10.03.2021

Формационная характеристика, особенности осадконакопления и источники фосфора в верхнем докембрии - нижнем кембрии Малого Каратау


Способ осаждения фосфатов, по-видимому, не вызывает особых разногласий у исследователей. По мере изучения фосфоритов Каратау взгляды на причины их образования претерпели эволюцию от биогенной гипотезы через хемогенную до биохимической. Гораздо сложнее обстоит дело с вопросом о происхождении фосфоритов Каратау. В настоящее время мы имеем две основные гипотезы: эксгаляционно-осадочную — связанную с выносом в бассейн осадконакопления эндогенного фосфора) и биохимическую — объясняющую образование фосфоритов выносом фосфора реками с гумидных равнин.

Положение фосфоритов Малого Каратау в мощном геосинклиналь-ном разрезе Северного Тянь-Шаня, где имеется большое количество вулканогенных толщ и в то же время отсутствуют следы вулканической деятельности в период фосфатонакопления, оставляет до настоящего времени спорным вопрос о генезисе этих фосфоритов. Разбор вопроса о роли вулканизма ограничивается только установлением следов последнего в синхронном или подстилающем разрезе, как будто бы любой вулканизм является непременной причиной фосфатонакопления.

Фосфоритоносные отложения Малого Каратау хорошо изучены. Установлен минеральный и химический состав пород, их структурно-текстурные особенности, условия залегания и закономерности фациального размещения, общие палеогеографические особенности накопления.

В своем развитии Таласо-Каратауская зона в позднем докембрии и раннем палеозое испытала два крупных этапа (табл. 40). В байкальское время она представляла собой типичную миогеосинклиналь. За интервал времени нижний рифей — низы венда здесь образовался полный ряд геосинклинальных и орогенных формаций. Закончился этот цикл общим поднятием территории, на которой быстро развивались процессы денудации. В Тянь-Шане позднедокембрийские коры выветривания установлены в хр. Курук-Таг, в бассейне р. Сары-Джаз и хр. Джетым-Тоо, а также на продолжении Тянь-Шаня в хр. Улу-Тау Центрального Казахстана. В основании толщ верхов венда — низов кембрия в хр. Каратау недавно обнаружены реликты древних кор выветривания с каолинит-гидрослюдистой зоной вверху. Верхняя возрастная граница коры выветривания определяется как самые верхи венда — низы кембрия. В Малом Каратау процессы денудации и выветривания развиваются по верхам курганской свиты низов венда, в Боролдайтау (хр. Большой Каратау) — по кайнарской свите верхнего рифея. Уцелели преимущественно нижние горизонты профиля выветривания, а верхние размыты поздневендской — раннекембрийской трансгрессией. Продукты размыва сохранились в перекрывающих кору выветривания толщах. Признаки широкого развития процессов выветривания несет так называемая кыр-шабактинская свита хребта. Вместе с беркутинской свитой доломитов обе они составляют единую очень своеобразную автохтонную терригенно-карбонатную формацию, отличающуюся широким развитием красноцветных глинистых и глинисто-алевролитовых пород. Среди глинистых минералов широко развита гидрослюда, реже каолинит. Типичными членами этой формации являются также доломитистые известняки с довольно большой примесью хорошо окатанных обломков кварца, циркона, рутила, ильменита, лейкоксена. В нескольких горизонтах песчанистых известняков содержится глауконит, составляющий иногда 50% вмещающей породы. Абсолютный возраст очищенного от железистых рубашек глауконита, определенный М.А. Гаррис калий-аргоновым методом, составляет 570±10 млн. лет. В глинисто-карбонатных горизонтах этой толщи отмечается повышенное содержание марганцевых минералов.


В позднем венде начинается новое погружение Таласо-Каратауской зоны, положившее начало новому тектоническому циклу развития зоны и сопряженных с ней регионов. Начальный этап его отличается медленным осадконакоплением в мелководном бассейне; характерны также многочисленные конседиментационные перемывы. Состав, строение, малая мощность красноцветной терригенно-карбонатной и вышележащих фосфоритоносной кремнисто-карбонатной и известняковой формаций, а также распространение этих формаций и их аналогов на большой площади позволяют считать, что условия их образования больше всего напоминают платформенные.

Таким образом, широко распространенное мнение о том, что каратауская фосфоритоносная формация является типично геосинклинальной, по сути своей неверно. На самом деле чулактауская фосфоритоносная свита вместе с подстилающей красноцветной формацией и перекрывающей известняковой представляет собой типичный маломощный платформенный чехол, расположенный на байкальском складчатом основании, отделенный от него значительным перерывом.

Выделение красноцветной терригенно-карбонатно кыр-шабактинской свиты, отделяющейся от подстилающей ее вулканогенноосадочной свиты перерывом с формированием на большой площади коры выветривания, имеет большое значение, поскольку это позволяет нам видеть совершенно другой вертикальный ряд формаций, в котором обычно помещается фосфоритоносная чулактауская свита.

Этот вертикальный ряд имеет следующий вид. Зона денудации с корой выветривания на байкальском складчатом основании —> Автохтонная красноцветная терригенно-карбонатная с глауконитом формация —> Фосфоритовая карбонатно-кремнистая формация —> Известняковая формация.

Гораздо сложнее обстоит дело с латеральным рядом, так как к юго-западу и северо-востоку от полосы распространения фосфоритовой и ванадиеносной формаций (т. е. в пределах Сырдарьинского и Чу-Сарысуйского массивов) синхронные отложения не обнажены.

Если обратиться к более восточным разрезам, к северо-западной части Таримского массива и его складчатого обрамления, куда протягиваются фосфоритоносная и ванадиеносная формации, то можно увидеть следующие фациальные переходы нижнекембрийских отложений (табл. 41).

В.М. Синицын отмечает, что на нижний и средний кембрий в Таримском бассейне приходится этап континентального развития, которому отвечает толща красноцветных соленосных песчаников (200 м), развитая в горах Битамматау и в Маралбашийских возвышенностях. Красноцветная свита несогласно ложится на сугеттагскую толщу серозеленых песчаников синия и перекрывается известняками и доломитами: чультагской толщи, мощность ее 1300 м. Последняя сложена преимущественно известняками и доломитами, содержащими две красноцветные пачки. По ископаемым органическим остаткам возраст ее датируется как верхний кембрий — ордовик.

В хр. Калпинтаг у северо-западного края Таримской платформы на отложениях синия, по Гао-Цзюнь-цзе, несогласно залегают переходные слои от синия к нижнему кембрию. Они начинаются конгломератами, которые выше сменяются красными песчаниками, глинистыми сланцами и песчанистыми мергелями. Далее следуют нижние доломиты и доломитизированные известняки с прослоями песчаников и конгломератов. На нижних доломитах залегает фосфоритоносная пачка. Она начинается горизонтом кремнистых пород (3 м), которые выше переходят в углистые кремнисто-глинистые сланцы с прослоями доломитизированных известняков и фосфоритов. Выше следуют фосфатсодержащие доломитовые известняки, битуминозные мергелистые доломиты и мощная толща кремнистых доломитов (верхние доломиты). Вся эта фосфоритоносная пачка считается нижнекембрийской.

Средний кембрий (?) представлен доломитами, доломитизированными известняками и красными гипсоносными мергелями. Кембро-ордовик сложен мощной толщей известняков и доломитов с конкрециями и линзами кремня. В кровле этой толщи залегают комковатые бурокрасные известняки. Фосфориты хр. Калпинтага ассоциируют с черными глинисто-кремнистыми сланцами с характерным комплексом химических элементов, как и в Советском Тянь-Шане.

К северо-востоку от полосы развития ванадиеносной и фосфатоносной формации, в пределах Терскейско-Киргизской зоны, к нижнему кембрию отнесены ашуайрыкская, учкошойская и вышележащая кара-арчинская свиты и их аналоги. Учкошойская свита отделяется от подстилающей ее вулканогенной терекской свиты верхнего рифея крупными межформационными размывами. Свита сложена закономерно чередующимися глинистыми, глинисто-известковистыми и графитистыми сланцами, алевролитами, полимиктовыми песчаниками, известняками, конгломератами. Мощность свиты 1750 м.

Учкошойская свита делится на две формации. Нижняя, песчаносланцевая, состоит из хорошо сортированных, практически мономинеральных кварцевых песчаников, обогащенных окатанными зернами циркона и рудными минералами. Более половины объема в составе формации занимают глинисто-хлоритовые углеродистые сланцы. Верхняя, сланцево-известняковая формация состоит из тонкозернистых известняков, переслаивающихся с терригенным материалом. Карбонатным породам также присуще повышенное содержание углеродистого вещества и фосфора. Перекрывается учкошойская свита вулканогенной ка-раарчинской свитой, имеющей в основании базальные конгломераты.

По-видимому, учкошойская свита Киргизского и Таласского хребтов отвечает более широкому стратиграфическому интервалу — от верхнего рифея до низов кембрия включительно. В нижней части этой свиты В.В. Киселевым, В.Г. Королевым и А.Г. Разбойниковым собраны верхнерифейские строматолиты и вендские микрофитолиты.

Таким образом, сводный латеральный профиль нижнекембрийских отложений, начиная с Таримской платформы на юге до внутренней части складчатой зоны Терскей — Киргизской эвгеосинклинали — на севере, выглядит следующим образом: Зона денудации на Таримской платформе —> Красноцветная континентальная формация кварцевых соленосных песчаников —> Фосфор- и ванадиеносная кремнисто-карбонатно-терригенная формация —> Известняковая формация.

Сравнивая вертикальный и латеральный ряды формаций, можно видеть, что они очень сходны между собой. Каждый ряд начинается красноцветной преимущественно терригенной толщей. Последняя изменяется по простиранию от красноцветных кварцитов вблизи платформенных массивов до песчаников типа аркозовых у активных поднятий. Условия накопления также изменяются от континентальных до типично морских. Мощность красноцветной формации довольно резко меняется в зависимости от рельефа фундамента и близости к его выступам. Для формации характерен парагенез осадков, представляющих собой продукты разрушения подстилающих пород, разбавленных в одних местах терригенными, а в других — хемогенными осадками. В Малом Каратау, где данная формация лучше изучена, для нее характерно присутствие глауконита, повышенное содержание фосфора, марганца, россыпей циркона, рутила, магнетита и титаномагнетита, гематита, граната, турмалина. Обнаружено повышенное содержание Pb, Zn, Cu, Ba, Ti, В. Можно предположить, что ближе к зонам денудации должны располагаться фации с повышенным содержанием Fe и Al.

Таким образом, началом формационного ряда является автохтонный красноцветный терригенный комплекс, формирующийся в условиях денудации окружающих стабильных массивов и поднятий внутри самой складчатой зоны.

Следующим членом вертикального и горизонтального ряда являются ванадиеносный кремнисто-терригенный и фосфоритоносный кремнисто-карбонатный комплексы, представляющие собой, вероятно, единую формацию (в некоторых районах, например в хр. Калпинтаге, эти два комплекса совмещены в едином разрезе). Для первого комплекса характерен следующий парагенез пород: кремнистые породы, переполненные спикулами губок, карбонаты, фосфорит, кварцевые песчаники и глинистые породы. Кремнисто-карбонатному комплексу присущ парагенез, в целом сходный с предыдущим: глинистые породы, кремнистые с радиоляриями и спикулами губок, постоянная примесь тонкого, хорошо отсортированного кластического материала и большое количество органического вещества. Кварцевые песчаники в обоих комплексах занимают небольшой объем, но все же очень характерны для данной формации.

Завершает формационный ряд как по латерали, так и в вертикальном разрезе карбонатная формация. Состав ее (известняки и доломиты) свидетельствует о преобладающем хемогенном осадконакоплении.

Обратимся теперь к более близким по возрасту фосфоритам Китайской платформы. Поражает удивительная аналогия в составе и общем положении в разрезе каратауских и китайских фосфоритов. Особенно это относится к фосфоритам впадины Синань, отнесенным Г.И. Бушинским к каратаускому типу.

В заключение кратко рассмотрим вопрос о связи вулканизма в пределах Северного Тянь-Шаня, синхронного с чулактауским фосфатонакоплением. Следует отметить, что нижнекембрийский возраст караарчинской свиты строго не доказан. Нижним кембрием эта свита датируется, потому что она с размывом перекрывается котуджанской свитой, в основании которой содержится среднекембрийская фауна. Лавы по своему составу относятся к нормальному известково-щелочному ряду и обеднены щелочами. Таким образом, они являются продуктом такого исходного магматического расплава, который вряд ли может быть фосфатоносным даже при ярко выраженном и довольно длительном процессе дифференциации. Поэтому следует, что фосфатонакопление в Каратау трудно связать с вулканической деятельностью в Северном Тянь-Шане.

Обращает на себя внимание еще мало изученная, но очевидная связь между резким увеличением объема биомассы и накоплением фосфора на больших территориях в толщах позднего докембрия и раннего кембрия. На этом рубеже произошел огромный качественный скачок в форме существования органической жизни, появились первые, поначалу немногочисленные представители скелетной фауны. Однако, видимо, не она явилась стимулятором фосфатонакопления — ведь большинство фосфоритоносных толщ азиатского континента формировалось несколько раньше ее появления. Более вероятной представляется здесь роль той огромной массы примитивных растительных и животных форм, которая накопилась к позднему докембрию. Какова здесь связь, прямая или опосредствованная, сейчас сказать трудно, однако она заслуживает внимания при изучении вопроса об источнике фосфора в толщах позднего докембрия и раннего кембрия.





Яндекс.Метрика