С зоной гипергенеза связаны многие месторождения полезных ископаемых. Поскольку в приповерхностных условиях, в зависимости от климатической зоны, формируются различные типы кор выветривания, выявление условий их формирования представляет не только научный, но и практический интерес. При том, что возраст кор выветривания также является важнейшим поисковым критерием, определение времени формирования зоны гипергенеза издавна является проблемой геологии. Причиной тому являются практически полное отсутствие фаунистических остатков, соответствующих времени формирования кор, и невозможность применения здесь других методов датирования (радиоизотопных, палеомагнитного и т.п.). В работе предлагается способ реконструкции условий образования кор и определения времени их формирования, основанный на геохимических особенностях гипергенных минералов. Способ основан на следующих положениях:

1)   Минералы зоны гипергенеза формируются при участии метеорных вод.

2)  В планетарном масштабе для метеорных вод континентов выявлена линейная зависимость dD = 8 d¹⁸O + 10 ‰ (SMOW) [3]. При этом установлено, что изотопный состав поверхностных вод контролируется климатической зональностью с проявлением широтного характера распределения значений dD и d¹⁸О. Наиболее «тяжелые» метеорные воды развиты в экваториальных широтах. По dD и d¹⁸O эти воды близки к среднеокеаническому стандарту. По мере удаления от экватора, изотопный состав метеорных вод обедняется тяжелыми изотопами, и наиболее «легкие» из них установлены в атмосферных осадках, ледниковых покровах и айсбергах на Северном и Южном полюсах Земли, где величины d¹⁸O и dD могут достигать значений –55 ‰ и –420 ‰ (SMOW) соответственно.

3)   Равновесные с водой глинистые минералы по кислороду всегда обогащены тяжелыми, а по водороду легкими изотопами [1]. По крайней мере, с кембрия значения изотопного состава и характер распределения по этому признаку метеорной воды были аналогичны современным, т. е. подчинялись климатической зональности. Таким образом, изотопный состав равновесных с метеорной водой гипергенных минералов, отражает палеоклимат и палеошироту их образования [4].

4)   Из теории тектоники плит следует, что континентальные блоки при своем дрейфе последовательно пересекают различные климатические зоны. Таким образом, изотопный состав водородсодержащих минеральных форм, как по разрезу, так и по площади континентов должен отражать динамику этих перемещений, и с привлечением данных других методов (палеомагнитный, палеонтологический, фациальный анализ) изотопные характеристики dD и d¹⁸O древних гипергенных образований могут быть использованы для определения палеошироты и возраста кор выветривания.

Приведем пример определения палеошироты и возраста кор выветривания для района Парнокского месторождения (Полярный Урал). В глинистой фракции гипергенных образований этого района наиболее типичны гидрослюды (каолинит) и смешанно-слойные образования хлорит-монтмориллонитового состава. Геологами, проводившими разведку, возраст кор выветривания «принимается в определенной мере условно по ряду косвенных признаков» как позднепалеогеновый. Главными из них являются: каолиновый профиль коры выветривания, пространственная приуроченность продуктов выветривания к поверхности выравнивания, сопряженной с уровнем верхнепалеогенового пенеплена на Среднем Урале [2]. По нашему мнению каолиновый профиль коры выветривания как раз не типичен для полярных широт, а проведение аналогий с более южными районами Урала необоснованно по причине удаленности этих территорий на 1000 км от района Парнокского месторождения.

Изотопный состав водорода современных метеорных вод района варьирует от –125 ‰ (летом) до –150 ‰ (зимой) и в среднем составляет –140 ‰ (SMOW). Палеомагнитные данные по Европе показывают, что в это время (25 млн лет) район месторождения находился на широте ≈ 64°, т. е. южнее настоящего его положения на 1–1.5° или на 180 км. Исходя из расчета, что по водороду на каждые 100 км по направлению к полюсу атмосферные осадки обогащаются легкими изотопами на 2–3 ‰, можно заключить, что изотопный состав метеорных вод для района месторождения в позднем палеогене отличался от современного всего на 5 ‰ и характеризовался величиной –135 ‰. Изотопный состав водорода равновесных с такой водой глинистых минералов должен составлять: для каолинита –165 ‰, а для хлорита от –170 до –205 ‰ (в среднем -185 ‰ SMOW).

Нами исследован изотопный состава водорода OH^–-содержащих минералов из коры выветривания Парнокского месторождения (табл.). Состав водорода большей части изученных образцов определенно указывает, что вода, под воздействием которой формировались эти породы, имела более «тяжелый» изотопный состав, чем метеорная вода района месторождения в позднем палеогене. С учетом коэффициентов разделения, величины dD воды, равновесной с гипергенными минералами, имели значения от –90 до –120 ‰ и преимущественно –100 ‰ (SMOW). Диапазон значений воды dD = –90 ‰ –120 ‰, участвовавшей при формировании кор выветривания, характерен для современных метеорных вод, имеющих распространение на широтах 52–56° (широта гг. Воронеж – Липецк – Рязань – Москва).

Таблица

 

 

Примечание: ВИМС, MicroMass-600.

 

Таким образом, полученные данные указывают на значительно более южное положение района месторождения в момент образования кор. Согласно расчетным данным по палеоширотам района и соответствующим им времени на широте 52° и 56° площадь месторождения находилась 140 и 120 млн лет назад, т. е. в раннемеловое время. Этим временным диапазоном мы и определяем возраст кор выветривания района. По нашему мнению, более южное положение объясняет и каолинитовый профиль кор выветривания района. Также отметим, что в позднем палеогене, когда район Парнокского месторождения уже находился в приполярных широтах, его географическое положение мелового времени занимает Средний Урал, где и формируются коры выветривания палеогенового возраста.

 

1.      Фор Г. Основы изотопной геологии. М.: Мир, 1989. 590 с.

2.      Шишкин М. А., Герасимов Н. Н. Парнокское железо-марганцевое месторождение: геологическое строение, характеристика руд, пути освоения // Народное хозяйство Республики Коми. Сыктывкар, 1994. Т. 2.№ 2. С. 208–223.

3.      Craig H. Isotopic Variations in Meteoric Waters // Science, 1961. Vol. 133. P. 1702–1703.

4.      Lawrence J. R., Taylor H. P. Deuterium and oxygen-18 correlation: Clay minerals and hydroxides in Quaternary soils compared to meteoric waters // Geochimica et Cosmochimica Acta, 1971. Vol. 35. P. 993–1003.