Геохимия и минералогия литогенеза на Казанском форуме-2011 | Lithology.Ru - Литология.РФ :

Геохимия и минералогия литогенеза на Казанском форуме-2011

Юдович Я.Э. Геохимия и минералогия литогенеза на Казанском форуме-2011. – Сыктывкар: Коми НЦ УрО РАН, 2012. 52 с.

Геохимия и минералогия литогенеза на Казанском форуме-2011

Представлен выборочный обзор докладов на 6-м Всероссийском литологическом совещании «Концептуальные проблемы литологических исследований в России» (Казань: 26–30 сентября 2011 г.). Выборка включает доклады, в которых имеется материал по геохимии и/или минералогии литогенеза, обладающий хотя бы относительной новизной и/или оригинальностью. Всего в обзоре упомянуто 60 докладов. По некоторым затронутым темам автор не ограничивается реферированием, высказывая и свою точку зрения.

C 26 по 30 сентября 2011 г. на базе Казанского университета было проведено 6-е Всероссийское литологическое совещание по теме «Концептуальные проблемы литологических исследований в России». На совещание поступило 258 докладов, тезисы которых были своевременно опубликованы в двухтомном сборнике материалов [2, 3]. Многие доклады имели либо сугубо седиментологический, либо узко-профессиональный (особенно доклады геологов-нефтяников) характер. Эта тематика лежит за пределами моей компетенции, и такие доклады уместно обобщить другим специалистам-литологам.

Вместе с тем заметное количество докладов содержало результаты минералогических и геохимических исследований процессов литогенеза в широком понимании данного термина (включая выветривание, перенос, седиментацию, диагенез, ката- и гипергенез), а также тесно связанных с литогенезом – процессов рудо- и нафтогенеза. В данной статье дается выборочный обзор докладов только этой минералого-геохимической тематики. Выборочный потому, что нередко в докладах мультиплицировались те материалы, которые совсем недавно представлялись на Сыктывкарское совещание (март-2011) «Минеральные индикаторы литогенеза» [4] или публиковались ранее (бывало, что и не единожды). Очевидно, что нет смысла вновь излагать в данном обзоре уже не раз опубликованное. Поэтому мы упомянем здесь лишь такие доклады, которые несут в себе либо элементы относительной новизны, либо серьезного обобщения, а также некоторые сообщения с оригинальными генетическими трактовками.

Что касается рубрикации обзора, то, следуя принципу «лучшее – враг хорошего», мы не станем выдумывать новых рубрик, а будем придерживаться вполне оправдавшей себя систематики материалов, использованной нами при обобщении докладов Сыктывкарского форума [7] и в монографии «Минеральные индикаторы литогенеза» [11].

 

1. Общие вопросы литогенеза

 

В обобщающем докладе академика А. П. Лисицына «Новое в седиментологии» [2, с. 492–498] подчеркнуто, что результаты массовых исследований процессов осадкообразования и донных отложений Мирового океана, добытые в последние десятилетия, заставляют отказаться от страховской (1976 г.) парадигмы океанской седиментации, в которой главная роль отводилась механическому разносу терригенного материала, лишь «осложенного» биогенным процессом. «Реально все оказалось не так, – пишет А. П. Лисицын [2, с. 492]. Решающим стало количественное изучение, с помощью современных методов, – формирования, переноса и осаждения взвеси – важнейшего компонента будущих осадков, но ранее практически не изученного. «Этот этап подготовки и транспортировки осадочного вещества выпадал при литологических исследованиях донных осадков, что не давало возможности понимания самих процессов осадкообразования, приводило к многочисленным ошибочным заключениям <   >» [2, с. 492]. Широкое применение седиментационных ловушек и вертушек позволило перейти к так называемому четырехмерному изучению седиментации (три пространственных координаты плюс время) – т.е. изучать ее в динамике: непрерывно на протяжении суток–месяцев–сезонов–лет. Впечатляющие успехи в изучении седиментации аридных зон океана (существующих реально, вопреки прежней парадигме!) были достигнуты с помощью ловушек аэрозолей – важнейшего компонента аридных осадков. Замечательный прогресс в познании седиментогенеза в высокоширотных областях был достигнут путем изучения криозолей. «Их изучают в толщах льдов бурением, причем не только покровных ледников (Гренландия и Антарктида), но и морских и речных льдов <   >. Именно этот тип рассеянного осадочного вещества определяет ледовый тип седиментации» [2, с. 496], который ранее признавался только для суши, тогда как в действительности он широко развит и в океане.

Наконец, совершенно новая глава седиментологии была написана геологами и океанологами при изучении подводного вулканизма, интенсивность которого по меньшей мере на порядок превышает интенсивность наземного вулканизма. «Главные исследования подводных вулканов и гидротерм сделаны в последние годы с помощью подводных обитаемых аппаратов. Удалось не только увидеть осадочный процесс на границе рассеянной (взвесь) и концентрированной (осадок) форм вещества, но и вести геологическое и литологическое картирование на глубинах до 5 км с прицельным отбором проб. Удалось также провести исследования рассеянного вещества – флюидов гидротерм, факелов «черных курильщиков» и связанных с ними металлоносных осадков, процессы хемосинтеза и образования хемосинтетической органики <   >» [2, с. 497–498].

 

В докладе Г. А. Беленицкой [2, с. 119– 122] был дан широкий обзор нового междисциплинарного направления в литологии – так называемого флюидного, связанного с участием разгрузок восходящих глубинных флюидов в осадочных процессах. Она подчеркнула, что эта проблема привлекает всё больше внимания исследователей разных стран, ей посвящены специальные международные совещания в Москве, в странах Европы, США и Канады; издается периодический журнал «Geofluids»; опубликован и наш обзор [9]. В частности, за последние десятилетия все более проясняется важность воздействия на современный и древний седиментогенез ранее почти не учитываемого фактора – «холодной» (термин П. Н. Кропоткина) разгрузки глубинных флюидов. Такая разгрузка, непосредственно не связанная с магматизмом, реализуется в виде газово-жидких инъекций минерализованных вод и рассолов, нефтей, газов (CH, H2S, CO2, H2, N2 и др.), а также в форме пластично-текучих (соляных, глиняных и др.) и флюидизированных (разжиженных) породных масс и их смесей, поступающих из подстилающих комплексов (осадочных, складчато-метаморфических) и содержащих «добавки» из более глубоких сфер. В установлении роли холодной разгрузки решающими оказались международные морские исследования, кардинально изменившие представления о современных процессах в субаквальных, в том числе в наименее изученных глубоководных обстановках осадконакопления, ранее практически не доступных прямым наблюдениям.

 

В исключительно интересном докладе В. Г. Ганелина [2, с. 201–204] обсуждаются причины парадоксальной ассоциации биогермных построек и черных сланцев, столь характерной для мощных терригенных толщ верхнего палеозоя Северо-Востока Азии. Для этой области характерна мощная черносланцевая седиментация, которую автор связывает «с низкотемпературными гидротермами, обусловившими формирование высокоуглеродистых, существенно кремнистых, сульфидоносных осадков, формировавшихся в бассейне эвксинного типа» [2, с. 201]. Но с этими углеродистыми отложениями тесно ассоциируются аутигенные карбонаты, которые «слагают как отдельные биогермы и биостромы внутри черносланцевых серий, так и толщи известняков значительной, до 400 м, мощности, замещающих черносланцевые серии по простиранию, и широко распространённые в Колымо-Омолонском и Новосибирско–Чукотском регионах» [2, с. 202]. При этом выявляется значительное геохимическое различие двух типов карбонатов. (а) Карбонаты среднего карбона отличаются сильно облегченным (явно метаногенным) изотопным составом углерода, с величиной d13Cкарб от –9.4 до –26.4 ‰. Такие карбонаты имеют, скорее всего, бактериальную (анаэробную) природу. (б) карбонаты средней-верхней перми имеют утяжеленные средние значения d13Cкарб +4.1 ±1.4 ‰, которые, впрочем, считают нормальными для средней перми, но при широких вариациях величины d18Oкарб от +15.5 до +28.8 ‰. Считают, что образование таких карбонатов (ранее принимавшихся за обломочные) «можно связывать с деятельностью аноксидных прокариот, фиксирующих морской карбонат; строгих анаэробов, но факультативных фото-, хемоавтолитотрофов. Можно предположить наличие здесь консорциума из фотосинтезирующих анаэробных серных бактерий и архей» [2, с. 202].

Другой удивительной особенностью позднепалеозойских бассейнов СВ Азии является широкое развитие своебразных микститов («рябчиков», как их давно окрестили геологи-съемщики) – содержащих вулканокластику пород, напоминающих тиллиты. Такие образования локально присутствуют в среднем карбоне и широко распространены в верхней перми. Толщи с микститами образуют два пояса: один – в пределах окраины Ангариды от Южного Верхоянья до Северного Приохотья, и другой – обрамляющий южную и юго-восточную окраины Омолонского массива. Рассмотрев предложенные ранее конкурирующие гипотезы о генезисе этих пород, В. Г. Ганелин допускает, что при их формировании существенным фактором могла быть мощная разгрузка глубинных флюидов, что «наводит на предположение о том, что рассматриваемые породы, возможно, принадлежат к классу систем флюидно-эксплозивно-грязевого генезиса. В пользу такого предположения свидетельствует структурная позиция образований, общий черносланцевый фон седиментогенеза, характер пространственного распределения образований – быстрое латеральное выклинивание, некоторые особенности структуры и текстуры пород» [2, с. 204].

 

Интересные обобщения касались индикаторной роли отдельных минералов из класса силикатов.

 

Так, согласно обзору В. А. Ерофеева-Щака и Б. А. Богатырева [2, с. 293–297], в настоящее время российские геологи выделяют каолиниты четырех генетических типов: 1 – первичные: остаточные коры глубокого химического выветривания; 2 – вторичные: осадочные, продукты переотложения первичных каолиновых кор выветривания в постоянных водоемах (озерах, лагунах и т. п.); 3 – ресилификационные: каолинизированные бокситы; 4 – гидротермальные (гидротермально-метасоматические) и гидротермально-осадочные. Наиболее достоверным методом изучения каолинитов является рентгенографический, а наиболее чувствительным параметром, несущим генетическую информацию – расстояние по оси «с». Предпринятое авторами рентгенографическое изучение представительной коллекции каолинитов позволило получить количественные характеристики данного параметра, которые заметно отличаются у каолинитов разных генотипов. В итоге была установлена зависимость размеров кристаллитов каолинита от условий его образования и возраста (длительности формирования). В частности, гидротермально-осадочные каолиниты в областях активного вулканизма обладают дефектной структурой. Кристаллиты каолинитов меловых кор выветривания несколько крупнее (более 30 нм) кайнозойских (от 16 до 26 нм). Меловые ресилификационные каолиниты Аркалыка (Казахстан) имеют чуть меньшие кристаллиты (26–28 нм), чем латеритные каолиниты Украины (32–33 нм), поскольку последние формировались дольше.

 

В докладе сыктывкарских геохимиков [3, с. 515–519] рассматривается проблема конвергентных слоистых силикатов – индикаторов литогенеза. Хотя она уже освещалась во многих исследованиях [11, 14], в особенности в капитальных трудах А. Г. Коссовской и В. А. Дрица, актуальность ее не снижается. Суть проблемы в том, что одни и те же минералы образуются в разных условиях (конвергируют), и необходимо найти характерные особенности их структуры и состава, индикаторные именно для данного генотипа. В докладе кратко рассмотрены четыре группы слоистых силикатов, имеющих по нескольку генотипов. (1) гидрослюды (почвенные – терригенные; низкотемпературные аутигенно-диагенетические, образующиеся, согласно Г. А. Кринари и М. Г. Храмченкову, при значительном участии бактериальных процессов; и аутигенно-катагенетические). (2) Глаукониты (трансформационные по субстрату железистых смектитов; синтетические – сформированные при коагуляции алюмо-кремнево-железистых гелей; гидротермальные – селадониты). Особенно важно было бы научиться отличать трансформационный глауконит по субстрату железистой пирокластики и синтетический, образованный из материала, вынесенного из кор выветривания на континенте. (3) Бертьерины (диагенетический трансформационный по субстрату каолинита – за счет железа, вынесенного из кор выветривания; диагенетический, вероятно отчасти синтетический, образующийся, как и глауконит, по субстрату Fe-пирокластики; и катагенетический, описанный японскими учеными в угленосной толще и получившийся при реакции сидерита с каолинитом). (4) Смектитоподобные Mg-силикаты сепиолит и палыгорскит (хемогенно-эвапоритовые; вулканогенно-осадочные; гидротермально-осадочные).

 

По данным Р. М. Юрковой и Б. И. Воронина [3, с. 520–524], эволюционный геодинамический ряд предостроводужных флишоидных комплексов северо-западной активной континентальной окраины Тихого океана (Сахалин, Камчатка, Корякский хребет, остров Карагинский) четко маркируется характерным породообразующим минералом: «с известково-щелочной серией приматериковых дуг связано образование кальциевого гейландита, с бимодальной спилито-кератофировой серией вулканитов примитивной дуги – альбита, с высоко глинозёмистыми вулканитами развитой энсиматической дуги – высокоглинозёмистых цеолитов: ломонтита и анальцима» [3, с. 524].

 

Из других общих проблем заслуживает внимания новое рассмотрение процессов галогенеза.

 

Для верификации конкурирующих моделей галогенеза Г. А. Московский и С.А. Свидзинский [3, с. 59–61] предприняли изучение состава флюидных включений в солевых минералах кунгурского Прикаспийского бассейна. Полученные ими данные не оставляют места для «не-эвапоритовых» моделей галогенеза. На галитовой стадии (включения в седиментационных галитах) рапа имела сульфатный состав, близкий к сгущенной морской воде, и температуру < 35 оС, но местами была метаморфизована до хлориднокальциевой. «Это предопределило основные черты кунгурского галогенеза во впадине: отсутствие самостоятельной зоны сульфатов магния, наложение ее на сильвинитовую, карналлитовую и даже бишофитовую зоны» [3, с. 59]. На сильвиновой стадии (включения в галите, парагенном с сильвином) температура рапы составляла 40–47 оС, а состав её, в общем, также отвечал сгущенной морской воде сильвиновой стадии, с вариациями концентраций сульфата и брома, которые объясняются авторами процессами растворения солей и вторичной садки сильвина-2 – вероятного продукта растворения карналлита. На карналлитовой стадии (включения в эвтоническом галите) температура рапы достигала 55–65 оС, а содержания K, Mg и Rb отвечали сгущенной морской воде соответствующей стадии. На бишофитовой стадии (включения в эвтоническом галите) температура рапы достигала 65–70 оС, состав ее был метаморфизован, с содержанием сульфата обычно в пределах 0.5–15 г/л, но локально достигавшем и 38.7 г/л.

Подчеркивается, что питательной средой для концепций эндогенной природы солей являются проявления эпигенеза, широко развитые в эвапоритовых толщах и маскирующие первичные седиментогенные признаки.

 

2. Распознавание климатических обстановок выветривания и седиментации

 

Как хозяева совещания – казанские геологи, много лет изучавшие пермские и триасовые толщи, так и многие гости уделяли большое внимание диагностике аридного литогенеза.

 

Так, в докладе В. П. Твердохлебова [3, с. 335–339] было дано широкое обобщение литологических признаков глобальной аридизации климата Пангеи, имевшего место на рубеже пермь/триас и отмеченного многочисленными горизонтами аридных палеопочв, в том числе и настоящих каличе. При этом в Южном Предуралье им было установлено широкое развитие предгорного пролювия, слагающего многочисленные триасовые конусы выноса, заполняющие почти весь Предуральский прогиб от передовых складок вплоть до его западного борта – фации, редкой для древних отложений и характерной только для областей аридного и семиаридного климата. «В целом на протяжении биармийской и татарской эпох происходило постепенное (скачкообразное) нарастание аридности климата. Об этом свидетельствуют сокращение внутриконтинентальных бассейнов, унаследованных от раннеказанского моря, а также заполнение крупных озерных ванн преимущественно дельтовыми отложениями. В последних увеличивается объем фаций русловых прорывов, что характерно для приподнятых обвалованных русел дельтовых рукавов в аридных зонах» [3, с. 339].

 

М. П. Арефьевым и В. Н. Кулешовым [2, с. 59–62] установлены заметные вариации величины d18Oкарб в педогенных карбонатах низов триаса Московской синеклизы. Отрицательные экскурсы величины d18Oкарб  интерпретируются как указания на потепление климата, а положительные – соответственно, на похолодания. Анализ изотопных кривых приводит авторов к заключению о прогрессирующем потеплении в вятском и индском веках и о двух эпизодах похолодания – в оленекском.

 

В отложениях на рубеже пермь/триас в СВ части Московской синеклизы (доклад М. П. Арефьева, В. Б. Шкурского, А. В. Григорьевой [2, с.63–67]) аридизация в начале вятского века проявляет себя появлением в палеопочвенных профилях анальцима и палыгорскита, что совпадает (по данным изучения минералов тяжелой фракции) с явным усилением влияния Уральской питающей провинции. Такое совпадение связывают с таянием ледников, которые, согласно ряду реконструкций, покрывали на рубеже перми и триаса уральские высокогорья. Находка высокозарядного смектита и сидеритовых конкреций в палеопочвах средней части северодвинского яруса считается указанием на эпизод гумидизации в данном интервале татарской эпохи.

 

Возможно, с процессами выветривания как-то связано и происхождение загадочных палеогеновых кварцитов. Давно известно, что среди кварцевых песков эоцена на востоке Русской платформы имеются стратиформные тела кварцитов, достигающие мощности 5 м и прослеженные в бортах балок на расстояние до 1 км. Генезис этих необычных пород давно волновал геологов. По мнению И. А. Шамрая (1964, 1965 гг.), больше всех сделавшего для их изучения, это поздние гипергенные образования – продукты цементации песков кремнеземом, выделившимся при разложении цеолитов и глауконита. Однако в докладе Р. Г. Матухина [3, с. 37–40] развивается альтернативная идея о том, что кварциты сингенетичны вмещающим пескам и образовались путем цементации обломочных зерен кварца кремнеземом, привнесенным из синхронных им кор выветривания. Не оспаривая такой трактовки, стоит обратить внимание на то, что выше по разрезу – в нижнем миоцене Украины – также давно известны белые кварцитовидные «жерновые» песчаники, издревле добывавшиеся для изготовления мельничных жерновов. Лишь недавно были опубликованы данные, свидетельствующие о пирокластической природе этих пород – былых отложений палящих туч альпийских вулканов центрального типа [6]. Быть может, аналогичную природу имеют и эоценовые кварциты?

 

3. Молодые осадки: источники, седиментация

 

Различные положения программного доклада акад. А. П. Лисицына развивались в сообщениях его учеников и сотрудников. Так, с использованием самых современных методов учеными Института океанологии РАН [2, с. 430–433] проведены комплексные исследования биогенной и абиогенной компонент взвеси (частиц размером от 0.5 мкм до 1 мм) в Белом, Карском, Каспийском и Черном морях. Огромная важность таких исследований для литологии очевидна, ибо рано или поздно взвесь осаждается и становится важной статьей прихода в донные осадки. Оказалось, что количества, гранулометрические характеристики, распределение по глубинам водного столба, минеральный, биологический и химический состав взвеси находятся в сложных, но вполне закономерных соотношениях с климатическими зонами и характеристиками маргинальных фильтров в устьях рек, питающих морские бассейны терригенным материалом.

 

Еще в 1980-х гг. нашими океанологами была создана концепция «живого океана», согласно которой осадочный материал, поступивший в океан из разных источников (с речным стоком, аэрозолями, льдами, эндогенным веществом), трансформируется под влиянием живого вещества. В докладе Л. Л. Деминой и А. П. Лисицына [2, с. 271–274], приведены средние количественные данные (своего рода кларки), полученные путем анализа около 1500 образцов, касающиеся содержания элементов-примесей в сообществах фито- и зоопланктона, макрофитов (Laminaria, Fucus, Zostera) и двустворчатых моллюсков (Mytilus edulis), собранных в различных климатических зонах океана. Из обобщенных средних данных следует, что «фитопланктон является наиболее мощным компонентом маргинального биофильтра<   >. На долю фитопланктона приходится 96–99 % от общей массы микроэлементов, поглощаемых биотой» [2, с. 272]. Что касается карбонатостроящей макрофауны, то впервые сделанные расчеты для 248 раковин мидий показали, что от 60 до 92 % всей массы элементов-примесей (Cr, Mn, Fe, Cu, Ni, As, Se, Sb, Pb) входит в карбонат; «практически поровну (44–55%) между раковинами и мягкими тканями распределены Zn, Hg и Co, в то время как преимущественно с мягкими тканями связаны лишь Ag и Cd <   >» [2, с. 272]. Показано, что «в маргинальном фильтре океана в процессах бипродуцирования происходит интенсивная биоаккумуляция микроэлементов, при которой они многократно утилизируются биомассой биосообществ, фиксируются в биоминеральных скелетах и частично выбывают из дальнейшей миграции» [2, с. 273]. В итоге, в океаническую пелагиаль попадает лишь малая доля терригенного материала. Количественные оценки вертикальных потоков вещества в океане, преимущественно связанные с биогенным (органическим и минеральным) веществом, показывают, что «в пелагиали океана микроэлементы находятся в геохимически подвижных формах вследствие как прямого, так и опосредованного влияния процессов биопродуцирования, геохимическим следствием которого является ускорение миграции микроэлементов в океане» [2, с. 274].

 

Доклад В. В. Гордеева и В. П. Шевченко [2, с. 236–239] показал значительную специфику питания Белого моря терригенным материалом, вынесенным Северной Двиной. Оказалось, что миграция и осаждение терригенного материала в области «маргинального фильтра» Сев. Двины (т.е. в ее устьевой зоне) значительно отличается от такового, установленного для ряда других систем «река – море». В числе факторов обнаруженной специфики называются: высокая гумидность климата; очень низкая мутность речных вод; высокое содержание в них ОВ, но вместе с тем и более низкая биологическая активность, нежели в эстуариях рек умеренной и тропической климатических зон. В итоге взвешенный и растворенный материал Сев. Двины (для которого получены достоверные количественные оценки) гораздо меньше задерживается в маргинальном фильтре – и соответственно, больше такого материала проникает в глубоководную зону моря.

 

В совместном докладе работников ГЕОХИ РАН и германских ученых [2, с. 476–479] приведены данные, впервые характеризующие плейстоценовые осадки континентального склона Карского моря, поднятые на борт немецкого НИС «Полярштерн» с глубины 3075 м грунтовой трубкой. Обработка данных силикатных анализов проб с помощью методики литохимии (в частности, графика ГМ–ЖМ [13]) позволила выделить в колонке возрастом от 190 до 24 тыс. лет девять лито-хемостратиграфических горизонтов (ЛХСГ), вещественный состав которых определялся соотношением материала терригенного и талассогенного – на фоне периодического роста и таяния Баренцево-Карского ледового щита, чем и были обусловлены колебания уровня моря. Установлено, что основной питающей провинцией служила Северная Земля; эпизодически определенную роль играло Центрально-Карское поднятие и, в меньшей степени, шельфовые осадки.

 

Море Лаптевых 11 месяцев в году покрыто льдом, поэтому его донные отложения изучены крайне слабо, и любые новые данные представляют значительный интерес. В докладе Д. Ю. Злобина [2, с. 314–317] сообщается о минеральном составе современных осадков бухт Моржовая (восточное побережье п-ва Таймыр) и Отмелая (залив Нордвик). Выяснилось, что состав алевро-пелитовых илов у побережья моря Лаптевых характеризуется почти теми же минеральными ассоциациями, как и на сопредельной суше. Среди минералов глинистой фракции определены в разных сочетаниях диоктаэдрическая слюда, хлорит, каолинит и смектит (а также смешанослойные фазы), а в алевритовой фракции – кварц и полевые шпаты. Большая часть терригенного материала выносится в море приливно-отливными течениями, а меньшая остается в зоне кос, формируя маломощный осадочный чехол. При этом большие значения естественной влажности, показателя текучести, меньшая плотность грунта донных осадков в бухте Отмелая обусловлены наличием смектитовой составляющей в их минеральном составе.

 

4. Биогенез минеральных образований

 

Этим вопросам, как и на Сыктывкарском форуме [4] уделялось значительное внимание, хотя большинство материалов уже неоднократно публиковалось. Интересны данные о неожиданной индикаторной (?) роли предположительно биогенного магнетита.

 

В красноцветах на рубеже пермь/триас (разрез «Жуков овраг», в бассейне р. Клязьма, окрестности г. Гороховец Владимирской области) носителями естественной остаточной намагниченности являются микрозернистый магнетит, предположительно бактериальный, образованный по нему маггемит и (в меньшей степени) – гематит. Однако в слоях с предполагаемой пирокластикой намагниченность пропадает. Казанские геологи предполагают [3, с. 65–67], что «активное проявление вулканической деятельности в отдельные интервалы позднепермской эпохи существенным образом тормозило биологическую активность, проявившуюся в данном случае в отсутствии бактериальных сообществ, ответственных за выработку магнетитовых образований» [3, с. 67]. Если эта гипотеза правильна, то по величине остаточной намагниченности красноцветных толщ можно будет судить о вспышках синхронного вулканизма.

 

Как отмечают казанские литологи Т. А. Щербакова и А. И. Шевелев [3, с. 505–507] в зонах выветривания серпентинитов наблюдается широкое развитие бактериальных микроструктур в гипергенной Mg-карбонатной минерализации, представленной гидромагнезитом, несквегонитом, хантитом (гунтитом). Например, в пляжной зоне турецкого оз. Салда структурные типы гидромагнезита «представлены скрытокристаллическими агрегатами, которые на микроскопическом уровне образуют округло-сферические, нодулевые формы. Природа этих сферических форм (от визуальных до нано-структурных уровней) предполагается микробиогенная <   >» [3, с. 506]. Поскольку и сделанный ими литературный опрос подтверждает возможность образования Mg-карбонатов в микробиологических экспериментах, авторы, по-видимому, допускают микробиологический генезис и для промышленных залежей магнезитов.

 

В плиоцене Вьетнама литологи из ГИН РАН [2, с. 205–208] описали необычные формы пресноводных строматолитов, совсем непохожие на палеозойские и докембрийские. В этих постройках мощностью 6 и 18 см, переслаивающихся с ракушняками с сидеритовым цементом в составе линзовидных скоплений длиной до 1.5 м, выделяются два морфотипа строматолитов: столбчатые (снизу) и пластовые (сверху). Особенно замечательны первые, где текстура некоторых расширяющихся кверху столбиков чрезвычайно напоминает текстуру «конус в конусе». Характерно присутствие тонкозернистых компонентов вмещающей породы между соседними столбиками и внутри их, что считают указанием на формирование строматолитов в условиях интенсивного поступления в водоём терригенного материала. Появление и рост столбчатых построек вверх связан со стремлением карбонатообразующей микробиоты оставаться в пределах фотической зоны, преодолевая быструю аккумуляцию тонкозернистого осадка. Вышележащий горизонт пластовых строматолитов, сменяющий столбчатые образования, указывает на временное замедление поступления осадочного материала.

 

В карбонатных пластах среднего рифея Оленекского поднятия литологами ГИН РАН [2, с. 209–212] описаны сидеритовые микроконкреции размером 0.4–1.2 м, образующие два морфотипа: с кольцевой и радиально-лучистой структурами. Считают, что эти образования являются микробиолитами, сформированными в осадке на стадии диагенеза при активном участии микробиоты.

 

5. Диагностика петрофонда

 

Судя по большому количеству докладов, тема диагностики петрофонда минералогическими и геохимическими методами прозвучала на совещании как один из лейтмотивов.

 

В докладе Н. В. Дмитриевой [2, с. 275–279], посвященного определению петрофонда и геодинамической природы неопротерозойских (рифейских?) осадочных и метаморфических толщ Северо-Муйской глыбы (Байкало-Муйский пояс), наряду с другими геохимическими инструментами, были широко использованы литохимические модули [13]: нормированной щелочности (НКМ = (Na2O+K2O)/Al2O3), титановый (TiO2/Al2O3), фемический (ФМ = (Fe2O3+FeO+MnO+ MgO)/SiO2), железный (ЖМ = (Fe2O3+FeO+MnO)/Al2O3+TiO2), а также величины магнезиальности (MgO) и суммы щелочей (Na2O+K2O). В итоге для песчаников усть-келянской толщи был сделан вывод о том, что «мы имеем дело либо с петрогенными аркозами типа «first cycle», либо, что более вероятно, с кислыми туффоидами. Низкая титанистость предполагает скорее всего второй вариант» [2, с. 278]. Повышенные содержания кремнезема и пониженные значения ТМ и ФМ в сланцах парамской серии «свидетельствует о преобладании в источниках сноса пород среднего и кислого состава. В ряде проб наблюдается повышенная щелочность до 8 %, что, наряду с повышенным НКМ (0,51–0,53), свидетельствует о присутствии в них значительного количества полевых шпатов, то есть, скорее всего, мы имеем дело с кислыми метатуффоидами» [2, с. 278].

 

Екатеринбургские, петербургские, благовещенские и киевские литологи объединили свои усилия для установления основных черт литохимии синорогенных псаммитов разных регионов [3, с. 24-27]. Применив разные типы диагностических графиков, а также просто рассматривая ненормированные содержания SiO2, Al2O3, Fe2O3общ и др. компонентов, они не смогли найти внятных геодинамических закономерностей и пришли к выводу о том, что изученные песчаники «имеют достаточно варьирующий состав и, следовательно, формировались, скорее всего, за счет смешения кластики из разнородных, в том числе и локальных, источников сноса. В указанной ситуации данные, полученные при использовании общепринятых дискриминантных геодинамических диаграмм (SiO2–K2O/Na2O, Fe2O3*+MgO–Al2O3/SiO2, Fe2O3*+MgO–TiO2, F1–F2 и др.) без учета структурно-текстурных признаков пород и анализа как особенностей строения слагаемых ими осадочных последовательностей, так и соотношения последних с подстилающими и перекрывающими образованиями, не могут рассматриваться как решающий аргумент при установлении геодинамической природы песчаников» [3, с. 26].

 

В Сихотэ-Алине находится крупный Журавлевский террейн нижнемелового возраста (от берриаса до верхнего альба). Это терригенная толща мощностью до 11 км, в составе восьми свит, протянувшаяся полосой СВ простирания на 800 км. Изучение песчаных и алевроглинистых пород террейна методами литохимии позволило установить, что фигуративные точки его пород на генетических диаграммах занимают некое «промежуточное» положение. По мнению А. И. Малиновского [3, с. 16–19] именно эта особенность является характерной для седиментационных бассейнов, связанных с обстановками трансформного скольжения литосферных плит при малой роли вулканических процессов: «Основными источниками обломочного материала были размывавшиеся гранитно-метаморфические породы зрелой континентальной коры. Вместе с тем, заметную роль в составе питающей провинции играли и фрагменты домеловых активных окраин, в первую очередь аккреционных призм, содержащих пластины кремней. Такой смешанный состав кластики, вероятно, является главным и характерным признаком седиментации в обстановке трансформной окраины, когда в область размыва попадают как  краевые части континентов, так и ранее аккретированные к ним фрагменты активных окраин» [3, с. 18–19].

 

Сыктывкарские петрографы [2, с. 220–223] использовали треугольник Th-La-Sc, графики Sc–Th/Sc, La/Sc–Th/Со, отношение Th/Cr, спектры РЗЭ, а также значения титанового и фемического модулей для расшифровки петрофонда ильменитсодержащих порфиробластических метапелитов кейвской серии верхнего архея, в протолите которых реконструируется присутствие монтмориллонита с примесями каолинита и гидрослюды. По совокупности признаков они пришли к выводу: «первичный пелитовый материал порфиробластических ильменитсодержащих кристаллических сланцев кейвской серии образован за счет базитового и кислого источников, с преобладанием первого» [2, с. 223].

 

Аспидная формация Южного Урала (Зилаирский мегасинклинорий) представлена терригенными отложениями фамена (авашлинская свита) и турне (ямашлинская свита). По данным С. Ф. Бабаевой и М. Ю. Аржавитина [2, с. 100–102], состав минералов тяжелой фракции в этих свитах существенно различается. Отложения нижнего карбона четко выделяются по обилию в тяжелой фракции черных рудных минералов, при резком сокращении (вплоть до полного отсутствия) содержаний эпидота и сфена – минералов, характерных для авашлинской свиты.

 

Рудоносная средне-верхнекарбоновая толща Жезказганского медно-полиметаллического месторождения представляет собой ритмичное чередование сероцветных и красноцветных песчаников, алевролитов, аргиллитов с прослоями и линзами внутриформационных и межформационных (раймундовских) конгломератов. Ранее считали, что толща образовались за счет относительно недалекого сноса – при размыве образований девона на Жезказганском водоразделе. Однако предпринятое казахскими геологами сравнение минерального состава данной толщи с составом находящихся на удалении от 40 до 200 км древних гранитов, кислых и средних эффузивов, метаморфитов и осадочных толщ показало [2, с. 103–106], что на самом деле петрофонд жезказганских песчаников был намного более разнообразным: размывалось не менее трех материнских комплексов, в составе которых присутствовало не менее семи групп горных пород. Терригенный материал в Жезказганский бассейн привносился временными горными потоками с северо-запада, севера и северо-востока, что устанавливается по характерным минералам тяжелой фракции и/или по характерным обломкам пород в конгломератах. Например, ильменит встречен только в гранитах Арганаты и Улытау, а турмалин, сфен и гранат свойственны Шайтантасскому массиву Ескулинского района; хромит обнаружен лишь в гипербазитах Шайтантаса и т. д.

 

Вслед за Н. Н. Верзилиным, Н. А. Калмыковой и другими исследователями (1993, 1998 гг.) в докладе М. П. Арефьева, В. Б. Шкурского и А. В. Григорьевой [2, с. 63–67] подтверждается надежно установленное различие двух терригенно-минералогических провинций, питавших осадочным материалом область седиментации в СВ части Московской синеклизы на рубеже пермь/триас. А именно: при сносе со стороны Фенноскандии в составе тяжелой фракции (0.10–0.25 мм) доминировала гранат-цирконовая ассоциация, а при сносе с Палео-Урала – эпидот-цоизитовая. Изучив несколько уровней песчаных отложений, ранее не охарактеризованных, авторы пришли к выводу, что в пермотриасовой истории бассейна оба источника сноса попеременно сменяли друг друга – откликаясь на изменение палеогеографической (и палеотектонической обстановки): «<   > каждый раз линзы с эпидот-цоизитовой ассоциацией выше по разрезу сменяются линзами, где преобладают гранаты с цирконами. Острейшая конкуренция между Уральской и Балтийской питающими провинциями за область разгрузки своих речных систем продолжалась до конца северодвинского века» [2, с. 64]. Замечательно, что смена петрофонда коррелировалась с определенными климатическими обстановками: « <   > развитие речной системы, питавшейся на Урале, видимо, происходило на фоне позднегерцинского орогенеза Уральской зоны и сопровождалось эпизодами активного таяния горных ледников во время потепления. Активизация рек Балтийской питающей провинции, видимо, наоборот, наблюдалась при общей гумидизации, приводившей к повышенному речному стоку со стороны Фенноскандии» [т.1, с.66–67].

 

Изучение молодых (позднеплиоценовых) титан-циркониевых россыпей Таманского п-ова позволило сотрудникам ИГЕМ РАН [2, с. 399–402] надежно установить источники сноса. Выяснилось, что основная часть терригенного материала приносилась в область Таманского палеопролива течениями из восточной и юго-восточной части Азово-Кубанского палеобассейна. «Именно в этих областях отмечаются дельты палеорек, дренирующих Западное Предкавказье и северо-западные склоны Большого Кавказа, откуда в бассейн седиментации поступали зерна рудных минералов (циркона, ильменита, рутила), а также альмандина, магнетита, хромшпинелидов, эпидота, амфиболов, пироксенов и голубой шпинели. Среди источников сноса на Западном Предкавказье и Кавказе были древние коренные магматические, метаморфические и осадочные породы, в числе которых могли присутствовать миоценовые титан-циркониевые россыпи Адыгейского выступа и Ставропольского свода <   >. Северные источники сноса играли не столь значительную роль в образовании Таманских россыпей, но, вполне вероятно, что терригенный материал с севера задерживался в благоприятных для накопления россыпей мелководных частях Азово-Кубанского палеобассейна» [2, с. 402]. Из этой палеогеографии вытекает и практически-важный прогноз: «С учетом постепенного сокращения границ палеобассейна из-за воздымающегося Кавказа и Восточно-Европейской платформы, количества поступающего материала могло хватить на одно или даже несколько крупных титан-циркониевых месторождений. А поэтому необходимо более детальное изучение плиоценовых отложений в области предполагаемой мелководной зоны Азово-Кубанского палеобассейна, особенно на участках поднятий (Тимашевская ступень) и крупных разломов» [2, с. 402].

 

В резком контрасте с приведенными материалами находится доклад И. В. Тибилова [3, с. 340–342]. Он утверждает, что «минерально-петрографические признаки песчаных пород в генетическом плане оказались несостоятельными. Даже кварцевые пески, происхождение которых однозначно связывалось с платформенными условиями, были обнаружены в отложениях островных дуг. Диаграммы составов псаммитолитов разделили судьбу генетической диаграммы гранулометрического состава, окончательно подтверждая конвергентность основных признаков зернистых пород <   >» [3, с. 340]. На материале изучавшихся им песчаников чукотских мезозоид он пришел к радикальному выводу о том, что в составе их обломочных фракций «кристаллокласты (кварц, полевые шпаты), равно как и литокласты разного состава, формировались как метасоматические образования» [3, с. 340]. Процесс формирования таких образований он именует литоморфным метасоматозом. Главным аргументом в аттестации обломков как метасоматических, является замещение ими «милонитовых шнурков» (по отношению к которым они могут быть как согласными, так и секущими»), с сохранением теневых реликтов последних, либо с образованием цепочек микрочастиц слюды, либо (в плагиоклазах) с появлением кристаллооптических аномалий. Хотя в зернах кварца, секущих «милонитовые шнурки» ничего этого обычно нет, они также считаются метасоматическими – по признакам своего расположения и угловато-оскольчатых форм. Если метасоматоз развивается по глинистому веществу, то формируются полиминеральные «автоморфозы» (термин А. Э. Гликина), в которых вообще нет никаких исходных форм дисперсного агрегатного субстрата. Утверждение о весьма избирательном замещении новыми минералами глинистого вещества (с сохранением до 30–50 % первичного его количества) позволяет И. В. Тибилову в корне пересмотреть природу вакк – песчаников с глинистым матриксом. В этом случае «метапесчаники приобретают облик псаммитолита с базальным цементом, предопределяя тем самым давнюю проблему глинистого матрикса в вакках и их основной разновидности – граувакках <   >» [3, с. 342].

Нам кажется, однако, что одной только петрографии динамометаморфизованных песчаников, не подкрепленной литохимией, – далеко не достаточно для столь радикального пересмотра существующих генетических представлений в литологии.

 

6. Диагностика осадочных фаций. Гидрофации

 

Под гидрофациями понимаются характеристики водных масс – соленость [8], окислительно-восстановительный потенциал (редокс), температура и кислотность (рН).

 

Сыктывкарская аспирантка Н. А. Канева изучала 100-метровый интервал керна скв. 50-Восточно-Колвинская, пройденной по нижнефаменским отложениям Хорейверской впадины (Тимано-Североуральский регион.) [2, с. 359–362]. Без указания числа изученных образцов приведены цифры изотопного состава карбонатных углерода и кислорода из основания и верхов изученного интервала. В общем, величина d13Cкарб утяжелена (обычно в интервале +(2.2–5.5 ‰), а величина d18Oкарб (SMOW) скорее облегчена (23.0–27.1) по сравнению с нормально-морскими карбонатами. Сочетание утяжеленных значений d13Cкарб и d18Oкарб с выходом нерастворимого остатка (26–38 %) трактуется как признак мелководности и повышенной солености.

 

Сибирские литологи активно использовали элементы-примеси для диагностики палеосолености и редокса мезозойских морских бассейнов на территории Зап. Сибири.

 

Так, в докладе Т. П. Аксеновой [2, с. 17–20] для характеристики гидрофаций нижнеюрских (геттанг–аааленских) отложений юга и юго-востока Зап. Сибири, в которых накапливались терригенные толщи, использовалось отношение В/Ga. Исследовательница заключила, что в самом начале юры в основном формировались делювиально-пролювиальные пресноводные отложения, которые в раннем тоаре сменились бассейновыми – с различной соленостью. В лайдинское время накопление озерно-пойменных отложений иногда нарушалось морскими ингрессиями.

 

Геохимическая характеристика терригенной яновстанской свиты (верхи оксфорда – низы берриаса) в СВ части Западной Сибири дана А. Г. Замирайловой и Ю. Н. Заниным [2, с. 305–307] с помощью показателей, отражающих палеосоленость (Sr/Ba, Feпирорг, Сорг/Sсульфид) и редокс (Sсульфид/MnO, DOP – степень пиритизации железа, отношения V/(V+Ni), Ni/Mn). Хотя использованные показатели отчасти противоречивы, сделан вывод о том, что отложения скорее всего морские, и что их «следует рассматривать как сформированные в слабо- и умеренно-восстановительных условиях» [2, с. 306]. Очевидно, что в этом диагнозе гидрофации седиментации не отделены от обстановок диагенеза. Что касается выветрелости петрофонда, то опираясь на литохимические показатели (гидролизатный и другие модули), считают, что «отложениям яновстанской свиты отвечают условия невысокой интенсивности химического выветривания в областях питания» [2, с. 307].

 

Изотопный состав сульфатной серы (ангидрит в пластах и в нерастворимом остатке каменной соли, а также кизерит) нижнепермских эвапоритов Днепровско-Донецкой впадины в общем соответствует глобальной «стандартной» кривой для ранней перми, но показывает характерные фациально-обусловленные колебания [3, с. 481–484]. Во-первых, величина d34S закономерно облегчается снизу вверх по разрезу соленосных циклов, и, во-вторых, аналогичный тренд наблюдается и во всей соленосной толще. Украинские исследователи связывают эти тренды «с увеличением континентального влияния при накоплении более поздних образований формации и с периодической изолированностью бассейнов соленакопления». Похожие по своему механизму колебания выявлены при сравнении величины d34S в сульфате двух стадий осолонения солеродного бассейна: (а) в самостоятельных прослоях ангидрита в каменной соли и (б) в примеси ангидрита в ее нерастворимом остатке. В одних случаях отмечалось облегчение серы в галите на 2.1–3.6 ‰, а в других – обратная картина, утяжеление на 1.0–2.1 ‰. «Такие соотношения <   > раскрывают разные условия соленакопления и влияние на фракционирование изотопов таких факторов, как бактериальная сульфат-редукция в условиях открытого бассейна и бассейна с ограниченным притоком и/или поступлением в бассейн легкой серы с поверхностными водами, содержащими продукты окисления пирита <   >» [3, с. 483]. Замечены также любопытные аномалии (утяжеление сульфатной серы до величин 15–17 ‰, что выше фоновых значений 7–13 ‰), которые связываются с явлением рециклизации: «с примесью вещества верхнедевонских соляных штоков, которые выходили на нижнепермскую поверхность, растворялись и были вовлечены в новый цикл соленакопления» [3, с. 483]. Другой интересной закономерностью является величина d34S сульфидной серы пирита. Если пирит формировался на галитовой стадии, то его сера облегчена по сравнению с сульфатом морской воды на 21.16 ‰, а если в закрытой гидрологической системе, на стадии, близкой к садке К-Mg солей, – заметно меньше, только на 17.1 %.

 

7. Диагностика осадочных фаций. Топофации

 

Как следует из доклада А. Л. Анфимова и Е. И. Сороки [2, с. 51–54] над среднедевонскими бокситами Новокальинского месторождения СУБРа залегает пачка известняков и мергелей мощностью 4.2 м. Замечательной особенностью минерального состава этих карбонатных пород оказалось присутствие в них бёмита в частицах микронной размерности – в составе тонкодисперсного углеродистого вещества, образующего матрикс между зернами кальцита, био- и литокластами. По-видимому, бёмит попал в карбонатный осадок в период морской седиментации – в виде коллоидных частиц с размерами от 0.1 до 1–2 мкм. Помимо бёмита и органического углеродистого вещества, в нерастворимом остатке пород присутствуют каолинит, слюда, хлорит, пирит, кварц и полевые шпаты. Предполагают, что образование надрудных карбонатов СУБРа происходило в условиях мелководной морской лагуны, сообщение которой с открытым морским бассейном периодически ослабевало, что создавало своеобразную ловушку как для терригенных обломков (в частности, базальтов), так и для коллоидных частиц глинозема. Вероятно, в эпизоде бокситообразования преобладало поступление коллоидных форм, а ослабление этого процесса происходило постепенно, поэтому алюмогели присутствуют и в самих бокситах, и в надрудных известняках.

 

В докладе М. П. Арефьева и В. Н. Кулешова [2, с. 59–62] показано, что топофации пограничных отложений перми/триаса в бас. Сухоны и М. Сев. Двины (Московская синеклиза) довольно хорошо выявляются по данным изотопного состава кислорода двустворок, гастропод и остракод. В общем, раковины со значениями d18Oкарб < 22–23 ‰ залегают в аллювиальных песчаных линзах (при этом значения d18Oкарб остракод в целом несколько тяжелее, чем у моллюсков), тогда как более тяжелые значения d18Oкарб чаще встречаются в алевропелитовых отложениях, которые можно считать солоноватоводными озерными (или сильно опресненными прибрежно-морскими).

 

В докладе Т. П. Аксеновой [2, с. 17–20] для характеристики топофаций нижнеюрских отложений юга и юго-востока Зап. Сибири использовался изотопный состав Сорг. По значениям величины d13Cорг сделано заключение о преобладании в терригенных толщах органического вещества терригенного типа (вслед за А. Э. Конторовичем, она употребляет термин «террАгенный», а не «терригенный»). Например, в тогурской свите (низы нижнего тоара в Нюрольском районе Обь-Тазовской области) значения d13Cорг  находятся в диапазоне от –28.2 до –26.0 ‰ (к сожалению, нигде не указывается число анализов).

 

8. Диагностика осадочных фаций. Динамофации

 

В докладе Т. Н. Алексеевой [2, с. 32] указано, что в разрезах океанских осадков установлены весьма многочисленные стратиграфические перерывы любого возраста – от поздней юры до голоцена. Вслед за В. Н. Свальновым (1986 г.) она различает перерывы явные и скрытые, а по площади распространения – глобальные, региональные, локальные. Характерны кратковременные скрытые перерывы – свидетельство резко замедленной седиментации. Для границы скрытого перерыва характерны повышенные концентрации Mn, Ni, Co, Cu, иногда также Fe, Al, K, Li, Pb, однако содержания Cr и Zn обычно падают относительно фона.

 

В обрыве глинта на оз. Ильмень в толще фаменских тонкослоистых существенно гидрослюдистых глин можно наблюдать несколько прослоев (толщиной 2–10 см) биокластовых известняков с примесью песчано-алевритового материала, прослеженных по глинту на расстояние до 10 км. А. Б. Тарасенко подробно изучила их [3, с. 331–334], с целью проверки идеи профессоров СПГГУ Е. Д. Михайловой и Р. А. Щеколдина о темпеститовой природе карбонатов. Текстурные признаки подтверждают предположение о том, что эти карбонатные породы образовались путем штормового взмучивания и переноса материала: «Градационная сортировка, черепитчатая или вертикальная ориентировка раковин, интракласты, образованные путем отрыва глинистых фрагментов от дна, – свидетельствуют о механическом переотложении и гидравлической сортировке материала. Наличие пор под выпуклыми раковинами, впоследствии заполненных кальцитом, может быть обусловлено быстрым осаждением частиц в промежутках между органическими остатками <   >. Градационная сортировка или тонкая ламинационная слойчатость свидетельствуют о том, что песчано-алевритовый материал отлагался из взвеси во время затухания энергии волн <   >. Темпеститовые прослои в ильменских глинах формировались в зоне периодического штормового воздействия. Мгновенность формирования темпеститов на большой площади позволяет использовать их в качестве изохронных уровней для корреляции удаленных разрезов» [т. 2, с. 334].

 

В карбонатных пластах среднего рифея Оленекского поднятия литологами ГИН РАН [2, с. 209–212] описаны концентрически-зональные кальцитовые онколиты размером 0.3–3.5 мм. Считают, что онколиты формировались на поверхности осадка, в слое подвижной придонной воды, о чем свидетельствует присутствие их обломочных форм. Залегающие на границе с песчаниками полусферы с тонкой концентрической слоистостью указывают на рост этих образований в спокойных условиях формирования терригенно-карбонатного осадка. В таких же условиях, видимо, могли образовываться и отдельные целые онколиты, в которых присутствуют обломочные зерна кварца, корродированные кальцитом в процессе формирования этих стяжений. О похожей смене условий, характерной для мелководного морского бассейна, свидетельствуют также глауконитовые микроконкреции, когда в одном образце встречаются обломочные (аллотигенные) и глобулярные (аутигенные) морфотипы.

 

9. Диагностика диагенеза

 

В докладе Н. И. Афанасьевой, С. О. Зориной и А. В. Жабина [2, с. 91–95] приведены четыре анализа глауконитов, выделенных из бороздовых проб по 17-метровому фрагменту пачки кварцевых алевролитов – в нижней части меловатской свиты сеномана, обнажающейся в Волгоградской области. Минерал содержит 4.92–5.38 % К2О и, судя по данным рентгеновского анализа (уменьшение рефлекса 10.95 Å до 10.04 Å после насыщения препаратов глицерином и прокаливания), – от 10 до 15 % разбухающих смектитовых слоев. Авторы заключают, что «наличие значительного количества разбухающих смектитовых компонентов и относительно низкое содержание K2O являются показателями начальной стадии диагенеза осадочной толщи» [т.1, с. 95]. На наш взгляд, причину заметной доли смектита нужно искать здесь не столько в стадии диагенеза, сколько в генотипе глауконита; по-видимому, этот глобулярный глауконит является трансформационным (образованным по субстрату железистого смектита). Высказывалось предположение о том, что трансформационный генотип должен отличаться от синтетического более низким содержанием бора, что было бы важным проверить [ЮК-2008].

 

При обилии глауконита образуются специфические породы-глауконититы, содержащие более 50 % глауконитовых зерен. Согласно обобщению Т. А. Ивановской [2, с. 339–342], в фанерозойских отложениях такие породы встречаются довольно часто, а в докембрии – редко, и впервые описаны ею (2009 г.) в среднем рифее Оленекского поднятия. По структурным особенностям среди изученных образцов выделяются слюды и смешанослойные образования (< 10 % и 10–20 % смектитовых слоев соответственно). Подчеркивается преимущественно диагенетическая природа глауконита и вероятное участие в его формировании бактериальной биоты. Обобщив свои и мировые данные о морфологии, структуре и химическом составе глауконититов в разновозрастных отложениях, исследовательница приходит к выводу о том, что они «характеризуются близкими макро- и микроскопическими особенностями <   >» [т.1, с. 342]. Такой вывод вызывает некоторое сомнение; возможно, дело в том, что тонкие особенности химического состава глауконитов (содержания бора и других элементов-примесей, например, Rb, изотопный состав кислорода и др.) еще плохо изучены.

 

Преимущественно диагенетическими часто являются карбонаты, и прежде всего – доломиты. В серпуховских карбонатных породах р-на р. Мста (СЗ крыло Московской синеклизы) широко проявлены процессы вторичной доломитизации первично биоморфных известняков [2, с.126–128], образующие несколько морфотипов: (а) единичные кристаллы доломита, развивающиеся по микриту известняков и кремней, а также биодетриту (преобладающий морфотип); (б) кристаллы доломита, слагающие основную (до 95 %) часть породы; (в) поры и трещины доломитизации. Кристаллические вторичные доломиты (морфотип б) развиты только в некоторых частях разрезов. Кристаллы доломита, как правило, идиоморфные, ромбоэдрические, размером 0,04–0,16 мм, характерно зональное строение и наличие в них ядер, сложенных гидроксидами железа. Поры и трещины доломитизации, которые сопровождаются ангидритизацией, – проявлены лишь в верхней части разреза. Хотя И. В. Бигун [2, с.126–128] не высказывается в отношении стадии литогенеза, на которой происходят процессы доломитизации, можно думать, что преобладающий морфотип а формировался в диагенезе, а два других – в катагенезе, причем морфотип в – по-видимому, в рассольном катагенезе [11]. Впрочем, прояснить эти версии можно только с использованием изотопного анализа карбонатного кислорода [12].

 

В верхнеоксфордских отложениях Зап. Сибири (васюганская свита) на значительной площади установлено стратиформное развитие септарных конкреций. Изучение этих образований томскими и новосибирскими литологами [2, с. 298–301] показало, что они сложены несколькими (1–3) генерациями кальцита и железистого кальцита (как правило, более позднего); гораздо реже в подчиненном количестве в септарных трещинах отмечался доломит. Предполагают, что конкреции «формировались на стадии раннего диагенеза в осадках прибрежно- и мелководно-морского генезиса. Формирование крупных извилистых трещин в конкрециях вероятнее всего происходило в результате синерезиса <   >. Частичное или полное их выполнение осуществлялось на более поздних этапах диагенеза и, вероятно, катагенеза <   > ». [2, с. 300–301].

 

Казалось бы, сугубо академическая проблема – установление генотипа каолинита – на самом деле имеет большую практическую важность, что показано в исследовании воронежских и пущинских литологов, изучивших тугоплавкие глины Липецкой области [2, с. 434–437]. Оказалось, что высококачественные глины с повышенным содержанием глинозема формировались только в озерно-болотных фациях старичных водоемов, где, согласно Г. И. Бушинскому (1977 г.) протекал процесс «проточного диагенеза» с выносом щелочей и кремнезема.

 

10. Диагностика стадиального ката- и метагенеза

 

В связи с обилием докладов по нефтегазовой геологии, теме катагенеза было уделено значительное внимание. При этом характерно, что почти все докладчики подчеркивали проявления тех или иных отклонений от нормального стадиального катагенеза – в связи с периодическими тектоническими активизациями территорий, порождавшими наложенные флюидные воздействия на осадочные толщи.

 

В докладе В. В. Еремеева [2, с. 289–291] подчеркнуто, что в складчатых областях процессы стадиального катагенеза могут осложняться тепловыми  импульсами, сопряженными со стрессовыми деформациями. Так, в пределах Кизеловского и Егоршинско-Каменского бассейнов Урала отложения карбона погружались на ту же глубину, что и одновозрастные отложения Русской платформы (около 2 км). Однако они преобразованы гораздо сильнее – до стадии метагенеза: «Первостепенную роль в процессах постседиментационных преобразований по сравнению с процессами, вызванными вертикальной нагрузкой вышезалегающих толщ, в пределах указанных бассейнов играли термальная активизация недр и стресс. Импульсы стресса присущи бассейнам, приуроченным к тектонически подвижным структурам земной коры и усиливают коррозионные дегидратационные и диффузионно-метасоматические процессы» [2, с. 290]. Аномальное тепловое поле связывается здесь с воздействием магматического очага – Верхнетурьинского батолита. Считают, что близость батолита и послойные внедрения основных магм (нагретых до 1300 оС) вызвало локальный прогрев угленосных толщ до более чем 350 оС. На севере Западной Сибири также отмечены катагенетические аномалии в песчаниках, погрузившихся на глубину около 2 км: явления рекристаллизационно-грануляционного бластеза, наложенные на структуры стадиального катагенеза. Эти явления ставятся в связь с импульсами термальной активизации (более 200–300°С) вызванными мантийным плюмом, скользившим ниже кровли земной поверхности с севера (из района Карского моря) на юг Западной Сибири. Вне зоны прохождения этого плюма (в центральных и юго-восточных областях Западной Сибири) – нет и аномальных катагенетических проявлений в осадочном чехле.

 

По мнению К. Г. Григорчука [2, с. 253–255] существующая модель стадийного термального катагенеза требует пересмотра – по причине выявившихся при нефтегеологическом бурении новых фактов, «которые не вписываются в традиционные схемы». К таким противоречивым фактам отнесены: «1) несовпадение стадий трансформации ОВ с определенным уровнем преобразования глинистых минералов; 2) существование примеров значительной разницы стадий трансформации ОВ в одновозрастных, гипсометрически адекватных отложениях в соседних скважинах, а также так называемых инверсий <   > катагенетических показателей в одной скважине; 3) типичность отсутствия региональной зональности аутигенного минералогенеза, что, в первую очередь, свойственно карбонатным минералам; 4) повсеместное выявление в ОПБ литофизических аномалий (высокоемкие породы-коллекторы в зоне глубинного катагенеза)» [2, с. 253]. Предлагается новая модель, названная флюидодинамической, которая противопоставляет тренду непрерывного погружения осадочно-породного бассейна – пульсационно-циклический характер тектонического процесса. Подробно описав предложенную модель (со ссылками на соответствующие публикации), автор подчеркивает, что она адекватно описывает реально наблюдаемые процессы генерации и миграции нефтегазовых флюидов и аккумуляции их в ловушках. В частности, наблюдаемая по разрезам некоторых сверхглубоких скважин асинхронность катагенеза объясняется «дискретным характером процессов эксфильтрационного катагенеза» [2, с. 254]. Несоответствие импульсного характера нефтегазонакопления и очень длительного, постепенного катагенеза органического и минерального вещества объясняется вовсе не привносом неких мантийных флюидов – а реализацией «внутренних резервов ОПБ на активных подэтапах эксфильтрационного катагенеза. Таким образом, фактически снимается основное уязвимое место термогравитационной гипотезы, а именно слабое обоснование факторов и путей миграции УВ» [2, с. 255]. Наконец, специфические резервуары, возникающие в активных фазах катагенеза на разных гипсометрических уровнях, понимаются как «временные очаги аккумуляции углеводородных флюидов. Последние в дальнейшем перемещаются как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Именно этим можно объяснить известные примеры «неисчерпаемости» ряда месторождений в старых нефтегазоносных регионах <   >» [2, с. 255].

 

Наиболее интересным результатом исследования Л. В. Кокшиной и Г.А. Мизенса, изучавших аутигенную минерализацию песчаников доюрского фундамента (девон и карбон) Западно-Сибирской плиты [2, с. 372–375], является, на наш взгляд, выявление локальной неоднородности катагенетического изменения не сильно различающихся по возрасту пород в одной и той же или соседних скважинах, устанавленной как по отражательной способности витринита, так и по ассоциациям аутигенно-катагенетических минералов. Например, в одной из скважин по пяти образцам нижнего визе фиксируется уровень начала МК-2, а два образца показывают МК-3 и даже АК-1. В недалеко расположенной скважине также определен уровень АК-1, но также – МК-2 и МК-3. Авторы приходят к выводу, что локальные аномалии катагенеза связаны с зонами стресса, причем «набор и особенности аутигенных компонентов свидетельствуют об участии флюидов в формировании минерального состава. В первую очередь это относится к карбонатам и каолиниту» [2, с. 375].

 

Среди зеленовато-серых башкирских аргиллитов Вост. Донбасса встречаются линзы желтовато-коричневых «реликтовых» глин. Похожая картина наблюдается и в нижне-среднеюрских аргиллитах СЗ Кавказа. Как свидетельствуют Н. В. Голубова и Б. В. Талпа [2, с. 224–227], по минеральному составу башкирские глины практически не отличаются от аргиллитов и сложены гидрослюдой (72 %) с примесями каолинита (10 %) и хлорита (8 %). Таким образом, глины явно претерпели катагенетическую гидрослюдизацию (как и вмещающие их аргиллиты), но отчего-то сохранили пластичность. Ростовские литологи объясняют этот феномен локальным существованием закрытых гидродинамических систем в период катагенеза. В таких системах (которые могут возникать, например, в антиклинальных перегибах глинистых пластов под водоупорами) выделяющаяся при гидрослюдизации смектитов межслоевая вода не уходит в коллектор, а образует длительно существующую водно-породную линзу с АВПД. Хотя смектит в таких условиях не выживает и трансформируется в гидрослюду, порода предохраняется от литостатического сдавливания – и потому сохраняет свою пластичность.

 

Саратовские геологи [2, с. 407–409] сопоставили температурные шкалы катагенеза: по степени углефикации углей, по отражательной способности витринита рассеянного ОВ и по аутигенным силикатам. Как известно, эти шкалы могут значительно различаться, соответственно различаются и представления о температурах нефте- и газогенерации. Например, одни исследователи считают, что главная зона нефтеобразования начинается на глубинах с температурой 50–60° С, тогда как другие – с температурой 120–140° С. Среди прочего, такие расхождения могут объясняться неучтенным влиянием наложенных процессов: в локально прогретых гидротермами, разуплотненных породах ОВ преобразуется легче, чем минеральное. Чтобы достовернее судить о реальных температурах прогрева, уже давно используют температуры газово-жидких включений в аутигенных минералах (кальцит, анкерит, доломит, кварц, галит и др.). Сопоставление всех этих данных для рифтовых бассейнов показывает, что Главная зона нефтеобразования здесь реализуется при температурах 120–160 оС, и ей отвечает формация гидротермальных аргиллизитов. Главная зона газообразовании существует при температурах 200–290 оС, и ей отвечает формация пропилитов. Таким образом, нефтегазогенерация в рифтовых бассейнах ставится в тесную связь с гидротермальным процессом.

 

Детализация этих представлений на материале Западной Сибири, сделанная в другом докладе саратовских геологов А. Д. Коробова, Л. А. Коробовой, А. Т. Колотухина и В. М. Мухина [2, с. 410–413], привела их к важному практическому выводу о возможной перспективности не только осадочного чехла плиты, но и «промежуточного комплекса» – гидротермально-измененных пород доюрского фундамента. Заметим, что этот (вполне логичный) вывод отнюдь не требует каких-то мантийных углеводородных флюидов: для нефтеобразования вполне достаточно ресурсов органического вещества в рифтовой осадочной толще.

 

11. Диагностика рассольного катагенеза и эпигенеза

 

Обобщая свои многолетние исследования Южно-Уральских среднерифейских магнезитов, екатеринбургские литологи М. Т. Крупенин, Л. К. Воронина, В. В. Хиллер, Т. Я. Гуляева и В. Г. Петрищева [2, с. 442–445] приходят к выводу о том, что источником вещества для кристаллических магнезитов послужили рассолы, захороненные в нижнерифейских эвапоритовых толщах. Эти рассолы были нагреты рифтовым тепловым потоком до средних температур около 150 оС (а максимально, по некоторым оценкам – до 400 оС), имея соленость 28–32 % экв. СаСl2. и производили метасоматическое замещение вмещающих тонкокристаллических доломитов-1. Важным попутным признаком магнезитового метасоматоза является формирование крупнокристаллического доломита-2 – в среднем более железистого и с превышением содержания MgO над стехиометрическим.

 

Уфимские геологи В. М. Горожанин и Е. Н. Горожанина [2, с. 240–243] описали уникально обнаженный разрез кунгурской эвапоритовой толщи (Акаташево) в восточной зоне Предуральского прогиба. Разрез состоит из двух субгоризонтально залегающих толщ: нижней терригенно-гипсовой (30–50 м), и верхней – гипсовой (50–60 м), разделенных гипсово-глинистой брекчией со следами субгоризонтального течения. Предполагается, что первичное строение толщи было трехчленным, т. е. что брекчия первоначально была сульфатно-глинистой толщей, возможно содержавшей галит. При тектонических деформациях по этому слою произошел срыв нижней и верхней толщ. Накопление эвапоритов происходило в фации прибрежной себкхи, однако время проявления эпигенеза, создавшего наблюдаемую картину, не определено. Возможно, это был рассольный катагенез погружения – на фоне тектонических подвижек? Однако авторы склоняются к идее о том, что многочисленные проявления текучести эвапоритовых масс происходили значительно позднее: «Обычно, активизацию тектонических движений связывают с позднепалеозойской коллизией. Характер деформаций и эпигенетические преобразования пород более указывают на их связь с неотектонической активизацией Уральского орогена» [2, с. 243].

 

12. Диагностика инфильтрационного эпигенеза-гипергенеза

 

В керченских «табачных» рудах имеется примесь слоистых силикатов, среди которых присутствуют триоктаэдрические смектиты, содержащие в структуре двухвалентное железо [2, с. 228–231]. Эти минералы очень нестойки и на воздухе претерпевают твердофазное превращение в диоктаэдрические нонтрониты с параллельным образованием оксидов железа. Рентген-дифракционные исследования Е. В. Голубовской показали, что окисление железа сопровождается разрушением ОВ в межслоевом пространстве смектитов. Оказывается, при этом происходят весьма сложные процессы деструкции первичных органических соединений и новообразования новых – более устойчивых в окислительной обстановке. Экспериментально показано, что уже в первые 24 часа (в течение которых исходный смектит трансформировался в нонтронит), испарились или окислились (с появлением СО2 и СS2) наиболее летучие углеводороды, но еще сохранилась ароматика (бензол и толуол); образовались сложный эфир этилацетат и альдегид (акролеин). При более длительном окислении (7 суток) появляются уксусная кислота и бутилацетат, но исчезает толуол. Считают, что сложные эфиры могут образоваться при дегидратации спиртов, а акролеин и уксусная кислота – при их окислении. Особенно интересны превращения первичных алкенов (бутена, метилбутена, гептена, октена, додецена) которые очень легко подвергаются окислению. Следовательно, пока эти буферные вещества еще присутствуют в рудах – Fe2+ предохраняется от окисления, и лишь исчезновение алкенов должно «запустить» процесс твердофазного окисления Fe2+.

 

13. Диагностика флюидного литогенеза

 

Ввиду отмечавшихся в серии докладов аномалий процессов катагенеза, обусловленных флюидными воздействиями, тема «флюидного литогенеза» сильно перекрывается с темой осложненного стадиального катагенеза; поэтому рубрикация соответствующих докладов может быть сделана лишь условно.

 

Э. А. Королев, В. П. Морозов и Л. В. Леонова [2, c. 414–417] описали проявления флюидного литогенеза в средне- и верхнепермской толщах Татарии на трех стратиграфических уровнях (снизу вверх): в печищенских микрозернистых седиментационно-диагенетических доломитах (овальные и конусовидные формы, весьма напоминающие современные покмарки); в плотных верхнеуслонских доломитах (кремневые конкреции с включениями водно-нефтяного флюида, причем нефть аналогична девонской); и в верхнепермских красноцветных мегелисто-глинистых уржумских слоях (травертиновые холмы)[1]. Все эти проявления четко маркируют зону Волжского регионального разлома в области сочленения южного сегмента Казанско-Кировского прогиба с Токмовским сводом. Рассмотрев вещественные особенности данных проявлений, авторы делают правдоподобный генетический вывод, называя описанные «литогенетические образования» своеобразными маркерами очагов разгрузки углеводородсодержащих флюидов. Различие маркеров по форме и составу объясняется эволюцией флюидов во времени, охватывая стадии диа- и катагенеза средне-верхнепермской толщи: «На первых этапах по Волжскому разлому, очевидно, шла миграция водно-углекислых флюидов с примесью углеводородов. Разгружаясь в придонной части осолоняющегося Казанского палеоморя, они в местах выходов распресняли воды и поставляли питательные элементы, создавая предпосылки для развития микробиальных сообществ и осаждения кремнезема. За счет этого вокруг сипингов образовались доломитовые и кремнистые обособления. Затем состав растворов изменился на существенно водно-углеводородный. Высачиваясь на поверхность, флюиды пропитывали доломитовые породы. Образующиеся в это время диагенетические кремнистые конкреции, захватывая газово-жидкие компоненты, сохраняли реликты пришедшей нефти от последующего биохимического разложения. Завершающая фаза миграции катагенных растворов, проявившаяся в уржумский век, вновь была представлена водно-углекислым флюидом. Локальные прорывы подземных вод, насыщенных углекислотой, создавали в континентальных отложениях травертиновые холмы, контрастно выделяющиеся среди мергелисто-глинистых пород» [2, c. 417].

 

М. А. Тугарова [3, с. 342–345] представила обобщение процессов флюидного (существенно углеводородного) эпигенеза в нефтегазоносных толщах на материалах севера Тимано-Печорской провинции и Северо-Баренцевоморского региона, с упором на изучавшиеся ею конкреционные образования нефтегазоносного комплекса триаса. Ею было установлено, что «в породах, образованных под предполагаемым воздействием эманационных УВ, фиксируется преимущественно бактериальный или гидробионтный состав УВ. Углеводородные структуры фиксируют более высокую степень катагенетической преобразованности, чем в «фоновых» породах. Для отдельных образцов установлено термокаталитическое уплотнение УВ-структур, соответствующее переходу нафтидов в нафтоиды» [3, с. 345]. Петрографические и органо-геохимические исследования дополняются геохимическими, выявившими облегчение изотопного состава карбонатных углерода и кислорода.

 

С флюидным литогенезом генетически связан не только нафто-, но и наследующий ему рудогенез, что недавно было показано в замечательной книге петербургских геологов и геофизиков [1].

 

Петербургские и московские геологи В. Г. Колокольцев, А. И. Ларичев и Д. К. Скачек [2, с. 376–379] развивают идею о широком присутствии в осадочных толщах метасоматитов по любому субстрату, в том числе – в изучавшихся ими отложениях чехла Западно-Сибирской плиты. Среди упоминаемых ими примеров – кальцитизированные псаммиты (структурно-останцовые миксометасоматиты), «в которых сохраняются лишь останцы былых песчаников, частично сохранивших псаммитовую структуру. Они служат надежным экраном в ловушках нижнемеловых и юрских нефтяных пластов, и этим отличаются от структурно-включенных разновидностей» [2, с. 377]; сидеритовые метасоматиты (апосомы), секущие напластование; ранние (? – Я.Ю.) «вторичные известняки» в баженовской свите, образованные по субстрату глинистых пород; жильные альбит-битумные метасоматиты в каналах миграции углеводородных флюидов; экстраординарные, сплошные «конвергентные метасоматиты», возникающие в зонах разгрузки флюидов и часто ошибочно принимаемые за нормальные осадочные породы (например, за битуминозные кварцевые алевролиты или пепловые туфы). Эти факты заставляют авторов вновь обратиться к опередившим своё время идеям Г. Л. Поспелова о принципиальном сходстве нафто- и рудогенеза: «Обсуждая проблемы геологического подобия нафтидных и флюидогенных рудных месторождений, этот замечательный геолог доказывал и показывал, что нефтяные залежи формируются не только и не столько путем пассивного заполнения пор коллекторов нефтью, но и благодаря метасоматозу, приводящему к возникновению вторичных коллекторов и заполнению нефтью новообразованного пустотного пространства <   >» [2, с. 379].

 

В докладе С. Ю. Енгалычева [2, с. 285–288] были приведены примеры участия газово-флюидных разгрузок в процессах лито- и рудогенеза, протекавших в осадочном чехле Восточно-Европейской платформы. В числе этих примеров и такие, которые были разобраны в нашем обзоре [9] или докладывались на Сыктывкарском совещании-2011 [4]: «воронежское золото», урановая минерализация на территории кряжа Карпинского, присутствие золота в фосфоритах средней юры в Подмосковном бассейне, наличие алмазоносных «флюидолитов» в Предуралье, Архангельской области и Сев. Приладожье. Из других примеров весьма интересны данные В. А. Наумова и др. (2003 г.) о золоте Верхнекамской впадины. Согласно изложению С. Ю. Енгалычева, [2, с. 286], здесь «золото встречается по всему разрезу мезо-кайнозойских отложений <   >. Кроме высокопробного золота, выделяются его разновидности, в разной степени обогащенные Ag, Cu, Hg, Pd, Pt. На зернах золота часто присутствуют экзотические пленки, сложенные интерметаллидами Sn, Pb. В толще средней юры и нижележащих образованиях нижнего триаса, кроме золота, установлены ореолы киновари, самородной ртути, флюорита, барита, а зоны повышенной золотоносности и платиноносности имеют линейный характер. Образование агрегатного золота, вероятнее всего, связано с функционированием низкотемпературных газово-флюидных систем».

 

14. Процессы нафтогенеза, формирования и разрушения залежей

 

Обобщая многочисленные исследования свои и своих учеников, проф. Г. А. Кринари [2, с. 438–441] подчеркнул, что путем тонких рентгеноструктурных исследований минерального состава нефтеносных коллекторов доказывается, что нефтяной флюид вовсе не заполняет готовый коллектор (как обычно считается) – а предварительно как бы сам готовит для себя необходимое пустотное пространство. Главными процессами при такой подготовке являются растворение микритовых карбонатов цементов углекислотой, выделяющейся при биогенном окислении нефти. Параллельно происходят глубокие трансформации слоистых силикатов: «Мобилизованный Al3+ связывается в структурах аутигенных слоистых карбонатов и сульфатов <   > или может поступать путём диффузии и в слабо проницаемые покрышки, вызывая трансформацию смектита, хлорита и смешанослойных иллит-смектитов в фазы типа тосудита и иллит-судоита» [2, с. 439].

Важнейшими процессами, определяющими формирование продуктивных залежей, оказываются прорывы покрышек, приводящие к разгерметизации системы и интенсивному аутигенному минералообразованию, создающими необходимую вторичную пористость: «Участки прорывов покрышек могут локализоваться разрывными нарушениями, которые часто ограничивают нефтеносные структуры <   >, или в местах максимальных перегибов покрышек. В итоге происходило образование дополнительного объёма пор, он в открытой системе мог восполняться только из внешнего источника, прежде всего или инфильтрационных, или элизионных вод, но чаще тех и других. Минералами-индикаторами инфильтрационных вод служат простые сульфаты, источником которых была гипс-ангидритовая толща нижней перми, а также основные карбонаты или сульфаты Al3+(VI): группа алюминита <   > и скарброит <   >. Часто эти воды содержат О2, вызывая окисление пирита до ярозита <   >, и гётит. Индикаторами элизионных, созданных дегидратацией минералов с межслоевой либо кристаллизационной водой, служит карналлит <   >, целестин <   >, нахколит <   >, реже галит <   >, как и акаганеит <   >, способные образоваться только из глубинных рассолов. Кроме них появляются  фазы AlO(OH): гиббсит, бёмит, байерит, возникающие при pH > 7,8». Разные геологические варианты разгерметизации залежей порождают и разные типы залежей: «В итоге разрез превращается в довольно пёстрое чередование слабо коррелируемых локальных зон, содержащих нефть, или воду, или нефть с водой, или полностью лишенных всякой проницаемости» [2, с. 440]. Отсюда следует вывод, опровергающий традиционные представления, все еще очень живучие в нефтяной геологии (по крайней мере – в отношении толщи карбона Республики Татарстан): «в нефтеносной толще карбона РТ нет, строго говоря, коллекторов «порово-трещинного» и «порово-каверно-трещинного» типов <   >. Фильтрация происходит не вдоль взаимно параллельных трещин или пор, а по локальным проницаемым зонам, которые возникают и исчезают в течение всей геологической истории. Они могут объединяться в крупные при перехвате более интенсивным потоком, становясь в объёме пород водопроводящими каналами» [2, с. 441].

 

15. Некоторые вопросы рудогенеза. Профанация геохимии

 

Как указано в обобщении Б. А. Богатырева [2, с. 129–133], традиционная трактовка бокситов (пород с содержанием Al2O3 не менее 35 вес. %) как остаточных продуктов интенсивного гумидного выветривания-выщелачивания – не вызывает никаких сомнений. Бокситы формируются в открытых экзогенных геохимических системах: 1) в латеритных корах выветривания, 2) в карсте – при десиликации разнородного алюмосиликатного материала; 3) при экзодиагенезе – изменении пород, сходном с выветриванием. Все эти процессы идут в условиях климата жаркого (средние температуры +20 оС) и влажного (годовое количество осадков – более 1500 мм/г), в промывном режиме – со скоростью фильтрации более 10-5 м/с. В верхней (тыловой) части метасоматической колонки профиля выветривания накапливаются гидролизованные Al и Fe, а Si, Ca, Mg, K, Na и другие компоненты выносятся в нижние части профиля и за его пределы. При этом процесс бокситообразования несомненно претерпел эволюцию в геологической истории Земли. В частности, в бескислородной атмосфере раннего докембрия из профиля бокситов выносилось и железо.

 

Открытие В. В. Боровским в 1972 г. на р. Кара (стык Полярного Урала и Пай-Хоя) проявлений бокситов девонского возраста поставило перед геологами ряд вопросов. Главная генетическая загадка порождалась метагенным парагенезисом этих очень крепких, черных углеродистых пород, сложенных диаспором, хлоритоидом и хлоритом. Почти сразу объявились горячие головы, назвавшие эти метабокситы гидротермальными образованиями. И лишь тщательные стратиграфические работы сыктывкарского геолога В. С. Цыганко, с полной достоверностью доказавшего строгую приуроченность бокситовых тел (некоторые из которых он обнаружил впервые) к определенному горизонту (подошве среднеживетского подъяруса), позволили сделать правильный диагноз: Карские бокситы – безусловно, первично-осадочные, впоследствии метаморфизованные, местами с проявлениями стрессового метаморфизма [3, с. 434–438]. К сожалению, эти важные работы оказались «спрятаны» в региональных стратиграфических сборниках и по этой причине остались невостребованными профессионалами-бокситчиками, продолжавшими обсуждать фантастические генетические концепции. Данный поучительный пример показывает, что хорошая стратиграфия зачастую оказывается лучшим лекарством против необоснованных построений в осадочном рудогенезе...

 

В древних (вероятно, нижнепротерозойских?) мраморах Зап. Прибайкалья (ангинская толща) известно Цаган-Забинское месторождение марганца, представленное бедными карбонатными (манганокальцитовыми) и более богатыми силикатно-карбонатными рудами (силикаты представлены гранатом и амфиболами). С. И. Школьник и Е. Ф Летникова [3, с. 489–492] на основе изучения концентраций породообразующих компонентов и элементов-примесей в рудах, величин Eu/Eu* (0.97–1.22), Се/Се* (0.49-0.63), eNd (от +1.0 до –3.8), а также отношения 87Sr/86Sr (0.7062–0.7082) пришли к амбивалентному заключению о том, что «химический состав марганцевых руд Цаган-Забинского месторождения отражает соотношение вклада гидротермального, терригенного и хемогенного (биогенного) вещества в исходном осадке» [3, с. 489–492]. Всё же почти несомненно, что доминирующим фактором поставки марганца был подводный вулканизм [10] в островодужном и задуговом морских бассейнах.

 

В докладе Н. Ю. Никуловой был представлен небольшой фрагмент из защищенной ею (1. 06. 2011) в Сыктывкарском Ин-те геологии Коми НЦ УрО РАН докторской диссертации [3, с. 91–93]. Литолого-геохимическое изучение песчаников и гравелитов из базальных горизонтов Уралид Севера Урала (Є3–O1) показало, что рудопроявления самородного золота ассоциируются с наличием на межформационном контакте уралиды/доуралиды глиноземистых или железистых дериватов доордовикской коры выветривания фундамента (комплекса доуралид) – пирофиллита, хлоритоида, гематита, что выражается и в резких аномалиях гидролизатного модуля ГМ [ЮК-2000].

 

Печальным примером полной профанации геохимических методов является доклад сотрудников ВСЕГЕИ «Редкометально-угольные месторождения в осадочных бассейнах Приморья» [т. 1, с. 188–191]. Известно, что в области геохимии углей наша страна давно занимает лидирующие позиции, свидетельством чего является серия фундаментальных монографий, в последние годы признанных, наконец, и на Западе [15]. Что касается редкометально-угольных месторождений (даже само это понятие также является приоритетом российской науки и введено еще в 1970-е гг. сотрудниками ИМГРЭ), то здесь основополагающими являются выполненные в последние десятилетия блестящие исследования В. В. Середина (ИГЕМ РАН), в частности, нашедшие отражение в фундаментальной «Угольной базе России» [5], и получившие широкий международный резонанс [16]. Однако во ВСЕГЕИ предпочитают ничего этого не замечать, ссылаются на безнадежно устаревшие отчеты и методическое пособие 1960-х гг. (где, например, заведомо вулканогенный германий ошибочно считался терригенным) и путаются даже в стратиграфии (в частности, в Ханкайском массиве нет никакой миоценовой угленосности, о которой они пишут, а есть только эоцен-олигоценовая). Что касается рудогенеза, то авторы выдают за «рудные» – околокларковые содержания элементов-примесей, не имеющие никакой промышленной ценности, и делают при этом амбициозные безответственные прогнозы. В целом уровень этого доклада – удручающе низкий.

 

Немногим лучше работа коллектива ВСЕГЕИ по рудогенезу диктионемовых сланцев Прибалтики [т.1, с. 192–195]. Недавно эстонскими геологами были обнародованы ранее совершенно секретные сведения о добыче в СССР урана из эстонских граптолитовых сланцев. С 1948 по 1952 гг. в шахте около Силламяэ было добыто 271 тыс. тонн граптолитовых сланцев. Они были переработаны в 40 %-ный концентрат, из которого было извлечено 22.5 т урана. После прекращения добычи сланцев, они шли в отвал при карьерной вскрыше нижнеордовикских оболовых фосфоритов. С 1964 по 1991 г. (конец СССР и отделение Эстонии) таким путем было перемещено около 7.3 млн. т граптолитовых сланцев. Геологические ресурсы граптолитовых сланцев в Эстонии оценивают цифрой ~2.1 млрд. т, а ресурсы в них урана и молибдена – в 5 и 10 млн. т. [10, с. 88]. Таким образом, всё, касающееся перспектив рудоносности диктионемовых сланцев, – уже давно и достаточно надежно установлено. Поэтому и здесь наукообразные «прогнозы рудоносности» вызывают недоумение. Впрочем, исключение, по-видимому, должно быть сделано для рения (поскольку ранее данных о содержаниях рения не было). Конечно, такие аномальные содержания Re, как 3.6 г/т, выявленные в ходе ревизионного опробования, – заслуживают пристального внимания.

 

Краткие выводы

 

Если подытожить главные впечатления от докладов по минералого-геохимической тематике на Казанском совещании-2011, то они сводятся к следующему.

1. Впечатляющий прогресс в области седиментологии, достигнутый главным образом в результате широких исследований седиментации в морях и океанах под руководством акад. А. П. Лисицына – выполненных с применением современных количественных методов. Эти исследования заставляют отказаться от устаревшей (1976 г.) парадигмы океанской седиментации, в которой главная роль отводилась механическому разносу терригенного материала, лишь «осложненного» биогенным процессом. Во-первых, прояснилась решающая роль в формировании океанских осадков «маргинальных фильтров»; во-вторых, роль биоса в океанском литогенезе оказалась не второстепенной, а решающей (концепция «живого океана»); в-третьих, и океанская седиментация оказалась климатически-зональной; в-четвертых, выявилось огромное значение океанского подводного вулканизма – значительно более интенсивного, нежели в континентальном вулканогенно-осадочном литогенезе.

2. Широкое использование геохимических методов (помимо традиционных – минералогических) для определения петрофонда как осадочных пород, так и их аналогов – молодых осадков и параметаморфитов. Среди этих методов выделяются методы литохимии и изотопной геохимии.

3. Заметное продвижение в области «геоминералогии» – направления, идущего от основополагающих исследований А. Г. Коссовской. Все более проясняется роль отдельных минералов, в особенности слоистых силикатов (например, глауконита), как отличных индикаторов процессов литогенеза.

4. Постоянно возрастающий интерес литологов к биогенному минерало- и породообразованию. Применение электронного микроскопа приводит к обнаружению всё новых примеров биоморфных микро- и наноструктур в осадочных породах. Впрочем, биоморфизм вовсе не обязательно означает биогенез.

5. Мощный вал исследований геологов-нефтяников, показывающих, что процессы термального катагенеза постоянно осложняются флюидными воздействиями, нарушающими простую и стройную стадийность термального катагенеза. Это особенно очевидно в рифтогенных нефтегазоносных бассейнах.

6. Как эти явления, так и масса свидетельств флюидных разгрузок на стадии седиментации и диагенеза вызвали к жизни концепцию флюидного литогенеза, особенно активно разрабатываемую Г. А. Беленицкой, а также другими петербургскими, татарскими, сибирскими и украинскими литологами.

7. При этом флюидный литогенез отнюдь не противоречит осадочно-миграционной концепции нефтеобразования (разработанной В. А. Успенским, Н. Б. Вассоевичем, С. Г. Неручевым, А. Э. Конторовичем), как представляется некоторым радикально мыслящим геологам и геофизикам. Полностью сохраняя за органическим веществом осадочных толщ решающую роль генератора нефтегазовых флюидов, он, однако, вносит весьма существенный элемент новизны в представления о механизмах и путях миграции нефтегазовых флюидов.

8. Всё большее осознание литологами (разрабатывающими идеи флюидного литогенеза) глубокой причинно-следственной связи процессов нафто- и рудогенеза.

 

Литература

 

1. Аплонов С.В., Лебедев Б.А. Нафторудогенез: пространственные и временные соотношения гигантских месторождений. – М.: Научный мир, 2010. 224 с.

2. Концептуальные проблемы литологических исследований в России: Материалы 6-го Всероссийского литологического совещания (Казань, 26–30 сентября 2011 г.). Т. I. – Казань: Казан ун-т, 2011. 514 с.

3. Концептуальные проблемы литологических исследований в России: Материалы 6-го Всероссийского литологического совещания (Казань, 26–30 сентября 2011 г.). Т. II. – Казань: Казан ун-т, 2011. 540 с.

4. Минеральные индикаторы литогенеза: Материалы Российского совещания с международным участием (Сыктывкар, 14–17 марта 2011 г.). – Сыктывкар: Геопринт, 2011. 332 с.

5. Середин В.В. Металлоносность углей: условия формирования и перспективы освоения // Угольная база России. Т. VI, гл. 15. – М.: Геоинформмарк, 2004. С. 453–518.

6. Радзивилл А.Я., Ливенцева А.А. О генезисе кварцитовидных песчаников низов миоцена северо-западной части Восточно-Европейской платформы // Актуальные вопросы литологии: Матер. 8 Уральск. литол. совещ. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2010. с. 256–257.

7. Юдович Я.Э. Минеральные индикаторы литогенеза: Сыктывкарский форум-2011 // Минеральные индикаторы литогенеза: Матер. Российск. совещ. с междунар. участием (Сыктывкар: 14–17 марта 2011). – Сыктывкар: Геопринт, 2011. С. 3–19.

8. Юдович Я.Э. Проблемы геохимической диагностики фаций седиментогенеза: Матер. к Школе-семинару (Томск: 20–27 нояб. 2007). – Томск: Дельтаплан, 2007. 188 с.

9. Юдович Я.Э. Флюидное минералообразование – альтернатива литогенезу? Обзор // Уральск. геол. ж., 2009, № 4 (70). с. 31–80.

10. Юдович Я.Э., Кетрис М. П. Геохимические и минералогические индикаторы вулканогенных продуктов в осадочных толщах. – Екатеринбург: УрО РАН, 2010. 412 с.

11. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. Минеральные индикаторы литогенеза. – Сыктывкар: Геопринт, 2008. 564 с.

12. Юдович Я. Э. Кетрис М. П. Новое в геохимии литогенеза // Уральский геол. ж., 2011, № 3 (81). С. 47–85.

13. Юдович Я. Э., Кетрис М. П. Основы литохимии. – СПб: Наука, 2000. 479 с.

14. Юдович Я.Э., Кетрис М.П. О существовании МБГ – минералов бертьериновой группы // Литогенез и геохимия осадочных формаций Тимано-Уральского региона. № 7. – Сыктывкар, 2009, С. 76–95 (Тр. Ин-та геол. Коми НЦ УрО РАН. Вып. 124).

15. Ketris M. P., Yudovich Ya. E. Estimations of Clarkes for carbonaceous biolithes: world averages for trace element contents in black shales and coals // Int. J. Coal. Geol., 2009, vol. 78, № 1. р. 135–148.

16. Seredin V.V., Finkelman R.B. Metalliferous coals: A review of the main genetic and geochemical types // Int. J. Coal. Geol., 2008, vol. 70, № 4. p. 253–289.

 

 




[1] Эти стратоны средней и верхней перми были показаны участникам совещания на теплоходной геологической экскурсии вниз по Волге – от Казани до Камского Устья. Пояснения давал доцент Э. А. Королев, которому мы пользуемся случаем выразить теплую благодарность. Приятно также поблагодарить щедрого спонсора этой экскурсии – геолога-нефтяника Я. Г. Аухатова.

 

Комментарии

По Т. А. Щербаковой и А. И. Шевелеву

Т. А. Щербакова и А. И. Шевелев [3, с. 505–507] в зонах выветривания серпентинитов наблюдают широкое развитие бактериальных микроструктур в гипергенной Mg-карбонатной минерализации. А как понимать подобное в корах выветривания кимберлитов?

На стр. 41 в "Никулин И.И., Савко А.Д. Литология алмазоносных отложений Накынского кимберлитового поля (Западная Якутия), Воронеж: Воронежский государственный университет, 2009": "Серпентин в нижних горизонтах выветрелых кимберлитов характеризуется слоями структурного типа «А» и «B». При этом для частиц новообразованного политипа «А» вначале характерна округлая глобулярная форма размером до 0,5 μм в диаметре. Эти частицы иногда образуются на острых гранях других минералов. Вверх по разрезу наблюдаются укрупненные чешуи серпентина и их «гроздеобразные» сростки с некоторым проявлением псевдогексагональной огранки.".

И алмазоносных россыпях ближайшего сноса:

На стр. 89 в "Никулин И.И., Савко А.Д. Литология алмазоносных отложений Накынского кимберлитового поля (Западная Якутия), Воронеж: Воронежский государственный университет, 2009": Микроскопические «гроздевидные» формы минералов представлены устойчивой в гипергенных условиях кристаллохимической модификацией серпентина «А», которая образуется в процессе выветривания кимберлитов путём перекристаллизации с частичным окислением Fe2+, сопровождавшейся политипными превращениями. Минеральные образования имеют размеры до 1,5 μм и различные очертания с пропорциями от 1:1 до 1:4 у длинной оси к поперечной.

Там же по тексту можно посмотреть и растрово-эелектронные снимки.