close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

- Меловой период

код для вставкиСкачать
Б Ю Л Л Е Т Е Н Ь М. О - ВА И С П . П Р И Р О Д Ы , О Т Д . Г Е О Л О Г И И , Т. X X X I I I ( 5 ) , 1958
Карбонатные и фосфатные конкреции нижнемеловых
отложений северо-восточного Кавказа
JI. И. Г ор б ун о в а
С о д е р ж а н и е . В статье д ае тся д етал ьн о е описание известковых, сидеритовы х
и ф о сф о р и т о в ы х конкреций из ап тски х и а л ьб ек и х о тл о ж ен и й северо-восточного К а в ­
к аза. Оптическими исследованиями у стан авли в ается последовательность вы деления м и ­
н ер а л о в при ф о р м и р о в а н и и этих конкреций.
Введение
При проведении литологических исследований нижнемсловых отло­
жений Дагестана, Грозненской области и Кабардинской АС С Р наряду
с изучением типов пород и их фациальных изменений мы специально
исследовали так ж е известковые, сидеритовые и фосфоритовые конкре­
ции, присутствующие в породах всех изученных разрезов. Наиболее
подробно нами были изучены известковые конкреции, пользующиеся
наибольшим развитием в нижнемеловых отложениях исследованной
территории. Основной целью при этом ставилось выяснение соотноше­
ний конкреций с вмещающими породами и их изменений по разрезу и по
площади.Об этих конкрециях до сих пор были опубликованы лишь с а ­
мые краткие сведения в работах общего характера по нижнему мелу
К ав каза [4, 20, 21 и др.].
З а последнее время карбонатным конкрециям других районов посвя­
щен ряд работ, в результате которых выявлен их сложный состав, их
определенная фациальная приуроченность и определенные закономерно­
сти в их соотношениях с вмещающими породами [6, 12, 13, 16, 23, 27,
30 и др.]. Такую же работу мы попытались проделать в отношении н иж ­
немеловых конкреций северо-восточного Кавказа.
1. Известковые конкреции
В разрезе терригенных отложений нижнего мела северо-восточного
К ав каза известковые конкреции играют значительную роль. Они состоят
обычно из кальцита и материала вмещающей породы (глины и алеври­
т а ) . Количественные соотношения этих главных компонентов разные и з а ­
висят от типа породы, вмещающей конкреции. По соотношению терригенного материала и кальцита можно выделить следующие разновидно­
сти известковых конкреций: конкреции, состоящие из известкового ал ев ­
ролита, алевритового мергеля и известняка.
-
124
-
Вмещающие породы известковых конкреций имеют аптский и нижнеальбский возраст. Конкреции алевритового мергеля и известняка при­
урочены к темно-серым и черным алевритовым глинам. Конкреции из­
весткового алевролита развиты в серых глинистых алевролитах. Пачки
глин и алевролитов (мощностью 10—80 м) в разрезах апта и нижнего
альба чередуются между собой. В готерпвских, барремских, а такж е
средне- и верхнеальбских отложениях известковые конкреции встре­
чаются значительно реже, имеют сравнительно малые размеры или пло­
хо сформированы, что обусловлено общей повышенной карбонатностью
этих пород.
Ц вет конкреций на выветрелой поверхности светло-серый, иногда бу­
ровато-серый, на свежем изломе — темно-серый; он обусловлен присут­
ствием в составе конкреций органических веществ. Иногда поверхность
Рис.
1.
Конкреция
известкового алевролита
р. Н а л ь ч и к а
натечной
формы. Бассейн
излома конкреций известкового слевролита и известняка имеет перл а­
мутровый блеск (искрится на солнце). Конкреции алевритового мергеля
такого блеска обычно не имеют.
По форме можно выделить следующие разновидности конкреций: ш а ­
рообразные, линзовидные, овальные, уплощенные, сростки из нескольких
конкреций, караваеобразные и неопределенной формы. Самыми распро­
страненными из перечисленных разновидностей являются линзовидные
и шарообразные конкреции. Изредка встречаются конкреции причудли­
вой бугристой натечной формы (рис. 1).
Р азм ер конкреций обычно колеблется от 0,1 до 0,8 м, но очень часто,
особенно в толщах алевролитов, он достигает 1,5—2, а в отдельных с л у ­
чаях 3— 4 м. Д ли н ная ось удлиненных форм конкреций обычно н ап р ав ­
лена по напластованию. Исключением являются столбовидные, вытяну­
тые поперек слоистости, конкреции, присутствующие в мощных алеври­
товых глинах апта западных районов Д агестана близ ос. Анди, Ансалта,
Рохота (рис. 2).
В пачках алевролитов местами встречаются сложные крупные кон­
креции, заключающие внутри несколько относительно мелких конкреций
-
125
-
(рис. 3). Последние отличаются от вмещающей их конкреции большей
степенью цементации и сначала были разобщены между собой, но
впоследствии, в более поздние стадии диагенеза оказались заключенны­
ми в одну общую конкрецию благодаря цементации окружающих участ­
ков породы. Таким образом, сложные конкреции формировались в два
120 см
100
- ВО
■
60
■*0
Р и с.
2.
-
20
.
о
Столбовидная к о н к р ец и я в аптских гли­
нах р азр е за Анди (Д агестан )
этапа: в более ранние стадии диагенеза и, вероятно с некоторым переры­
вом, в поздние его стадии. В глинах сложные конкреции не наблюдались,
что, очевидно, связано с быстрым уменьшением проницаемости глини­
стого осадка при уплотнении.
Поверхность конкреций в большинстве случаев ровная шерохова­
тая, иногда рассечена трещинами. Р еж е встречаются конкреции алев-
Р и с.
3.
Слож ные конкреции известкового алевролита в аптских алевро­
литах разреза А куш и, Д агестан
ритового мергеля с чешуйчатой и жилковатой поверхностью, являю щ ей­
ся результатом неравномерного нарастания вещества конкреции (рис. 4).
Внутренняя часть конкреций — однородная плотная, в большинстве
случаев растрескавшаяся. Трещины идут от центра конкреций в разных
направлениях, обычно не доходя до ее поверхности (радиальные трещ и­
ны), а также — параллельно поверхности (концентрические). Выветрелые конкреции иногда обнаруживают скорлуповатое строение (рис. 5).
—
126
-
Трещины конкреций частично или целиком заполнены кальцитом бе­
лым, розовым или буроватым, образующим по стенкам трещин корки и
друзы. Вместе с кальцитом в аптских конкрециях разрезов Д агестан а
Р и с . 4. И з в е с т к о в ы е к о н к р е ц и и :
1 — с я ч еи сто й ч е ш у й ча то й п о в е р хн о сть ю ; 2 — с ячеи сто й ж и л ко в а то й
п о верхн о стью
(Гимры, Верхние Мулебки, М урада) встречается бледно-голубой и белый
барит.
Кальцит в трещинах конкреций бывает нескольких генераций. С а ­
мой ранней генерацией являются корки мелкокристаллического кальци-
Р и с . 5. В ы в е т р е л а я с к о р л у п о в а т а я к о н к р е ц и я и з в е с т к о в о г о
ал евр о л и та с зак л ю чен н о й в ней и зв е с тк о в о й к о н к р е ц и е й
та, часто окрашенного в бурый цвет; он покрывает стенки трещин. Более
поздней генерацией являются друзы белого или бесцветного кальцита,
выполняющие пространство между корками бурого кальцита. Очевид­
но, первые порции осаждавшегося в трещинах кальцита захватывали
-
127
-
топкодисперспые коллоидные органические вещества и окрашивались
ими. Последующее осаждение кальцита происходило уже из «чистых»
растворов, лишенных таких органических веществ.
Если в трещинах вместе с кальцитом присутствует барит, то он яв ­
ляется самой поздней генерацией, так как веерообразные пластинчатые
агрегаты его кристаллов располагаются па кальците. Это указывает на
то, что соединения бария попали в трещины конкреций после того, как
в них выкристаллизовался кальцит. Иногда барит образуется непосред­
ственно на стенках трещин, являясь здесь основным минералом. Толщи­
на баритовых корочек достигает 0,5—0,0 см. Показатели преломления
барита, имеющего белый со слабым голубоватым оттенком цвет, следую­
щие: N g = 1,647, Nm = 1,638, Np = 1,635.
Вторичный барит в карбонатных конкрециях в литературе известен
давно. В работах Л. М. Миропольского [17] и Ф. В. Чухрова [26] дана
сводка старых данных о находках барита в трещинах конкреций. В по­
следние годы он отмечался Г. И. Ш аповаловой [27], 3. Е. Еауер [3] и
П. В. Зарицким [6].
Присутствие барита в осадочных породах Л. М. Миропольский [17],
Ф. В. Чухров [26] и Л. В. Пустовалов [18, 19] объясняют хорошей р а ­
створимостью хлористого бария, бикарбоната и сульфида бария и весьма
малой растворимостью его сульфата. В виде растворимых солей барий
мигрирует в породах и осаждается в присутствии ионов серной кислоты
в окислительной обстановке.
Органические остатки, встреченные нами и предшествующими иссле­
дователями в известковых конкрециях нижнего мела, обычно представле­
ны раковинами моллюсков. Очень редко встречаются остатки древесины.
Раковины аммонитов, пелеципод и гастропод, находимые в конкрециях,
принадлежат тем же видам, что и раковины во вмещающей породе, но
значительно лучше сохранились. Стратиграфия нижнемеловых отлож е­
ний северо-восточного К авказа в значительной степени обязана находкам
раковин в конкрециях. Остатки древесины встречены в конкрециях в ви­
де крупных кусков довольно хорошей сохранности, очень слабо минерали­
зованы и почти не обуглены. Присутствие в конкрециях более сохранных,
чем во вмещающей породе, раковин, а так ж е хорошо сохранившей­
ся мало обуглившейся древесины может указывать на то, что формиро­
вание основной массы конкреций произошло в относительно ранние с т а ­
дии диагенеза.
Взаимоотношение конкреций с вмещающими породами следующее.
Слоистая текстура вмещающей породы повторяется в конкрециях без из­
менений в направлении. Иногда прослойки породы частично огибают
конкреции с небольшим загибом плоскостей слоистости вверх и вниз
(рис. 6).
Плоская часть караваеобразны х конкреций всегда примыкает к г р а ­
ницам слоя (имеется в виду слоистость, обусловленная неравномер­
ной глинистостью породы, в большинстве случаев слабо вы раж енная).
При выветривании конкреции часто распадаются по слоистости. Обычно
слоистость в конкрециях выражена слабо или она незаметна совсем, что
такж е подтверждает сравнительно раннее диагенетическое образование
конкреций.
На склонах обнажений слоистых алевролитов встречаются округлые
отдельности, весьма похожие на конкреции. Л иш ь при внимательном
наблюдении можно установить, что они образовались при выветривании
коренной породы в результате десквамации (рис. 7). Именно такие от­
дельности, очевидно, и имеет в виду М. С. Швецов [29, стр. 191], когда
говорит о псевдоконкрециях.
-
128
-
Распределение конкреций во вмещающих породах неравномерное
в виде прерывистых слоев, в которых отдельные конкреции залегаю т друг
от друга на разных расстояниях, от нескольких сантиметров до несколь-
Р и с . 6.
Конкреции известкового алевролита в аптских алев­
ролитах. А куш а
ких метров. Изредка конкреции залегают беспорядочно; в этом случае
они распределены в породе довольно густо, и возможно лишь благодаря
этому создается впечатление о неслоистом беспорядочном их располо-
Рис.
7. С л о и с т а я
псевдоконкреция
на о б н а ж е н и и а п тск и х ал евр о л и то в.
Акуш а
жении. Р азные условия обнаженности не даю т с уверенностью говорить
о количестве конкреций в том или ином пункте. Резкие колебания их ко­
личества не наблюдались, за исключением одного обнажения альбских
-
129
-
алевролитов Нальчикского района, где конкреции были размещены срав­
нительно весьма густо.
Граница между вмещающими пород; ми и конкрециями выражена
не одинаково для конкреций, заключенных в разных породах. Конкреции
алевритовых мергелей и известняков, приуроченные к алевритовым гли­
нам, в подавляющем большинстве случаев имеют резкую границу с вме­
щающей породой; конкреции известковых алевролитов, приуроченные
к алевролитам, часто постепенно, без резких границ, переходят во вм е­
щающую породу.
Под микроскопом в шлифах в составе конкреций обнаруживаются
мелкие обломочные зерна, заключенные в глинисто-известковом или пре­
имущественно известковом цементе. В большинстве случаев основная
масса цемента состоит из
кальцита в разной степени
раскристаллизованного — от
пелитоморфного до крупно­
кристаллического, погасаю ­
щего в поле зрения шлифа
большими участками. О быч­
но в одном и том ж е о б р а з­
це в разных соотношениях
присутствует ка к пелитоморфный, так и мелкокри­
сталлический кальцит. В тех
случаях, когда в составе
конкреций
присутствует
кальцит крупнокристалличе­
ский, погасающий одновре­
менно большими участками
или по всему полю зрения
сразу, тонкокристаллическо­
го кальцита нет или он об­
наруж ивается в малом ко­
личестве отдельными сгуст­
Р и с . 8. Ш л и ф и з в е с т к о в о г о а л е в р о л и т а , о б р . 670,
ками.
Крупнокристалличе­
апт. Ц у д а х а р :
ский кальцит наиболее х а ­
г — гл а у к о н и т ; к — к п а р ц ; ц — ц ем е н т,
рактерен
д ля
конкреций
известковых алевролитов. В составе конкреций алевритового мергеля
чаще содержится пелитоморфный и мелкокристаллический кальцит.
Очевидно, что более проницаем ая среда вмещ аю щих пород обусловли­
вала и более совершенную степень кристаллизации кальцита в процессе
диагенеза. В смеси с кальцитом содерж ится глинистое вещество, обычно
плохо различимое в тонкой пелитоморфпоп массе; реже оно распределе­
но неравномерно и концентрируется в отдельных участках.
Обломочный материал в составе конкреций содержится в количе­
ствах от 2 до 70% . Он представлен алевритом с той же ассоциацией ми­
нералов, что и во вмещающей породе. Обломочные зерна слегка корро­
дированы карбонатным цементом. Из аутигенных раннеднагенетических
минералов в конкрециях присутствуют зерна глауконита и агпегаты пи­
рита, сходные с содержащимися во вмещающей породе (рис. 8).
Присутствие в составе конкреций пирита и глауконита таких же,
как во вмещающей породе, указывает на то, что образование конкреций
произошло позже этих минералов, в последующие стадии диагенеза,
т. е. не в самые ранние.
Химический состав известковых конкреций приведен в табл. 1.
9
Б ю ллетень геологи!1, Хг 5
-
130
-
Т а б л и ц а
1
Средний химический состав иапестковых конкреций (в %)
(по данным лабораторий ШШГН11 и ВННГаза)
К о н к р е ц и и из глин
Компоненты
среднее
содер­
жание
пределы
колеба­
ний
Н ерастворимый
остаток
S i0 2 (растворимый) . . . .
a i 2o ,
. . .
• .........................
F e 20 , .......................................
3 2 ,0
—
2 ,2
1 ,7
1,3
33 ,2
1,3
0 ,6
2 4 — 38
0, 0
0 ,0 —9
0 ,0 — 3 ,5
1— 1 , 6
2 9 — 40
1— 2
0 , 1 — 1,0
К о н к р е ц ии и з а л е в р о л и т о в
чи с л о
анали­
зов
среднее
содер­
ж ание
пределы
колеба­
ний
число
анали­
зов
10
1
10
10
2
10
10
4
4 8 ,8
—
1,3
1,2
0 ,5
2 5 ,8
0 ,7
0 ,2
2 0— 73
0, 0
0 ,6 — 3 ,6
0 ,4 -2
0 ,4 — 0 ,7
10-42
0 ,4 — 2 ,4
0 ,1 — 0 ,3
24
1
22
21
3
24
24
5
5
1
6
6
2
6
6
2
5 3 ,0
0, 1
1 ,9
1 ,0
0 ,6
2 2 ,8
0 ,6
0 ,2
2 0 — 66
0 ,0 — 0 ,2
0 ,3 —5
0 ,1 — 3
0 ,5 — 0 ,8
14— 39
0 ,2 — 0 ,9
0 ,1 — 0 ,8
10
5
10
10
2
10
10
6
А п т
С а О . . . . С ........................
M g O .................................................
р , о 5 .................................................
Альб
Нерастворимый остаток . .
S i 0 2 (растворим ы й) . . . .
А120 :, .................................................
Р е 20 : ! .................................................
F e O .................................................
С а О .................................................
M g O .................................................
р 2о 5 .................................................
3 3 ,2
—
1,0
1,6
1,9
3 4 ,7
1,3
0 ,6
2-57
0, 0
0 ,0 — 2
0 ,4 —3
1— 3
16— 52
0 ,5 —2
0 ,2 — 0 ,8
Все ан али зы п р о и з в е д е н ы по м е т о д и к е ,
п р е д л о ж е н н о й Э . С. З а л м а н з о н [5].
По данным химических анализов конкреций можно сделать следую­
щее заключение.
1. Конкреции из глин обладаю т более высокой концентрацией СаО,
А 120 з , F e20 3, FeO, M gO, Р 20 5 по сравнению с конкрециями из алевроли­
тов. Наоборот, количество нерастворимого остатка в них соответственно
меньше.
2. Содержание в конкрециях отдельных компонентов характеризует­
ся таким образом. Нерастворимый остаток в конкрециях из глин содер­
жится в количестве от 2 до 57 и обычно ие выше 36% . В конкрециях из
алевролитов содержание его достигает 73 и обычно не ниже 40% . СаО
в конкрециях из глин содержится в количестве, колеблющемся в интер­
вале от 16 до 52, а в среднем между 33— 35% . В конкрециях из алевро­
литов содержание СаО колеблется от 10 до 42, а в среднем 23— 26%.
S i 0 2 в анализах солянокислой вытяжки практически отсутствует, в боль­
шинстве определений содержание его равно нулю или не выше 0,18%.
Следовательно, при данных условиях анализов силикатная составная
часть наших образцов почти не растворялась. А120 3 (растворимый в НС1)
обычно содержится в количестве, не превышающем 2% , лишь в двух а н а ­
лизах количество его ненормально высокое и достигает 5 и 9% . Среднее
содержание А120 3 в конкрециях не более 2% . F e20 3 в конкрециях содер­
жится в количестве 1— 2 и не превышает 3% , что указывает на незначи­
тельную ожслезнениость исследованных образцов. FeO содержится в ко­
личестве от 1 до 3% . M gO присутствует в количестве не более 1— 2°/о.
Он содержится в конкрециях, очевидно, в виде карбоната магния, но
оптически в шлифах ни доломит, ни магнезит, ни анкерит не обнаружи­
ваются. Р 20 5 содержится в конкрециях в десятых долях процента (от
0,1 до 1, в среднем 0,2— 0,6 % ).
131
-
-
3.
По разрезу заметны весьм’а незначительные изменения в составе
конкреций снизу вверх от апта к альбу: уменьшение Р е20 з и увеличе­
ние FeO. Эти изменения, очевидно, обусловлены сравнительно большей
глубоководностью и глинистостью альба по сравнению с аптом в связи
с более широким развитием в альбское время трансгрессии моря. Эти
обстоятельства могли способствовать образованию в альбе закисных
JTJfoBp.
А1г о3
ГеЛ
МдО
672
677
673
690
632
698
701
709
710
718
О 1 8 3
Рис.
«
S 6 7 %0 1 2 3 4 5 6 7 8 9
10%0 1 2
3 9 S 6 7%
9. С о д е р ж а н и е к о м п о н е н т о в в к о н к р е ц и я х и в м е щ а ю щ и х п о ­
р о д а х в п е р е с ч е т е на н е р а с т в о р и м ы й о с т а т о к :
1—
к о н к р ец и и ;
2—
вм ещ а ю щ и е породы
соединений железа (сульфиды, карбонаты) за счет уменьшения окисных
его соединений, в связи с понижением окислительно-восстановительного
потенциала. Сравнение анализов конкреций, взятых из разных пунктов,
показало однообразие их состава по площади. К сожалению, мы не имели
достаточного количества анализов для более полных и точных выводов
в этом отношении.
Содержание различных химических компонентов во вмещающих по­
родах (по 12 анализам) колеблется в следующих пределах: нераствори­
мый остаток — от 78 до 92; СаО — от 0,4 до 3; M gO — от 0,4 до 1,4;
Fe^Os— от 0,9 до 5% . Определения С 0 2 в алевритовых глинах (12 ан а ­
лизов) при условии пересчета всего С 0 2 на СаСОз показали, что количе­
ство последнего колеблется примерно от 3 до 6, преимущественно около
3—4%. Определения С 0 2 в глинистых алевролитах (14 анализов) пока­
зали такое же содержание СаСОз, как и в глинах; колебание в пределах
от 3 до 8 и преобладающее количество 3—4% СаСОз.
Сравнение химического состава конкреций и вмещающих их пород,
показывает, что при обычном расчете количества компонентов па исход­
ную навеску в конкрециях повышенная концентрация наблюдается толь­
ко для СаО; содержание остальных компонентов колеблется в обе сто­
роны. При пересчете же анализов на нерастворимый остаток в подавляю­
щи
132
-
-
щем большинстве случаев наблюдается более высокая
в конкрециях А120 3, Fe20 3, M gO (табл. 2, рис. 9).
концентрация
Т а б л и ц а
2
Среднее содержание различных химических компонентов в конкрециях
и вмещающих иородах в пересчете на нерастворимый остаток (в %)
В конкрециях
В породах
№ образ­
цов
А120 3
F e 20 ,
M gO
А12Оз
FeA ,
M gO
672
677
678
690
69 7
698
701
7 09
710
712
2 ,2 1 :
4 ,8 6
3 ,1 4
6 ,4 4
2 ,2 8 .
1 ,07;
4 ,5 6
1,26
1 ,3 0
2 ,4 7
2 ,3 4
5 ,0 5
3 ,6 5
5 ,4 9
2,31
3 ,5 4
9 ,1 5
2 ,0 7
1 ,6 7
3 ,7 3
1 ,08
6 ,2 2
2,01
3 ,3 5
0 ,9 3
1 ,1 1
2 ,5 6
4,49
0 ,8 9
1,45
1 ,65
3 ,7 4
3 ,01
5 ,0 0
2 ,7 8
2 ,5 5
4 ,4 8
2 ,4 3
2 ,2 2
1 ,60
1,36
4,6 5
2 ,8 3
3,6 4
1,36
1,16
4 ,4 0
1,97
2 ,0 5
1,92
1,40
1,16
0 ,7 7
1,23
0 ,5 0
0 ,5 8
1,09
0 ,7 7
0,61
0,5 9
Высчитав отношения содержаний компонентов в конкрециях к со­
держанию тех же компонентов во вмещающих породах, мы получили
следующий ряд элементов по возрастанию геохимической подвижности:
А1 —* Fe —>M g —>Са. Эти выводы не противоречат существующим в лите­
ратуре [22 и др.].
Гранулометрический состав нерастворимого остатка конкреций схо­
ден с гранулометрическим составом вмещающих пород (табл. 3).
,
.
■
Т а б л и ц а 3
Средний гранулометрический (мм) состав нерастворимого остатка
конкреций и вмещающих пород (в %)
Конкреции
> 0 ,1
Вмещ аю щ ие породы
0 ,1 ОД 1
< 0 ,0 1
нерас­
твори­
мый ос­
таток
> 0 ,1
Число а н ал и зо в
0,1 —
0,01
< 0,01
конкре­
ции
Породы
нерас­
твори­
мый о с ­
таток
вмещ а­
ющие
породы
А п т
Глины . .
А левро­
литы
38
1
37
62
90
1
34
65
9
57
1
73
26
90
1
73
26
23
92
0
35
65
6
89
2
69
29
11
Альб
Глины . .
Алевро­
литы
31
69
0
1
32
72
68
27
П рим ечание. О б р а з ц ы взяты из с л ед у ю щ и х 9 р а з р е з о в : А н ди , М у р а д а , Гергебиль, Ц у дах а р , А к у ш а, В ерхние М улеб ки , Б у р д е к и (Д агестан ), Н альчик, Баксан
(К аб а р д и н о -Б ал к ар ск ая А С С Р).
Из табл. 3 видно, что в нерастворимом остатке конкреций, содержа­
щихся в глинах, преобладает пелитовая фракция, а в конкрециях из алев­
ролитов — алеврит. Соотношение гранулометрических фракций в конкре­
циях такое же, как во вмещающих породах. Конкреции в алевролитах
больше засорены материалом вмещающей породы, чем конкреции в гли­
-
133
-
нах. Последнее обстоятельство можно объяснить более быстрым ростом
конкреций в алевролитах по сравнению с их ростом в глинах.
Н а основании вышеизложенных наблюдений над известковым»
конкрециями нижнемеловых отложений северо-восточного К авказа и со­
поставления этих наблюдений с литературными данными о конкрециях
[1, 18, 19. 22, 29] можно сделать следующее заключение.
1. Общий с вмещ аю щ ей породой минералогический и гранулом ет­
рический состав, слоистость и остатки фауны конкреций указываю т на
их аутигенное образование в стадии диагенеза. Однако конкреции, з а ­
ключенные в алевролитах, часто обнаруживают признаки значительно
более позднего формирования в течение нескольких стадий диагенеза и
эпигенеза. На это указывает присутствие относительно мелких конкреций
внутри крупных и постепенный незаметный переход конкреций в окру­
жающую породу.
2. Одинаковое присутствие в конкрециях и вне их аутигенного глау­
конита и пирита показывает, что образование конкреций происходило по­
сле образования этих минералов.
3. Сравнительно большая обогащенность отложений органическим
веществом в виде рассеянных пылевидных углистых растительных остат­
ков, придающих породам черный и серый цвет, и в виде битума (битум А
не более 0,08 %) свидетельствует о невысоком окислительно-восстанови­
тельном потенциале осадков, в которых образовались конкреции.
4. Наличие аэробной донной фауны (пелециподы, бентосные форамнниферы, брахиоподы), общей для конкреций и вмещающих пород, у к а ­
зывает, что осадкообразование происходило в условиях нормальной соле­
ности морского бассейна с достаточным доступом кислорода к поверхно­
сти дна. Монтмориллонитово-гидрослюдистый состав глин и цемента
алевролитов, а так ж е сам факт наличия в них карбонатных конкреций
указывают на то, что среда формирования этих отложений была слабо
щелочной.
5. Известковые конкреции, содержащиеся в глинах, обладаю т в об­
щем более высокой концентрацией СаО, А120 3, FeO, M gO, P 2Os по с р а в ­
нению с известковыми конкрециями, содержащимися в алевролитах. Это
обстоятельство, а такж е сравнительно меньший размер конкреций в гли­
нах указываю т на то, что скорость роста конкреций в глинах была ниже,
чем в алевролитах, и вследствие этого концентрация в нйх подвижных
компонентов из окруж аю щ его осадка становилась более высокой.
6. Гранулометрический состав нерастворимого остатка конкреций
довольно точно повторяет гранулометрический состав вмещающих пород.
7. В одинаковых типах пород развиты в общем сходные формы
конкреций, однако наши конкреции не могут иметь стратиграфического
корреляционного значения ввиду периодического повторения аналогич­
ных пород в разрезе. Сидеритовые и фосфоритовые конкреции могут
в этом смысле играть большую роль вследствие приуроченности их
к определенным горизонтам разреза.
8. По площади наблюдается устойчивость морфологии и состава
конкреций в одинаковых типах пород, несмотря на некоторые фациальные их изменения. Это говорит о сходстве условий накопления осадков
и их диагенеза в разных пунктах.
2. Сидеритовые конвреции
В противоположность известковым конкрециям, распространенным
в изученных отложениях повсеместно, сидеритовые конкреции н аб лю д а­
лись не во всех разрезах. В составе этих конкреций, кроме сидерита и м а­
-
134
-
тери ал а вмещающей породы, обычно присутствует кальцит, содержащий­
ся в трещинах. Залегаю т сидеритовые конкреции в черных алевритовых
глинах и темно-серых сильно глинистых алевролитах в виде прерывистых
прослойков. Отдельные конкреции расположены по слою разрозненно на
разны х расстояниях друг от друга (в глинах разрезов Анди, апт; Гергебиля, альб). Н аряду с этим встречаются густые скопления беспорядочно
сгруженных конкреций (в глинистых алевролитах разрезов Гергебиля,
Араканов, альб; Муни, апт). В глинах прослойки сидеритовых конкреций
обычно чередуются с топкими (от 1 до 20 см) плитчатыми прослойками
известковых алевролитов.
Общая мощность толщи, содержащей сидериты, колеблется в пре­
делах нескольких метров. По простиранию сидеритовые конкреции рас­
пространены локально, они встречены нами лишь в разрезах централь­
ного Д агестан а (Гергебиль, Араканы ) и в зап адн ы х его районах (Муни,
Анди), отличающихся большей сравнительной мощностью и глинистостью.
Цвет конкреций сидерита на выветрелой поверхности бурый, в све­
жем изломе серый. Бурая поверхность нередко такж е свойственна и выветрелым конкрециям мергеля вследствие окисления рассеянного пирита,
что придает внешнее сходство этим различным по составу сидеритовым
конкрециям.
Форма и величина сидеритовых конкреций обычно колеблются в уз­
ких пределах. Наиболее распространенными формами являются: лепеш ­
ковидные, почковидные, овальные и причудливые сростки из нескольких
мелких конкреций. Размеры одиночных конкреций не превышают 0,15 X
Х0,05, сростков — 0,3 м (по наибольшему измерению).
Поверхность конкреций гладкая или шероховатая; при сильном вы ­
ветривании иногда становится скорлуповатой. Внутренняя часть нередко
трещиноватая, но чаще плотная и однородная. Трещины конкреций з а ­
полнены кальцитом, очень часто имеющим бурый до черного цвет.
Под микроскопом основная масса сидеритовых конкреций представ­
лена плотным тонкокристаллическим карбонатом, серым при п арал л ел ь­
ных николях. Местами в небольших участках сидерит более раскристаллизован и обнаруживает характерную микрозернистую структуру. Вокруг
обломочных зерен, агрегатов пирита и по стейкам трещинок в шлифе н а­
блюдается подобие каемок из более раскристаллизованного карбоната.
Обломочный материал рассеян в карбонатном цементе в виде слегка
корродированных угловатых алевритовых зерен тех ж е минералов, что и
во вмещающей породе.
Углистые частицы мелкие до пылевидных содерж атся в значительном
количестве. И з аутигенных минералов, кроме карбоната, постоянно при­
сутствуют: пирит в виде мелких агрегатных зерен, образующих значи­
тельные скопления, и глауконит зеленого цвета; зерна величиной до
0,2 мм, очень часто корродированные.
Трещины заполнены кальцитом, среди которого иногда встречаются
участки сидерита, такого ж е как в основной массе конкреции.
В иммерсионном препарате порошок конкреции при большом увели­
чении представляет собой мельчайшие карбонатные частицы, прибли­
жающ иеся к округлой форме. Наименьший показатель преломления их
равен 1,638, т. е. такой же, как у чистого сидерита. Окрашивание порош­
ка конкреции 1-процентным раствором K 3 F e ( C N ) Gдало темно-синий цвет,
характерный для сидерита.
Химический состав сидеритовых конкреций приведен в табл. 4. Для
анализа выбирались участки конкреции без кальцитовых прожилков
и наиболее свежие. Однако в некоторых образцах С аО обнаружен в зна-
-
135
-
чительном количестве (обр. 1154, 2095) вследствие присутствия кальцита
в тонких трещинах микроскопических размеров.
Т а б л и ц а
4
11.54
711
20 72
2079
2095
М инералогиче­
ский пересчет
С од ерж ание компонентов
Разрезы
нераство­
римый ос­
таток
№
образца
Химические анализы сндернтовых конкреций аптского позраста (в %)
(но данным лаборатории ШШГНП)
Гергебиль
3 0 ,8 5
35,57
10,10
9 ,2 8
28,2 6
Анди
■
п
А 120 :; F e , 0 . ;
FeO
СаО
M tfO
С а О :,
О
иО)
о.
6 ,1 6
2 ,0 0
1 ,1 5
1,68
3,8 8
2 2 ,8 1
1,34 2 9 ,4 3
1 ,9 5 4 1 , 0 6
33,64
2,31
22,6 7
2,91
19,7 1
3 ,2 4
6 ,1 2
9,51
10,98
1 ,2 0
3 ,6 6
4,31
3 ,5 9
3 ,7 6
35,18
5 ,7 8
1 0,74
16,99
19,56
_
4 7 ,47
6 6 ,22
62,33
36 ,5 6
Я
и
ьс
О
2,51
7 ,6 5
9 ,01
7,51
7 ,8 6
Из табл. 4 видно, что, кроме сидерита, конкреции содерж ат значи­
тельное количество примесей как в виде нерастворимого остатка (глав­
ным образом обломочные терригенные зерна и пирит), так и в соляно­
кислом растворе (карбонаты кальция, магния, полуторные окислы).
Рис.
10.
Термограмма
сидеритовой конкреции
Анди, Д агестан
из р а з р е з а
Магний, а частично такж е кальций, вероятно, находятся в изоморф­
ном соединении с закисным железом в виде анкерита, являющегося обыч­
ным спутником сидерита [10, 14, 15 и др.]. Подтверждением присутствия
анкерита в наших сидернтовых конкрециях служит термическая кривая
(рис. 10).
На кривой нагревания образца сидеритовой конкреции зафиксирова­
ны четыре эндотермические реакции. Первая из них вызвана выделением
из образца влаги и имеет максимум своего проявления при 160°. Вторая
проявляется весьма резким пиком; этот пик характерен для сидерита при
540° и связан с его диссоциацией. Следующая эндотермическая реакция
с пиком при 785° вызвана диссоциацией анкерита. Наконец, эндотермиче­
ский пик при 855° вызван, очевидно, диссоциацией углекислого магния
-
136
-
и углекислого кальция. Последний присутствует в конкрециях как в виде
кальцита, так и связан в молекуле анкерита [11, 25]. По данным
В. И. Каурковского [11], структура сидерита отражается на температуре
его диссоциации. Сидериты с более крупными зернами диссоциируют при
более высокой температуре (564е), чем плохо раскристаллизованные пелитоморфные сидериты (480°). Наши сидериты по температуре диссоциа­
ции и по отсутствию перелома па эндотермической сидеритовой ветви
кривой можно отнести к средне равномерно раскристаллизованным, что
согласуется с микроскопическими данными.
В заключение о сидеритовых конкрециях можно отметить следующее:
1. Состав сидеритовых конкреций сложный. В них присутствуют си­
дерит, кальцит, анкерит и значительная примесь минералов вмещающей
породы (обломочные зерна, глинистые минералы, пирит, глауконит).
2. Взаимоотношение сидеритовых конкреций с вмещающими порода­
ми указывает на раннее диагенетическое их происхождение. Однако по
отношению к глаукониту и пириту конкреции образовались позже.
3. Отсутствие сидеритовых конкреций в одновозрастных отложениях
многих разрезов исследованной территории свидетельствует о различии
условий формирования пород в разных пунктах. Зам етн а приурочен­
ность сидеритовых конкреций к наиболее глинистым разрезам с относи­
тельно мощными толщами глин.
3. Фосфоритовые конкреции
Первое указание на присутствие фосфоритов в нижнемеловых отло­
жениях Д агестана было сделано В. П. Ренгартеном в 1927 г. на основа­
нии его полевых исследований 1923 г. [20]. Описанный В. П. Ренгартеном
выход фосфоритового слоя в верхней части аптского яруса близ с. Акуши был позднее опробован Д. В. Дробышсвым [4], нашедшим месторож­
дение нерентабельным. Прослойки, содержащие фосфоритовые конкреции,
отмечены были В. П. Ренгартеном и Д . В. Дробышевым и в других опи­
санных ими нижнемеловых разрезах. Подробного петрографического опи­
сания этих фосфоритов в литературе нет.
В разрезах нижнего мела Д агестана обычно можно наблюдать до че­
тырех прослойков фосфоритовых желваков мощностью до 0,2 м каждый;
эти прослойки обычно приурочены к границам различных подъярусов
апта к альба. Фосфоритовые конкреции заключены в известково-глини­
стом неравномерно фосфатизированном алевролите или алевритовом мер­
геле зеленовато-серого цвета со значительным количеством зерен глау­
конита.
Цвет фосфоритовых конкреций с поверхности серый и буровато-се­
рый, а внутри темно-серый до черного. Форма обычно неопределенная,
реже неправильно округлая. Размер не превышает 3— 4 см, чаще ж е ко­
леблется около 1— 1,5 см. Вместе с конкрециями фосфоритов в слое всегда
присутствуют в той или иной степени фосфатизированиые конкреции мер­
геля и остатки фауны в виде фосфатизированных ядер аммонитов, пелеципод, гастропод, ростров белемнитов; иногда встречается окаменелая
древесина. В фосфоритовом конгломерате цемент играет подчиненную
роль, ядра ископаемых большей частью значительно количественно преоб­
ладаю т над конкрециями. Те и другие часто в разной степени окатаны,
сглажены и имеют черную глянцевую поверхность. Очень редко наблю­
дается источенность конкреций фоладами. Местами в конгломератовид­
ном фосфоритовом слое конкреции имеют шероховатую с выступами по­
верхность без признаков окатанности.
-
137
-
Конкреции мергеля, присутствующие в фосфоритовых слоях или в
непосредственной близости к ним, значительно крупнее фосфоритовых
конкреций (до 0,1 м по длинной оси), имеют преимущественно линзовид­
ную пли овальную форму и расположены параллельно слоистости.
Фосфоритовые конкреции не всегда образуют сгруженный конгломе­
рат, иногда они рассеяны во вмещающей породе поодиночке. Примером
таких случаев являю тся разрезы Арахкента и Акуши, где в самой верхней
части нижнего альба (сложенного везде алевролитами) рассеяны мелкие
стяжения фосфоритов. Величина их обычно не более 1— 2 см; они имеют
неправильную форму и шероховатую бугристую поверхность. В некото­
рых разрезах Д агестана (Гимры), а такж е разрезах бассейнов pp. Баксана и Малки в аптских алевролитах такж е присутствуют подобные р ас­
сеянные фосфориты. В этих пунктах во время образования фосфоритов,
очевидно, не было подводного размыва, связанного с перемещением бере­
говой линии моря, как это имело место в других местах, где присутствует
фосфоритовый конгломерат.
Наиболее сложное строение фосфоритового слоя наблюдается в од ­
ном из западных районов Дагестана, у сел Амишта, Арахи и Орота. Здесь
фосфоритовый слой основания апта, залегающий на алевролите, имеет
наибольшую мощность (0,6— 1 м) по сравнению с аналогичными слоями
в других районах Д агестана и хорошо обнажен в разных точках. Нижняя
часть этого стоя (0,2—0,3 м) относительно рыхлая и представлена тем­
но-серым слюдистым известково-глинистым алевролитом, буквально пере­
полненным остатками аммонитов и пелеципод. Р еж е встречаются бр-ахиоподы и гастроподы. Остатки фауны фосфатнзпровапы и несут следы ока­
тывания. Вместе с раковинами встречается большое количество темного
фосфоритового гравия крупностью до 0,5 см. Кверху количество и круп­
ность гравия уменьшаются, а цемент слоя постепенно становится более
крепким. Верхняя часть слоя (около 0,7 м) представлена крепким свет­
ло-серым алевритовым мергелем с большим количеством раковин аммо­
нитов, белемнитов и пелеципод. Здесь изредка встречаются стяжения
мергеля величиной до 3 см со следами окатывания, иногда источенные
фоладами. Местами в этой части слоя встречается рассеянный почти чер­
ный фосфоритовый гравий до 2 мм в диаметре.
Под микроскопом видно, что основная масса фосфоритовых конкре­
ций состоит из скрытокристаллического не поляризующего или слабо по­
ляризующего фосфата, подчиненного количества мелкокристаллического
фосфата (в том числе радиально-лучистого), глинисто-известкового (мер­
гелистого) вещества и обломочных зерен.
Фосфат неравномерно распределен в массе конкреции. Он образует
участки неопределенной расплывчатой формы и различной величины,
а такж е рассеянные мелкие вкрапления среди глинисто-известкового в е­
щества. Обломочный материал в виде угловатых алевритовых зерен к в ар­
ца, полевых шпатов и кремнистых пород содержится в большом количе­
стве. Из аутигенных минералов, кроме фосфата, присутствуют зерна т р а ­
вяно-зеленого глауконита, агрегаты пирита и тонкодисперсный карбонат.
Почти всегда содержатся минерализованные и в разной степени перекристаллизованные остатки раковин моллюсков. Соотношение указанных
компонентов в составе фосфоритовых конкреций колеблется в больших
пределах. Оно определяет тип цементации зерен минералов и химический
состав конкреций. Обычно наблюдается совместное присутствие цемента
выполнения пор, пленочного и базального; последний одновременно я в ­
ляется и корродирующим цементом.
Фосфат в проходящем свете имеет буровато-желтый цвет. Отдельные
его участки сероватые от примеси тонкораспыленного органического ве­
-
138
-
щества. В отраженном свете эти «загрязненные» участки фосфата выде­
ляются своей более густой светло-желтой окраской, при этом па фоне
основной массы выступают неравномерно рассеянные светлые пылевид­
ные частицы.
Нередко наблюдаются слои нарастания вещества конкреции, подоб­
ные тем, которые описал Г. И. Бушинский в верхнемеловых фосфоритах
Днепровско-Донецкой впадины [1]. В описываемых нами фосфоритах слои
нарастания выражены в резких границах между фосфатной и глинисто­
известковой (мергелистой) массой. Эта граница имеет вид волнистой по­
лосы или прожилка буроватого скрытокристалличсского фосфата или
фосфатных полос, обедненных обломочным материалом по сравнению
с пефосфатными участками. По линии раздела фосфатной полосы и м ер­
гельной массы со стороны последней в шлифах наблюдалось скопление
пылевидных агрегатов пирита. Очень часто заметно, что фосфат за к л ю ­
чает в себе значительно более крупные обломочные зерна, чем мергель
(иногда в одной и топ же конкреции). Это явление можно объяснить тем,
что фосфориты образовались в более крупнозернистых алевритовых
осадках более подвижной морской среды, а мергелистые части конкреции
образовались позже в иной обстановке, при отложении относительно глу­
боководных более тонкозернистых алевритово-глинистых осадков.
В некоторых случаях при большом увеличении в проходящем свете
можно заметить колломорфное строение фосфата. При скрещенных пиколях обнаруживается разная степень раскристаллизованности фосфата от
изотропного до микрокристаллического. По этому признаку можно выде­
лить две его разновидности. Одна из них, представляющ ая основную м ас­
су фосфата, имеет скрытокристаллическое строение и весьма слабую
поляризацию. Местами она совершенно изотропна. Д р у гая разновидность
фосфата — микрокристаллической структуры, с кристаллами величиной не
более 0,02 мм, волнистым погасанием и поляризацией в светлых и свет­
ло-серых тонах. Микрокристаллический фосфат, кроме отдельных участ­
ков, образует тонкие (около 0,01 мм) оболочки по стенкам пор и вокруг
отдельных зерен минералов. Р е ж е он обволакивает изотропные зерна
фосфата. Более ранней генерацией является изотропный фосфат, а более
поздней — кристаллический. Последний в оболочках имеет радиально-лу­
чистую текстуру. Часто фосфатные оболочки вокруг зерен обломочных
минералов не имеют хорошо выраженной радиально-лучистой текстуры,
а обнаруживают лишь волнистое погасание.
Радиально-лучистый фосфат в просмотренных нами образцах фосфо­
ритов был развит в участках с наилучшей раскристаллизацией основной
массы. Участки кристаллического фосфата обычно лишены примесей, в то
время как изотропный или слабо поляризующий фосфат содержит приме­
си минеральных зерен, глинистого вещества и тонкодисперсного кальци­
та; В полостях и стенках раковин изотропный фосфат чистый, без приме­
сей. Кальцит раковин местами замещается фосфатом, корродирующим
стенки раковин не только с внутренней стороны, но и с поверхности. О д н а­
ко очень часто наблюдается и обратное явление — замещение фосфата
кальцитом. Показатель преломления (Ncp) радиально-лучистого и и зо­
тропного фосфатов в наших фосфоритах одинаков, что так ж е подтверж­
дает высказанное Г. И. Бушннским [1] положение, согласно которому
изотропный и радиально-лучистый фосфат являются разными генерация­
ми одного и того ж е минерала. Показатели преломления выделенных из
открытых шлифов фосфатных частиц фосфоритов разных пунктов колеб­
лются в пределах от 1,600 до 1,615.
Кальцит присутствует во всех фосфоритовых конкрециях, составляя
значительную их часть. Распределение его в конкрециях весьма неравно­
-
139
-
мерное. Он образует самостоятельные участки цемента, где погасает сразу
крупными кристаллами, а так ж е отдельные рассеянные зерна и слагает
остатки раковин.
Кроме того, в массе изотропного фосфата часто содержится тонко­
дисперсный карбонат в виде мельчайших сферолнтов, обнаруживаемых
при скрещенных николях по характерному крестообразному погасанию.
Глауконит является постоянным компонентом в составе фосфорито­
вых конкреций. Он представлен почковидными зернами травяно-зеленого
цвета разной степени интенсивности окраски, от густо-зеленой до зелено­
вато-желтой. Преобладают интенсивно окрашенные разности зерен глау­
конита. Содержание глауконита колеблется примерно от 3—5 (разрезы
Орота, Аракаиы, Гергебиля) до 10— 15% (разрез Арахкепта). По круп­
ности зерна глауконита почти не отличаются от обломочных зерен кварца
и других минералов. Лишь немногие зерна глауконита крупнее обломоч­
ных. Так, максимальная крупность зерен в образцах из Арахкента для
глауконита 0,21, для обломочных минералов 0,17, из Акуши и Орота для
глауконита 0,13, для обломочных 0,10—0,12, из Араканы для глауконита
0,2, для обломочных 0,12 мм. Очень часто зерна глауконита в конкре­
циях корродированы и частично замещены кальцитом и фосфатом. Неред­
ко встречаются единичные зерна слюдоподобного пластинчатоспайпого
глауконита со спайностью как вдоль, так и поперек удлинения зерна; по­
следняя характерна для изогнутых зерен длиной до 0,26 мм. Пластинча­
тоспайные зерна глауконита имеют ясно выраженный плеохроизм от зе­
леного по N g до слабо зеленовато-желтого, реже желтого по Np. П ок аза­
тели преломления глауконитовых зерен изменяются в зависимости от
интенсивности их окраски. В густоокрашенных зернах из фосфоритовых
конкреций они колеблются в пределах 1,590— 1,610; в менее яркоокрашенных зернах — от 1,576 до 1,588.
Пирит такж е постоянно присутствует в составе фосфоритовых конкре­
ций. Он содержится в основной массе конкреций, в полостях раковин, ре­
ж е в зернах глауконита в виде мелких агрегатов и пылевидных зерен.
Иногда пирит заполняет пустоты среди обломочных зерен, одетых в слабо
или хорошо раскристаллизованную фосфатную оболочку. Такой пирит
образовался в значительно более позднюю стадию диагенеза по отноше­
нию к пириту, заключенному в цементе конкреции или в зернах глауко­
нита. Наиболее распространен пирит, рассеянный в цементе фосфорито­
вых конкреций.
Наши наблюдения над последовательностью выделения минералов
в фосфоритовых конкрециях Д агестан а полностью совпадают с выводами
Г. И. Бушинского [1] и Е. П. Фурман [24] относительно украинских
фосфоритов.
Устанавливается тот ж е генетический ряд минералообразования
от более ранних к более поздним: изотропный фосфат, радиально-лучи­
стый фосфат, пирит в порах. Глауконит образовался до формирования
фосфоритовой конкреции.
О химическом составе фосфоритовых конкреций можно судить по
приведенным ниже анализам (табл. 5).
Из табл. 5 видно, что содержание Р 20 5 в конкрециях разных фосфо­
ритовых слоев весьма различно и колеблется от 6,56 до 22,13%.
В конкрециях одного и того ж е слоя это различие меньше. В содержании
других компонентов наблюдается сходство с конкрециями алевритовых
мергелей и известковых алевролитов.
В заключение о фосфоритовых конкрециях можно высказать сле­
дующие краткие предположения об условиях их образования.
-
140
-
Т а б л и ц а
5
№ образца
1
Химические анализы конкреций на фосфоритовых слоев нижнего мела
Дагестана (в %), по данным лаборатории 1ШПГНН
Разрезы
Акуш а
...................................
„
Г и м р ы ...................................
Возраст
317
318
364
367
666
С од ерж ание компонентов
нераство­
римый ос­
таток
А1А,
FeA -
СаО
M gO
ap t
36,15
39 ,2 5
58 ,1 0
52 ,5 3
19,24
3 ,9 4
0 ,6 9
0 ,7 0
2,81
1,90
1,56
1 ,3 1
1,81
1 ,4 1
4 ,0 5
28 ,9 2
2 9 ,14
19,0 3
2 0 ,21
2 4 ,1 4
0 ,3 5
0 ,1 9
0,2 3
0 ,0 7
0 ,5 9
alb
-
р 2о
5
2 2 ,13
16,05
1 0,7 1
6 ,5 6
19,75
С л е д у е т о т м е т и т ь , ч т о о б р а з ц ы 317 и 3 1 8 п р е д с т а в л я ю т с о б о й
конкрецию и
ц ем ен т из о дн о го и т о г о ж е слоя ф о с ф о р и т о в о го к о н гл о м ер ата, а о б р азц ы 364 и
367 п р е д с т а в л я ю т со б о й ф о с ф о р и т о в ы е к о н к р е ц и и из н и ж н е й и в е р х н е й части о д н о ­
г о и т о г о ж е с л о я . В о б р а з ц е 6 6 6 д о п о л н и т е л ь н о о п р е д е л я л с я о п а л ( S i O a, р а с т в о р и ­
мый в щ ел о ч н о й в ы т я ж к е ), с о д е р ж а н и е к о т о р о г о р а в н о 0,12% , и М п О , с о д е р ж а н и е
к о т о р о й р а в н о 0 ,0 5 % ■
Накопление северокавказских нижпемеловых фосфоритов связано
с погружениями участков земной коры и трансгрессией моря подобно
тому, как это установлено для центральных частей Русской платф ор­
мы [8]. В период наступавшей трансгрессии моря возникали сильные
подводные течения, размывавшие во многих местах алевритовые отлож е­
ния с рассеянными в них конкрециями фосфоритов и фосфатизированных ядер моллюсков. При вымывании эти конкреции и остатки фауны
часто окатывались и сгруж ались в виде слоя галечника, позже сцементи­
рованного в конгломерат. Цементом фосфоритовых ж елваков послужили
карбонат кальция, фосфат и глинистый материал.
Образование и формирование рассеянных конкреций фосфоритов
происходило в регрессивный период осадконакопления — в процессе седи­
ментации .и диагенеза, общие черты которых подробно освещены в лите­
ратуре, посвященной фосфатам. Сравнительно быстрое накопление терригенного материала исключало в этом случае возможность больших
концентраций фосфата. Возникали мелкие, часто лишь слабофосфатизированные конкреции, накапливавшиеся в небольшом количестве.
Наши наблюдения вполне подтверждают взгляды А. В. К азакова
[7, 8], Г. И. Бушинского [1], М. С. Ш вецова [29] и Н. С. Ш атского [28] на
образование фосфоритовых конкреций в условиях подвижной морской
среды и на связь этого процесса с тектоническими процессами.
Парегенез описанных аптских и альбских фосфоритов с глаукони­
том д ает основание выделить эти отложения в глауконитово-фосфорит­
ную фацию, хотя и в слабом ее проявлении. В опубликованной работе
А. В. К азакова [9] кратко упоминается о том, что в Д агестане известна
лишь аптская глауконитово-фосфоритная фация. Аналоги этой фации
в альбе здесь, очевидно, ему известны не были.
ЛИТЕРАТУРА
1. Б у ш и н с к и й Г . И. Л и т о л о г и я м е л о в ы х о т л о ж е н и й Д н е п р о в с к о - Д о н е ц к о й
в п а д и н ы . Т р . И н - т а г е о л . н а у к А Н С С С Р , в ы п . 156, 1954.
2. Г о р б у н о в а
Л. И. Л и т о л о ги я н и ж н е м е л о в ы х о т л о ж е н и й Ц е н т р а л ь н о г о
и С е в е р н о г о Д а г е с т а н а . Т р . В с е с . н .-иссл . г е о л . - р а з в . н е ф т . и н - т а ( В Н И Г Н И ) ,
в ы п . VI, 1955.
-
141
-
3. Г а у е р 3 . Е. К о н к р е ц и о н н ы е о б р а з о в а н и я в о т л о ж е н и я х б ы с т р я н с к о й с в и т ы
С е в е р о - М и н у с и н с к о й к о т л о в и н ы . Д А Н С С С Р , т. 101, № 5, 1955.
4. Д р о б ы ш е п Д . В. Х р е б е т Л е с в Д а р г и н с к о м о к р у г е Д а г е с т а н а . Т р . Г л .
г е о л . - р а з в . у п р . , в ы п . 86, 1931.
5. 3 а л м а н з о н Э. С., 3 а х а р о в а Н. В., Ш и ш о в а Е. С. М е т о д ы а н а л и з а
ж е л е з и с т о - к а р б о н а т н ы х п о р о д . Бю л . М о с к . о - в а и с п ы т . п р и р о д ы , о т д . г е о л ., т. X XX,
в ы п . 2, 1955.
6. 3 а р и ц к и й П. В. К а р б о н а т н ы е к о н к р е ц и и у г л е н о с н ы х о т л о ж е н и й , к а к
п о к а з а т е л и ф а ц и а л ь н ы х у с л о в и й о с а д к о н а к о п л е н и л . Д А Н С С С Р , т. 110, № , 4, 1956.
7. К а з а к о в А. В. Ф о с ф а т н ы е ф а ц и и . I. П р о и с х о ж д е н и е ф о с ф о р и т о в и г е о л о ­
г и ч е с к и е ф а к т о р ы ф о р м и р о в а н и я м е с т о р о ж д е н и й . Г О Н Т И , 1939.
8. К а з а к о в А. В. Г е о т е к т о н и к а и ф о р м и р о в а н и е ф о с ф о р и т н ы х м е с т о р о ж д е ­
н ий. И з в . А Н С С С Р , с е р . г е о л ., № 5, 1950.
9. К а з а к о в А. В. Г л а у к о н и т . Т р . И н - т а г е о л . н а у к А Н С С С Р , в ы п . 152, г е о л .
с е р . ( № 64), 1957.
10. К а з м и н а Т. И. Г е о х и м и ч е с к и е у с л о в и я о б р а з о в а н и я д е в о н с к и х и б о л е е
д р е в н и х о т л о ж е н и й В о л г о - У р а л ь с к о й о б л а с т и . Т р . Вс ес. н.-иссл . г е о л . - р а з в . и н - т а
( В Н И Г Р И ) , н о в . с е р ., в ы п . 82, 1955.
11. К а у р к о в с к и й
В. И. К в о п р о с у о т е р м о г р а ф и ч е с к о й х а р а к т е р и с т и к е
с и д е р и т о в . Т р . с о в е щ . п о т е р м о г р а ф и и , и зд . А Н С С С Р , 1955.
12. К о п е р и н а В. В. К а р б о н а т н ы е к о н к р е ц и и к а к к о р р е л я ц и о н н ы й п р и з н а к
в угленосной т о л щ е к а р а г а н д и н с к о г о бассейна. Т ез. докл. И угольн. геол. совещ ания,
и з д . А Н С С С Р , 1955.
13. К у ч е р е н к о М . Т. К а р б о н а т н ы е к о н к р е ц и и в т о л щ е с р е д н е г о к а р б о н а
ю ж н о г о б о р т а Д н е п р о п е т р о в с к о - Д о н е ц к о й вп ад и н ы . Н ау ч н . зап. Д н е п р о п е т р . ун-та,
т. 58, 1957.
14. Л о г в и н е н к о Н. В. А у т и г е н н ы е м и н е р а л ы п р о д у к т и в н о й т о л щ и Д о н е ц ­
к о г о к а р б о н а . М и н е р а л , с б . Л ь в о в , г е о л . о - в а , № 5, 1951.
15. Л и т в и и е н к о А . У. К х а р а к т е р и с т и к е с и д е р и т а и з к и м м е р и й с к и х сл оев.
М и н е р а л , сб. Л ь в о в , г е о л . о -ва, № 7, 1953.
16. М а к е д о н о в А. В. К о н к р е ц и о н н ы й а н а л и з к а к н о в ы й м е т о д к о р р е л я ц и й
р а з р е з о в у г л е н о с н ы х т о л щ и п о и с к о в у г л е й . Т е з . д о к л . II у г о л ь н . г е о л . с о в е щ а н и я ,
и зд . А Н С С С Р , 1955.
17. М и р о п о л ь с к и й Л . М. Б а р т т в ю р с к и х и м е л о в ы х о т л о ж е н и я х Ч увангс к о й р е с п у б л и к и . И з в . А Н С С С Р , с е р . VII, о т д . ф и з . - м а т . н а у к , № 4 — 5, 1928.
18. П у с т о в а л о в Л . В. Г е о х и м и ч е с к и е ф а ц и и и их з н а ч е н и е в о б щ е й п р и
к л а д н о й г е о л о г и и . П р о б л . с о в . г е о л о г и и , № 1, 1933.
19. П v с т о в а л о в Л . В. П е т р о г р а ф и я
осадочны х пород. Госгоптсхпздат,
М . — Л ., 1940.
20. Р е н г а р т е н В. П. Г е о л о г и ч е с к и е н а б л ю д е н и я в К а й т а г о - Т а б а с а р а н с к о м
и Д а р г и н с к о м о к р у г а х в Д а г е с т а н е . М а т - л ы п о о б щ . и п р и к л . г е о л о г и и , в ы п . 66,
и зд . Г е о л . ком ., 1927.
21. Р е н г а р т е н В. П. Н и ж н и й м ел . Г е о л о г и я С С С Р , т. IX, С е в е р н ы й К а в к а з ,
ч. I, 1947.
22. С т р а х о в Н . М . Д и а г е н е з о с а д к о в и е г о з н а ч е н и е д л я о с а д о ч н о г о р у д о о б р а з о в а н и я . И з в . А Н С С С Р , с е р . г е о л . , № 5, 1953.
23. Т и м о ф е е в а 3 . В. К а р б о н а т н ы е к о н к р е ц и и с р е д н е г о к а р б о н а Д о н б а с с а
и и х з н а ч е н и е д л я и з у ч е н и я ф а ц и а л ь н о г о с о с т а в а у г л е н о с н о й т о л щ и . Изв . А Н С С С Р ,
с е р . г е о л . , № 10, 1956.
24. Ф у р м а н Е. П. О м и н е р а л о г и и ф о с ф о р и т о в ы х м е с т о р о ж д е н и й П р и д н е ­
с т р о в ь я . С б . Л ь в о в , у н - т а , В о п р . м и н е р а л о г и и о с а д о ч н . о б р а з о в а н и й , кн. 1, 1954.
25. Ц в е т к о в А . И. Т е р м о а н а л и т п ч е с к и е х а р а к т е р и с т и к и б е з в о д н ы х к а р б о н а ­
т о в . Т р . И н - т а г е о л . н а у к А Н С С С Р , в ы п . 106, № 30, 1949.
26. Ч у х р о в Ф. В. К м и н е р а л о г - и и и г е о х и м и и б а р и я в о с а д о ч н ы х п о р о д а х .
И з в . А Н С С С Р , с е р . г е о л . , № 3, 1937.
27. Ш а п о в а л о в а Г. И. К о н к р е ц и и и к о н к р е ц и е в и д н ы е о б р а з о в а н и я м а й к о п ­
с к и х о т л о ж е н и й В о с т о ч н о й Г р у з и и . Т р . И н - т а н е ф т и , т. 5, 1955.
28. Ш а т с к и й Н . С. Ф о с ф о р и т о н о с н ы е ф о р м а ц и и и к л а с с и ф и к а ц и я ф о с ф о р и ­
т о в ы х з а л е ж е й . Д о к л . с о в е щ . п о о с а д о ч н . п о р о д а м , вы п . 2, о тд . г е о л .- г е о г р . н а у к
А Н С С С Р , 1955.
29. LL1 в е ц о в М. С. П е т р о г р а ф и я о с а д о ч н ы х п о р о д . Г е с г е о л и з д а т , 1948.
30. W е е k s L. О . O r i g i n o f c a r b o n a t e c o n c r e t i o n s in s h a l e s M a g d a l e n a v a l l e y ,
C o l o m b i a . B u ll. O e o l . S oc. A m e r i c a , vol. 68, N o . 1, 1957.
1/--страниц
Пожаловаться на содержимое документа