CC BY
36
УДК 553,96:551.762(571.54)
Ю.Г. Цеховский1, О.В. Япаскурт2, И.Е. Стукалова3
СЕДИМЕНТОГЕНЕЗ В МЕЗОЗОЙСКО-КАЙНОЗОЙСКИХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ РИФТАХ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ
Изучены процессы континентального седиментогенеза в мезозойских рифтах Забайкалья и Монголии, а также в пределах кайнозойской Байкальской рифтовой зоны. Здесь установлен определенный набор вулканогенно-осадочных формаций, слагающих осадочный чехол, и своеобразных процессов седиментогенеза, что связано с особенностями экзогенных процессов (характерных для рифтовых структур), а также влиянием на осадконакопление глубинных (эндогенных или катагенетических) источников. Авторы предлагают выделять особый тип процессов седиментогенеза — рифтовый.
Ключевые слова: континентальные рифты, седиментогенез, экзогенные и глубинные процессы.
Processes of continental sedimentogenesis in Mesozoic rifts of Mongolia and Transbaikalian region as well as within the Cenozoic Baikalian rift zone have been investigated. A definite collection of volcanic-sedimentaryformations, which make up the sedimentary mantle, have been identified there and peculiar processes of sedimentogenesis were noted. This is associated with particular features of exogenetic processes (characteristic of rift structures) as well as with the influence of deep (endogenetic or catagenetic) sources on sedimentation. The authors propose to allocate a specific rift type of sedimentogenetic processes.
Key words: continental rifts, sedimentogenesis, exogenetic and deep processes.
Введение. Выявление закономерностей осадко-накопления в зонах континентального рифтогенеза и последующих постседиментационных преобразований формирующихся в них отложений имеет важное научное и практическое значение. К континентальным рифтам приурочены многие рудные и нерудные полезные ископаемые, а также значительные запасы углеводородов (угли, горючие сланцы, нефть и газ). В частности, в работе [Хаин, Соколов, 1993] отмечено, что для подавляющего числа континентальных риф-товых бассейнов характерны огромная (по сравнению с их площадью) нефтегазоносность и самая высокая удельная плотность запасов нефти, превышающая 10 млрд т/км3. Это объясняли возникновением здесь благоприятных условий для накопления мощных, обогащенных органическим веществом осадочных толщ и их интенсивным прогревом за счет повышенного теплового потока.
По данным А.Х.Г. Митчелла и Х.Г. Рединга [1990], а также С.И. Романовского [1998], основной фактор, определяющий смену обстановок осадконакопления в рифтовых впадинах (грабенах), — стадии медленного или быстрого погружения днищ этих структур. Однако механизм влияния тектонического фактора на осад-конакопление пока не раскрыт.
Цель нашей работы — выявление главных закономерностей континентального рифтового седимен-тогенеза. Объектами исследований служили мезозойские и кайнозойские отложения континентальных рифтов, расположенных в Центральной Азии (районы Забайкалья, Прибайкалья и Монголии). Среди них выделяется кайнозойская Байкальская рифтовая зона, развитие которой продолжается. Здесь можно наблюдать и изучать процессы рифтового осадконакопления.
Формационный анализ осадочного чехла в континентальных рифтах. В юрско-раннемеловое время многие регионы Забайкалья и Монголии были охвачены активным рифтогенезом. Здесь выделяется древняя Забайкальская рифтовая система [Писцов, 1982, 1986] или ее расширенный вариант, включающий прилегающие районы Монголии, и именуемая СевероМонгольская — Забайкальская рифтовая система [Воронцов, Ярмолюк, 2004]. Согласно Е.Е. Милановскому [1987], указанные рифтовые структуры являются частью Забайкальско-Восточномонгольско-Дунбэй-ской мегасистемы рифтов, дополнительно прослеженной и на севере Китая. Кроме того, В.С. Самойловым и М.М. Аракелянцем (1989) в Южной Монголии выделяется Северо-Гобийская рифтовая зона. Кайнозойская Байкальская рифтовая зона охарактеризована
1 Геологический институт РАН, лаборатория сравнительного анализа осадочных бассейнов, докт. геол.-минерал. н., вед. науч. с.; е-mail: tsekhovsky@mail.ru
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра литологии и морской геологии, докт. геол.-минерал. н., профессор, зав. кафедрой; е-mail: yapaskurt@geol.msu.ru
3 Геологический институт РАН, лаборатория сравнительного анализа осадочных бассейнов, канд. геол.-минерал. н., ст. науч. с.; е-mail: stukalova@ginras.ru
в публикациях Н.А. Логачева [1968, 1974],
H.В. Лукиной [1988] и других авторов.
В пределах рассматриваемой территории рифтовые впадины представляют собой линейно вытянутые на сотни километров цепочки удлиненных односторонних или двухсторонних грабенов, приуроченных к зонам глубинных разломов. Обычно грабены разделены трансфорными перемычками или, напротив, сливаясь между собой, образуют крупные депрессии — грабенсинклинали.
Для примера на рис. 1 показано расположение рифтовых впадин на территории Западного Забайкалья и Прибайкалья. Здесь они имеют длину несколько десятков и сотен километров и ширину до 80 км. Мощность осадочного чехла составляет
I,5—5 км. Наиболее крупная из них (длина по осевой линии до 680 км) кайнозойская Байкальская впадина. Удлиненные мезозойские и кайнозойские впадины как в древних, так и в современных ландшафтах обычно использовались речной сетью, нередко с многочисленными подпрудными озерами и болотами.
В публикациях Н.А. Логачева [1968, 1974], М.С. Нагибиной (1995) и других авторов отмечается, что в разрезах рифтовых впадин широко развиты грубообломочные породы, поэтому заполняющие их осадочные толщи в большинстве случаев относили к семейству орогенных моласс. Однако позже было установлено [Цеховский, 2013], что молассы имеют здесь ограниченное развитие и встречаются лишь в низах юры и в верхнеплиоценовых—четвертичных отложениях. В основном же в строении мезозойских и кайнозойских разрезов доминируют формации, которые образовались в грабенах среди холмистого равнинного рельефа. При этом широкое развитие в них олистостромовых грубообломочных комплексов пород (фации коллювия и делювия) связано не с горным рельефом в областях денудации, а обусловлено разрушением пород фундамента, слагающих высокие и крутые прибортовые уступы грабенов.
В осадочном чехле континентальных рифтовых впадин выделяется 4 формации [Цеховский, 2012, 2013], к ним относятся равнинные фэновые формации (рис. 2, а, б) и орогенные молассы (рис. 2, в, г). Первые образуются при стабилизации тектонических движений и выравнивании рельефа при гумидном (а) или аридном (б) климате, вторые возникают в эпохи орогенеза в областях с гумидным (в) и аридным (г) климатом.
Для гумидной равнинной фэновой формации (рис. 2, а) характерно преобладание тонкообломочных углистых или угленосных аллювиальных (пойменных), а также озерно-болотных отложений, местами содержащих горючие сланцы. Они приурочены к осевым
Рис. 1. Схема размещения рифтовых впадин в Западном Забайкалье и Прибайкалье, по [Логачев и др., 1974]: 1—2 — рифтовые впадины: 1 — мезозойские, 2 — кайнозойские Байкальской рифтовой зоны; 3 — крупные кайнозойские разломы
участкам грабенов. Вдоль прибортовых уступов их сменяют сероцветные глыбово-щебнистые коллювиаль-но-делювиальные отложения. Характерно появление мощных (от 10-15 до 50-70 м) залежей углей в осевых участках впадин.
В аридной фэновой формации (рис. 2, б) грубо-обломочные коллювиально-делювиально-пролювиаль-ные отложения, развитые у подножий прибортовых уступов, имеют красную окраску. В осевых частях грабенов они замещаются зеленоцветно-сероцветными тонкотерригенными озерными отложениями с прослоями мергелей, известняков или доломитов. Здесь широко развиты горючие сланцы, маломощные линзы или прослои гумито-сапропелитовых углей встречаются редко.
При образовании фэновых формаций в равнинных ландшафтах с небольшой силой водных потоков грубые обломки (глыбы, щебень, дресва), накапливающиеся у прибортовых уступов грабенов, не транспортировались и оставались неокатанными и несортированными. В начальную стадию их образования нередко возникали узкие щелевые грабены (шириной в несколько десятков — сотен метров или километров), где развиты лишь грубообломочные комплексы пород.
Строение рифтовых орогенных моласс, как гумид-ных (сероцветных), так и аридных (красноцветных), приведено на рис. 2, в, г. В этих формациях грубооб-ломочные отложения приурочены не только к фациям коллювия, делювия или пролювия, развитым вдоль прибортовых уступов грабенов, но и широко пред-
Ша
о ^ А Г^ - ^
ДА^АА
*
^ о о
^даААД
б в
ставлены в их осевых частях, где слагают русловые фации горного аллювия. Обильный привнос в грабены терригенного материала из горных областей денудации подавлял накопление в молассах органогенно-хемогенных пород (угли, горючие сланцы, мергели, известняки).
Выявлен разнообразный набор мезозойско-кай-нозойских формаций (рис. 3) в рифтовых и внерифто-вых впадинах Азии [Цеховский, 2012]. За пределами зон рифтогенеза при активизации тектонических движений накапливались обогащенные грубым материалом молассовые формации, различающиеся по строению и составу в областях с гумидным и аридным климатом (рис. 3, I, II, V, VI). При стабилизации тектонических движений и выравнивании рельефа они сменялись тонкообломочными песчано-алевритово-глинистыми парагенезами (рис. 3, III, VII). С эпохами тектонического покоя и формирования пенеплена связано появление формаций коры выветривания (рис. 3, IV, VIII).
В осадочном чехле рифтовых впадин толщи гру-бообломочных пород широко представлены как в оро-генных молассах (рис. 3, IX, XI), так и в равнинных фэновых (рис. 3, X, XI) формациях. При этом форма-
ГоГЛз
КаЗ4
| АА |5 | До |б |о о о\7
Рис. 2. Схемы строения равнинных фэновых формаций (а, б) и орогенных моласс (в, г) в мезозойско-кайнозойских рифтовых грабенах Забайкалья, Прибайкалья и Гобийского Алтая для областей с гумидным (а, в) и аридным (б, г) климатом: 1 — брекчии с глыбами; 2 — брекчии с глыбами и валунами; 3 — конгломераты с валунами; 4 — брекчии с включениями валунов и линзами конгломератов; 5 — брекчии; 6 — переслаивание брекчий и конгломератов; 7 — конгломераты; 8 — песчаники, часто с линзами гравелитов; 9 — глины песчанистые с включениями дресвы и щебня, с линзами брекчий и конгломератов; 10 — глины; 11 — глины сланцеватые, углеродистые, местами содержащие горючие сланцы; 12 — мергели; 13 — известняки, реже доломиты; 14 — линзы известковистых или доломитовых травертинов; 15 — угольные пласты; 16 — маломощные линзы или прослои гумито-сапропелитовых углей; 17 — вулканиты; 18 — породы фундамента
ЕЕЗ™ Г^Ь ' (12 I' ' гт|13 | ЯЯЦ14
ГШ16
17
I + + |18
ции коры выветривания здесь совсем не встречаются.
Имеется ряд других признаков, характерных для рифтовых парагенезов. Так, в грубообломочных олистостромах (представленных фациями коллювия, делювия и пролювия, которые приурочены к подножиям прибортовых уступов грабенов) часто встречаются крупные глыбы (размер в поперечнике 1—3 м) — гигантобрекчии. Наличие прибортовых олистостромов с гигантобрекчиями (рис. 4, а, б) — один из важных признаков рифтовых отложений.
К особенностям рифтовых парагенезов относится высокая угленасыщенность разрезов гумидных фэновых формаций, а также появление мощных и сверхмощных пластов углей. В эпохи выравнивания денудационного рельефа устойчивое погружение днищ рифтовых грабенов, а также небольшой объем привносимого терригенного материала не подавляли накопление здесь углеродистых отложений. При этом в осевых частях депрессий (за пределами шлейфа грубообломочных пород, опоясывающих прибортовые уступы грабенов) существовали участки, где прогибание днищ грабенов длительное время компенсировалось лишь накоплением углеродистых отложений. Поэтому в мезозойских рифтовых впадинах Забайкалья и Северной Монголии мощность пластов бурых или каменных углей достигает 50—70 м. Для их образования, по данным [Жемчужников, Гинзбург, 1960; Седлецкий, 2013], требовалась гигантская мощность исходных торфяников (не менее 1000—1500 м).
Еще один признак континентальных рифтовых формаций — присутствие пластов или линз терриген-ных пород, источником обломков которых служили осадочные породы самой формации, например линза нижнемеловых дресвяно-песчаных пород в холболь-джинской свите (рис. 4, г). Здесь в эндоолистостроме вместе с хаотично расположенными мелкими обломками бурых углей присутствует примесь зерен кварца.
ВНЕРИФТОВЫЕ КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИИ
ОБЛАСТИ С ГУМ1ЩНЫМ КЛИМАТОМ
ОБЛАСТИ С АРИДНЫМ КЛИМАТОМ
РИФТОВЫЕ КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ОСАДОЧНЫЕ ФОРМАЦИИ
ОБЛАСТИ ОБЛАСТИ
С ГУМИДНЫМ КЛИМАТОМ с АРИДНЫМ КЛИМАТОМ
IX
¿^Д ••••••• •
оооооооо
• • • •
дд
^Д оооооооо
• • • •
дд
оооооооо
хп
~ -ь ~ ~ Кл*/ . ■-.-.-.
К < II II II II II
tiA*
^ LU „LP
il il il и
Ьд*\= = = = Ьд>
XI
Д A * •
^Д *oooooo +
4- 5jc
ДД*
ЬкД 4-0 0 0 4-00*
)|c -f-
Д Д + « « • )j( •
ЬдЖ00000+0
Hi ШЫ2 [^3 04 ЕИ^ЕЗб EU7 08 09
0101Й 19^E]2Q^] 2^ХП| 22
1Q
И
11
12
]13
14
Н15И
16
Рис. 3. Схемы строения внерифтовых (1—УШ) и рифтовых (1Х—Х11) формаций, по [Цеховский, 2012]: 1 — эффузивы; 2 — глыбово-брекчиевые хаотические комплексы; 3 — брекчии; 4 — конгломераты, валунные конгломераты; 5 — песчаники; 6 — алевролиты; 7 — глины; 8 — тонкослоистые углеродистые глины («бумажные сланцы»); 9 — угольные пласты небольшой мощности; 10 — угольные пласты, включая мощные залежи; 11 — бокситы; 12 — известняки или мергели; 13 — доломиты; 14 — соли (глауберитовые, галитовые) или гипсы; 15 — линзы травертинов; аутигенные минералы в форме стяжений, конкреций или цемента в обломочных породах: 16 — пирит, марказит или сидерит; 17 — железисто-кальциевые карбонаты или сидерит; 18 — опал или халцедон; 19 — гематит или гематит с гёти-том; 20 — кальцит или доломит; 21 — гипс; 22 — красная окраска пород; 23 — 1—Х11 — наименование формаций: I — сероцветная, гру-бообломочная; II — песчано-алевритовая, углисто-сидерит-колчеданная; III — алевритово-глинистая, железисто-карбонатная; IV — красноцветно-пестроцветная, глинистая, гематит-каолиновая (кварц-каолиновая и каолинит-бокситовая); V — красноцветная, грубообломочная карбонатная; VI — красноцветная, песчано-глинистая, карбонатная; VII — зеленоцветная, алевритово-глинистая, сульфат-карбонатная; VIII — красноцветно-пестроцветная, глинистая (монтмориллонитовая), кремнисто-сульфат-карбонатная; IX — орогенная сероцветная моласса; X — равнинная, фэновая, угленосно-терригенная; XI — орогенная красноцветная моласса; XII — равнинная, фэновая, красноцветно-пестроцветная, карбонатно-терригенная
Схема образования эндоолистостромы в холь-боджинской свите приведена на рис. 5 а, б. Сначала за пределами шлейфа олистостромовых прибортовых грубообломочных пород формировались пласты углей (а), затем при ступенчатом блоковом опускании участков грабена в возникшем уступе происходило разрушение угленосных пород и накопление их обломков у его подножия (б). Состав обломков оли-стостром изменяется в зависимости от набора пород формации. Например, в неогеновых отложениях Байкальской впадины эти обломки (от дресвы до глыб) представлены глинами, которые погружены в песчаный матрикс [Цеховский, 2013].
Кроме того, важный индикатор рифтовых отложений — присутствие пород, образовавшихся с участием глубинных процессов.
Роль глубинных процессов в рифтовом осадконакоп-лении. Высокая проницаемость пород рифтовых зон с многочисленными разломами активизирует поступление к поверхности магматических расплавов и газожидких флюидов. В результате исследований установлен заметный вклад различных глубинных источников (эндогенных или катагенетических) в осадконакопле-ние и образование пород континентальных рифтовых формаций.
Известно, что в зонах рифтогенеза широко представлены продукты преимущественно базальтового вул-
Рис. 4. Индикаторы рифтовых отложений: а, б — прибортовые олистостромовые гигантобрекчии в фэновых формациях: а — сероцвет-ные, в областях с гумидным палеоклиматом (нижний мел, сотниковская свита, Иволгинско-Удинская впадина, Западное Забайкалье); б — красноцветные, в областях с аридным палеоклиматом (нижний мел, манлайская свита, Шавгатская впадина, Гобийский Алтай); в — мощный (20 м) угольный пласт в уступе карьера (месторождение Саган-Нур, средняя юра, тугнуйская свита, Западное Забайкалье); г — дресвяно-песчаная порода с обломками углей (участок Байн-Зурхе, нижний мел, холбольджинская свита, Гусиноозерская впадина,
Западное Забайкалье)
канизма. Характеристике продуктов мезозойского и кайнозойского вулканизма и выяснению их взаимоотношений с осадочными породами на рассматриваемой территории посвящены публикации В.М. Конивца, Н.А. Логачева, М.С. Нагибиной, В.С. Самойлова, А.А. Воронцова, В.В. Ярмолюка, В.Ф. Шувалова, Е.В. Девяткина и др. Вулканиты часто имеют повышенную щелочность и представлены преимущественно трахибазальтами, трахиандезибазальтами, базальтами, реже трахириолитами и трахидацитами. Отмечена разная степень насыщения вулканитами мезозойских и кайнозойских разрезов [Цеховский, 2013]. В большинстве случаев вулканиты развиты локально, но иногда их роль возрастает и они слагают до половины объема (и более) некоторых свит.
Установлено пульсационное, многостадийное проявление вулканических процессов с периодами их усиления и ослабления, а иногда и полного прекращения (как, например, в настоящее время в Байкальской рифтовой зоне). При этом продукты вулканизма фиксируются не только в разрезах рифтовых впадин, но нередко прослеживаются за их пределами, где в форме
покровов залегают на породах фундамента и занимают большую площадь. В кайнозойской геологической истории Байкальской рифтовой зоны вулканиты накапливались преимущественно за пределами рифто-вых впадин — на плечах сводового поднятия [Логачев и др., 1983]. Исключение составляет Тункинская впадина, где базальты переслаиваются с осадочными породами.
Влияние вулканизма на осадконакопление проявлялось следующим образом. Поступление в мезозойские рифтовые области аккумуляции пепловых частиц (легко разлагающихся на суше и на дне водоемов и служащих удобрением для наземных растений или дополнительным поставщиком биофильных соединений в озерах) из очагов вулканизма усиливало образование углеродистых отложений и формирование углей и горючих сланцев. При усилении вулканизма повышается насыщенность атмосферы выделяющимся из недр Земли углекислым газом, что, по данным А.Б. Ронова [1976], активизирует накопление планктона в водоемах и способствует образованию горючих сланцев.
+ + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + +
/А д А д А д
|| 5
ГГТ16 Ш/
Рис. 5. Схемы образования олистостромы (а) и эндоолитостромы (б): 1 — бурые угли; 2 — глины и алевролиты, 3 — песчаники; 4 — оли-
стострома; 5 — эндоолистострома; 6 — породы фундамента; 7 — разломы
1
ЕВз
ШЖ4
а
В рифтовых впадинах источником поступающих соединений служили не только окружающие области денудации и прибортовые уступы грабенов, но и активно разгружающиеся здесь глубинные газожидкие флюиды, имеющие эндогенное или катагенетическое происхождение. Современные гидротермы изучены в Байкальской рифтовой зоне [Ломоносов, 1974; Геохимическая..., 2011], где на поверхности и в скважинах насчитывается более 600 их источников. Формированию гидротерм способствует повышенный тепловой поток, средние значения которого в 1,5—2 раза выше, чем в областях, окружающих рифтовые впадины [Хуторской, 1996].
Здесь выделяются холодные, теплые и горячие глубинные восходящие воды с температурой 2,3—84 °С (в наземных источниках) и до 100 °С (в скважинах) и значениями рН 6,2—10,6; воды пресные или соленые гидрокарбонатные, сульфатные или хлоридные. В зависимости от преобладающего состава газов они подразделяются на азотные, углекислые и метановые [Ломоносов, 1974]. Минерализация терм изменяется от 0,2 до 8,0 г/л. В ряде источников установлена высокая фтороносность вод (1,6—26,4 мг/л), а также их насыщение кремнием, стронцием, литием [Замана, 2000]. Концентрация кремниевой кислоты в водах достигает 200 мг/дм3.
На флангах Байкальской рифтовой зоны (в пределах Витимского плоскогорья) установлены щелочные содовые гидротермы, появление которых связывают с выщелачиванием широко развитых в зонах рифтогенеза щелочных и умереннощелочных базальтов [Перельман, Самонов, 1986]. Гидротермы обеднены подвижными формами кальция и железа, но характеризуются высоким содержанием Si и № и повышенным В, Б, ^ Мо и других элементов.
Большинство геологов считают, что метеорные воды питают глубинные гидротермальные системы, однако предполагается и возможность существования ювенильного источника части их [Диденков и
др., 2006]. При этом пресный состав байкальских вод (среднее значение минерализации которых ниже, чем у воды рек, впадающих в Байкал) связывают с их генерацией из восходящего углеводородного мантийного флюида. Содержащиеся в нем кислородсодержащие углеводороды (С17—С20) в процессе восхождения сначала преобразуются во флюид, состоящий из СН, Н2О и СО2, а затем — после снижения температуры — в пресный водный раствор, насыщенный углекислотой и метаном. Отмечено, что это один из важнейших процессов, обеспечивающих сохранение уникального и стабильного состава пресных вод Байкала.
В Байкальской рифтовой зоне с разгрузкой гидротерм связано образование широко развитых здесь кальцитовых, кальцит-арагонитовых и доломитовых травертинов, иногда содержащих прослои кремнистых гейзеритов [Плюснин и др., 2000; Татаринов и др., 2006; Геохимическая., 2011]. Они залегают на четвертичных аллювиальных отложениях и образуют купола или покровы высотой несколько метров и протяженностью до 1 км, причем нередко их формирование еще продолжается. К разновидности травер-тинов относят и подстилающие четвертичные терри-генные отложения, а также дезинтегрированные породы фундамента (пегматиты, сланцы), карбона-тизированные вследствие циркуляции восходящих углекислых растворов. Они образуют горизонтальные тела (100—200 м) или штокверки (10—30 м и более) и нередко содержат выделения сажистых сапропелитов [Татаринов и др., 2006].
В начале образования травертинов они представляли собой бактериальные маты, в которых происходило накопление карбонатных минералов. В четвертичных отложениях их карбонатизация (с возникновением карбонатных корок обрастания обломков) сопровождалась появлением линз (0,2x1,5 м) черных сажистых сапропелитов с содержанием Сорг = 10^ 15%. В карбо-натизированных породах фундамента сажистое угле-
родистое вещество образует многочисленные вкрапления, жилы и прожилки.
Отмечают два основных способа образования карбонатов в травертинах [Плюснин и др., 2000]: в результате декомпрессии углекислого газа из холодных или теплых углекислых растворов (с температурой от 7 до 44 °С), пересыщенных карбонатами при их выходе на поверхность, а также из горячих (Т > 73 °С) азотных терм вследствие жизнедеятельности микроорганизмов. Эуобактерии отлагали в своих клетках кристаллы СаСО3, MgCO3, SiO2, в синезеленых водорослях (цианобактериях) кальцит образует инкрустированные корки на их поверхности.
Однако доказано, что и хемогенное образование травертинов не обходилось без участия микроорганизмов [Татаринов и др., 2006; Геохимическая..., 2011]. Вследствие их жизнедеятельности менялись компонентный состав и щелочность (до рН > 8) термальных вод, что приводило к осаждению карбонатов. С бактериальной деятельностью связывают также появление глинисто-кальцитовых или кремнисто-кальцитовых прослоев или корок в травертинах и образование кремнистых гейзеритов (в местах разгрузки насыщенных кремнеземом термальных вод).
В изученных мезозойско-кайнозойских рифтах травертины — представители продуктов гидротермально-осадочного седиментогенеза. По данным работ [Татаринов и др., 2006; Геохимическая., 2011; Цеховский, 2013], они установлены во всех типах развитых здесь формаций (рис. 2). Однако большинство исследователей ранее относили их к осадочным карбонатным отложениям.
В оз. Байкал также отмечено влияние гидротерм на процессы осадконакопления. При этом на дне озера (в местах разгрузки гидротерм) возникают грязевые вулканы и грифоны, а на его поверхности весной (при сокращении мощности зимнего ледового покрова) появляются многочисленные пропарины и полыньи [Сизых и др., 2004]. С этим же процессом связывают появление на поверхности озера пятен нефти, а иногда и выбросов озокерита. Предполагается, что поступление в озеро с термальным водами глубинного кремнезема влияет на его биопродуктивность [Сывороткин, 2002]. В частности, биомасса озерного диатомового фитопланктона периодически (через 2—3 года) возрастает в сотни и тысячи раз, что связывают с циклами усиления или ослабления гидротермальной деятельности. В местах разгрузки термальных вод и выделений метана осадки обогащаются соединениями железа, фосфора и марганца [Злобина, 2012], количество которых увеличивается в 2, 3, 4 раза соответственно.
Поступление элементов в рифтовые впадины с глубинными термальными водами объясняет появление здесь в современных отложениях (область гу-мидного литогенеза) минералов, которые характерны для осадков аридной климатической зоны. К их числу относятся не только доломитовые травертины, но и выделения в илах мирабилита, галита, ангидрита и гипса [Геохимическая., 2011; Злобина, 2012].
Для рифтовых систем характерен большой объем разгрузки глубинных газовых флюидов (преимущественно углекислых, метановых, азотных или водородных), что отражено в материалах многих конференций и симпозиумов за 2000—2013 гг., посвященных проблеме дегазации Земли. При этом поступление газовых флюидов происходит не только в зонах проявления вулканизма и гидротерм, но и за их пределами. В частности, при бурении скважин в Байкальской впадине вследствие высокого давления газа неоднократно наблюдалось «вскипание» бурового раствора и самопроизвольное поднятие бурового инструмента [Сизых и др., 2004], а в одной из скважин газовым потоком он был выброшен на поверхность с глубины 140 м.
На дне оз. Байкал в местах разгрузки газово-жидких флюидов образуются отмеченные выше газовые вулканы или грифоны и возникают крупные газовые скопления, например крупное месторождение метановых газогидратов в придонном слое озера [Голубев, 2007]. Залежь имеет среднюю мощность 100 м (при максимальной 600 м). На схематическом разрезе (рис. 6) показано распределение газовых флюидов в районе Бугульдейско-Селенгинской перемычки оз. Байкал [Сизых и др., 2004; Хуторской, 1996]. При циркуляции значительного объема обогащенных углекислым газом глубинных флюидов через водную толщу озера она дополнительно насыщается углекислотой. Подобный процесс, по данным А.Б. Ронова [1976], активизирует образование планктона и способствует накоплению углеродистых отложений.
В последнее десятилетие появились публикации о влиянии микроорганизмов на рифтовое осадкона-копление. В наземных гидротермально-газовых источниках Байкальской рифтовой зоны с жизнедеятельностью микроорганизмов связано формирование бактериальных матов, участвующих в образовании травертинов и связанных с ними углеродистых отложений [Геохимическая., 2011]. Показано, что в образовании органического вещества наиболее важную роль играют цианобактерии (синезеленые водоросли), которые являются главенствующими микроорганизмами цианобактериальных матов. Установлено, что цианобактерии превращают СО2 в биомассу и продуцируют эквивалентное количество О2. Происходит насыщение органическим веществом осадков с их максимальной концентрацией в гумито-сапро-пелитовых углях [Татаринов и др., 2006].
В оз. Байкал также предполагается бактериальное формирование органического вещества из глубинных газовых флюидов и обогащение им осадков [Бескровный и др., 1983]. Подобный процесс с участием хемоавтолитотрофных и метанотрофных микроорганизмов на примере океанических рифтов полно охарактеризовал А.Ю. Леин [2004]. Он показал, что углекислота и/или метан используются в качестве единственного источника углерода, а поступающие из глубин восстановленные соединения (Н2, Н^, S, SO2 Fe2+, Мп2+ и др.) служат источниками энергии. Установлено, что этот процесс фиксируется и на большой глубине (вне зоны фотосинтеза).
ИбШвШ/ИвШв Ш
10
Рис. 6. Схема распределения газовых флюидов в разрезе около Бугульдейско-Селенгинской перемычки оз. Байкал, по [Сизых и др., 2004; Хуторской, 1996]: 1 — магматические и метаморфические породы фундамента; 2 — кайнозойские отложения; 3 — водная толща озера; 4 — толща метановых газогидратов; 5 — скопления газов; 6 — газовый вулкан; 7 — газовый грифон; 8 — направление газовых потоков; 9 — разлом; 10 — средние значения теплового потока (мВт/м2)
Ряд геологов вслед за С.Г. Неручевым [1982] считают, что разгрузка гидротерм в бассейны воздействовала на водные организмы неоднозначно. В одних случаях — при поступлении кальция, кремния, фосфора и других биофильных элементов — увеличивалась биологическая продуктивность водоемов и накапливались кремнистые или углеродистые отложения. В других случаях — при высокой концентрации урана — происходила массовая гибель высших организмов, место которых могли занимать простейшие формы, которые резко увеличивали биологическую продуктивность водоемов.
Все приведенные выше данные свидетельствуют о важной роли глубинных процессов в континентальном рифтовом осадконакоплении. Необходимо подчеркнуть важную роль формирующихся здесь бактериальных биолитов (известковистые, доломитовые, кремнистые, углеродистые и др.), широкое развитие которых — характерная черта рифтового седименто-генеза.
В целом отметим, что в континентальных рифтах сочетание глубинных и специфичных экзогенных процессов объясняет известный факт высокой насыщенности углеродом формирующихся здесь отложений и приуроченность к этим структурам многих месторождений углей, горючих сланцев и нефтегазовых залежей.
К числу этих процессов относятся: 1) небольшое поступление в область аккумуляции терригенного материала в эпохи тектонического покоя, когда активно продолжающееся погружение днищ рифтовых впадин на многих участках компенсировалось накоплением лишь органогенно-хемогенных пород; 2) при-внос в области аккумуляции биофильных элементов (с гидротермами или легко разлагающимся пеплом), что активизирует рост торфяников на суше или обра-
зование планктонных илов в водоемах; 3) повышение биологической продуктивности рифтовых озер за счет насыщения их вод углекислотой (при разгрузке глубинных газожидких флюидов); 4) дополнительное обогащение органическим веществом при его микробиологическом синтезе из глубинных газов (метан и углекислота) на дне водоемов, в том числе на большой глубине, вне зоны фотосинтеза. Поэтому оправданно выделять отдельные генетические группы месторождений углеводородов — рифтовую для нефти и газа [Хаин, Соколов, 1993] или авлакогенно-рифтовую для горючих сланцев [Юдович, 2003].
Заключение. Результаты исследования мезозойско-кайнозойских континентальных рифтовых бассейнов на территории Центральной Азии свидетельствуют, что в них образуется определенный (отличный от внерифтовых областей) набор осадочных формаций и действуют своеобразные процессы седиментогене-за. Это обусловлено совместным проявлением здесь необычных экзогенных процессов, а также влиянием на осадконакопление глубинных (эндогенных или эли-зионно-катагенетических) источников. Последние дополнительно поставляли терригенный и хемогенный материал в области аккумуляции осадков (наряду с равнинными или горными областями денудации, окружавшими зоны рифтогенеза). Одновременно в риф-товых впадинах фиксируются повышенный тепловой поток и масштабная разгрузка на дне водоемов газовых флюидов, также влияющих на осадконакопление. Все это позволяет выделить особый — рифтовый — тип седиментогенеза.
Выяснена причина высокой насыщенности углеродистыми отложениями рифтовых структур. Это связано с тем, что в образовании органического вещества участвуют не только экзогенные, но и глубинные
процессы, которые активизировали формирование месторождений угля, горючих сланцев, а также нефтегазовых залежей.
По мнению авторов, выявленные для мезозойско-кайнозойских континентальных рифтов Центральной Азии главные закономерности седиментогенеза (связанные с совместным участием в осадконакоплении своеобразных экзогенных, а также глубинных процессов) можно распространить и на другие области
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бескровный Н.С., Кудрявцева Т.П., Талиев С.Д. и др. Новые результаты исследований эндогенных рудообразующих гидротермальных систем с позиций биогеохимии // Биогеохимические аспекты формирования осадочных пород и руд. Л.: ВСЕГЕИ, 1983. С. 98—99.
Воронцов А.А., Ярмолюк В.В. Северо-Монгольская — Забайкальская полихронная рифтовая система (этапы формирования, магматизм, источники расплавов, геодинамика // Литосфера. 2004. № 3. С. 17—32.
Геохимическая деятельность микроорганизмов гидротерм Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука ГЕО, 2011. 302 с.
Голубев В.А. Кондуктивный и конвективный тепловой поток в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Наука ГЕО, 2007. 220 с.
Диденков Ю.Н., Бычинский В.А., Ломоносов И.С. О возможности существования эндогенного источника пресных вод в рифтовых геодинамических условиях // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 10. С. 1114—1118.
Жемчужников Ю.А., Гинзбург А.И. Основы петрологии углей. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 400 с.
Замана Л.В. Фтор в азотных термах Забайкалья // Геология и геофизика. 2000. Т. 41, № 11. С. 1575—1581.
Злобина О.Н. Микробиальное преобразование современных донных осадков озера Байкал // Ленинградская школа литологии. СПб.: СПбГУ, 2012. Т. 2. С. 217—219.
Леин А.Ю. Роль процессов бактериального хемосинтеза и метанотрофии в биогеохимии океана // Новые идеи в океанологии. М.: Наука, 2004. Т. 1. С. 280—321.
Логачев Н.А. Осадочные и вулканогенные формации Байкальской рифтовой зоны // Байкальский рифт. М.: Наука, 1968. С. 72—101.
Логачев Н.А., Галкин В.И., Голдырев В.С. Впадины Байкальской системы // Нагорья Прибайкалья и Забайкалья. М.: Наука, 1974. С. 21—55.
Логачев Н.А., Зорин Ю.А., Рогожина В.А. Кайнозойский континентальный рифтогенез и геологические формации (на примере Кенийской и Байкальской рифтовых зон // Геотектоника. 1983. № 2. С. 3—15.
Ломоносов И.С. Геохимия и формирование современных гидротерм Байкальской рифтовой зоны. Новосибирск: Наука, 1974. 165 с.
Лукина Н.В. Байкальская внутриконтинентальная рифтовая система // Неотектоника и современная геодинамика подвижных поясов. М.: Наука, 1988. С. 294—326.
Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли. Риф-тогенез в подвижных поясах. М.: Недра, 1987. 285 с.
Митчелл А.Х.Г., Рединг Х.Г. Осадконакопление и тектоника // Обстановки осадконакопления и фации. М.: Мир, 1990. Т. 2. С. 227—283.
Неручев С.Г. Уран и жизнь в истории Земли. Л.: Недра, 1982. 206 с.
Перельман А.И., Самонов А.Е. Геохимия ландшафта и рифтогенез // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 1986. № 2. С. 25—29.
континентального рифтообразования. В современную тектонически активную эпоху орогенеза (с доминированием обстановок сжатия земной коры) на континентах встречается сравнительно немного рифтовых бассейнов. Однако в геологическом прошлом существовали эпохи, когда рифтогенез охватывал большие площади материков, соответственно возрастал и вклад в осадконакопление охарактеризованных выше процессов рифтового седиментогенеза.
Писцов Ю.П. Осадочные формации Забайкальской рифтовой системы // Сов. геология. 1982. № 8. С. 59—69.
Писцов Ю.П. Количественный подход к формацион-ному анализу континетальных палеорифтов // Геология и геофизика. 1986. № 6. С. 23—35.
Плюснин А.М., Суздальский А.П., Адушинов А.А., Миронов А.Г. Особенности формирования травертинов из углекислых и азотных термальных вод в зоне Байкальского рифта // Геология и геофизика. 2000. Т. 41, № 4. С. 564—570.
Романовский С.И. Литогеодинамические основы классификации осадочных бассейнов // Литогеодинамика и минерагения осадочных бассейнов. СПб.: ВСЕГЕИ, 1998. С. 30—53.
Ронов А.Б. Вулканизм, карбонатонакопление, жизнь (закономерности глобальной геохимии углерода) // Геохимия. 1976. Т. 8. С. 1252—1277.
Самойлов В.С., Ярмолюк В.В. Континентальный рифто-генез, типизация, магматизм, геодинамика // Геотектоника. 1992. № 1. С. 3—20.
Седлецкий В.И. Изменение мощности органических отложений в ряду торф — антрацит // Осадочные бассейны, седиментационные и постседиментационные процессы в геологической истории. Новосибирск: ИНГГ СО РАН, 2013. Т. 3. С. 92—94.
Сизых В.И., Дзюба А.А., Исаев В.П. и др. Проблемные вопросы нефтегазоносности Байкальской впадины // Отеч. геология. 2004. № 5. С. 8—12.
Сывороткин В.Л. Глубинная дегазация как причина аномальной биологической продуктивности океана // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. М.: ГЕОС, 2002. С. 65—68.
Татаринов А.В., Яловик Л.И., Данилова Э.В., Намса-раев З.Б. Участие микроорганизмов в образовании травер-тинов и сапропелитового керогена в отложениях термальных углекислых вод Байкальской рифтовой зоны // Докл. РАН. 2006. Т. 411, № 4. С. 514—518.
Хаин В.Е., Соколов Б.А. Рифтогенез и нефтегазонос-ность: основные проблемы // Рифтогенез и нефтегазонос-ность. М.: Наука, 1993. С. 5—16.
Хуторской М.Д. Геотермия Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Изд-во РУДН, 1996. 289 с.
Цеховский Ю.Г. Континентальный седиментогенез и осадочные формации в мезозойских и кайнозойских риф-товых и внерифтовых впадинах // Ленинградская школа литологии. СПб.: СПбГУ, 2012. С. 103—105.
Цеховский Ю.Г. Седиментогенез и вулканогенно-оса-дочные формации в мезозойских и кайнозойских рифто-вых впадинах Прибайкалья и Южной Монголии // Литология и полезные ископаемые. 2013. № 2. С. 145—186.
Юдович Я.Э. Проблемы типизации черных сланцев // Изв. РАЕН. 2003. № 8. С. 151—162.
Поступила в редакцию 18.02.2014
