Роль водорослей в отложении карбонатных осадочных формаций протерозоя

Водорослевые образования известны начиная с нижнего архея, но наибольшее распространение они получают в карбонатных отложениях нижнего и особенно верхнего протерозоя. Они представлены строматолитами (слоистыми прикрепленными постройками столбчатой, желваковой или пластовой формы), онколитами (крупными концентрически-слоистыми неприкрепленными постройками, по структуре и происхождению аналогичными строматолитам), микроонколитами (мелкими, обычно 0,1—3 мм, образованиями с тонкой концентрически-сложной, радиально-лучистой, пузырчатой, редко трубчатой и первично-сгустковой микроструктурой) и различными сгустковыми образованиями.

Строматолиты и микроонколиты протерозоя были породообразующими в значительно более широком спектре фаций, чем аналогичные образования палеозоя и более поздних эпох. Сравнение верхнерифейского карбонатного шельфа Урало-Шпицбергенской области (миньярско-укские отложения Южного Урала и их возрастные аналоги на Тимане, Полюдсвом кряже, Шпицбергене и в других районах) с палеозойскими эпейрическими шельфами Северной Америки показывает при общем сходстве характера и фаций этих шельфов очевидное преобладание верхнерифейских строматолитов в рифовых фациях подприливной и нижней части приливно-отливной зоны. Зарифовые фации широкой приливно-отливной полосы, надприливной зоны и защищенных рифом лагун нехарактерны для рассматриваемых миогеосинклинальных разрезов и отмечаются лишь в Северной Норвегии и на Южном Урале — в верхней пачке миньярской свиты у пос. Шубино и у слияния рек Бол. Инзер и Ямашта. Для этих фаций характерны пластовые строматолиты и редкие биогермы мелких столбчатых строматолитов в ассоциации с тонкослоистыми доломитами, тонкими прослоями доларенитов и микробрекчий с примесью микроонколитов и кварцевых песков. Иногда наблюдаются трещины усыхания.

Для этих фаций наиболее характерны массивные рифовые тела, развитые на большой площади и слагающие пласты мощностью в десятки метров и почти целиком построенные столбчатыми строматолитами (на Полюдовом кряже и Шпицбергене до 150—300 м). Пространство между столбиками заполнено обломками строматолитовых слоев, карбонатных пород неясного генезиса и редкими микроонколигами. Рифы построены как параллельно-столбчатыми, так и тунгуссоидными (с различно ориентированными столбиками) строматолитами без ясных отличий этих двух типов по глубоководности. Отсутствие явно выраженных следов осушения и субаэрального выщелачивания не позволяет отнести эти рифы (имеющие, по-видимому, характер береговых) к более мелководным зонам осадконакопления.

Редкие караваеобразные биогермы столбчатых тунгуссоидных строматолитов присутствуют также в тонкослоистых карбонатных осадках более глубокой части шельфа, для которой при приближении к рифовым фациям характерны прослои известняково-доломитовых брекчий (с обломками строматолитов до 30 см) и «узорчатых» чернобелых брекчированных доломитов. Ниже строматолиты исчезают, появляются сингенетичный и переотложенный глауконит, что указывает на значительные (порядка первых сотен метров) глубины осадконакопления, отвечающие нижней части шельфа и, возможно, верхней части континентального склона.

Если подавляющая часть строматолитовых построек приурочена к рифовым фациям, то микроонколиты распространены значительно шире, практически во всех фациях карбонатного шельфа. Некоторые группы микроонколитов тяготеют к определенным фациям, хотя, в отличие от крупных построек (строматолитов и онколитов), приходится учитывать большую вероятность их постседиментационного переноса и переотложения течениями преимущественно в более глубокие зоны шельфа и континентального склона, а в случае турбидных течений — и в абиссаль.

Крупные (1—6 мм) концентрически-слоистые микроонколиты группы Osagia связаны с зонами сильных течений: с фациями каналов в строматолитовых рифах (что особенно хорошо выражено на Полюдовом кряже, где карманы и промоины в рифах, заполненные микроонколитовыми известняками и доломитами, иногда косослоистыми, достигают нескольких метров, и на Южном Тимане, где рифы по простиранию внезапно замещаются мощными, до 20 м, пачками микроонколитовых пород); с фацией подножья рифа (Южный Урал, о. Шпицберген — с хорошо выраженными брекчиями подножья и микроонколитовыми банками, отражающими, вероятно, деятельность прибрежных течений), а также находятся в сравнительно глубоководных зонах шельфа совместно с сингенетичным глауконитом, частично их замещающим, обычно над поверхностью размыва, связанного с морской трансгрессией (основание укской свиты Южного Урала). В последнем случае, по-видимому, материал переотложен из более мелководных зон шельфа укского времени или, может быть, вымыт частично из неконсолидированных осадков литорали, предшествовавших трансгрессии и в разрезе не сохранившихся. Мелкие концентрически-слоистые микрофитолиты с неясной слоистостью (Ambigolamellatus, Volgatella) находятся преимущественно в зарифовых фациях (верхи миньярской свиты).

Радиально-лучистые микроонколиты (Radiosus, Asterosphaeroides мелкие Osagia типа О. crispa) отчетливо тяготеют к тонкослоистым карбонатным породам нижней части шельфа и нигде не встречаются совместно с крупными концентрически-слоистыми формами (Южный Урал, Полюдов кряж, о. Шпицберген). Такое «раздельное» существование комплексов наблюдается и в сибирских разрезах, где верхнерифейский радиозусовый комплекс резко отличается от среднерифейского и вендского (юдомского) озагиево-везикуляритовых, которые в целом, по-видимому, характеризуют заметно более мелководные, чем в верхнем рифее этих районов, условия. И действительно, если на Патомском нагорье в миогеосинклинальных разрезах господствуют Radiosus и Asterosphaeroides, то в сторону платформы они сменяются осадками с верхнерифейскими Vesicularites.

Пузырчатые микроонколиты группы Vesicularites распространены наиболее широко (практически во всех фациях карбонатного шельфа), хотя их количество, размеры и морфология стяжений различны в разных фациях. Наиболее обильны они, по-видимому, в подприливных фациях (каналы в рифах, некоторые рифы, подножье рифов), а в более глубокие части шельфов и в зарифовые осадки они могли заноситься течениями.

Сгустковые образования наиболее обильны в фациях подножья рифа, но встречаются также в некоторых рифах и зарифовых отложениях.

Водорослевое происхождение строматолитов и крупных онколитов сомнений не вызывает, хотя степень участия водорослей в их образовании трактуется различно. По-видимому, сочетается механическое осаждение материала псаммитовой и пелитовой фракций (наблюдаются прослои, обогащенные песчинками, микроонколитами, сгустками, карбонатным детритом, переходящие в пространство между строматолитовыми столбиками) и биохимическое осаждение карбоната при изменении pH среды в результате фотосинтеза. Некоторые исследователи предполагают большую, часто решающую роль физиологического выделения карбонатов рифейскими водорослями — строматолитообразователями. Однако структуры, которые могут рассматриваться как собственно водорослевые, в строматолитах крайне редки — это участки триких нитчатых, трубчатых, пузырчатых, сетчатых микроструктур, наблюдаемые при больших увеличениях.

Микроонколиты (или микрофитолиты) часто описываются, особенно в зарубежной литературе, как известковые оолиты и пизолиты. Однако такой их трактовке противоречат исключительная выдержанность морфологии элементов структуры и их количественных характеристик, разнообразие совместно встречающихся четко диагностируемых структур при отсутствии переходных типов, а также узкая стратиграфическая приуроченность ряда выделяемых формальных видов в удаленных районах и в разных фациях отложений.

В микроонколитах с радиально-лучистой структурой (Radiosus, Asierosphaeroides) темные лучи имеют отчетливую цилиндрическую форму при диаметре 3—33 мк и могут сопоставляться с нитями водорослей. При хорошей сохранности форм и лучи, и пространство между ними сложены скрытозернистым карбонатом, а шестоватые, радиально ориентированные кристаллы являются вторичными, развиваются между лучами и присутствуют не «всегда. Лучи, таким образом, являются первичными элементами структуры микроонколита. Для концентрически-слоистых и некоторых радиально-лучистых микроонколитов отмечаются несомненные биоценотические желваки, образованные несколькими формальными видами структур, обволакивающих друг друга в разных сочетаниях, что, по В.П. Маслову, является еще одним признаком их органического происхождения. В качестве механической примеси желваки могут включать другие микроонколиты, терригенный и карбонатный детрит: могла образовываться многослойная колония с единой структурой, но первый ее слой обволакивал или колонию другого вида или комок илистого осадка с заключенными в нем компонентами.

Среди пузырчатых микроонколитов можно предположительно выделить обрывки первичных строматолитовых структур и литифицированные плавающие или сезонно плавающие колонии водорослей. Значительные скопления последних в некоторых слоистых известняках объяснимы массовым цветением и отмиранием фитопланктона, сопровождаемым резким повышением pH (до 10—11) и садкой карбонатных минералов, что наблюдается при современных «красных приливах» в различных частях шельфа и в лагунах.

Сложнее обстоит дело с установлением генезиса сгустковых (Nubecularites, Glebosiies) и неяснослоистых (Volgatella, Ambigulamella-tus, Tunicaiella) форм микроонколитов. При сравнении с современными карбонатными образованиями первые могут рассматриваться как продукты микритизации (грануляции) обломков строматолитовых построек и микроонколитов, а также другого карбонатного детрита, а вторые — к ах результат чередования процессов отложения карбоната и грануляции (Volgatella) или как начальные стадии грануляции концентрически-слоистых микроонколитов (Tunicatella, Ambigolamellatus). Одним из основных агентов микритизации в современных водоемах являются водоросли, а то, что микритизация приурочена глазным образом к глубинам менее 25 м, хорошо согласуется с наблюдаемой на верхнерифейском шельфе приуроченностью сгустковых и неяснослоистых микроонколитов к наиболее мелководным фациям. Аналогичное наблюдение было сделано и для юдомской овиты (венд) Юдомо-Майского прогиба.

Таким образом, карбонатные формации верхнепротерозойского шельфа в значительной степени сложены водорослевыми постройками, их обломками и микритом водорославого происхождения. Более того, как показала электронная микроскопия современных карбонатных илов Багамской банки, практически весь диагностируемый материал фракции 4—62 мк имеет биологическое, преимущественно водорослевое происхождение, при известной роли бактерий и скелетной фауны. Водоросли и в настоящее время, и в более древние эпохи фанерозоя играли значительную роль в карбонатоосаждении. В протерозое их роль могла быть еще большей. С деятельностью синезеленых водорослей могло быть связано и осаждение высокомагнезиальных карбонатных пород, обычных в фациях открытого нормально-соленого моря позднего докембрия и раннего палеозоя. Так, в экспериментах, проведенных в России, этот процесс наблюдался при солености 35 г/л и температуре 20—22° С уже при pH 8,3—8,5, причем присутствие органического вещества делало выпадение доломита (возможно, речь идет о протодоломите) более устойчивым. Достижение таких величин pH, как известно, обычно для современных водоемов, и, кроме цветения водорослей, доломитизированию должны были способствовать бедность протерозойской атмосферы кислородом и возможное присутствие в ней небольших количеств аммиака. Последний вместе с метаном и сероводородом мог также появляться при гниении водорослей в бедной кислородом среде при одновременном возрастании щелочности среды.

Магний концентрируется также в слизистых чехлах синезеленых водорослей и в итоге увеличивает доломитовость конечных карбонатных пород. Подавляющее развитие водорослевых образований в протерозое и большое распространение доломитовых фаций открытого моря позволяют утверждать, что не только известняки, но и доломиты шельфов протерозоя (возникшие при диагенетических и эпигенетических изменениях высокомагнезиальных кальцитовых известняков) по своему генезису отличаются от связанных преимущественно с эвапоритовыми толщами доломитов верхнего палеозоя, мезозоя и кайнозоя.