Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 495, № 1, стр. 11-14

В работах академика Н.М. Страхова [3] было показано влияние климата на литогенез, и прежде всего на состав образующихся осадочных толщ. Вместе с тем климат определяет и строение осадочных толщ, рассмотрение чего составило содержание настоящего сообщения.

Достаточно давно было установлено и сейчас общепринято, что в условиях гумидного климата формируются чисто известняковые формации, а аридного – преимущественно доломитовые с факультативным количеством гипсов и ангидритов.

Примером формации гумидного типа являются турнейские отложения Волго-Уральской нефтегазоносной провинции. Эта формация почти полностью сложена известняками с остатками разнообразной, в основном стеногалинной фауны – бикластовым, микросгустковыми, реже микрозернистыми и пелитоморфными.

Разрезы формации характеризуются циклическим строением. В основании циклитов залегают микрозернистые, в той или иной степени глинистые известняки, как правило тонко- и горизонтально слоистые; иногда имеются прослои глин. Вверх по разрезу они сменяются значительно более чистыми, c содержанием нерастворимого остатка не более 1–2%, фораминиферовыми, сгустковыми и детритово-фораминиферовыми известняками, которые, в свою очередь, последовательно сменяются известняками сгустково-детритовыми, где содержание форменных элементов повышается до 50–80%. Завершают разрез циклита комковатые детритовые известняки, где количество форменных структурных компонентов, причем достаточно крупных размеров (1.0–1.5 мм), составляет не менее 80%. Кровли циклитов обычно размыты, нередко в той или иной степени слабо закарстованы, что проявляется в наличии каверн и относительном увеличении пористости до 17–18% против 4–5% в их основании [1, 2].

Не останавливаясь подробно, следует отметить, что по составу, строению и свойствам близки к ним циклиты и других карбонатных толщ, формировавшихся в гумидных условиях обстановках [2].

Что касается площадного распространения, подобные наборы пород, равно как и характер цикличности, без каких-либо существенных изменений распространены от Западного Урала до Подмосковья.

Одной из достаточно подробно изученных карбонатных толщ аридного климата рода являются верхневендско-нижнекембрийские отложения Сибирской платформы, которые входят в состав карбонатно-соленосной формации, распространенной в юго-западной части платформы в пределах Турухано-Иркутско-Олекминского структурно-фациального региона.

Основными породами, слагающими данные карбонатные пачки, являются известняки и доломиты, соотношения между которыми несколько меняются по разрезу и площади распространения, но в целом их количество примерно одного порядка. Достаточно однотипны и структуры этих двух различных по химическому и минеральному составу пород.

Среди основных типов известняков и доломитов встречены фитогенные разности, структурную и генетическую основу которых составляют остатки водорослей – марковелл, ренальцисов, эпифитонов, катаграфий и других форм, а также цианобактериальных сообществ. Другие породы – это онколитовые известняки и доломиты (размер онколитов достигает 2–3 мм), строматолитовые известняки и доломиты с характерной макро- и микротекстурой. Достаточно широко представлены пелитоморфные и микрозернистые известняки и доломиты. В тех или иных количествах в отложениях нижнего кембрия развиты археоциатовые известняки и доломиты.

В целом вертикальный разрез этих карбонатных пачек частей карбонатно-соленосной формации имеет отчетливо циклическое строение, которое подробно описано в ряде публикаций [1].

Основания циклитов сложены аргиллитами чаще всего известковистыми и доломитистыми, мергелями, в том числе доломитовыми, известняками и доломитами пелитоморфными, микро-, реже разнозернистыми, нередко микробиально-водорослевыми и строматолитовыми. Текстуры массивные, но нередко тонко- и неправильно слоистые, что отмечается в виде переслаивания более чистых карбонатных и глинистых разностей. В виде вкраплений и гнезд встречаются выделения ангидрита. Средние элементы циклитов представлены в основном известняками, в том числе доломитизированными, как правило, сложенными форменными элементами – онколитами, сгустками пелитоморфного карбоната, остатками водорослей. Для пород этого интервала циклитов характерна интенсивная перекристаллизация, нередко выщелачивание с образованием вторичной кавернозности. Завершают циклит микро- и тонкозернистые доломиты неправильно слоистые, строматолитовые, часто сульфатизированные. В самой кровле нередко появление слоев нодулярных ангидритов, мощностью до 1–2 м. Близкое строение имеют циклиты и других карбонатных формаций аридной зоны [1].

Что касается латеральных изменений состава отложений, то при в общем более или менее однотипном строении они достаточно существенные. С северо-востока на юго-запад по мере удаления от Анабаро-Синской зоны – области поступления морских вод, где происходило осаждение известняков, к юго-западу, к ограничению водоема Турухано-Иркутско-Олекминской зоны сушей, происходила последовательная смена карбонатов кальция карбонатами кальция и магния: известняки сменялись доломитами.

Очень четко латеральная изменчивость отмечается в нижнепермской карбонатной формации юго-востока Восточно-Европейской платформы. В раннепермское время в течение ассельского, сакмарского и артинского веков на самом востоке располагался глубоководный бассейн Предуральского краевого прогиба, а на юго-востоке в области современной Прикаспийской впадины – глубоководное котловинное море. Оба эти бассейна были водоемами среднеокеанической солености.

В пределах собственно платформы по мере перемещения с востока и юго-востока на запад и северо-запад происходило последовательное осолонение и соответственно смена петрографических типов карбонатных пород и фациального облика отложений. Так, в Предуральском глубоководном бассейне формировались одиночные куполовидные рифы – Ишимбайский, Столяровский, Совхозный, Канчуринский и др., а на его западном борту – асимметричная рифовая система, примером рифа которой является Кунакбаевский риф.

Далее к западу, уже собственно в пределах платформы, развиты фораминиферовые фации морского бассейна среднеокеанической солености, которые в свою очередь замещаются карбонатными отложениями другого состава. Постепенно увеличивается количество пелитоморфных и микрозернистых известняков с более бедной фауной, и в большем количестве доломитов; местами появляются сульфаты. При этом одновременно достаточно однородный разрез, сложенный биоморфными и биокластовыми известняками, постепенно становится все более дифференцированным с преобладанием пелитоморфных, микро- и тонкозернистых известняков и доломитов, появляются включения и даже пласты и пачки ангидритов.

В глубоководном Прикаспийском бассейне тоже формировались куполовидные рифы, такие как пермская часть рифа Карачаганак, а на бровке шельфа – асимметричные рифы типа Западно-Тепловского. Аналогичная картина изменения наборов пород намечается и в направлении от этого глубоководного моря к западу на Приволжской моноклинали в Нижнем Поволжье, и к северо-западу от района Оренбурга, и далее на запад к Самаре.

Кроме отмеченных выше различий в петрографическом составе разноклиматических формаций, принципиально важны различия в их внутренней структуре – характере вертикального строения и латеральных изменениях.

В обоих случаях разрезы имеют циклическое строение, но состав циклитов и их структуры различны.

В условиях гумидного климата начало трансгрессии фиксируется осаждением какого-то количества глинистого материала, формированием пелитоморфных и микрозернистых структур карбонатных осадков существенно кальцитового состава, наличием остатков организмов, в том числе микробиальных сообществ. Дальнейшее развитие трансгрессии и повышение уровня моря приводят к появлению разнообразной донной биоты, развитию, а возможно и преобладанию чисто биогенного способа карбонатонакопления. Поскольку последний весьма эффективен, скорость накопления осадка превышает темп прогибания (точнее, скорость повышения уровня моря), водоем существенно мелеет, динамика природных вод становится более интенсивной, что и определяет образование биокластовых разностей с достаточно крупными карбонатными фрагментами. Завершающие кровельные литоральные отложения регрессивного этапа либо не успевают сформироваться, поскольку водоем быстро мелеет и осушается, либо бывают маломощны и уничтожаются при осушении. Гумидный климат и обильные метеорные осадки не только способствуют подобной ликвидации завершающих литоральных отложений, но и вызывают карстование кровли циклитов, где интенсивно формируется кавернозность. Другими словами, циклиты, несмотря на трансгрессивно-регрессивное развитие и соответствующие колебания уровня моря, асимметричны с однонаправленным изменением структур известняков.

Циклиты аридных зон, как отмечено выше, имеют трехчленное, относительно симметричное строение, которое отражает полный трансгрессивно-регрессивный цикл. Они начинаются с литоральных, нередко себховых глинисто-карбонатных, причем существенно магнезиальных отложений с широким развитием микробиальных образований. Последующее развитие трансгрессии, или в более общем виде – подъем уровня моря, приводит к становлению уже собственно морских условий. Такие морские бассейны нередко являются в той или иной степени аномальными в сторону повышения солености. Следствием этого являются отмеченная выше повышенная магнезиальность пород, ограниченный и специфический состав органических остатков.

При последующей регрессии, снижении уровня моря вновь возникают литоральные обстановки с осаждением карбонатов пелитоморфной структуры; при интенсивном испарении существенно повышается соленость вод, что обусловливает образование доломитов, гипсов и ангидритов. Поскольку источники глинистого материала к этому времени уже были перекрыты карбонатными отложениями, то глинистость этих элементов невелика. После перерыва, определенной денудации областей сноса, при новой последующей трансгрессии цикл повторяется.

Климатические условия определяют и различное строение формаций в пространстве (рис. 1). В условиях гумидного климата соленость морских бассейнов практически по всей площади акватории сохраняется на уровне среднеокеанической, что обусловливает образование принципиально однотипных типов осадков по всему бассейну. В обстановке же аридного климата ситуация существенно иная. В участках водоемов, близких к океаническим и вообще глубоководным бассейнам, откуда поступают воды среднеокеанической солености, формируются отложения преимущественно известкового состава с образованием органогенных в своей основе известняков. По мере удаления от таких источников поступления морской воды активное испарение постепенно приводит к последовательному осолонению, повышению солености и соответственно последовательной смене биогенных в своей основе известняков на пелитоморфные микрозернистые разности, а далее доломиты и сульфаты. Одновременно в тех частях, которые формируются вблизи бассейнов со среднеокеанической соленостью, разрез таких формаций в целом весьма однороден, и по мере удаления и приближения к берегу в дистальных участках водоема разрез становится все более и более дифференцированным, разделенным на пачки разного петрографического состава.

Рис. 1.

Схема строения платформенных карбонатных формаций аридной (а) и гумидной (б) климатических зон: 1 – отложения глубоководных водоемов среднеокеанической солености, связанных с Мировым океаном; 2 – зона возможного развития рифов; 3 – известняки, в том числе биоморфные и детритовые; 4 – известняки и доломиты пелитоморфные; 5 – доломиты, в том числе сульфатизированные; 6 – каменная соль; 7 – хроностратиграфические границы.