Древние травертины на границе ордовика и силура: литологическое свидетельство изотопного феномена

ма конструктивно использовать данный изотопный эффект для региональных и глобальных корреляций [21, 16].

Гляциоэвстатическое падение уровня моря и экспонирование карбонатных платформ проявилось в крайне редкой встречаемости полных разрезов пограничных отложений и широком распространении стратиграфических перерывов на этом уровне. Хотя отчасти факты пограничного О-S несогласия могли быть вызваны и стремительным распространением силурийской трансгрессии при дегляциации [16].

Новые стратиграфические и хемо-стратиграфические данные, полученные коллективом сотрудников Института геологии Коми НЦ УрО РАН и их эстонскими коллегами, позволили установить, что стратотипический разрез верхнего ордовика на р. Кожим (обн. Кожим-108, Кожим-116) относится к числу наиболее полных разрезов и содержит отложения аналога хирнатиево-го горизонта верхнего ордовика, фиксируемого главным образом по характерным для этого уровня позитивным трендам величины δ ¹³ С и цикличной смене осадочных толщ — секвенций [2, 4, 15]. В результате, литологическая пачка пород, заключенная между палеонтологически охарактеризованными позднеордовикскими и раннесилурийскими толщами, и демонстрирующая позитивный углеродный изотопный эффект, была предложена в качестве самостоятельного стратиграфического подразделения — юнкошорских слоев [3, 14].

Пачка сложена преимущественно серыми вторичными доломитами с реликтами первичных структур: микробиальных, микробиально-водорослевых, биоморфных (брахиоподовые и кораллово‒строматопоровые(?) микритов и мелкообломочных спаритов (детритовые и пеллоидные гравелито-песчаники). Последовательная смена литотипов (илово-микробиальные, илово-водорослевые, биоморфные, биокластовые) позволяет выделить в её составе четыре одноранговых цикла, объединяющихся попарно в 2 секвенции, т. е. циклы, ограниченные несогласиями и коррелятивными им согласиями (рис. 1). Положительный тренд величины δ13 Скар отмечается от плохо обнаженного контакта слоев 19, 20, с которым предположительно связана эрозионная поверхность. Эта поверхность принята нами за нижнюю границу первой юнкошорской секвенции. Стратиграфическая же граница между яптикшорскими и юнкошорскими слоями проведена несколько выше, по поверхности максимального затопления и по исчезновению брахиопод Procon-chidium muensteri (St. Joseph). Верхняя граница этой нижней секвенции совпадает с кровлей массивных светлых кавернозных вторичных доломитов с реликтовыми биоморфными(?) структурами, перекрываемых пятнисто-комковатыми, плитчатыми, более глинистыми и темноокрашенными илово-микробиальными разностями, которые демонстрируют максимальный «позитивный сдвиг» величины δ13 Скар и начало ее резкого снижения. Вторая (верхняя) относительно маломощная секвенция выделяется уже в составе отложений, относимых ранее (в достаточной мере условно) к джагальскому горизонту. Поверхность максимального затопления верхней секвенции фиксируется изменением цвета пород с зеленовато-темно-серого на более светлый. Несколько выше по разрезу сильно разрушенные породы приобретают пест-роцветность, а еще выше их сменяют доломиты светлые (практически белые) окремненные, с частыми корками оже-лезнения. Участками структура и текстура пород напоминает небольшие «строматолитоподобные» постройки. Поверхность этих белых «фарфоровидных» доломитов фиксирует границу 3-го и 4-го циклов. Верхняя часть юнко-шорских слоев (4-й цикл) характеризуется незначительной мощностью (~ 5 м) и представлена доломитами неоднородно-серыми и светло-серыми с неотчетливой полосчатой текстурой,

Аналогичное, цикличное строение разрезов хирнанти-евых отложений установлено и в других районах мира, например, в Прибалтике (юг Эстонии), на островах Канады (о. Анти-Кости). Наиболее эффектно такая цикличность проявлена в собственно ледниковых толщах западного побережья Африки и свидетельствует о существовании непродолжительного позднеордовикского (хирнантиевого) ледяного покрова на западе Гондванской суши [19]. В строении разрезов здесь устанавливается четыре седиментационных цикла, отвечающих циклам развития оледенения. В их последовательности отчетливо прослеживается общая рецессия ледяного покрова Северной Гондваны. Четвертый цикл, сложенный гляциоморскими отложениями в проксимально-ледниковых районах и неледниковыми биотурбированными штормовыми отложениями в дистально-ледниковых, уже отчетливо фиксирует финальное отступление Северогонд-ванского ледника. Нижняя поверхность этого позднейшего ледникового цикла маркирует позднехирнантиевую поверхность максимального затопления познеордовикско-силурийского трансгрессивного цикла, стартовавшего ещё до начала оледенения.

Таким образом, последовательная смена секвенций, описанная нами в разрезе включающими (как и породы третьего цикла) не имеющие четких очертаний «карбонатные тела», с реликтами строматолитоподобной сгустково-микро-биальной и онкоидной структур (рис. 2—5). К этому интервалу разреза приурочен новый небольшой пик и положительный тренд значений отношения δ13С. Верхняя граница четвертого цикла и второй юнкошорской секвенции (граница слоев 20 и 21), проявленная сменой светлых зернистых доломитов доломитами темными (до черных), иловыми, практически лишенными органических остатков, принята нами за границу яптикныртской свиты.

Pиc. 2. Выходы пограничных отложений в разрезе Кожим-108. (Фото П. Мянника)

Pиc. 3. Эти слоисто-полосчатые доломиты зоны г (выход под мешком с пробой) демонстрируют последний пик положительной изотопной аномалии (Фото П. Мянника)

р. Кожим, отмечает гляциоэвстатичес-кие изменения уровня позднеордовикского океана и косвенным образом подтверждает правильность отнесения отложений юнкошорских слоев к осадкам хирнантия.

Как уже упоминалось, внутри последней яптикнырдской секвенции в разрезе Кожим-108 на фоне общего отрицательного смещения δ ¹³С выделяется небольшой положительный пик, который пока не зафиксирован в другом исследованном нами разрезе (Кожим-116). Здесь же он обнаружен в полосчатых доломитах четвертого цикла, включающих строматолитоподобные тела небольшой мощности и характеризующихся неравномерным осветлением. Генетическая интерпретация наблюдаемых отложений долгое время вызывала затруднение, хотя синседиментаци-онный характер структур и одновременное влияние процессов наложенного характера не вызывало сомнений, к тому же данный интервал разреза отличался частыми зонами тектонического дробления. Решение пришло после представившейся мне возможности лично ознакомиться с характеристикой современного травертинового купола на р. Сухоне, изучением которого в течение ряда лет занимаются Н. П. fiшкин и руководимые им студенты. Оказалось, что морфология наблюдаемых нами карбонатных тел и структурно-текстурные особенности пород близки к характеристике современных известковых туфов — травертинов, отличаясь от них лишь доломитовым (а не кальцитовым) составом пород и отсутствием видимых включений минерализованных органических остатков (рис. 4, 5).

Травертины — карбонатные поро- ды, образующиеся в местах разгрузки термальных или холодных источников углекислых, реже азотно-углекислых вод и в связанных с ними генетически содовых озерах, являясь наряду с пресноводными строматолитами характерными береговыми фациями последних.

Как известно, травертиновые постройки представляют сложное взаимоотношение хемогенных и биохемоген-ных образований, обусловленное как чисто физико-химическими процесса-

Pиc. 4. Сканированное изображение петрографического шлифа современного травертина (зона г), р. Сухона, источник «Вась- кин ключ»

Pиc. 5. Сканированное изображение петрографического шлифа предполагаемого древнего травертина (зона г), р. Кожим ми, так и жизнедеятельностью колоний сине-зеленых (цианобактерий) и диатомовых водорослей. Для травертиновых куполов характерна определенная, хотя и не всегда полностью проявленная, минералогическая зональность. В типичном случае выделяют [8] четыре последовательных зоны: а) сильного ожелезнения (приурочена непосредственно к месту разгрузки вод), б) оже-лезнения и начального травертинооб-разования (переходная), в) интенсивного образования и г) замедленного образования травертинов. Зоны а и б отличаются красноцветностью, зона в характеризуется практически белым цветом, а в зоне г присутствует желтоватая и зеленоватая окраска. Кроме того, две последние зоны отличаются слоистой текстурой, обусловленной зональностью минеральных агрегатов. Не труд- но заметить, что эти зоны (зоны а, б совмещены) могут быть выделены и в описанном нами разрезе кровли юнкошор-ских слоев р. Кожим (см. рис. 4, 5).

Общеизвестным является также факт обогащения современных известковых туфов тяжелым изотопом углерода, сдвигающим величину отношения δ ¹³С_карб в положительную область значений. В этом смысле положительный пик на изотопной кривой свидетельствует в пользу травертиновой природы данных «строматолитоподобных» построек.

Находки древних травертиновых куполов являются прекрасными индикаторами активности магматических и сейсмических процессов. Известно также, что они могут не только маркировать периоды тектонической активизации, но и позволяют реконструировать хронологию палеоклиматических событий [8, 25].

Основные условия образования травертинов (хлоридный, хлоридно-гидрокарбонатный натриевый или на-триево-кальциевый состав пересыщенных СО2 вод) и ведущая роль процессов дегазации и выпаривания определяют приуроченность травертинов к обстановкам умеренно-аридного и семиаридного климатов. Поэтому их появление в разрезах осадков тропической и субтропической зон может свидетельствовать об «аридизации» климата в моменты максимальных похолоданий. Во время же периодов межледниковья имеет место обратный эффект — гумидизация климата аридных зон, отмеченный Дж. Маршаллом [22].

Связь обнаруженных нами «травертиновых карбонатных построек» с периодами похолоданий проявляется не только в их стратиграфическом положении, но и подтверждается некоторыми палеоклиматическими индикаторами.

Весьма полезную климатическую информацию может дать изучение ассоциаций глинистых минералов, в том или ином количестве присутствующих в карбонатных породах. Например, установлено, что в ассоциации слоистых силикатов из современных шельфовых и озерных осадков, представленной смешанослойными иллит-смектитами, слюдами, хлоритом и каолинитом, основную генетическую нагрузку несет иллит-смектит, доля смектитовых слоев в котором увеличивается с гумидиза-цией и потеплением климата [9, 10]. Аналогичную диагностическую роль может отражать тенденция увеличения содержания иллита при синхронном

Таблица 1

Pезyлyльтаты рентгенодифрактометричеcкого анализа глиниcтой фракции доломитов по профилю древнего травертина

№ пробы	Смектит	Хлорит	Гидрослюда	Смешанослойные	Каолинит
20-т-19	+?	+	+++	Х-С	+
20-т-20а	-	+	++	И-Х	+?
20-т-20	-	+?	+	И-Х, И-С	+?

Примечание. Х-С — хлорит-смектит, И-Х — иллит-хлорит, И-С — иллит-смектит; +++ — много; + ? — следы; - — отсутствует.

уменьшении иллит-смектитов с максимальным содержанием в последнем смектитовых слоев. Это явление объясняется фиксированием катионов калия в смектитовых межслоях, особенно эффективно протекающее в поверхностных условиях при смачивании-высыхании осадка.

Рентгенографический анализ глинистой фракции проб, отобранных нами по профилю предполагаемых древних травертинов разреза Кожим-108 (проанализированных fi. Симаковой): от вмещающих глинистых доломитов (проба 20-Т-19) к пёстроцветным доломитам начального травертинообразо-вания (проба 20-Т-20а) и небольшим «травертиновым» постройкам (проба 20-Т-20б), показал присутствие в них однотипной ассоциации гидрослюд, смешанослойных, смектита, хлорита и каолинита (табл. 1). В проанализированных пробах преобладают гидрослюды, представленные в основном тонкодисперсным иллитом, смешанослой-ные. Прочие слоистые силикаты присутствуют в небольших количествах. Появление в ассоциации иллит-смекти-та и существенное уменьшение концентрации иллита в травертиновых пробах, фиксируемое уменьшением высоты пиков на дифрактограммах, как уже упоминалось, являются очень чуткими климатическими индикаторами смены тепло/холод и подтверждают факт совпадения травертинообразования в изучаемом нами разрезе с похолоданием климата.

Показателем обстановок и климата может служить также собственно химический состав пород, соотнесенный с определенным стандартом через систему предложенных fl. Э. fiдовичем и М. П. Кетрис литохимических модулей [13]. Химический состав проб, отобранных по профилю от зоны начального травертинообразования (проба 20-Т-20а) — к травертиновому куполу (проба 20-Т-23), представлен в табл. 2 (аналитик Т. Д. Косырева). Здесь же приведены значения наиболее значимых в диагностическом плане литохимических модулей.

Приведенные данные позволяют отметить ряд особенностей, характеризующих главным образом терригенную часть карбонатных пород. Во всех пробах она представлена смесью кварца, гидрослюды и полевых шпатов, присутствие которых подтверждено и рентгенографией. Повышенные значения гид-ролизатного (ГМ) и алюминиевого (АМ) модулей в начальной и конечной пробах профиля, вероятно, имеют различные причины. В первом случае они объясняются наличием продуктов древних кор выветривания (частично карбо-натизированные включения глин отмечаются и микроскопически). Во втором же случае повышение значений вызвано исключительно пленками гидрооксидов железа. Однако главной особенностью данной выборки являются высокие, даже для карбонатолитов, значения нормированной щелочности (НКМ) и ще-

Таблица 2

Pезyльтаты полного химичеcкого анализа проб травертиновых поcтроек

Компонент, модуль	Номер пробы
	20-T-20a	20-T-20b	20-T-21	20-T-23
SiO 2	2.19	0.61	3.24	0.39
TiO 2	0.057	0	0.012	0
Al 2 O 3	0.7	0.1	0.1	0.2
Fe 2 O 3ob	0.23	0	0.077	0.03
MnO	0.02	0.024	0	0.018
MgO	20.96	21.78	20.24	21.7
CaO	29.29	30.08	30.08	30.08
Na 2 O	0.2	0.16	0.16	0.17
K 2 O	0.21	0.059	0.072	0.03
P 2 O 5	0.021	0.002	0.017	0.008
ППП	45.74	46.78	45.46	47.08
Сумма	99.62	99.59	99.46	99.71
FeO	0.09	0	0.02	0.02
H 2 O-	0.18	0	0.1	0.1
CO 2	44.63	45.65	44.58	46.09
АМ	0.32	0.16	0.03	0.51
ГМ	0.45	0.16	0.06	0.59
ТМ	0.08	0.00	0.12	0.00
НМ	0.286	1.600	1.600	0.850
КМ	0.3	0.59	0.72	0.15
ЩМ	0.95	2.71	2.22	5.67
НМ+КМ	0.59	2.19	2.32	1.00
ЖМ	0.33	0.24	0.69	0.24

Примечание: АМ — алюминиевый модуль, ГМ — гидролизный модуль, ТМ — титановый модуль, НМ — натриевый модуль, КМ — калиевый модуль, ЩМ — щелочной модуль, НМ+КМ — нормированная щелочность, ЖМ — железистый модуль. Значения модулей рассчитывались по [13].

лочного модуля (ЩМ). Подобные значения характерны либо для пород с примесью пирокластики, либо для содержащих «незрелые» продукты выветривания [13]. Учитывая результаты анализа глинистых фракций, последнее кажется более вероятным и указывает на относительно холодный и сухой климат в областях сноса и преобладание процессов физического выветривания.

Обcyждение резyльтатов

Как видно, литохимическая характеристика интересующих нас пород не противоречит отнесению их к травертиновым образованиям. Обнаружение древних травертинов, сформировавшихся на рубеже ордовикской и силурийской эпох, позволяет с достаточной долей уверенности утверждать, что процессы формирования гидрокарбо-натных обогащенных углекислотой и отличающихся повышенной щелочностью вод могли быть достаточно широко распространены во время гляциоэв-статических падений уровня моря и частичного экспонирования карбонатных платформ, пополняя в какой-то мере щелочной баланс шельфовых вод океана во время таяния и отступления ледников. Однако наиболее важным нам представляется сам факт широкого распространения в эпохи похолоданий щелочных обстановок седиментации.

В силу своей природы карбонаты являются чутким индикатором изменений в системе геосферных взаимодействий, в том числе в климатической системе. Как известно, именно экзогенный цикл углерода обеспечивает относительную стабильность поверхностной температуры Земли, препятствуя ее перегреву [11]. Этот процесс происходит главным образом путем усиления карбонатообразования и удаления из системы лишней углекислоты. Химизм процесса предполагает наличие высокого щелочного резерва океанических вод, то есть повышенного содержания в них ионов НСО₂^‒, формирование которых обусловлено ассоциацией-диссоциацией в системе СаСО_3твер— Н₂О—СО_2акв. Как известно, эквилибра-ционные процессы приводят к утяжелению изотопного состава растворенного СО₂, а их скорости во много раз превышают скорость поступления дополнительного СО₂ путем его дифундирования из воздуха [5]. Таким образом, закладывается основа для «позитивного сдвига» значений δ ¹³ СО_2акв, тем более значимого, чем более низкой была температура поверхностных вод.

В континентальных обстановках аналогичные процессы должны были приводить к формированию обогащенных СО2 гидрокарбонатных вод и травертинов, при их дегазации и испарении.

В настоящее время в литературе широко обсуждается значимость щелочных обстановок (обстановок «содовых озер») для возникновения и распространения жизни [6]. Можно добавить, что похолодания, связанные с климатическими изменениями, предваряющими оледенения, могли не только способствовать распространению такого рода обстановок, но и сами собой являлись мощным фактором эволюции.

Могли ли данные обстановки являться причиной формирования позднеордовикского изотопного феномена? Прежде всего необходимо отметить неоднократность и однотипность проявлений подобных изотопных феноменов в истории Земли [12] и их частое совпадение с эпохами глобальных похолоданий. Такое совпадение позволяет предположить наличие каких-либо связей между формированием положительных изотопных аномалий и характером существующей системы об- 10

ратных связей, определяющих развитие климатических процессов. Несомненно, данный вопрос затрагивает большой круг проблем, требующих специального обсуждения, но для их решения, возможно, будут полезны и изложенные нами данные.