) влиянием солей, входящих в состав раствора; 3) температурой раствора; 4) влиянием «живого вещества», обитающего в природных водах.
Фактор первый. Морская вода имеет щелочную реакцию, которая определяет выпадение всех карбонатных осадков. Карбонатный режим бассейна создается угольной кислотой - ее производными (СО2, НСО3-, СО32-), образующими карбонатную систему.
Известно, что дистиллированная вода, создавая кислотно-щелочной режим, диссоциирует в количестве 10-7 моль/дм3 на ионы водорода Н+ и гидроксила ОН-. Концентрация водородных ионов (рН) меньше 7,0 характеризует кислую среду, больше 7,0 - щелочную. В современном океане вода обладает щелочным потенциалом с рН равным 7,6 на глубине и 8,4 на поверхности [1].
При появлении углекислого газа вода, соединяясь с ним, образует угольную кислоту:
СО2 + Н2О = Н2СО3.
Угольная кислота диссоциирует (в небольшом количестве) на ионы водорода и гидрокарбоната:
Н2СО3 = Н+ + НСОз-.
Гидрокарбонат в свою очередь ионизирует (в еще меньшем количестве) на водород и карбонат-ион:
НСОз- = Н+ + СОз2-.
В итоге в системе возникают два иона, определяющие образование (СО32) и выпадение (рН) карбонатов. Начинается карбонатообразование с арагонита-кальцита при рН = 8,0 и проявляется вначале в умеренном количестве из-за малого числа в воде карбонат-иона. И лишь при достижении щелочности 8,3 и выше происходит нарастающее самопроизвольное разложение гидрокарбоната:
2НСОз = СО2 + Н2О + СО32-.
В результате увеличивается количество карбонат-иона и соответственно повышается потенциал создания карбонатных минералов (таблица). Образующийся при этом углекислый газ продолжает поддерживать карбонатную систему.
Зависимость образования карбонат-иона от водородного показателя [15]
рН Содержание, в %
СО2 НСО3- СО32- Сумма
7,0 17,3 82,7 0 100
8,0 2,0 97,4 0,6 100
8,3 1,0 97,8 1,2 100
9,0 0,2 94,1 5,7 100
10,0 0 62,5 37,5 100
Таким образом, возникновение карбонат-иона можно считать важнейшим фактором образования карбонатов. В дальнейшем выпадение карбонатных минералов в осадок определяет водородный показатель.
Из сказанного видно, что главным компонентом в карбонатной системе является двуокись углерода, передающая функцию регулятора седиментации карбонат-
ных минералов иону водорода, его концентрации - рН. В конечном счете, при поступлении в раствор СО2 происходит увеличение в нем ионов водорода, а это в свою очередь уменьшает его рН, снижает щелочность морской воды. При возрастании количества СО2 концентрация Н2СО3 увеличивается с одновременным ростом количества ионов Н+, рН раствора продолжает понижаться. При падении рСО2 в растворе уменьшается количество свободной СО2 и ионов Н+, рН среды соответственно увеличивается. Так проявляет себя основной закон карбонатных равновесий в морской среде.
Считая главным регулятором в карбонатной системы показатель рН, необходимо определить, при каких его значениях происходит выпадение известковых и магнезиальных осадков. Известно, что в галогенезе, который наступает при постепенном осолонении и повышении рН бассейновых вод, вначале в осадок выпадают карбонаты, последовательно кальцит и доломит, затем сульфаты - гипс, ангидрит и в заключительную стадию хлориды - галит, сильвин, бишофит. В озере Балхаш начальная стадия карбонатообразования характеризуется накоплением кальцита, и лишь когда рН воды достигает значений 8,8-8,9, в осадок выпадает доломит [7, 13]. На Большой Багамской банке при рН 8,0-8,2 происходит хемогенная садка арагонита, при резко повышенном значении рН осаждается доломит [11, 16]. Эсперимен-тальные работы по осаждению карбонатов ряда исследователей показали, что арагонит в морской воде кристаллизуется при значениях рН 7,9-8,7 и вслед за ним начинается осаждение магнезиальных осадков. При рН 8,5-8,7 выпадает М§-кальцит, рН 8,7-9,0 продуцирует М§-кальцит и протодоломит, при рН более 9,0 осаждается один протодоломит [1, 6, 11]. Изложенное выше с достаточной долей уверенности позволяет считать, что рубежом перехода известкового седиментогенеза в магнезиальный (доломитовый) является щелочный показатель среды равный 9,0.
Следовательно, этот фактор, определяющий выпадение карбонатных осадков, можно разделить на два. Первый (ф-1), вызванный понижением щелочности морской воды с рН менее 9,0 (благодаря увеличению рСО2), приводит к выпадению в осадок арагонита-кальцита; второй (ф-2), обусловленный повышением щелочности с рН равным 9,0 и более (благодаря уменьшению рСО2), вызывает осаждение доломита.
Обозначая эти факторы, обусловленные количеством растворенной в воде двуокиси углерода, естественно поставить вопрос об ее источнике. Так, Н.М. Страхов [13] основным поставщиком углекислого газа в морские воды считает атмосферу. Преобладание в ней СО2 предопределило, по его мнению, в докембрии преимущественно хемогенное карбонатообразование. О.А. Алекин и Ю.И. Ляхин [1] рассматривают два источника этого газа, присутствующего в морской воде, - это атмосфера и органические вещества - продукты их окисления. В первом случае, когда углекислый газ поступает из атмосферы, появление его в водной среде зависит от соотношения парциальных давлений двуокиси углерода в атмосфере и поверхностном слое воды. Если рСО2 атмосферы окажется больше рСО2 воды, то море поглотит СО2 из атмосферы, если же рСО2 атмосферы окажется меньше рСО2 воды, то произойдет выделение газа из морской воды в атмосферу. А последняя ситуация, нам представляется, возникает тогда, когда изобилие углекислого газа в водной среде и иловом осадке образуют разлагающиеся органические вещества. То есть, второй источник СО2 - органические вещества, надо полагать, является основным производителем этого газа в морской воде.
Действительно, во все времена органические вещества, главным образом, зоо-и фитопланктон продуцировались в большом количестве по всей акватории Мирового океана. С планктоном связана темная окраска пород, вплоть до возникновения антраксолитов, а главное, образование
углеводородов - нефти и газа. В настоящее время годовая аутигенная продукция планктона в Мировом океане по разным источникам составляет от 35 до 75^109 т. При отмирании планктона на всем пути его поступления в осадок, как в толще воды, так и в осадке происходит биохимическое разложение органического вещества [2]. На первой стадии аэробные бактерии, используя молекулярный кислород, окисляют органическое вещество до СО2 и воды:
С6Н12О6 + 6О2 = 6СО2 + 6Н2О. Когда же массы кислорода в осадке не хватает на окисление органики, то разрушение ее продолжается за счет анаэробных бактерий с образованием, в конечном счете, метана:
С6Н12О6 + 6Н2О = 6СО2 + 12Н2, далее СО2 + 4Н2 = СН4+ 2Н2О. Как видим, на всем пути разложения планктона возникает значительная масса углекислого газа, который, обладая высоким парциальным давлением, устремляется к водной поверхности, в атмосферу. На мелководье, где толща воды незначительна и рСО2 превышает таковое атмосферы, весь газ уходит в последнюю, не образуя какого-либо значимого количества Н2СО3; рН воды не изменяется. На глубинах, где толща воды препятствует СО2 пробиться в атмосферу, углекислый газ насыщает воду, вступает с ней в реакцию, образуя угольную кислоту, и далее возникает карбонатная система, понижающая рН воды.
Следующий фактор карбонатообра-зования - соленость раствора - имеет два направления, влияющих на данный процесс, - повышение или понижение солености. Повышение солености (фактор ф-3) происходит при испарении морской воды с поверхности бассейна. Соленость современного Мирового океана определяется в 35 г/л или 35о/оо и выражена карбонат-сульфат-хлоридными солями с главнейшими катионами: Na+>Mg2+>Ca2+>K+ и анионами: a->S042->HC0з->С0з2-. Соотношение сильных катионов (Mg2+, Cа2+) и слабых анионов (HCO3-, СО32-) характеризует
щелочной резерв, который в упрощенном виде выражается как отношение Mg/Ca. Этот показатель является одним из основных факторов, определяющих образование доломита в природных водах. Так, в условиях нормальной морской воды с отношением Mg/Ca = 5/1 доломит начинает формироваться при Mg/Ca = 3/1 и при повышении солености продолжает осаждаться до отношения Mg/Ca = 30/1, после которого в бассейне осаждается гипс [17].
Понижение солености морской воды (фактор ф-4) может быть вызвано разными причинами: атмосферными осадками, таянием ледников, а главное, притоком речных вод, обладающих кислой реакцией. Реки, впадающие в морские бассейны, заметно понижают щелочность прибрежных вод. Крупные реки с большим водосбором могут существенно уменьшать концентрацию солей в бассейне. Так, соленость Черного моря, благодаря впадению вод Днепра, Днестра, Дуная и множества других рек, оказалась почти в два раза меньше океанической и составляет 18о/00 в поверхностном слое и 22о/00 на глубине. Падение щелочности морской воды и соответственно ее рН при опреснении исключает выпадение в ней магнезиаль-ных осадков, но не препятствует осажде-нию известковых.
Фактор пятый (ф-5) - жизнедеятельность растительных организмов, живущих в морской среде (фитопланктон, водоросли), проявляется в том, что, выбирая из среды обитания в процессе фотосинтеза углекислоту, тем самым повышает ее щелочность, способствуя осаждению доломита [1].
Еще один фактор - температурный (ф-6). При повышении температуры раствора растворимость СО2 падает, что приводит к уменьшению рСО2 и, как видно из вышеизложенного, вызывает некоторый подъем рН. Существенное действие этот фактор на осаждение карбонатов (преимущественно доломита), оказывает в аридном и реже гумидном (в мелководных морях) седиментогенезе, когда происходит интенсивное испарение поверхностных
вод и осолонение основной водной массы. Важнейшим этот фактор является в седи-ментогенезе фосфатных и кремнистых осадков. В глубинных холодных водах морей растворимость этих веществ на порядок выше, чем в поверхностных. И при подъеме вод из глубины к поверхности (благодаря апвелингу) происходит пересыщение вод фосфатными и кремнистыми солями с последующим выпадением их в осадок. Немаловажное значение при этом имеет щелочной показатель среды.
Как видим, химическое осаждение карбонатов происходит под действием, как минимум шести факторов, каждый из которых в определенной обстановке может быть решающим. Как правило, выпадение известковых и магнезиальных осадков происходит при проявлении нескольких взаимосвязанных факторов. И все же можно считать, что главными, определяющими конечный тип осадка (известкового или доломитового) являются два фактора: водородный показатель - рН и щелочной резерв - Mg/Ca.
Рассматривая факторы осаждения карбонатов, нужно иметь в виду, что данный процесс реализуется, когда образование их в растворе (концентрация ионов Са2+ и СО32-) достигает предела растворимости (разного для кальцита и доломита), неизменно связанного с проявлением всех вышеназванных факторов. Так, воды современного Мирового океана до глубины 300-600 м пересыщены карбонатом кальция. С глубиной насыщенность вод кальцитом и арагонитом постепенно падает и на глубине более 35004000 м воды резко недонасыщены этим карбонатом [1].
Фации накопления карбонатов в морском бассейне определяются рельефом дна, глубиной и удаленностью зон седиментации от континента. В рельефе дна традиционно различают шельф, континентальный склон и океаническое ложе. По глубине в бассейне выделяются фациаль-ные зоны: литоральная (прибрежная при-ливно-отливная область шельфа), сублиторальная (основная площадь шельфа, под-
разделяющаяся на две части: внутреннюю, примыкающую к береговой линии, и внешнюю, граничащую с открытым морем), батиальная (располагающаяся большей частью на континентальном склоне) и абиссальная (наиболее глубоководная область моря-океана, соответствующая океаническому ложу). Батиметрия этих зон для шельфа характеризуется глубиной до 200 м, батиали - до 3000 м, абиссали -более 3000 м. Все выпавшие карбонатные осадки характеризуют большей частью сублиторальную и батиальную зоны и сохраняются на глубине не более 35004000 м. При осаждении на больших глубинах они не доходят до дна, растворяются из-за большого давления воды [1].
В генетическом выражении морские отложения представлены двумя типами осадков: терригенным (обломочно-гли-нистым), выносимым реками с континента, и биохемогенным (преимущественно карбонатным), образующимся in situ, внутри бассейна. Седиментация терригенных осадков происходит в литоральной и сублиторальной внутренней (крайне мелководной) зонах шельфа, осаждение карбонатов происходит, как уже упоминалось, в сублиторальной (на всей площади шельфа) и батиальной зонах. В докембрии и раннем палеозое ведущую роль в седиментогене-зе карбонатных осадков играл химический процесс. Осаждаясь в разной фациальной обстановке, эти образования проявляли себя характерными генетическими признаками. Так, для отложений, сформировавшихся в мелководной среде, типичны аэроморфная окраска, зараженность песча-но-глинистым материалом, пелитоморфная и микрозернистая структуры (примесь глинистого материала и оксидов железа препятствуют перекристаллизации осадка в катагенезе), волнистая и косоволнистая слойчатости. Глубоководным осадкам-породам свойственны гидроморфная окраска, хорошо выраженная кристаллическая структура, горизонтальная слойчатость.
С учетом этих признаков и факторов, влияющих на процесс осаждения известковых и магнезиальных осадков, рассмат-
ривается шесть схем фациальных рядов карбонатов двух основных морфологических типов морей (рис. 3).
Схема первая - бассейн мелководный с обширным пологим шельфом, без прив-носа или с весьма незначительным прив-носом речных вод. По существу - это бассейны платформенного типа. В таких бассейнах проявляются последовательно факторы: ф-6, ф-3, ф-5, в конечном счете, ф-2 и как результат на всей акватории моря осаждается доломит. В сублиторальной мелководной фации, развивающейся во внутренней зоне шельфа, доломиты будут аэроморфно окрашенные, пелитоморфные, запесоченные и глинистые. Постепенно, по мере удаления от берега, в них исчезает терригенная примесь, появляется гидро-морфная серая и темно-серая окраски, кристаллическая структура, могут присутствовать кремнистые конкреции, линзы и прослои. Такие доломиты представляют сублиторальную фацию внешней зоны шельфа или в отсутствии батиали (платформенные моря) - центральную, наиболее глубоководную область бассейна. Часто при смене окислительной обстановки на восстановительную на некотором удалении от литорали возникают онколитовые и строматолитовые образования, позволяющие выделить органогенную карбонатную фацию (рис. 3Д). Подобную схему представляют свиты: хушатайская, забитская (обогольский и шоглойский литоциклы), табинзуртинская в Окино-Китойском районе, шангулежская, тагульская, ипситская в Присаянском прогибе.
Схема вторая - бассейн мелководный с обширным пологим шельфом и увеличенным привносом речных вод. В таком бассейне на большей части акватории проявятся факторы, продуцирующие доломитовые осадки по первой схеме, и лишь во внутренней зоне шельфа, в мелководной фации, благодаря опреснению морской воды образуются известковые осадки (фактор ф-4, факторы ф-5 и ф-6 в данном случае большой роли не играют). Количество этих осадков и площадь распространения фации будут определяться
Т
zS
-Jl ...в.
ШЬЭ»®»
X771
ЕГГЗС
0 9 FH
10
IV
V
VI
T
ч ' г
ж^ж
А
т
т
л., , и.
у _ У
2
* я
и . и
Рис. 5. Фациальные ряды осадков разных схем (I-VI) и сложенные ими литоциклы
1-3 - фации литоральной области: 1 - песчаники, 2 - алевролиты, 3 - аргиллиты (сланцы); 4-7- фации сублиторальной области: 4 - доломиты внутренней зоны шельфа, 5 - доломиты внешней зоны шельфа, 6 - известняки внутренней зоны шельфа, 7 - известняки внешней зоны шельфа; 8 - известняки батиальной зоны; 9 - фосфатно-кремнистые образования; 10 - перерыв в осадконакоплении. В колонках литоциклов буквами обозначены трансгрессивная (Т) и
регрессивная (Р) серии осадков.
I
объемом поступающих пресных вод (рис. 3,П). По такой схеме развивались лито-циклы иркутной свиты в разрезах на водоразделе рек Зун-Холбо и Хойто-Улзыта в Окино-Китойском районе.
Схема третья - бассейн мелководный с обширным пологим шельфом и очень большим объемом привноса речных вод. Последнее обстоятельство понизит соленость всей толщи воды (фактор ф-4) и соответственно ее щелочность (фактор ф-1), что неизменно приведет к выпадению известковых осадков на всей акватории бассейна. Фации сублиторальные внутренней и внешней зон шельфа будут характеризоваться такими же признаками, как и в предыдущих случаях (рис. 3,Ш). Примером такой схемы является литоцикл ху-жиртайской свиты и все литоциклы иркут-ной свиты в разрезе по р. Самарта в Ильчирском синклинории.
Схема четвертая - бассейн глубоководный с пологим шельфом и батиальной зоной без привноса или с весьма незначительным привносом речных вод. Это часто встречаемая схема карбонатообра-зования, когда проявляются сублиторальные фации внутренней и внешней зон шельфа, выраженные доломитами (факторы ф-6, ф-3, ф-5, ф-2), и батиальная глубоководная фация, представленная известняками (фактор ф-1). В этой схеме на переходе сублиторали в батиаль в определенных условиях возникает еще одна фация, где образуются фосфатно-кремнистые осадки. Здесь, когда возникает апвеллинг, поднимающиеся из глубины воды, обогащенные фосфатом и кремнеземом, в поверхностных условиях становятся пересыщенными этими компонентами, что вызывает выпадение их в осадок. К этой зоне приурочены практически все месторождения фосфоритов Восточного Саяна и Северной Монголии. В бассейне фосфатные осадки (их водородный показатель седиментации 8,7-9,2) осаждаются всегда совместно с доломитом (рис. 3,ГУ). Представителями данной схемы карбонатообразо-вания являются забитская свита - хорев-ский, ухагольский и обогольский лито-
циклы (на Ухагольском месторождении фосфоритов), все литоциклы иркутной и дибинской свит (в истоках правых притоков р. Урда-Боксон - руч. Шерендете и Ондольтой) и большинство литоциклов нижнекембрийских отложений на Бурен-ханском и Хубсугульском месторождениях фосфоритов в Северной Монголии.
Схема пятая - бассейн глубоководный с пологим шельфом и батиальной зоной и увеличенным привносом речных вод. Почти во всем эта схема карбонатного седиментогенеза соответствует предыдущей схеме, но, в отличие от нее, здесь сублиторальная мелководная фация внутренней зоны шельфа благодаря фактору ф-4 представлена известковыми осадками (рис. 3,У). Такой ряд фаций наблюдается в нижних литоциклах на Буренханском и Хубсугульском месторождениях фосфоритов.
Схема шестая - бассейн глубоководный с пологим шельфом и батиальной зоной и очень большим объемом привноса речных вод. На шельфе в данном случае проявляется фактор ф-4, в батиальной зоне - фактор ф-1, на всей акватории бассейна образуются и осаждаются известковые осадки. Фации определяются по генетическим признакам пород (рис. 3^Г). Подобная картина наблюдается в сархойской и мангатгольской свитах, представленных одним литоциклом -отложениями, образовавшимися в морях активных окраин.
Представленные схемы фациальных рядов в рамках осадочных циклов позволяют ориентироваться в стратификации осадочных толщ, прослеживать изменение рядов фаций в пространстве и, главное, определять продуктивные фации и их позиции в латеральном ряду. Так, фосфориты, образуясь в зоне апвелинга, находятся в крайне удаленной от континента фации шельфа в ассоциации с силицитами и доломитами. В разрезе литоцикла они повторяются дважды, на трансгрессивной и регрессивной стадиях развития цикла. Но, что характерно, промышленные скопления этих руд на большинстве место-
рождений формировались на регрессивной стадии седиментогенеза.
Для марганцевых минералов осаждение их определяется значениями рН 7,5-8,0 (манганит) и 8,0-9,7 (родохрозит), что позволяет им соосаждаться с кальцитом и доломитом. На Ухагольском месторождении фосфоритов в разрезе ухагольского лито-цикла забитской свиты Мп-носные осадки отмечены в трангрессивном гемилитоцик-ле в фосфатоносных доломитах. Фациаль-но их позиция отвечает сублиторальной внешней зоне шельфа. В Присаянском прогибе железо-марганцевые руды формировались также на трансгрессивной стадии осадочного цикла тагульской свиты, но ближе к континенту, во внутренней зоне шельфа, в ассоциации с алевролитами и доломитами [8].
Кремнистые осадки, как и фосфориты, образуются в зоне апвелинга, значительно чаще последних и с разной продуктивностью. Как правило, они выражены зернами, пятнами, конкрециями, линзами, тонкими слойками и очень редко слоями. В Окинском синклинории, в бассейне верхнего течения р. Ока, в нижнем литоцикле иркутной свиты кремнистые породы образуют мощный (до 600 м) горизонт протяженностью несколько километров.
В заключение рассмотрим картину образования фациальных рядов карбонатных отложений иркутной свиты. В разрезах в истоках правых притоков р. Урда-Боксон все литоциклы свиты представлены четвертой схемой, где проявляются мелководная фация шельфа, выраженная доломитами, и глубоководная фация шельфа или батиали, сложенная известняками. Акватория седиментации осадков этой схемы отвечает достаточно удаленной от континента зоне бассейна. Северо-восточнее, в разрезах на водоразделе рек Зун-Холбо и Хойто-Улзыта все литоциклы свиты выражены второй схемой, характеризующейся известняками мелководной внутренней зоны и доломитами внешней зоны шельфа. Глубоководные известняки здесь отсутствуют. Фации этой схемы по отно-
шению к предыдущей представляют зону акватории, приближенную к континенту. И, наконец, юго-восточнее, в разрезах по р. Самарта карбонатные отложения всех ли-тоциклов свиты состоят из одних известняков, образующих третью схему фаций. Известковые осадки, сменяя песчаные и глинистые, отлагались здесь в мелководной внутренней зоне шельфа, на акватории, прилегающей к континенту.
Сопоставление этих схем показывает, что карбонатные отложения иркутной свиты формировались на разных участках древнего бассейна - наиболее удаленном от континента в разрезах правых притоков р. Урда-Боксон и максимально приближенным к нему в разрезах по р. Самарта. Континент, как следует из этого, располагался на юго-востоке Ильчирской структуры.
Библиографический список
1. Алекин О.А., Ляхин Ю.И. Химия океана. - Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 343 с.
2. Баженова О.К., Бурлин Ю.К., Соколов В.Е., Хаин В.Е. Геология и геохимия нефти и газа. - М.: Недра, 1993. - 315 с.
3. Давыдов Ю.В. Рифейские карбонатные отложения юго-востока Сибирской платформы и ее обрамления. - Новосибирск: Наука, 1975. - 108 с.
4. Зеленов К.К. Доломиты нижнекембрийских отложений северного склона Алданского массива //Типы доломитовых пород и их генезис. - М.: Изд-во АН СССР, 1956. - С. 28-51.
5. Королюк И.К. Доломитовые породы ленского яруса кембрия Иркутского амфитеатра //Типы доломитовых пород и их генезис. - М.: Изд-во АН СССР, 1956. -С. 51-74.
6. Нечипоренко Г.О., Бондаренко Г.П. Условия образования морских карбонатов. - М.: Наука, 1988. - 133 с.
7. Сапожников Д.Г. Известняково-доломитовый ил озера Балхаш //Докл. АН СССР, 1942. - Т. 36, № 4-5. - С. 167-170.
8. Семейкин И.Н. К вопросу об источнике марганца в рифейских отложениях Восточного Присаянья (Уватское рудное
поле) //Известия Сибирского отделения секции наук о Земле РАЕН. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2005. - Вып. 2 (28). - С. 1829.
9. Семейкин И.Н., Дольник Т.А., Ти-торенко Т.Н. Циклическая стратиграфия и рудоносность рифей-палеозойских отложений Окино-Китойского района (Восточный Саян). Ч. 1 : Окинский район //Известия Сибирского отделения секции наук о Земле РАЕН. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2006. - Вып. 3 (29). - С. 84-104.
10. Семейкин И.Н., Дольник Т.А., Ти-торенко Т.Н. Циклическая стратиграфия и рудоносность рифей-палеозойских отложе рифей-палеозойских отложений Окино-Китойского района (Восточный Саян). Ч. 2: Китойский район //Известия Сибирского отделения секции наук о Земле РАЕН. - Иркутск: Изд-во ИрГТУ, 2007. -Вып. 4 (30). - С. 46-56.
11. Страхов Н.М. Известково-доломи-товые фации современных и древних во-
доемов. - М.: Изд-во АН СССР, 1951. -370 с.
12. Страхов Н.М. О типах и генезисе доломитовых пород (состояние знаний) //Типы доломитовых пород и их генезис. -М.: Изд-во АН СССР, 1956. - С. 3-48.
13. Страхов Н.М. Основы теории литогенеза. - М.: Изд-во АН СССР, 1962. -Т.1. - 212 с.
14. Уилсон Дж. Л. Карбонатные фации в геологической истории. - М.: Недра, 1980. - 454 с.
15. Унифицированные методы анализа вод (под ред. Ю.Ю. Лурье). - М.: Изд-во Химия, 1971. - 374 с.
16. Фридмен Дж. М., Сендерс Дж. И. Генезис и распространение доломитов // Карбонатные породы. - М.: Мир, 1970. -С. 249-320.
17. Холодов В.Н. Проблемы доломито-образования на современном уровне развития литологии // Эволюция карбонато-накопления в истории Земли. - М.: Наука, 1988. - С. 3-23.
Рецензент кандидат геолого-минералогических наук, ведущий научный отрудник Института геохимии СО РАН А.С. Мехоношин
