Литология и полезные ископаемые, 2020, № 2, стр. 131-152

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ И ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СЛАГАЮЩИХ ЕГО ПОРОД

Геологическое строение Малого Каратау (Казахстан) довольно хорошо изучено и детально описано во многих работах [Безруков, 1954; Анкинович, 1961; Гиммельфарб, 1965; Бушинский, 1966; Смирнов, 1972; Холодов, 1973; Еганов, Советов, 1979; Еганов, 1983; Соколов и др., 1987 и др.].

В тектоническом отношении фосфоритовый бассейн Малого Каратау входит в состав Талассо-Каратауской байкальско-каледонской структурно-формационной зоны и приурочен к узкому прогибу, протягивающемуся на 120 км в северо-западном направлении при ширине 20–30 км. Структура его в основном блоковая, обусловленная развитием вертикальных и горизонтальных разноранговых разрывных смещений продольного и поперечного плана. Прогиб заполнен отложениями верхнего рифея–нижнего палеозоя (рис. 1), которые смяты в сложные складки; пласты залегают преимущественно под углами 30°‒60°, местами вертикально.

Рис. 1.

Обзорная карта фосфоритоносного бассейна хребта Малый Каратау (по [Бушинский, 1966] с изменениями). 1 ‒ протерозойский комплекс нерасчлененный (PR): филлиты, кварцево-серицит-хлоритовые сланцы; 2 ‒ малокаройская серия (R₃‒V): полимиктовые, аркозовые песчаники, туфогенные породы, силициты, аргиллиты; 3 ‒ нижний кембрий (томмотский ярус), чулактауская свита: “нижний” доломитовый, кремневый, продуктивный (фосфоритовый) и Fe–Mn-горизонты; 4 ‒ нижний кембрий‒ордовик (Є₁‒O), тамдинская серия: доломиты, доломитизированные известняки, известняки; 5 ‒ верхний девон (D₃): конгломераты, аркозовые песчаники; 6 ‒ нижний карбон (C₁): известняки, песчаники; 7 ‒палеоген (₽): известковистые песчаники, глины; 8 ‒ каледонские граниты; 9, 10 ‒ четвертичные отложения: 9 ‒ глины, известняки (Q₁), 10 ‒ пески, супеси, галечники (Q₂); 11 ‒ тектонические разрывы, взбросы, надвиги, сдвиги, сбросы; 12 – места отбора проб (проявления и месторождения: 1 – р. Коктал, 2 – Насынкуль, 3 – Коксу, 4 – Джилан, 5 –Джанатас, 6 – Герес, 7 – Карашат).

Месторождения фосфоритов приурочены только к породам нижнего кембрия (томмотский ярус) – к фосфоритоносной чулактауской свите; ее средняя мощность составляет около 60 м [Миссаржевский, Мамбетов, 1981].

Разрез и взаимоотношения чулактауской свиты с вмещающими отложениями детально изучались многими исследователями [Гиммельфарб, Соколов, 1954; Безруков, 1954; Гиммельфарб, 1950, 1965; Анкинович, 1961; Келлер, Покровская, 1965; Гиммельфарб, Тушина, 1969; Табалдиев и др., 1970; Джумалиев и др. 1976; Королев, Максумова, 1976; Еганов, 1983; Еганов, Советов, 1979; Миссаржевский, Мамбетов, 1981; Сагунов, Ткачев, 1975; Табылдиев, Чербянова, 1976; Ергалиев и др., 1986; Сергеев, Огурцова, 1989; Смирнов, 1972; Тушина, 1973; Холодов, 1973; Соколов и др., 1987; Сергеев 2003 и др.]. По их данным, свита согласно перекрывается толщей кембрийско-ордовикских доломитов и известняков шабактинской свиты тамдинской серии и с угловым несогласием, либо с размывом залегает на разных стратиграфических уровнях подстилающих рифей-вендских комплексов. К последним относятся карбонатно-терригенные отложения кыршыбактинской свиты (V), моласса и чичканская свита малокаройской серии (R₃‒V), а также джанатаская серия (R₃) существенно известнякового состава.

Разрез чулактауской свиты имеет характерное строение, типичное для всех месторождений фосфоритов каратауского бассейна. В его основании залегает горизонт “нижних доломитов”, который рядом авторов выделяется в качестве самостоятельного беркутинского уровня. Далее разрез наращивают кремневый продуктивный (фосфоритовый) и железо-марганцевый горизонты. Наиболее важные характеристики отражены в их названиях и всесторонне рассмотрены в основополагающих работах [Безруков, 1954; Бродская, Холодов, 1965; Гиммельфарб, Соколов, 1954; Гиммельфарб, Тушина, 1969; Еганов, Советов, 1979; Сагунов, Чербянова, 1991; Смирнов, Тушина, 1962; Табылдиев, 1966; Табылдиев и др., 1970; Табылдиев, Чербянова, 1976; Тушина, 1973; Тушина и др., 1969; Холодов, 1970, 1972; Холодов, Корякин, 1960; Чербянова, 1977].

Горизонт нижних доломитов прослеживается на значительной площади и имеет мощность до 20–25 м (при средней 6–8 м). Его основание представлено неравномерным чередованием доломитов и песчаников; содержание последних вверх по разрезу сокращается. В целом горизонт сложен монотонными неравномерно-зернистыми доломитами серой окраски и массивного сложения. В основании разреза они песчанистые, часто брекчированы. Песчаники полимиктовые, сложены, главным образом, кварцем и обломками основных и средних эффузивов.

В верхней части горизонта отмечаются линзовидные выделения кремней и линзочки фосфата. В отдельных интервалах, несмотря на высокую степень перекристаллизации, породы сохраняют как неясные, так и четкие текстурные рисунки строматолитовых построек (лучше выражены макроскопически, чем в шлифах).

Выше со стратиграфическим перерывом залегают отложения кремнистого (или кремневого) горизонта, представленные массивными и плитчатыми черными, реже светло-серыми силицитами – монолитными, с раковистым изломом; часто они представлены окремненными породами с реликтами спикул губок. Для них типичны линзовидные и полосчатые текстуры, особенно характерные для верхней части разреза, где среди кремней появляются тонкие слойки сланцев и фосфоритов. Мощность горизонта непостоянная, меняется в широких пределах – от первых метров до 25 м.

Продуктивный (или фосфоритовый) горизонт без очевидного перерыва перекрывает нижележащие силициты. В его составе выделяются три пачки: нижняя фосфоритовая, средняя фосфатно-сланцевая и верхняя фосфоритовая. Нижняя пачка представлена в основном фосфоритовыми слоями с подчиненным количеством прослоев серицитово-кремнистых сланцев. В средней, фосфатно-сланцевой пачке – среди сланцев незначительно развиты фосфатные и фтанитовые слойки. Верхняя фосфоритовая пачка сложена, главным образом, обломочными фосфатными породами. Две нижние пачки в пределах юго-восточной части бассейна полностью выпадают из разреза. Общая мощность продуктивного горизонта достигает 45–50 м.

Фосфориты продуктивного горизонта в основном оолитово-микрозернистые. Их подробное описание приводится во многих публикациях [Мэнь Сян-Хуа, 1959; Трухачева, 1962; Смирнов, Тушина, 1962; Тушина, 1964; Гиммельфарб, Тушина, 1966; Чербянова, 1973; Смирнов, 1972, 1975; Блисковский, 1983; Холодов, Пауль, 1993, 1995]. Макроскопически чаще всего это неравномерно-коричневые кремнеподобные породы с однородным “афанитовым” строением и параллелепипедальной отдельностью, микрозернистая структура у которых определяется только в шлифах. Установлено, что они сложены в основном в разной степени перемытыми, нередко плотно сгруженными фосфатными зернами (0.07–0.2 мм) и их обломками. Помимо них, в большом количестве присутствуют аналогичного или близкого размера оолиты простого и сложного строения. В их центрах часто присутствуют угловатые кварцевые или полевошпатовые песчинки.

Кроме фосфатных зерен, важным структурным элементом каратауских фосфоритов служит их цемент. В зависимости от его состава и количества выделяются глинисто-кремнистые, доломитовые и мономинеральные фосфориты [Гиммельфарб, Тушина, 1966; Гиммельфарб и др., 1969].

Карбонатность фосфоритов связана, главным образом, с развитием доломита. Последний распространен неравномерно и представлен несколькими генерациями. В основной своей массе он вторичный, неоднократно перекристаллизованный до состояния крупнокристаллических агрегатов. Обычно среди зерен фосфата такие выделения формируют коррозионные цементы, а также образуют прожилки. Значительно реже присутствует доломит, который несет признаки седиментационного или седиментационно-диагенетического генезиса. В этих редких случаях он наблюдается в фосфатных зернах в виде дисперсной “сыпи”, либо образует среди них разрозненные микритовые сгустки, возможно, копролитового происхождения. Важно подчеркнуть, что в качестве цемента такой доломит развит только в прослоях, густо пигментированных глубоко преобразованным углеродисто-битумным веществом. Последнее, вероятно, “тормозит” его постседиментационную раскристаллизацию.

Силицитовые и сланцевые отложения продуктивного горизонта связаны взаимными переходами и, в основном, отличаются соотношением криптозернистого кварц-халцедонового и углеродисто-глинистого вещества. Помимо этого, в них могут присутствовать спикулы губок, линзочки и зернышки фосфата, листочки слюд, а также рассеянный терригенный алевритовый материал.

На минеральный состав фосфоритов существенно влияют вторичные процессы: наложенная доломитизация, окремнение, кальцитизация, развитые в виде прожилков, пятен и крупных перекристаллизованных участков породы.

Наиболее интенсивные изменения фосфоритов проявлены на юге Каратауского бассейна, где в зону контактового воздействия гранитных интрузий попали Чулактауское месторождение и проявление Насынкуль. Здесь активно развивается тальковая, кальцитовая и тремолитовая минерализация, а фосфатное вещество представлено апатитом.

Дайки девонских (?) диабазов практически не оказали влияния на вмещающие отложения и фосфориты. Последние даже в зоне экзоконтакта сохраняют свои первичные структурно-текстурные особенности; лишь местами отмечаются прожилки кальцит-доломитового состава.

Все вышеотмеченные петрографические характеристики фосфоритов определяют их технологические свойства и, следовательно, лежат в основе принятой для месторождений хребта Каратау классификации промышленных типов руд, с подразделением их на субмономинеральные, карбонатные, пелитоморфно-кремнистые, кремнисто-сланцевые, метаморфизованные [Гиммельфарб, Тушина, 1966; Гиммельфарб и др., 1969].

Выше залегает марганцево-железистый горизонт, сложенный строматолитовыми доломитами и доломитизированными известняками, которые включают марганцевые и железистые карбонаты с тонкими прослоями фосфоритов и кремней. Доломиты представлены целыми и разрушенными столбчатыми и пластовыми постройками, неравномерно замещенными минералами оксидов и гидроксидов кремния, железа и марганца.

Кровля горизонта сложена песчаниками. Песчаники кварцевые и полимиктовые. Последние состоят из обломков калиевых полевых шпатов, плагиоклаза, кварца, микрокварцитов, основных и средних эффузивов. Местами отмечаются прослои доломитов.

Породы шабактинской свиты согласно перекрывают фосфоритоносные отложения чулактауской свиты. Они представлены мощной толщей доломитов и доломитизированных известняков. В строении свиты также выделяется три пачки, толщина которых значительно меняется по площади. Общая мощность достигает 2000 м.

В юго-восточной части (р. Аксумбе и месторождение Герес), где развиты интрузии каледонских гранитоидов, отложения свиты в зоне контактового метаморфизма преобразованы в кальцит-доломитовые грубозернистые мраморы и тремолит-тальк-карбонатные породы.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

Нами был собран и изучен каменный материал из обнажений и разведочных канав разных месторождений. Всего отобрано 72 пробы по 10 опорным разрезам, которые охватывают территорию от месторождения Насынкуль на юго-востоке до месторождения Герес на северо-западе Каратауского бассейна (см. рис. 1).

Краткая характеристика пород

Изученная коллекция представлена различными типами пород, которые по минеральному составу и литологическим особенностям для наших целей были подразделены на следующие группы (литотипы).

Фосфориты богатые (P₂O₅ ≥ 20%). Эта группа представлена породами продуктивного (фосфоритового) горизонта чулактауской свиты разных месторождений (Коксу, Герес, Джанатас). Фосфориты микрозернистые, кремнистые, с терригенной примесью (2–3%). Представляют собой породу, в которой перемытые гравийно-псаммитовые фосфатные частицы (микроконкреции, зерна, оолиты, различные их обломки) плотно сгружены и заключены в слабо раскристаллизованный халцедоновый либо фосфатный матрикс (рис. 2а–з). На начальной стадии постседиментационного (и постраннедиагенетического) преобразования (в позднем диагенезе–катагенезе) порода участками испытала вторичную доломитизацию, которая проявилась в виде пятнистого цемента и прожилков. Цемент сложен доломитом от мелко- до крупнозернистого, с пойкилитовым строением (см. рис. 2е); характерны мелкие каверны гипергенного выщелачивания. Отмечаются также каймы обрастания окатанных обломков (зерен) фосфоритов вторичным фосфатом (см. рис. 2в, г, ж, з).

Рис. 2.

Микрофотографии шлифов богатых фосфоритов месторождений бассейна хр. Малый Каратау. а – обр. 49-88 (ув. 100^×), без анализатора; б – обр. 50-88 (ув. 100^×), без анализатора; в, г – обр. 30-88, без анализатора: в – ув. 100^×, г – ув. 200^×; д, е – обр. 53-88, с анализатором: д – ув. 100^×, е – ув. 200^×; ж, з – обр. 54-88 (разные участки), с анализатором (ув. 200^×). Пояснения см. в тексте статьи.

Фосфориты бедные (или фосфатсодержащие породы) (10% ≤ P₂O₅ ≤ 20). Группа включает породы двух стратиграфических уровней: фосфатно-сланцевого горизонта чулактауской свиты и строматолитового горизонта чичканской свиты. Первая их них (чулактауская) представлена образцами из месторождений Коксу, Герес и Джанатас, вторая – из месторождения Герес.

Фосфориты чулактауской свиты, как и в предыдущей группе, сложены различными перемытыми фосфатными частицами. Однако последние не играют ведущей роли в строении породы, поскольку чаще всего заключены в доломитовый базальный цемент разной степени кристалличности (рис. 3а, б). При этом на одних участках цемент слабо перекристаллизован (тонко-мелкозернистый) на постседиментационных стадиях преобразования (в позднем диагенезе–катагенезе) и сохраняет признаки исходного матрикса. В других местах он, напротив, отчетливо вторичный, крупнозернистый (~1 мм), с отчетливо выраженными коррозионными взаимоотношениями с зернами фосфата, включая развитие между ними пойкилитовых структур. В отдельных случаях в породах отмечаются прожилки кальцита.

Рис. 3.

Микрофотографии шлифов бедных фосфоритов (а, б) и доломитов (в–е) месторождений бассейна хр. Малый Каратау. а, б – разные участки обр. 26-88 (ув. 100^×), с анализатором (а) и без анализатора (б); в, г – обр. 62-88 (ув. 100^×), с анализатором (в) и без анализатора (г); д, е – обр. 2-88 (ув. 100^×), с анализатором (д) и без анализатора (е). Пояснения см. в тексте статьи.

Фосфорит чичканской свиты строматолитов малокаройской серии – слойковый, доломитово-кремнистый, c реликтовыми структурами фосфатизированных и окремненных бактериально-водорослевых матов. Доломит, разделяющий фосфатные слойки, микро-тонкозернистый.

Доломит с фосфатом (P₂O₅ < 10%). Группа включает породы трех стратиграфических уровней: Fe–Mn-горизонта, нижних доломитов чулактауской свиты и горизонта чичканских строматолитовых доломитов малокаройской серии (см. таблицу). Доломит неравномерно перекристаллизованный, в основном мелко-среднезернистый (см. рис. 3в, г), гнездами крупнозернистый, включает рассеянные зерна фосфата (1–2.5% Р₂О₅) и доломитовые прожилки. В прожилках, развитых в “нижних доломитах”, присутствуют микрокристаллики пирита. В чичканской свите доломит водорослевый, слабо перекристаллизованный (микро-тонкозернистый), фосфатсодержащий (1–6.0% Р₂О₅), со сгустково-комковатым строением. Биоморфная текстура породы подчеркивается наложенной афанитовой фосфатизацией и окремнением в виде линзочек, пятен и пеллет.

Доломит без фосфата перекристаллизованный (см. рис. 3д, е) (шабактинская свита; р. Коктал, проявление Насынкуль). Группа включает измененные при метаморфизме в зоне контакта с гранитной интрузией мраморизованные известняки и доломиты, переходящие в доломит-кальцитовые и кальцит-доломитовые грубозернистые мраморы. Отмечаются выделения тремолита и серпентина (?), а в зернах карбонатных минералов резко выражены двойники скольжения.

Доломит бесфосфатный неизмененный. Группа включает породы двух стратиграфических уровней: горизонта нижних доломитов (месторождения Коксу, Герес, Джанатас, Джиран) и Fe–Mn-горизонта (месторождение Коксу) чулактауской свиты. Доломит в основном мелко-среднезернистый, пятнами, гнездами и участками неравномерно перекристаллизованный до крупнозернистого состояния. Структурный рисунок породы нарушают также прожилки позднего доломита, выделения халцедоновидного кварца и стилолитовые швы, вдоль которых развивается пирит. В отдельных случаях отмечаются прослойки песчаника.

Доломит строматолитовый без фосфата представлен породами двух стратиграфических уровней: чичканской свиты строматолитов малокаройской серии (месторождение Герес) и Fe–Mn- горизонта чулактауской свиты (р. Карашат). Доломит от микро-тонкозернистого до мелко-среднезернистого, характеризуется пеллетно-комковатой структурой, слабофосфатный (~1‒2% Р₂О₅), кремнистый вследствие присутствия многочисленных гнезд микроконкреций и линзочек халцедона или халцедоновидного кварца. Породы Fe–Mn-горизонта испытали начальную стадию раскристаллизации и включают разнородно ориентированные ожелезненные фрагменты строматолитовой постройки.

Породы горизонта с Fe–Mn-оруденением (рис. 4а–з) (чулактауская свита, проявление Насынкуль, месторождения Джанатас и Джиран) – перекристаллизованные строматолитовые доломиты (кутнагорит?) из целых и разрушенных столбчатых и пластовых построек, которые слабо или практически нацело замещены минералами оксидов и гидроксидов железа, марганца и кремния. В участках, сохранившихся от замещения, доломитовое вещество раскристаллизовано в разной степени: в основном до мелко-среднезернистой структуры, однако пятна, участки, гнезда и прожилки в ней сложены поздним доломитом, образующим агрегаты крупных ксеноморфных зерен размерностью до 0.5 мм.

Рис. 4.

Микрофотографии шлифов строматолитов Fe–Mn-горизонта месторождений бассейна хр. Малый Каратау. а, б – обр. 22а-88 (ув. 35^×), с анализатором (а) и без анализатора (б); в, г – обр. 22а-88 (ув. 35^×), с анализатором (в) и без анализатора (г); д, е – обр. 22б-88 (ув. 35^×), с анализатором (д) и без анализатора (е); ж, з – обр. 65-88 (ув. 35^×), с анализатором (ж) и без анализатора (з). Черный цвет на микрофотографиях – оксиды марганца. Пояснения см. в тексте статьи.

Силициты и сланцы с вторичным доломитом также выделяются в отдельную группу и представлены породами двух стратиграфических уровней: кремниевого горизонта чулактауской свиты (проявление Насынкуль: обр. 19/88) и джанатаской серии (р. Аксумбе: обр. 70‒72/88). Силициты представлены спонголитами, перекристаллизованными до микро-тонкозернистых кварцитовидных пород, в которых сохраняются теневые реликты спикул губок и контуры зерен и линзочек фосфата.

К наиболее поздним минеральным выделениям относится мелко-среднезернистый доломит, образующий разноориентированные прожилки и мелкие гнезда.

Сланцы джанатаской серии представлены серицитово-известковыми разностями с редкими зернами терригенного кварца; они состоят из чередующихся тонких слойков кальцитового и слюдистого состава и пятнами окварцованы. Кальцит мелко-среднезернистый, испытал стрессовые нагрузки и представлен вытянутыми, однородно ориентированными зернами с двойниками скольжения.

Известняки (джанатаская серия; р. Аксумбе, обр. 68‒69/88) разнозернистые – от тонкозернистых седементационно-диагенетических до крупно-среднезернистых, существенно перекристаллизованных. В них постоянно присутствуют прожилки кальцита, а для перекристаллизованных разностей характерны структуры двойников скольжения.

Метаморфические породы (мраморы, сланцы) с тальком и тремолитом (шабактинская свита; проявление Насынкуль: обр. 11‒16/88, 18/88) представлены кальцит-доломитовыми грубозернистыми мраморами и тремолит-тальк-карбонатными породами с отчетливо выраженными двойниками скольжения в карбонатных зернах. Эти породы сформировались в зоне контакта с гранитоидной интрузией; местами в них сохраняются реликтовые текстуры “первичных” доломитовых пород.

Также на изученных месторождениях выделяются в качестве отдельных разновидностей следующие типы пород: песчаники с фосфатом (чулактауская свита, основание горизонта нижних доломитов; месторождение Герес, обр. 35а/88), песчаники без фосфата (чулактауская свита, кровля Fe–Mn-горизонта; месторождeние Коксу, обр. 32‒33/88), сланцы с фосфатом (чулактауская свита, фосфатно-сланцевый продуктивный горизонт; месторождение Джанатас, обр. 56/88) и доломиты строматолитовые с фосфатом (чичканская свита малокаройской серии, горизонт строматолитов; месторождение Герес, обр. 46/88), описание которых приводится в таблице.

ИЗОТОПНЫЕ ДАННЫЕ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

Все полученные изотопные данные приведены в таблице и показаны на рис. 5 и рис. 6. Из них следует, что карбонатное вещество пород изученных месторождений неоднородно по составу и характеризуется широким диапазоном вариаций величин δ¹³С и δ¹⁸О, который составляет от –7.6 до 1.6‰ (PDB) и от 15.4 до 27.0‰ (SMOW) соответственно. Не вызывает сомнения, что неоднородный изотопный состав изученных карбонатов обусловлен генетическими причинами и отражает особенности как седиментационных обстановок, так и постседиментационных процессов.

Рис. 5.

Изотопный состав углерода и кислорода в карбонатном веществе пород и руд месторождений бассейна хр. Малый Каратау. 1 – фосфориты богатые; 2 – фосфориты бедные; 3 – доломит с фосфоритом (P₂O₅ < 10%); 4 – доломит бесфосфатный, не перекристаллизован; 5 – доломит без фосфата, перекристаллизован; 6 – известняк; 7 – песчаник с фосфатом; 8 – песчаник без фосфата; 9 – сланец с фосфатом; 10 – строматолит с фосфатом; 11 – строматолит без фосфата; 12 – породы с Fe–Mn-оруденением; 13 – силицит с вторичным доломитом; 14 – метаморфическая порода (мрамор, сланец) с тальком, тремолитом и др.; 15 – фосфориты бедные, перекристаллизованные; 16 – прожилок вторичного кальцита в песчанике с фосфатом; 17 – неизмененные доломиты шабактинской свиты [Meert et al., 2011].

Рис. 6.

Изотопный состав углерода и кислорода в карбонатном веществе пород и руд с разных стратиграфических интервалов месторождений фосфоритов бассейна Малого Каратау. 1, 2 – шабактинская свита: 1 – перекристаллизованные доломиты без фосфата, р. Коктал, 2 – метаморфизованные доломиты (с тальком, тремолитом и др.), проявление Насынкуль; 3 – чулактауская свита: кровля железо-марганцевого горизонта, песчаник с доломитовым цементом; 4 – железо-марганцевый горизонт: замещенные Fe–Mn-веществом строматолитовые постройки; 5–7 – чулактауская свита, фосфатно-сланцевый продуктивный горизонт: 5 – фосфориты богатые (P₂O₅ ≥ 20%), 6 – фосфориты бедные (10% ≤ P₂O₅ ≤ 20%), 7 – сланец карбонатно-углеродисто-глинистый (P₂O₅ 5–6%); 8 – горизонт “нижних” доломитов, перекристаллизованные доломиты, песчанистые, часто брекчированные (месторождения); 9 – нижний горизонт доломитов, доломиты песчанистые (месторождение Герес); 10, 11 – малокаройская серия, нижний горизонт строматолитов: 10 – доломит с фосфатом, 11 – фосфорит; 12 – джанатаская серия, известняки сильноизмененные; 13 – прожилок кальцита в фосфорите, продуктивный горизонт (обр. 58/88); 14 – кремневый горизонт, вторичный кальцит в перекристаллизованном спонголите; 15 – неизмененные доломиты шабактинской свиты [Meert et al., 2011]. Области: А – современные осадочные морские карбонаты, В – предполагаемая для осадочных карбонатов нижнего кембрия, С – предполагаемая для раннедиагенетических карбонатов нижнего кембрия. Римские цифры – области карбонатов из отложений: I – джанатаской серии; II – малокаройской серии, чичканской свиты, горизонта строматолитов; III – чулактауской свиты, горизонта “нижних” доломитов; IV – чулактауской свиты, кровля железо-марганцевого горизонта; V – шабактинской свиты (наши данные); VI – шабактинской свиты данные [Meert et al., 2011]; VII – продуктивного фосфоритового горизонта.

На рис. 5 можно видеть, что основные группы пород, принимающие участие в строении месторождений фосфоритов изученного бассейна, характеризуются разным изотопным составом и на графике, построенном в координатах δ¹³С–δ¹⁸О, занимают обособленное положение, т.е. образуют собственные “изотопные поля”. Как и следовало ожидать, наиболее высокие значения δ¹³С и δ¹⁸О характерны для осадочных доломитов (содержащих фосфаты и бесфосфатных) и цемента песчаников вмещающих пород (см. рис. 5, область В).

Часть фосфатосодержащих доломитов имеет более легкий изотопный состав углерода по сравнению с бесфосфатными разновидностями. Очевидно, легкие значения величин δ¹³С обусловлены присутствием в карбонатообразующих системах изотопно легкой углекислоты, являющейся результатом окисления органического вещества как в зоне диагенеза, так и на последующих этапах преобразования осадков [Кулешов, 2001а, б].

Перекристаллизованные доломиты и известняки, как и следовало ожидать, имеют более низкие (легкие) значения δ¹⁸О и, реже, δ¹³С, что является следствием изотопного обмена с преобразующими флюидами при повышенных температурах. Причем, наиболее значительное изменение претерпели карбонатные породы (вплоть до образования мраморов) вблизи контакта с интрузиями гранитоидов на юго-востоке Каратауского бассейна (см. рис. 1). В этом случае в них присутствуют минералы тремолит, тальк и апатит, которые характерны для зон метаморфизма.

Карбонатное вещество фосфоритов характеризуется более легким изотопным составом, как углерода, так и кислорода, по сравнению с доломитами и карбонатным цементом песчаников. Важно отметить, что наблюдается заметные различия в изотопном составе бедных (10% ≤ Р₂O₅ ≤ ≤ 20%) и богатых (20% Р₂O₅) разновидностей. На графике (см. рис. 5) фигуративные точки этих двух групп (литотипов) занимают отдельные, не перекрывающиеся области, поскольку богатые фосфориты характеризуются существенно более легким изотопным составом δ¹⁸О.

В то же время, хотя изотопный состав кислорода бедных фосфоритов относительно более тяжелый по сравнению с богатыми фосфоритам, в целом изотопный состав кислорода фосфоритов несколько легче и является более однородным в сравнении с вмещающими доломитами, и значения δ¹⁸О на графике (см. рис. 5) в большинстве случаев тяготеют к границе с областью С, которая характерна для раннедиагенетических карбонатов кембрийского морского бассейна. Можно предполагать, что карбонатное вещество бедных и богатых фосфоритов образовалось на постраннедиагенетической стадии литогенеза и представлено разными генерациями. Также нельзя исключить, что доломит в бедных фосфоритах образовался в раннем диагенезе, однако температура воды в морском бассейне у поверхности дна могла быть более высокой (на 2–3°С) по сравнению с температурами воды во время формирования “нижних доломитов” и перекрывающих доломитов шабактинской свиты [Meert et al., 2011].

Минерализованные фосфатным веществом строматолитовые постройки также характеризуются широким разбросом значений δ¹³С и δ¹⁸О. Наиболее “тяжелые” значения близки к значениям осадочных (область А) и раннедиагенетических (область С) карбонатов. При этом отдельные пробы характеризуются очень легким изотопным составом как углерода, так и кислорода, в целом близким карбонатному веществу богатых фосфоритов. Такие особенности распределения величин δ¹³С и δ¹⁸О позволяют заключить, что выделение карбонатного вещества в породах с Fe–Mn- оруденением происходило многократно: начиналось, по-видимому, в осадке на стадии раннего диагенеза, и продолжалось в позднем диагенезе–катагенезе.

Наиболее легким изотопным составом характеризуются вторичные доломиты в силицитах и вторичный кальцит, образующий прожилки в песчаниках с фосфатом. Можно предполагать, что они принадлежат разным стадиям наиболее поздней наложенной позднедиагенетической (катагенетической) карбонатизации.

Таким образом, изотопные данные, полученные для разных литологических типов (групп) пород из месторождений фосфоритов Каратауского бассейна, позволяют прийти к выводу о том, что породы претерпели многократные постседиментационные преобразования. Карбонатное вещество как вмещающих пород (доломитов, известняков, песчаников, сланцев, горизонтов со строматолитами разного состава и др.), так и присутствующее в составе фосфоритов, имеют разное происхождение. Это вещество представлено разными генерациями и образовалось на разных стадиях литогенеза. Седиментационное происхождение имеет только карбонатное вещество известняков, доломитов (в том числе и содержащих фосфат) и цемента песчаников, которые характеризуются наиболее высокими значениями δ¹³С и δ¹⁸О.

Не исключено, что какая-то часть карбонатного вещества, входящего в состав Fe–Mn-горизонта, была образована в раннем диагенезе. Причем, на более поздних этапах литогенеза (поздний диагенез–катагенез) эти породы претерпели существенные изменения, в ходе которых происходили процессы изотопного обмена с пропитывающими эти породы растворами, а также, по-видимому, формировались новые генерации карбонатов.

Карбонатное вещество бедных и богатых фосфоритов существенно отличается по изотопному составу кислорода, что может свидетельствовать о разном происхождении карбонатов в этих группах пород или об изменениях, происходивших на разных этапах литогенеза. Карбонатов с изотопными характеристиками зоны раннего диагенеза в фосфоритах не установлено. Все карбонатное вещество изученных фосфоритов (как богатых, так и бедных) было образовано или преобразовано на постраннедиагенетической стадии литогенеза фосфатсодержащих осадков кембрийского бассейна.

Следует отметить еще одну важную особенность, которая наблюдается в распределении величин δ¹³С и δ¹⁸О в породах каратауского бассейна. Она заключается в том, что карбонатное вещество пород с разных стратиграфических уровней на графике, построенном в координатах δ¹³С–δ¹⁸О, образует собственные “изотопные поля” (см. рис. 6). В область нормально-осадочных карбонатов попадают доломиты “нижнего горизонта” и кровли Fe–Mn-горизонта чулактауской свиты. По изотопному составу углерода они несколько легче доломитов шабактинской свиты [Meert et al., 2010], хотя и имеют сходный с последними изотопный состав кислорода.

Изученные нами доломиты шабактинской свиты (р. Коктал и проявление Насынкуль), по сравнению с неизмененным карбонатами, характеризуются более легким изотопным составом как углерода, так и кислорода, что является преимущественно следствием вторичных преобразований. Наибольшие изменения отмечаются в карбонатных породах разреза по р. Аксумбе (джанатская серия). Здесь фиксируются наиболее легкие значения δ¹³С и δ¹⁸О, изотопные “метки” первично-осадочной природы практически стерты наложенными процессами.

Породы малокаройской серии (чичканская свита строматолитов – доломиты, фосфориты) в целом характеризуются, за некоторыми исключениями, тяжелым изотопным составом кислорода, аналогичным составу доломитов нижнего горизонта чулактауской свиты, а также неизмененным доломитам шабактинской свиты [Meert et al., 2011]. Изотопный состав углерода в породах малокаройской серии более легкий по сравнению с осадочными карбонатами. Это может свидетельствовать об их образовании в условиях диагенеза, когда отсутствовала связь растворенной углекислоты с атмосферной СО₂.

Изотопный состав карбонатов продуктивного (фосфатного) горизонта чулактауской свиты полностью обусловлен вторичными процессами, которые привели к преобразованию исходных либо к образованию новых, поздних генераций карбонатов, и не заключает в себе сведений об изотопно-обменной системе: атмосфера–гидросфера.

Таким образом, изотопный состав карбонатного вещества изученных нами пород не отражает условия образования осадочных карбонатов кембрийского бассейна и, следовательно, полученные изотопные данные не пригодны для хемостратиграфических построений (этот вывод, по-видимому, может относиться и к работе [Ильин и др., 2004]).

В то же время, вариации изотопного состава углерода наименее измененных карбонатов (нижние доломиты, верхняя часть Fe–Mn-горизонта) могут быть обусловлены в некоторых случаях также и фациальными особенностями.

ГЕНЕЗИС ФОСФОРИТОВ

Относительно происхождения фосфатного вещества (фосфатных зерен и оолитов) в фосфоритах у исследователей нет единого мнения; представления существенно расходятся: от химических осадков, переработанных донными перемывами, до биохемогенных и биогенных образований, также испытавших в той или иной степени влияние придонных гидродинамических процессов [Смирнов, 1962, 1972, 1975; Смирнов, Тушина, 1962; Трухачева, 1962; Тушина, 1960, 1964; 1973; Тушина и др., 1969; Бушинский, 1966; Гиммельфарб, Тушина, 1966; Еганов, 1988; Еганов и др. 1997; Холодов, Пауль, 1993, 1995; Литвинова, 2007; Школьник и др., 1999].

Особую популярность в последние годы при объяснении формирования фосфатных частиц, слагающих каратауские фосфориты, приобрели представления о ведущей роли биогенного фактора. При этом, если и раньше отмечалось присутствие среди фосфатного материала спикул губок и редкого детрита мелких беспозвоночных (брахиопод, хиолитов, хиолительминтов), то в современной интерпретации основная масса зерен и оолитов представляют собой фосфатизированные сгустки разнообразной бактериальной биоты, образующей микроколонии, цианобактериальные маты, водорослевые пленки, нитевидные и кокковые формы [Еганов, Катаева, 1987; Еганов, 1988; Еганов др., 1997; Холодов, Пауль, 1993, 1995; Литвинова, 2007; Школьник и др., 1999].

Авторы настоящей работы не ставили своей целью детально анализировать существующие представления о происхождении каратауских фосфоритов. Все высказанные точки зрения хорошо аргументированы, и поэтому велика вероятность того, что на огромных пространствах Каратауского палеобассейна существовали различные фациальные обстановки, многообразие которых, возможно, и отражено в морфологических (генетических?) особенностях накапливающегося здесь фосфатного материала.

Полученные изотопные данные (δ¹³С, δ¹⁸О) для карбонатов не могут пролить свет на происхождение фосфатного вещества, но дают представления об условиях и источниках углекислоты в фосфоритах. Очевидно, что фосфориты представляют собой сильно преобразованное исходно-осадочное вещество органогенной, возможно – хемогенно-осадочной природы, которое претерпело как физические преобразования в обстановках мелководья (перемывы, деструкцию зерен фосфатов), так и последующие физико-химические изменения в условиях позднего диагенеза или катагенеза. В последнем случае существенная роль принадлежит процессам окварцевания (силицитизации) и карбонатизации, которые многократно происходили в геологической истории формирования фосфатсодержащих отложений Каратауского бассейна.

Важно отметить, что богатые фосфориты претерпели наиболее глубокие наложенные изменения. Эти процессы приводили, по всей видимости, к декарбонатизации породы, облегчению изотопного состава сохранившегося карбонатного вещества, и в конечном итоге – к обогащению фосфоритовых руд. Это отмечается также и на Хубсугульском месторождении фосфоритов [Ильин, 2008; Кулешов и др., 1991].

Признаки первоначальных условий образования фосфатсодержащих осадков наиболее полно должны сохраниться, по нашему мнению, в наименее измененных доломитах с фосфатом – в пределах “нижнего” горизонта доломитов и железо-марганцевого горизонта чулактауской свиты, так как полученные для них изотопные данные наиболее близко соответствуют карбонатам осадочного и раннедиагенетического происхождения.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты проведенных литолого-петрографических и изотопных исследований выделенных групп (литотипов) пород месторождений Каратауского фосфоритового бассейна позволяют сделать следующие выводы.

1. Вмещающие породы и фосфориты месторождений претерпели интенсивные преобразования. В шлифах наблюдаются сложные взаимоотношения составных компонентов как первичной седиментационной природы (оолиты, строматолиты, терригенная примесь), так и вторичных минеральных выделений, образованных на постседиментационных стадиях литогенеза (ранний и поздний диагенез).

2. Богатые фосфориты представляют собой сильно измененную наложенными процессами исходную осадочную породу с сохранившимися седиментационными структурами и текстурами. Перемытые гравийно-псаммитовые фосфатные частицы (микроконкреции, зерна, оолиты и др.) плотно сгружены и заключены в слабо раскристаллизованный халцедоновый или фосфатный матрикс; присутствуют участки вторичной доломитизации.

3. Бедные фосфориты сложены различными перемытыми фосфатными частицами, которые обычно заключены в доломитовый базальный цемент разной степени кристалличности (нередко с сохранением признаков исходного матрикса); крупнозернистый доломит в составе цемента – вторичный, отчетливо коррозионный по отношению к выделениям фосфата; его развитие происходит с образованием пойкилитовой структуры.

4. Изотопный состав (δ¹³С, δ¹⁸О) карбонатного вещества пород кремнистого, продуктивного (фосфоритового) и в значительной степени железо-марганцевого горизонтов чулактауской свиты не является первичным и обусловлен присутствием в их составе вторичных (наложенных) генераций карбоната, образованных в условиях позднего диагенеза–катагенеза.

5. Изотопный состав карбонатного вещества изученных фосфоритов Каратауского фосфоритового бассейна не отражает условия образования осадочных карбонатов кембрийского палеоводоема и, следовательно, не пригоден для хемостратиграфических построений. Вариации изотопного состава углерода наименее измененных карбонатов (нижние доломиты, верхняя часть Fe–Mn- горизонта) могут быть обусловлены, кроме возможного присутствия карбонатов наложенных генераций, также и фациальными особенностями палеоводоема.