ЛИТОЛОГИЯ И ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ, 2007, № 4, с. 426-443
УДК 553.64;552.55(574.1)
СОСТАВ, МОРФОЛОГИЯ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ ФОСФАТНЫХ ПЕЛЛЕТ (НА ПРИМЕРЕ ФОСФОРИТОВ МАЛОГО КАРАТАУ)
© 2007 г. Т. В. Литвинова
Геологический институт РАН 119017 Москва, Пыжевский пер., 7;
E-mail: litvinova-geo@rambler.ru
Поступила в редакцию 11.01.2006 г.
Вендско-кембрийская эпоха фосфатонакопления была планетарной. Практически одновременно возникли огромные по площади осадочные бассейны, где в относительно короткий промежуток геологического времени сформировались крупнейшие фосфатоносные провинции. Статья посвящена одному из ведущих вопросов фосфатной геологии - проблеме происхождения фосфатных пеллет - микроскопических частиц, слагающих пластовый микрозернистый тип фосфоритов, возникший в эту эпоху. На примере Малого Каратау с помощью сканирующего электронного микроскопа изучены различные по строению пеллеты продуктивной свиты. Проведено морфогенетиче-ское сопоставление фосфатных частиц и микробиоты, выявленной в породах того же (венд-кембрий) или более древнего возраста. Впервые изучено распределение основных химических элементов в пеллетах разного типа, рассмотрены закономерности их распространения в разрезах и по площади Малого Каратау. В работе обсуждаются вопросы происхождения и формирования фосфатных пеллет.
Фосфориты всех крупнейших фосфатоносных провинций мира, возникших в вендско-кембрий-скую эпоху фосфатогенеза, а также пермского палеобассейна Фосфория принято объединять в группу пластовых микрозернистых фосфоритов [Яншин, 1983; Соколов и др., 2001]. Многие исследователи отмечали сходство геологического строения и идентичность условий осадконакопле-ния в фосфоритоносных регионах Азии - Янцзы-Лаокайском, Малокаратауском, Окино-Хубсу-гульском и др. [Еганов, Советов, 1979; Ильин, 1972, 1990], а также пермском бассейне Фосфория [Еганов и др., 2000]. В качестве модели фос-форитообразования неоднократно рассматривался район Малого Каратау [Еганов, Советов, 1979; Холодов, Пауль, 1999 и др.], чему способствовали его доступность, хорошая обнаженность, а также блоковый тип тектонического строения, что позволяет достаточно детально изучить развитые там месторождения и фосфатопроявления.
Считалось, что фосфориты пластового типа сложены микроскопическими зернами и оолита-ми, так как долгое время предполагалось их хемо-генное происхождение. Однако, генезис этих образований до сих пор остается неясным, поэтому автор, вслед за другими исследователями [Холодов, Пауль, 1999], использует в дальнейшем более нейтральные в генетическом отношении термины - пеллеты или микрочастицы.
Фосфориты Малого Каратау также долгое время рассматривались как типично хемогенные породы. Согласно господствующей десятилетия-
ми гипотезе А.В.Казакова [1939], фосфаты доставлялись на океанический шельф в результате подъема глубинных вод, из которых при уменьшении парциального давления С02 фосфор выпадал в осадок. Считалось, что микрозернисто-оолитовое строение фосфоритов подтверждает хемогенную гипотезу, а оолиты следует рассматривать как одну из форм коагуляции коллоидов [Рожкова, Соловьев, 1937; Чухров, 1955] либо как особый тип кристаллического вещества, выпадающего из истинных растворов в весьма подвижной среде [Заварицкий, 1929]. Предполагалось также, что фосфориты могли образовываться и обоими путями [Тушина, 1960]. Одновременно рассматривавалась и альтернативная точка зрения - возникновение пеллет могло быть тесно связано с жизнедеятельностью различных организмов, в основном бактерий и водорослей [Во-логдин, Корде, 1945; Соколов, Машкара, 1938], либо они могли являться копролитами [Бушин-ский, 1966].
Впоследствии была доказана существенная роль биоса в образовании современных океанских фосфоритов [Батурин, 1978]. Выявление огромного количества биоморфогенных текстур и микроструктур в Малом Каратау [Еганов, 1988; Литвинова, 1990] изменило представление и о чисто хемогенной природе древних пластовых фосфоритов. Дальнейшее изучение микроструктур в этом районе показало, что число оолитов, то есть пеллет с несколькими округлыми оболочками одной толщины, составляет не более 1-2.5% от их
общего количества [Литвинова, 1991], а это также не согласуется с предположением о хемоген-ном осаждении фосфора.
В.Н. Холодов и Р.К. Пауль [1993, 1995, 1999], изучая микроструктуры фосфоритов в разрезах Малого Каратау, установили постоянную повторяемость нескольких морфологических типов фосфатных пеллет. Ими были выделены и описаны овальные, линзовидные, ромбовидные, шаровидные, каплевидные, булавовидные, призматические, гантелевидные, полусферические и сложные пеллеты и выявлено пропорциональное изменение соотношения размеров внутри каждого из этих типов. На основе морфометрических исследований было установлено, что величины "максимально распространенных частиц даже в разных разрезах профиля нередко совпадают между собой" [Холодов, Пауль, 1999, с. 365] и при этом их формы воспроизводятся, что свидетельствует, по мнению авторов, в пользу биологического роста частиц. Это позволило опровергнуть предположения о том, что оолиты могут быть отнесены к микроконкрециям [Тушина, 1960], ин-тракластитам [Еганов, 1988] или копролитам [Бу-шинский, 1966] и охарактеризовать пеллеты как бактериально-водорослевые колонии.
Применение электронного микроскопа значительно расширило возможности изучения морфологии фосфатных частиц. Так, впервые было установлено развитие бактериальных форм в фосфоритах Хубсугула [Розанов, Жегалло, 1989], Сибири [Занин и др., 1987], Китая [Тан Тянь-фу и др., 1994, 1997; Zeng Yunfu й; а1., 1994]. Дальнейшие работы по фосфоритам с помощью этого метода позволили многим исследователям рассматривать их как биогенные образования [Школьник и др., 1999]. Изучение фосфатных пеллет Малого Каратау с помощью электронного микроскопа привело ученых к выводу, что они могут являться фрагментами фосфатизированных микробиаль-ных матов с остатками губок [Еганов и др., 1997; Литвинова, 1998, 1999].
Итак, многочисленные исследования древних фосфоритов, казалось бы, убедительно показали существенную роль биоса в их образовании. Вместе с тем, остается еще очень много неясного и спорного в природе самих фосфатных пеллет. Целью данной работы явилось дальнейшее изучение их морфологии на примере фосфоритов Малого Каратау и сопоставление фосфатных пеллет с микробиотой вендско-кембрийского возраста. С помощью сканирующего микроскопа впервые были определены закономерности распределения внутри них основных химических элементов, что поможет приблизиться к пониманию природы не только пеллет, но и фосфоритов пластового микрозернистого типа.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ МАЛОГО КАРАТАУ
Геологическое строение Малого Каратау (Казахстан) достаточно детально описано во многих работах [Анкинович, 1969; Безруков, 1954; Бу-шинский, 1966; Гиммельфарб, 1965; Еганов, Советов, 1979; Смирнов, 1972; Холодов, 1973 и др.]. Напомним, что антиклинорий Малый Каратау входит в состав Таласо-Каратауской байкальско-каледонской структурно-формационной зоны. Он простирается с юго-востока на северо-запад на 120 км (ширина - 30 км) и сложен рифейскими, вендскими, кембрийскими и ордовикскими породами (рис. 1 а). Нижнекембрийские отложения представляют собой базальную часть трансгрессивной тамдинской серии, перекрывающей комплекс более древних вулканогенно-осадочных пород. Они включают кыршабактинскую, чулак-таускую (продуктивную) свиты и низы шабактин-ской [Миссаржевский, Мамбетов, 1981].
Чулактауская свита представлена полого залегающими фосфоритоносными отложениями, разбитыми тектоническими нарушениями сбро-со-сдвигового характера на ряд отдельных фос-фатоносных проявлений, вытянутых преимущественно с юго-востока на северо-запад (см. рис. 1).
Рис. 1. Геологическое строение Малого Каратау. а - схематическая геологическая карта Малого Каратау.
I - VI - разрезы: I - Баба-ата, II - р. Герес, III - р. Коксу, IV - р. Акджар, V - р. Джилан, VI - р. Кыршабакты. 1 - кокджотская серия (рифей); 2 - большекаройская, коксуйская, тогузбаская, актугайская, чичканская и курганская свиты (венд); 3 - кыршабактинская и чулактауская (фосфоритоносная) свиты тамдинской серии (венд-кембрий); 4 -шабактинская свита тамдинской серии (нижний кембрий-ордовик); 5 - интрузии гранитоидов; 6 - среднепалеозойские и более молодые отложения; 7 - основные тектонические нарушения; 8 - главный каратауский разлом. б - схема строения продуктивной (чулактауской) свиты Малого Каратау по профилю I-VI.
1 - доломиты и известняки шабактинской свиты (кембрий-ордовик); 2-12 - продуктивная (чулактауская) свита (2 -железомарганцевый горизонт; 3-8 -фосфатный горизонт: 3 - фосфатные гравелиты, 4 - фосфатная конгломерато-брекчия, 5 - карбонатные фосфориты, 6 - мономинеральные и карбонатные фосфориты, 7 - карбонатно- кремневые фосфориты, 8 - карбонатно-кремнисто-глинистые сланцы; 9-10 - кремневый горизонт: 9 - кремни, 10 - "базальный" фосфорит; 11-12 - "нижние" доломиты: 11 - строматолито-глыбовые, 12 - бактериально-водорослевые); 13 - карбонатная конгломерато-брекчия кыршабактинской свиты; 14 - вулканогенно-осадочные породы курганской свиты (венд).
По многочисленным находкам фауны она датируется томмотским веком нижнего кембрия [Миссаржевский, Мамбетов, 1981]. Мощность продуктивной свиты не превышает 120 м. Она перекрывается мощной толщей (3-4.5 км), сложенной доломитами и известняками шабактинской свиты, которая по различным находкам микро-биоты датируется как верхнеатдабанско-ленская [Королев, Максумова, 1976; Миссаржевский, Мамбетов, 1981].
СТРОЕНИЕ ПРОДУКТИВНОМ СВИТЫ МАЛОГО КАРАТАУ
В чулактауской свите Малого Каратау выделяются 4 горизонта: "нижние" доломиты, кремневый, фосфатный и железомарганцевый. "Нижние" доломиты (беркутинский горизонт) сложены породами с крупноволнисто-слойчатой текстурой [Еганов, Советов, 1979]. Микроскопически они представляют собой тончайшее чередование карбонатно-кристаллических слойков с карбонатно-глинистой пелитомофной массой. Беркутинские доломиты по трилобитам [Ергали-ев, Покровская, 1977] или по хиолитам [Миссаржевский, Мамбетов, 198
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.