ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ПОРОД СИЛУРА И ОРДОВИКА

Известняки и доломиты. Оолитовые известняки. Строматолитовые доломиты. Песчаные, алевритовые и глинистые седиментационные известняки

Известняки и доломиты наиболее широко развиты в отложениях усть-кутской свиты, но наблюдаются также в породах чуньского яруса нижнего ордовика, в среднем ордовике и в силуре.

В составе усть-кутской свиты выделяются водорослевые, оолитовые нормально седиментационные известняки и сходные с ними по текстурным признакам доломиты.

В группу оолитовых известняков мы включаем как собственно оолитовые образования, так и близкие к ним псевдоолитовые, оолитово-ком- коватые, онколитовые. Анализ материала показывает, что многие ооли- топодобные формы в отложениях ордовика могут рассматриваться как онко- литы. Впервые наличие онколитов в усть-кутской свите Иркутского амфитеатра оаметил В. П. Маслов (1955), но сколько-нибудь детально специалистами по микропроблематике они не изучались и определений их в работе не дается. Мы указываем лишь на некоторые черты сходства оолитоподобных образований из отложений усть-кутской свиты Иркутского амфитеатра с описанными в литературе онколитами из толщ другого возраста, в частности, рифейских и нижнекембрийских.

Оолитовые известняки распространены в отложениях усть-кутской свиты в пределах Присаянской и Прибайкальской структурно-фациаль- ных зон повсеместно. Они имеют серый, реже красно- и лилово-бурый щвет. Мощности слоев известняков не превышают нескольких метров. Размер оолитов в известняках различен; в пределах даже одного образца он может меняться от 0,12 до 2—3 мм, но в основном колеблется от 0,8 до 1,5 мм. Форма оолитов в большинстве случаев округлая, реже эллипсовидная, удлиненная и в отдельных случаях неправильная, что связано исключительно с формой ядер.

Большинство оолитов обнаруживает ясное деление на ядра и оболочки. В качестве ядер первоначально служили сгустки пелитоморфного и микрозернистого карбоната и в более редких случаях зерна кварца; иногда в качестве ядер выступают два-три соприкасающихся друг с другом уже сформированных оолита или оолит и комочек пелитоморфного карбоната, а также обломки оолитов. В шлифах, однако, пелитоморфный карбонат в ядрах оолитов встречается не часто; во многих случаях он перекристаллизован. Оболочки оолитов обычно обладают четким концентрическим строением. В других, более редких, случаях концентрическое строение выражено нечетко

Количество концентров, когда они достаточно выражены, колеблется от 1—2 до 10 и более. Соотношение между размерами ядер и оболочек изменяется в широких пределах; диаметр ядра может составлять от 15 и почти до 100% диаметра оолита. В зависимости от строения оолитов, характера их ограничений и перекристаллизации выделяется несколько типов оолитовых известняков.

Прежде всего, известняки с округлыми или слегка овальными оолитами, имеющими большое количество (10—12 и более) концентров, сложенных микрозернистым карбонатом (см.  XIV, 1). Оолиты этого вида напоминают онколиты Osagia Tenuilamatella Reitl. (Рейтлингер, 1959; Журавлева, 1964). Карбонатный материал таких оолитов часто подвергается выщелачиванию, при этом растворяются или внешние оболочки ооли- тов, или их ядра, или же малоустойчивые промежуточные слои. Иногда материал таких промежуточных слоев может подвергаться перекристаллизации при неизменном микрозернистом ядре. Нередко оолиты выщелачиваются полностью. В породе в значительном количестве наблюдаются сгустки микрозернистого карбоната размером большей частью менее 0,1 мм, иногда крупнее — до 0,6 мм. Насыщенность пород оолитами почти всегда высокая. Ограничения оолитов четкие; они редко контактируют друг с другом. Цементом служит обычно разнозернистый кальцит с размером зерен от нескольких сотых до нескольких десятых миллиметра. Часто присутствует алевритовый и песчаный материал.

Оолитовые известняки описанного типа широко развиты в составе верхней части усгь-кутской свиты р. Ангары и в нижней части свиты в Прибайкалье.

Весьма интересны оолитовые известняки с четко ограниченными оолитами, входящие в состав сорокинской пачки усть-кутской свиты в Прибайкалье,— массивные, красно-бурые с лиловым оттенком, с многочисленными стилолитовыми швами и обильными включениями колпачковых гастропод. Размер их, как правило,— 0,1—0,5 мм. Концентры в оолитах обычно выражены четко, но их количество невелико и обычно не превышает трех-четырех. Иногда наблюдаются два концентра или же ядро оолита окружено лишь одной оболочкой ( XV—1, 2). Границы между концентрами часто очень темные, хорошо выраженные. Карбонатный материал оолитов перекристаллизован, и в них сочетаются черты концентрического и радиально-лучистого или шестоватого строения. Среди оолитов наблюдаются формы, близкие к Osagia aculeata и некоторым видам Radiosus (Журавлева, 1964).

В рассматриваемых известняках многие из оолитов соприкасаются друг с другом, причем наблюдается взаимное проникновение оолитов по зубчатым ограничениям (см.  XV, 1). Связано это с широким развитием микростилолитов, часто «переполняющих» породу. Известняки подобного рода, встречаясь весьма редко в других местах, типичны для средней части свиты в Прибайкалье, прослеживаются здесь на многие десятки и даже сотни километров, что позволяет с успехом коррелировать отдаленные разрезы.

В некоторых оолитовых известняках из низов усть-кутской свиты р. Орленги оолиты состоят лишь из ядра и одного или, реже, двух концентров, разделенных широкой темной полосой. Внешняя концентрическая зона светлая, широкая, сложенная шестоватым кальцитом; оолит может быть окаймлен более или менее четкой темной полоской или лишен ее ( XVI, 1). Отдельные оолиты напоминают Radiosus crustosus и Radiosus praerimosus (Журавлева, 1964).

Во всех разрезах встречаются оолитовые известняки с перекристаллизованными оолитами. Перекристаллизация наиболее часто приводит к образованию во внешних оболочках оолитов своеобразных радиально-лучи- стых лейст или шестиков. На начальных стадиях перекристаллизации оолиты обычно сохраняют свой первичный облик, в них четко разграничиваются ядра и оболочки. Далее в процесс перекристаллизации вовлекается не только карбонатный материал оболочек, что часто имеет место, но и ядер. При выщелачивании поверхностной оболочки таких радиэльно-лучистых оолитов образуется характерная сферолитовая текстура (см.  XVI, 2). В той или иной степени такая перекристаллизация имеет место во многих оолитовых известняках, однако типичные сферолитовые известняки встречаются довольно редко.

Наблюдается и совершенно иной тип перекристаллизации известковых оолитов, когда они сохраняют свою округлую форму, однако ни концентрического, ни радиально-лучистого строения уже не имеют. Слагаются оолиты обычно одним или несколькими крупными кристаллами карбоната. Некоторые из этих оолитов напоминают такие формы, как R adiosus sphaericus, описанные 3. А. Журавлевой (1964). Их внешняя каемка иногда слагается глауконитом ( XVII, 1). Известняки с перекристаллизованными оолитами, отороченными глауконитом, встречаются исключительно в Присаянье в полосе значительной протяженности; находки их имеются в районах городов Нижнеудинска и Тайшета. Еще один тип перекристаллизации оолитов в известняках связан с перекристаллизацией всей породы, т. е. как оолитов, так и цемента. Размер отдельных карбонатных зерен достигает в этих известняках 0,05 мм. Ограничения оолитов становятся нечеткими; для цемента характерен несколько более крупный, чем для оолитов, размер зерен (см.  XVII, 2).

Цементирующим материалом в оолитовых известняках служит кальцит. Структуры цемента разнообразны; наиболее обычен базальный тип, часто наблюдается мозаичная структура с размером кристаллов кальцита до 1 мм; изредка отмечается пойкилитовая структура (см.  XV, 2). Интересна регенерационная структура, при которой оолиты подвергались интенсивному разрастанию до взаимного соприкосновения их, а не затронутые этим процессом участки выполнены микрозернистым кальцитом (см.  XVI, 1). Типы цемента, связанные с перекристаллизацией первичного материала (мозаичный, пойкилитовый, регенерационный), приурочены главным образом к породам Прибайкальской структурно-фациаль- ной зоны.

По составу оолитовые известняки в основном чистые, с небольшой примесью песчаного и глинистого материала ( 18). При увеличении содержания окиси магния и терригенного материала наблюдаются переходные разновидности к оолитовым доломитам и известковым песчаникам. Отдельные разрозненные оолиты в песчаниках встречаются весьма часто.

Оолитовые доломиты найдены в средних горизонтах усть-кутской свиты в бассейнах рек Илима и Лены, в нижних горизонтах свиты на р. Ангаре в районе г. Братска (доломитовый известковистый песчаник с оолита- ми) и в более западных районах, вплоть до р. Бирюсы. Мощность их достигает 6 м.

Оолитовые доломиты большей частью перекристаллизованы. Перекристаллизации подвергались как сами оолиты, сложенные микро- и тонкозернистым карбонатом с размерами зерен 0,005—0,05 мм, так и цемент, представленный тонко- и мелкозернистым доломитом с размерами .зерен 0,05-0,20 мм. Наблюдаются два вида контактов между перекристаллизованными оолитами и цементом. В одних случаях переходы постепенные, и оолиты не имеют четких ограничений ( XVIII, 1), в других — ограничения оолитов весьма четкие (см.  X VIII, 2).

Собственно оолитов с четким концентрическим строением и ясными границами между концентрами в описываемых породах почти не наблюдается. В лучшем случае оолиты разделяются на внутреннюю и внешнюю зоны, хотя иногда можно заметить следы пяти-шести концентров. В тех случаях, когда у доломитовых оолитов четкая темная карбонатная оболочка, она может обрамлять и несколько оолитов, расположенных рядом, как это, впрочем, наблюдается нередко и в известняках. Наряду с округлыми оолитами часто встречаются близкие по составу образования овальной и неправильной формы.

В оолитовых известняках и доломитах нередко присутствует глауконит, зерна которого имеют или правильные округлые очертания, или образуют скопления неправильной формы. Как уже говорилось, глауконит нередко образует внешние оболочки оолитов, а иногда встречается и во внутренних концентрах, приурочиваясь к какому-либо одному из них.

Строматолитовые известняки и доломиты занимают в разрезе усть- кутской свиты значительное место. Известняки развиты в нижних и верхних горизонтах свиты в Прибайкалье (реки Орленга, Таюра, Окунайка)

и в верхних горизонтах свиты в Присаянье; доломиты наблюдаются по всему разрезу в Ангаро-Ленском районе и в нижних горизонтах усть- кутской свиты в Северном Присаянье (р. Бирюса).

Строматолитовые известняки и доломиты представляют весьма плотные породы; размер биогерм достигает в поперечнике нескольких метров; .их поверхность часто мелкобугорчатая. Известняки имеют тонкозернистую и микрозернистую структуру с размерами зерен 0,003—0,02 мм ( Х^, 1). Тонкозернистый материал крупнее 0,01 мм является, по-видимому, результатом перекристаллизации микрозернистого. В шлифах часто наблюдается волнообразная полосчатость, отвечающая слоистости биогерм. Доломиты, в отличие от известняков, лишь внешне сохраняют форму первичных биогерм. Микроскопически это, как правило, перекристаллизованные породы с размером зерен 0,008—0,2 мм. Форма зерен гипидиомор- фная (см.  XIX, 2).

Строматолитовые доломиты, видимо, следствие доломитизации известковых биогерм.

Имеют место и другие формы доломитизации строматолитовых известняков с образованием крупно- и среднезернистых известковых и извест- ковистых доломитов с исключительно неравномерным соотношением каль- цитового и доломитового материала. Зерна доломита, достигающие в таких породах 0,4—0,6 .им, имеют форму правильных ромбоэдров, замещающих микрозернистый кальцит ( ХХ, 1). Химический состав строматолитовых известняков и доломитов приведен в  20 и 21.

Нормально седиментационные известняки в составе усть-кутской свиты распространены преимущественно в крайней восточной части амфитеатра, в бассейне р. Окунайки. В меньшем количестве они встречаются в бассейнах рек Орленги и Таюры и на р. Ангаре. В Присаянье седимента- ционные известняки встречены не были.

Выделяются песчаные, алевритовые и глинистые седиментационные известняки, количество терригенной составляющей в которых колеблется в широких пределах, а также сгустковые седиментационные известняки, содержащие обычно небольшое количество терригенной примеси. Основными являются песчаные и алевритовые разновидности, которые в Прибайкалье (р. Окунайка) залегают в составе нижней части свиты в виде пластов весьма плотных темно-серых однородных по составу пород мощностью до 7 м. Значительно реже встречаются глинистые, а также относительно чистые седиментационные известняки, содержащие малое количество тер- ригенного материала.

Наиболее обычны тонко- и мелкозернистые седиментационные известняки, в которых размеры карбонатных и терригенных зерен обычно равны и составляют в основном 0,06—0,15 мм (см.  ХХ, 2; XXI, 1). На р. Орленге встречаются разновидности, сложенные микро- и тонкозернистым карбонатом. Первичен в породе, по-видимому, микрозернистый кальцит, переходящий в результате перекристаллизации в тонкозернистый с размером зерен до 0,1 мм. Также седиментационными, возможно, являются сгустковые доломитовые известняки, встреченные в разрезе р. Орленги. Они слагаются сгустками микрозернистого кальцита неправильной формы и различных размеров (до 0,28—0,30 мм в поперечнике), часто удлиненными, пространство между которыми выполнено тонко- и микрозернистым кальцитом и доломитом. Количество сгустков составляет 60—70% общего объема породы. Сгустки, возможно, копролитового происхождения (см.  XXI, 2).

Нормальпо седиментационные доломиты широко развиты в усть- кутской свите на р. Лене ниже г. Усть-Кута. В меньшем количестве они встречаются в бассейне р. Илима и совсем редко в нижних горизонтах свиты в краевых частях амфитеатра (реки Уда и Таюра), а также на р. Ангаре.

Седиментационные доломиты серого или розового цветов центральной части амфитеатра (реки Илим и Лена) образуют слои мощностью до нескольких метров. В западной части амфитеатра на р. Чуне, а также на р. Ангаре такие же доломиты образуют прослои, мощности которых измеряются сантиметрами, реже десятками сантиметров.

В зависимости от содержащейся терригенной примеси эти доломиты разделяются на те же группы, что и известняки. Характерным является большой процент относительно чистых седиментационных доломитов по сравнению с аналогичным типом известняков.

Чистые доломиты представляют массивную, лишенную слоистости породу. Песчаные разновидности нередко слоистые, в том числе кососло- истые, часто содержащие глауконит. Глинистые доломиты, близкие по внешнему облику к аргиллитам, нередко тонкослоистые, но встречаются _и неслоистые разновидности.

Седиментационные доломиты, как правило, перекристаллизованы и представляют собой, по-видимому, доломитизированные известковые илы. По структуре выделяются тонкозернистые доломиты с размером зерен 0,01—0,02 мм ( XXII, 1), сгустковые доломиты, у которых среди основной массы зерен указанного размера наблюдаются участки, сложенные зернами 0,05—0,08 мм, а в отдельных случаях — до 0,1—0,2 .мм (см.  XXII, 2)J и мелко-среднезернистые доломиты, сложенные зернами 0,1— 0,35 мм. Сгустковые доломиты, видимо, являются в одних случаях результатом вторичной перекристаллизации тонкозернистых доломитов, а в других — результатом копролитового происхождения.

В песчаных седиментационных доломитах микрозернистая структура встречается редко; основная масса карбонатов здесь тонко- и мелкозернистая. Зерна доломита по размерам такие же, что и обломочные зерна, или несколько меньше их.

Как в седиментационных известняках, так и в доломитах терригенный материал отсортирован по крупности в центральной и восточной частях амфитеатра хорошо; в западной же части амфитеатра сортировка обломочного материала очень плохая ( XXIII, 1). Количество кальцита в седиментационных доломитах колеблется от 5—10% на р. Лене, до 30% на р. Таюре.