CC BY
92
ФОРМАЦИИ И ПАЛЕОДИНАМИКА ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ
Д. г.-м. н. Д. г.-м. н. К. г.-м. н.
А. И. Елисеев А. И. Антошкина В. А. Салдин
Развитие формационного анализа относится к числу выдающихся открытий и обобщений в геологической науке двадцатого столетия (Щеглов, 1998). Еще недавно занятие формациями было очень популярно, если не сказать — модно. Однако в последнее время наступило некоторое ослабление интереса к формациям. Так, Ю. Г. Леонов пишет: “В настоящее время формационный анализ как направление теоретической геологии себя в основном исчерпал” (1995, с. 21). Одним словом, у некоторых геологов возникло разочарование в формационном анализе.
В учении о формациях существует несколько направлений. Объясняется это тем, что ими занимаются специалисты различных геологических наук, которые ставят разные задачи в своих исследованиях. Обычно литоло-ги и петрографы рассматривают формации как итог своих исследований, тектонисты и специалисты по полезным ископаемым — как инструмент для палеотектонических реконструкций и поисков полезных ископаемых. В большинстве же случаев это учение развивается на стыке нескольких геологических наук. Как писал Н. С. Шат-ский, в нем соединяются и литологический, и стратиграфический, и тектонический подходы. Больше того, в каждой отдельной науке существуют различные направления в учении о формациях.
По-видимому, каждое направление имеет свои преимущества и свои недостатки. Напомним слова Н. М. Страхова: ‘ ’Вопрос о формациях принадлежит к числу основных в теории литогенеза. В этой области, как известно, существует великое разнообразие подходов и трактовок, которые, однако, выражены в общей декларативной форме, без детального анализа каких-либо конкретных объектов. А между тем настоятельной потребностью текущего момента является как раз работа над конкретными формациями, их описание, анализ, ибо только в такой конкретной работе
неизбежно выявляются плюсы и минусы отдельных направлений”.
Нами принято следующее определение осадочных формаций: “Осадочная формация — это парагенез пород или чаще ассоциаций пород, отличающийся своим составом и строением от смежных парагенезов и являющийся вещественным выражением определенной стадии развития крупной палео-тектонической зоны” (Елисеев, 1982).
В последние годы наблюдался некоторый спад в развитии учения о формациях. Одна из причин такого разочарования состоит в том, что термин формация стали применять не по назначению, а как синоним осадков или отложений. Работ по формациям много, но это только судя по названиям. Практически же многие работы рассматривают просто отложения, а отнюдь не формации.
Оценивая в целом современное состояние изученности осадочных формаций, приходится признать, что единого учения об осадочных формациях пока нет. Об этом свидетельствуют, в частности, существование различных направлений формационного анализа, десятки определений формаций. Учение о формации находится в стадии становления, идет накопление фактического материала. Однако в последнее время в связи с развитием бассейнового анализа вновь возник угасший было интерес к изучению формаций (Романовский, 1998).
Процессы заполнения осадочных бассейнов осадками непосредственно зависят от геодинамической позиции бассейна. С другой стороны, чисто литологические индикаторы геодинами-ческих режимов играют важную роль при региональных реконструкциях. И тот, и другой подходы входят в компетенцию самостоятельной науки, которую С. И. Романовский предложил назвать литогеодинамикой (1988, с. 10): “Литогеодинамика — наука, изучающая литологические индикаторы геоди-намического режима прошлого”.
Ранее предполагалось, что такими индикаторами могут быть характерные особенности пород. Однако одинаковые породы могут встречаться в различных обстановках. Поэтому такими индикаторами могут служить только формации, а для более глобальных построений — формационные ряды. “Следовательно, не отдельные типы пород и даже не индивидуальные виды формаций, а только генетически предопределенные латеральные и вертикальные ряды осадочных формаций могут служить надежными индикаторами при геодина-мических реконструкциях. Эти ряды должны устанавливаться не эмпирически (хотя на ранней стадии изучения конкретных бассейнов вполне допустим и такой подход), а выводиться из тектоно-седиментационных моделей осадочных бассейнов разных геодинамических типов” (Романовский,1998, с. 10—11).
Предметом наших исследований являются осадочные формации северовосточной пассивной континентальной окраины Восточно-Европейского континента в палеозое. Здесь эмпирически выделены латеральные и вертикальные формационные ряды. Латеральные — это шельфовый и батиальный ряды. Первый из них развит в Елецкой структурно-формационной зоне, второй — в Лемвинской.
Шельфовый ряд формаций охватывает отложения от позднего кембрия до ранней перми. В этом ряду трижды повторяется триада формаций: фалаховая (терригенная олигомиктовая), платамо-вая (карбонатная открытого шельфа) и калейдовая (карбонатная закрытого шельфа). Троекратное появление и смена формаций объясняются сменой па-леотектонического режима (поднятиями и опусканиями, трансгрессиями и регрессиями моря). Отсюда ясно, что эти формации выделены по литологотектоническому принципу. Литологически же одноименные формации могут в достаточной степени отличаться друг от друга. Отсюда возникает необходимость выделения литолого-текто-
нических семейств формаций, которые образуют такой ряд: семейство фалахо-вых, семейство платамовых и семейство калейдовых формаций.
Батиальный ряд образован закономерно сменяющими друг друга семействами палиноровых (алеврито-песча-но-глинистых), толеровых (известково-кремнисто-глинистых) и флишевых (гра-увакковых) формаций. Причем палино-ровые формации соответствуют начальному опусканию территории, то-леровые — времени максимального погружения, флишевые — заключительной инверсионной стадии.
В последнее время наибольшее внимание нами было уделено формациям и литологическим комплексам, которые являются наиболее яркими индикаторами смены режимов в палеодинамике бассейна. Были выбраны формации, которые отвечают переломным моментам в истории бассейна. Это основание рифтогенной фала-ховой верхнекембрийско-нижнеордо-викской формации, карбонатные верх-неордовикско-нижнедевонская и верх-невизейско-нижнеартинская формации и терригенная нижнепермская формация. Рассмотрим основные результаты этих исследований.
На контакте доуралид (рифейской карбонатной толщи) и уралид (нижнеордовикских кварцитопесчаников) на Северном Урале выявлено присутствие коры выветривания железисто-глиноземистого состава. С корой выветривания между аналогичными комплексами на Приполярном Урале связан ряд полезных ископаемых. Установленная кора выветривания имеет первостепенное значение для металлогенического прогнозирования на Северном Урале.
В истории палеозойского рифооб-разования (Антошкина, 2003) на северо-восточной окраине Восточно-Европейского континента развитие органогенных сооружений отражает четкий эволюционный тренд: фаза зарождения (карадокское время) быстро прогрессирует в зрелую (среднеашгиллско-праж-ское время), постепенно переходящую в фазу затухания (раннеэмско-раннеар-тинское время). Установленные три основных этапа палеозойского рифообра-зования на Печорском Урале соответствуют времени формирования калей-довой формации, завершающей генетический ряд формационной триады. Эти этапы имеют свои характерные экологические черты, различающиеся по
масштабам рифообразования, положению органогенных сооружений в палеобассейне и являющиеся реакцией каркасостроящих организмов на развитие Уральского палеоокеана, тектоническую эволюцию Печорской плиты и глобальные колебания уровня моря.
Верхнеордовикско-нижнедевонс-кая формация характеризуется чрезвычайно контрастным сочетанием литологических типов. Признаком, объединяющим такое седиментационное разнообразие в единую формацию, является интенсивное рифообразование на окраине шельфа, обусловленное, возможно, субдукционным погружением Палеоуральской окраины Восточно-Европейского кратона. Первые палеозойские рифы сформировались в позднем ашгилле на бровке шельфа и отражают стадию дифференциации между стабильными и тектонически активными структурными зонами Печорской плиты в результате пассивного рифтинга. В середине позднего ашгил-ла рифы были выведены на поверхность и эродированы, а затем в конце ашгил-ла были затоплены. Небольшие биогермы росли на отмелях открытой затопленной платформы. Рост рифов возобновился в конце аэрона — начале тели-чия (филиппъельское время) во время глобального падения уровня моря, когда, возможно, тектонические подвижки Печорской плиты способствовали образованию нового абриса платформы. Стали формироваться рифовые комплексы с системой рифов-бугров на окраине шельфа и склона и пэтч-рифов на границе зарифовой лагунной и литоральной зон. Резкое эвстатическое повышение уровня моря в теличии прервало рифообразование на окраине шельфа, тогда как биогермы и био-стромы продолжали развиваться в это время на внутреннем и внешнем шельфе. Устойчивое погружение края платформы на фоне сокращения Тимано-Североуральского морского бассейна привело к возобновлению роста рифов в устьдурнаюское время и к формированию рифового барьера на окраине шельфа в лудлове. Рост рифов был прерван резким обмелением в середине лудфордия и завершился накоплением мощных потоков рифового дебриса в отложениях континентального склона, что, возможно, было связано с образованием Еврамерийского палеоконтинента. Таким образом рост лудловских и в целом силурийских рифов закончился
в результате смены резкого падения уровня моря относительно резким его подъемом в конце лудлова на границе раннего и позднего лудфордия. Возрождению рифов в позднем лохкове способствовало падение уровня моря после пржидольско-лохковского затопления карбонатной платформы. Изолированность позднелохковских рифов, как и в позднем ашгиллии, было, вероятнее всего, связано с активизацией Печоро-Кол-винского палеорифта на границе силу-ра-девона. В пражское время в условиях субдукционного погружения континентальной окраины сформировалась самая мощная линейная барьерная рифовая система. Рост пражских рифов был первоначально кратковременно прерван на границе прагиена и эмса резким падением уровня моря. В раннем эмсе аккумулятивная органогенная седиментация постепенно подавляла биогермное карбонатонакопление. Окончательно рифообразование закон-
Шельфовый ряд формаций с распределением рифогенных образований
чилось в середине эмса после сильного обмеления и последующего резкого эвстатического повышения уровня моря и накопления тонких карбонатно-терригенных илов в позднем эмсе.
Формирование карбонатных геологических тел калейдовой формации укладывается в две основные литогеоди-намические модели: 1) для бассейнов с дифференциацией интенсивности погружения расчлененного шельфа, обрамленного рифами (платформа-шельф); 2) для бассейнов с интенсивно погружающейся слабо расчленённой рампой и мелкими органогенными постройками (платформа-рамп). Карадок-ско-раннеашгиллская платформа-рамп в результате проявления внутриплитно-го пассивного рифтинга преобразуется в кратковременную среднеашгилл-скую платформу-шельф с эвапоритово-карбонатной седиментацией и рифами на бровке. В условиях наиболее низкого стояния уровня моря в среднем аш-гиллии и позднем лохкове во впадинах накапливались мощные толщи сульфатов, в конце аэрона—раннем теличии (филиппъельское время) — сульфатнокарбонатные. В венлоке—раннем луд-фордии зарифовый шельф в целом характеризовался накоплением известняково-доломитовых толщ и увеличение карбонатной продукции платформы шло за счет клиноформ рифовых шлейфов на континентальном склоне и карбонатных клиноформ на перегибах внутреннего шельфа. В пражско-ранне-эмское время шельфовые впадины заполнялись конусами выноса озерноболотных и аллювиальных равнин, кар-бонатонакопление обособилось в узкой зоне окраины шельфа, где его объем компенсировался усиленной аградаци-ей рифовых барьеров и проградацией пририфовых клиноформ. Интенсивность субдукционного погружения замедлилась в эмсе, и рост карбонатной платформы-шельфа шел за счет проградации карбонатных отмелей окраины шельфа и клиноформ склона. В бассейнах платформ-рамп позднего ашгил-ла—аэрона, позднего теличия, позднего лудфордия—пржидолия, а также раннего и среднего лохкова формировались протяженные трансгрессивные тракты илово-биокластовых известняков с небольшими биостромами и биогермами на приподнятых участках внутреннего и внешнего шельфа. Карбонатная платформа в этих бассейнах наращивалась за счет проградации трансгрессив-
ных трактов и внутришельфовых терри-генно-карбонатных клиноформ. Направленность развития бассейна из платформы-шельфа в платформу-рампу и наоборот была в прямой зависимости от региональных тектонических событий.
Среди широко распространенных в Тимано-Североуральском регионе нижне-среднекаменноугольных известняковых брекчий установлены две группы — седиментационные и постседи-ментационные. В первой группе брекчий выделены обвальные, околорифо-вые брекчии обломочных потоков, во второй — собственно тектонические брекчии, тектонические брекчии с реликтами седиментационных брекчий и карстовые брекчии.
Установлено, что начало коллизии на севере Урала датируется ранним визе. Ее индикатором является образование кар-бонатно-терригенной и терригенной флишевых формаций в Лемвинской структурно-формационной зоне (райиз-ской, яйюской и кечьпельской свит). Их формирование происходило на стадии ликвидации периферической батиальной зоны пассивной окраины Восточно-Европейского континента вплоть до артин-ского века. Флишевые отложения общей мощностью 3500 м венчают палеозойский формационный ряд Лемвинской зоны. Вопрос о существовании более молодых молассовых мелководно-морских и континентальных отложений в этой зоне остается открытым.
В Елецкой структурно-формационной зоне (бывшем карбонатном шельфе), по данным наших исследований, коллизионный этап наступил только в артинское время. Именно тогда начинал закладываться Предуральский краевой прогиб, и его индикатором являются образования терригенного флиша (гусиная, косьинская и орловкинская свиты). Реконструкция предфлишевых седиментационных обстановок позволяет более полно понять некоторые особенности формирования краевого прогиба. Изучение характера пространственно-временных переходов среднекаменноугольных мелководно-морских отложений к артинским флишевым глубоководным на Приполярном и Северном Урале показало наличие четырех типов разрезов переходных отложений: восточно-щугерский, илычский, подче-ремский и западно-шугерский. Они отличаются составом, мощностью, условиями и временем образования. Выде-
ленные здесь типы разрезов переходных отложений, вероятнее всего, представляют латеральный профиль широтного направления до начала и на начальной стадии формирования краевого прогиба на севере Урала. Самая большая мощность (1500—2000 м) флишевой формации наблюдается там, где она залегает на наиболее восточных разрезах переходных отложений касимовско-сак-марского возраста (восточно-щугерско-го типа), представленных маломощными глинисто-известняковыми породами (сезымской, лосиноостровской и шер-кыртинской свитами). В строение флишевой формации выделено пять породных комплексов, среди которых резко преобладает микститово-аргиллитово-песчаниковый комплекс (песчаники граувакковые), интерпретируемый как парагенетическая ассоциация проксимальных турбидитов, отложений обломочных потоков, оползней и межрус-ловых отложений (Салдин, 2004). Наименьшая мощность (около 100 м) флишевой формации отмечается в самых западных выходах, где ее подстилают кремнисто-глинистые, часто спикуловые известняки сакмарско-артинского возраста (западно-щугерского типа). Также небольшая мощность флишевой формации наблюдается в разрезах центральной зоны, имеющих двучленное строение (илычского и подчеремского типов). Характерно сходство этих разрезов в нижней верхнекаменноугольно-сакмарской части, сложенной рифогенными известняками, тогда как в верхней части они различаются по составу и мощности. Верхняя часть, имеющая раннеартин-ский возраст, представлена маломощными (20—40 м) глинисто-известняковыми отложениями в разрезах илычского типа и глинисто-кремнистыми спикуловыми известняками мощностью 150—200 м в разрезах подчеремского типа. Спикуло-вые известняки этих разрезов имеют типичные признаки турбидитов и оползней. Они сменяются граувакками фли-шевой формации выше по разрезу и фа-циально по латерали. Разрезы подчерем-ского типа приурочены к западному борту зародившегося краевого прогиба, который морфологически собственно прогибом был только на начальной стадии своего развития. Глубоководный прогиб существовал в раннеартинское и частично в позднеартинское время. Таким образом, флишевая формация Предуральского прогиба сравнима по мощности с отложениями флиша Лем-
винской зоны, но формировалась на порядок быстрее. Такое различие было обусловлено прежде всего наличием разновозрастного и разнородного по литологическому составу ложа прогиба и тектоническим режимом.
Проведен сравнительно-формационный анализ палеозойских пассивных континентальных окраин западноуральского типа. Наибольшее сходство западно-уральская окраина имеет с западной пассивной окраиной СевероАмериканского континента. Здесь также выделяются карбонатная (шельфовая) и батиальная (сланцевая) зоны. В карбонатной зоне за период от позднего докембрия до раннего карбона, как и на северо-востоке Восточно-Европейского континента, выделяются три цикла осадконакопления, для которых харак-
терно закономерное чередование тер-ригенных олигомиктовых (фалаховых) формаций, карбонатных формаций открытого шельфа (платамовых) и закрытого шельфа (калейдовых). В сланцевой (батиальной) зоне Кордильер наблюдается совершенно иной формационный ряд, имеющий много общего с формационным рядом сланцевой (батиальной) зоны Урала. Ранней стадии развития этой зоны соответствует алеврито-песчано-глинистая (палиноровая) формация, зрелой стадии — кремнисто-глинистая (толеровая) и заключительной — флишевая формация. На обеих из них на шельфе максимум рифообразова-ния падает на силур и ранний девон, а наиболее мощные рудообразования баритов в сланцевой зоне проявились в девонских отложениях.
ЛИТЕРАТУРА 1. Антошкина А. И. Рифообразование в палеозое (на примере севера Урала и сопредельных территорий). Екатеринбург: УрО РАН, 2003. 303 с. 2. Елисеев А. И. Сравнительный формационный анализ ограничений платформ в палеозое. Сыктывкар, 1982. 56 с. (Научные доклады / АН СССР Коми филиал. Вып. 78). 3. Романовский С. И. Литогеодинамические основы классификации осадочных бассейнов // Литогео динамика и минерагения осадочных бассейнов. СПб.: ВСЕГЕИ, 1998. С. 9—118.
4. Салдин В. А. Позднепалеозойская флише-вая формация средней Печоры // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XIV Геологического съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар: Геопринт, 2004. С. 55—58.
5. Щеглов А. Д. Предисловие // Литогеоди-намика и минерагения осадочных бассейнов. СПб.: ВСЕГЕИ, 1998. С. 5—8.
ГЕОХИМИЯ УГЛЯ
Д. г.-м. н.
Я. Э. Юдович
Геохимией угля (“угольной геохимией”) мы с Мариной Петровной Кет-рис занимаемся уже, страшно сказать, 45 лет (хотя первые 5 лет, 1960—1965 гг., я, теперь уже непонятным мне самому образом, как-то обходился без неё...).
Нет, я боролся — я честно пытался “завязать”. После первых 25 лет занятий, я решил эффектно хлопнуть дверью и навсегда уйти из этой проклятой темы. Для этого я, по совету Н. П. Юшкина, написал научно-популярную книжку [4], пренаивно полагая, что подвел Окончательный Итог нашей деятельности в этой области. Написал, переключился на черные сланцы [15, 16, 20], потом на литохимию [13] и подумал — ну всё, слава Труду, с этими чертовыми углями наконец-то покончено.
Но не тут-то было! В конце 1960-х гг. на Западе (увы, не у нас — в стране, где в трудах А. Е. Ферсмана и В. А. Зиль-берминца как раз и зародилась угольная геохимия) мощно заявила о себе Экологическая Геохимия угля. Ценные редкие элементы в углях (такие, как ве, Ве, 8с, и) уже никого не волновали, а вот элементы токсичные, такие, как И£,
As, Se, F, V, Mn (да и те же Ве и U!), внезапно оказались в центре внимания многочисленных исследовательских коллективов. Достаточно сказать, что в США проблемами эмиссии ртути при углесжигании на ТЭС занимается сам Конгресс, а статьи о ртути публикуются даже в “New York Times”, т.е. эта тема весьма волнует широкие слои населения. Между тем отечественная угольная геохимия, когда-то самая передовая, оказалась в хвосте мирового процесса, совершенно неготовая к серьезному изучению экологических проблем.
Вот так неожиданно получилось, что, вопреки нашему желанию “завязать” с углями, с конца прошлого столетия (1999 г.) мы снова вернулись в угольную геохимию, поставив перед собой задачи тем более амбициозные, чем более они казались нереальными: (а) нагнать ушедший далеко вперед поезд мировой угольной геохимии, т. е. перелопатить огромный массив новой литературы, опубликованной после 1985 г. — года публикации нашей последней книги; (б) осмыслить всю эту информацию и сделать содержательные
выводы; (в) выполнить новые расчеты мировых угольных кларков — средних содержаний элементов-примесей в углях. Первый раз эта огромная работа была проделана Мариной Петровной в 1985 г. Стало очевидно, что по прошествии 15 лет, в Третьем Миллениуме, когда в литературу хлынули тысячи новых определений элементов-примесей в углях, угольные кларки нуждаются в пересмотре.
И лишь после выполнения этой необходимой работы, можно было идти вперед и заниматься разработкой проблем экологической геохимии углей. Итак,
Что было в прошлом веке?
А было построение законченного теоретического здания угольной геохимии в форме четырех монографий [2— 4, 16].
Виртуальные фракции неорганического вещества (НОВ) углей Важным моментом этой теории, ее “основной догмой” была концепция виртуальных (генетических) фракций неорганического вещества углей (НОВ) — “генетических классов золы”.
