1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Литология и полезные ископаемые
  4. № 2, 2023

Литология и полезные ископаемые, 2023, № 2, стр. 140-162

Изотопный состав С, О неопротерозойских до-, син- и постгляциальных карбонатов Лонгдорского поднятия и западного склона Алданского щита (юг Сибирской платформы)

А. В. Шацилло a, *, С. В. Рудько b, **, И. В. Латышева b, Б. Г. Покровский b, Д. В. Рудько a, И. В. Федюкин a, А. Б. Кузнецов c

a Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН
123242 Москва, ул. Большая Грузинская, 10, стр. 1, Россия

b Геологический институт РАН
119017 Москва, Пыжевский пер., 7, стр. 1, Россия

c Институт геологии и геохронологии докембрия РАН
199034 Санкт-Петербург, наб. Макарова, 2, Россия

* E-mail: shatsillo@gmail.com
** E-mail: rudko@ginras.ru

Поступила в редакцию 28.06.2022
После доработки 01.11.2022
Принята к публикации 02.11.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Представлены новые данные об изотопном составе C и О в неопротерозойских карбонатах баллаганахского и дальнетайгинского горизонтов юго-восточной окраины Патомского палеобассейна. В верхней части баллаганахского горизонта установлена отрицательная аномалия δ13С, сопоставимая по амплитуде и стратиграфическому положению с аномалией Трезона, предшествующей оледенению Марино. Карбонатные прослои в составе ледниковых отложений ничатской свиты дальнетайгинского горизонта имеют умеренно положительные значения δ13С, а горизонт доломитов в основании постгляциальной последовательности характеризуется умеренно отрицательными значениями, типичными для венчающих карбонатов, связанных с завершением оледенения Марино. В нижней части постгляциальной последовательностии (баракунская свита) происходит постепенное увеличение доли кальцита в карбонатной составляющей пород и сдвиг изотопного состава, соответствующий разнице коэффициентов фракционирования стабильных изотопов С и О для доломита и кальцита. Этот феномен, фиксируемый также в постгляциальных последовательностях Намибии и Канады, указывает на то, что состав карбонатных минералов определялся глобальным изменением химизма воды, а не постседиментационным замещением. Вышележащие карбонатные отложения дальнетайгинского горизонта в эпиплатформенной части Патомского палеобассейна (сеньская свита) обеднены 13С по сравнению с их шельфовыми аналогами на Уринском поднятии. Высказано предположение, что карбонатонакопление в эпиплатформенных и шельфовых фациальных зонах Патомского палеобассейна происходило несинхронно. Реконструированный тренд вариаций δ13С для дальнетайгинского горизонта характеризуется положительными и малоамплитудными отрицательными аномалиями δ13С, сходными с таковыми в формации Доушаньто Китая.

Ключевые слова: эдиакарий, криогений, Сибирская платформа, хемостратиграфия, аномалия Трезона.

Разрезы позднего докембрия на юге средней Сибири, вскрытые в пределах Патомского нагорья и сопредельных регионах, представляют наиболее полную стратиграфическую последовательность верхней части неопротерозоя на Сибирской платформе [Журавлева и др., 1959; Чумаков, 1993; Иванов и др., 1995; Семихатов и др., 2004; Чумаков и др., 2007, 2013]. Развитые в этом регионе неопротерозойские отложения принадлежат Патомскому палеобассейну окраинно-континентального типа. Карбонатные толщи Патомского палеобассейна стали одним из первых объектов для изучения аномальных вариаций δ13С в неопротерозое [Покровский, Герцев, 1993], превосходящих по амплитуде вариации изотопного состава С в фанерозойских карбонатах. Подобные резкие вариации δ13С были зафиксированы в разрезах юдомского комплекса на Учуро-Майской плите Восточной Сибири [Семихатов и др., 2004]. В дальнейшем идентификация упомянутых аномальных вариаций δ13С в удаленных разрезах Патомской складчатой дуги и периферии Сибирской платформы позволили уточнить возраст и региональную корреляцию отложений Патомского бассейна, объединяемых в патомский комплекс [Покровский и др., 2006, 2015]. Верхняя часть разреза патомского комплекса, характеризовавшаяся отрицательной δ13С аномалией, была сопоставлена с позднеэдиакарской аномалией Шурам-Вонока, а залегающие ниже отложения, заключающие положительную δ13С аномалию и ледниковый горизонт в основании, были отнесены к терминальному криогению и раннему эдиакарию (ранний венд в отечественной терминологии). По мере наращивания данных по мировым неопротерозойским разрезам (в Китае, Омане, Намибии, Австралии) стало очевидно, что вековые вариации изотопного состава С в неопротерозое характеризовались бóльшим числом кратковременных отрицательных экскурсов, разделяющих длительные периоды положительных аномалий [Halverson et al., 2005]. Отрицательные экскурсы, как казалось, могут быть связаны с ледниковыми периодами неопротерозоя [Hoffam, Schrag, 2002; Halverson et al., 2005; Tahata et al., 2013], или отвечать эволюционным перестройкам в биосфере [Narbonne et al., 1994; Macdonald et al., 2013], или поэтапной оксигенизации атмосферы [Fike et al., 2006; Cui et al., 2018].

Продолжающаяся дискуссия о природе и хронологии вариаций δ13С в карбонатных разрезах неопротерозоя спровоцировала новый виток изучения изотопного состава С и Sr в карбонатных отложений в опорном разрезе венда Уринского поднятия [Рудько и др. 2017, 2020; Петров, Покровский, 2020] и в менее изученных районах Патомского нагорья [Покровский и др., 2021]. В настоящей работе представлены результаты изотопно-геохимического изучения неопротерозойских карбонатов в одном из труднодоступных районов – в восточной части Патомского нагорья (р. Сень, ключ Опорный, р. Джелинда), характеризующем относительно слабо изученную эпиплатформенную часть Патомского бассейна (рис. 1). Бассейновый анализ и представленные в этой работе изотопные данные показывают, что карбонатонакопление в эпиплатформенной части бассейна происходило несинхронно с районом Уринского поднятия и центральной частью бассейна (р. Жуя, верховья Малого Патома), а выявленные вариации изотопного состава С характеризуются ранее неустановленными отрицательными экскурсами. Существенно дополнены сведения о вариациях изотопного состава углерода ледниковых и постледниковых отложений позднего криогения–раннего эдиакария. Обсуждается значение установленных вариаций стабильных изотопов С и О для глобальной корреляции отложений позднего докембрия, включая изученные отложения Патомского бассейна.

Рис. 1.

Схема геологического строения Патомского нагорья и сопредельных территорий. 1 ‒ платформенный чехол Сибирской платформы (с кембрия по силур и наложенные юрские впадины); 2 ‒ позднедокембрийские комплексы; 3 ‒ выходы раннедокембрийского фундамента (АСЩ ‒ Алдано-Становой щит, Л ‒ Лонгдорское поднятие, Т ‒ Тонодское поднятие, Ч ‒ Чуйское поднятие); 4 ‒ позднепалеозойские гранитоиды Ангаро-Витимского батолита и среднепалеозойские гранитоиды нерасчлененные; 5 ‒ разрезы (1 ‒ руч. Опорный и р. Джелинда, 2 ‒ р. Сень, 3 ‒ реки Мокрый и Сухой Кумах-Улах, 4 ‒ р. Ура, 5 ‒ р. Жуя).

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

Район исследований расположен на юго-восточной окраине Патомского нагорья между долиной р. Чара и Лонгдорским поднятием, вблизи его сочленения с хребтом Кодар. В тектоническом отношении район исследований принадлежит к Сибирской платформе. Наиболее древние позднедокембрийские осадочные породы – пурпольская и медвежевская свиты – обнажаются на склонах Лонгдорского поднятия, осевая часть которого сложена комплексами раннедокембрийского фундамента. Эти свиты, характеризующиеся исключительно терригенным составом отложений общей мощностью до 3 км [Огиенко и др., 1973]11, надстраиваются терригенно-карбонатной последовательностью, объединяемой в патомский комплекс [Журавлева и др., 1959; Салоп, 1964; Чумаков и др., 2007 и др.]. Патомский комплекс подразделен на три региональных горизонта – баллаганахский, дальнетайгинский и жуинский, прослеженных на площадях Патомского нагорья и примыкающей части Сибирской платформы [Государственная …, 2010]. Каждый горизонт (серия) [Чумаков и др., 2007] начинается толщей конгломератов или песчаников, которые постепенно сменяются чередованием сланцев и карбонатных пород, а затем карбонатными толщами.

Баллаганахский горизонт подразделяется на харлухтахскую, хайвергинскую и бугарихтинскую свиты терригенного состава и терригенно-карбонатную мариинскую (на юге региона бодайбоканскую) свиту. В пределах Патомского нагорья мощность баллаганахского горизонта местами достигает 2.5 и даже 5.5 км [Государственная …, 2010], но на изученном нами участке (район р. Джелинда, рис. 2) она резко сокращается примерно до 0.5 км и горизонт не разделяется на свиты. Необходимо отметить, что в изученном районе и некоторых других разрезах Патомского нагорья в составе терригенной части баллаганахской серии встречаются диамиктиты, которые, возможно, представляют собой единый горизонт, связанный с неопротерозойским оледенением Стерт, чему не противоречат приведенные ниже оценки возраста для основания патомского комплекса. В частности, тиллоиды описаны в разрезе харлухтахской свиты на С‒З Патомского нагорья (р. Большая Чуя) [Красильников, 1990], есть сведения о присутствии подобных отложений на Тонодском поднятии (междуречье рек Витим и Большой Патом) [Иванов и др., 1995].

Рис. 2.

Схема геологического строения района работ в верховьях р. Джелинда и по ключу Опорный (а, б), гипотетический разрез восточного склона Лонгдорского поднятия (в). а, б – индексы подразделений (от более древних): γ1Pt1čk ‒ гранитоиды чуйско-кодарского комплекса, pp ‒ пурпольская свита, md ‒ медвежевская свита, blg ‒ баллаганахская серия/горизонт (харлухтахская, хайвергинская, бугарихтинская и мариинская свиты нерасчлененные), nč ‒ ничатская свита, brk ‒ баракунская свита, sn ‒ сеньская свита (вещественный состав изученных стратиграфических подразделений см. рис. 3); схема (а) – составлена на основе геологической карты масштаба 1 : 200 000, разрез (б) – составлен на основе полевых наблюдений, зеленый пунктир ‒ оси складок, красный ‒ разрывные нарушения; (в) – прямоугольником обозначен изученный участок разреза, пунктирная линия ‒ современный эрозионный срез, горизонтальный и вертикальный масштаб условный, красные линии – разрывные нарушения.

Дальнетайгинский горизонт в пределах Патомского нагорья и на прилегающих территориях существенно изменчив по мощности (от 1 до 4 км) и в районе р. Джелинда включает “ледниковую” ничатскую свиту [Чумаков, Керницкий, 2016] и постгляциальные баракунскую и сеньскую свиты, характеризующиеся терригенно-карбонатным составом отложений. Перечисленные свиты рассматриваются как стратиграфические аналоги дальнетайгинской серии опорного разреза венда на Уринском поднятии [Чумаков, 1993; Чумаков и др., 2013 и ссылки в этих работах]. Вышележащая терригенно-карбонатная торгинская свита относится к жуинскому горизонту [Государственная …, 2010], который в пределах всего Патомского бассейна характеризуется отрицательной аномалией δ13С [Покровский и др., 2006, 2021; Покровский, Буякайте, 2015] и уверенно сопоставляется с глобальной изотопной аномалией позднего эдиакария Шурам-Вонока.

Фациальная зональность Патомского бассейна менялась в ходе его длительной эволюции и установлена пока лишь в общих чертах. Реконструкция [Чумаков и др., 2007] предполагает, что началу формирования патомского комплекса предшествовал рифтовый этап, запечатленный в подстилающих отложениях медвежевской свиты. Отложения баллаганахско-дальнетайгинского времени рассматриваются как осадочная призма пассивной окраины Сибирской платформы, для которой выделяются: 1 ‒ внутренняя часть бассейна (разрезы по рекам Жуя, Малый Патом), представляющая некомпенсированную область интенсивного прогибания; 2 ‒ внешняя часть бассейна (разрезы Уринского и восточного склона Лонгдорского поднятий), которая большую часть времени соответствовала шельфу или склону шельфа; 3 ‒ эпиплатформенная область (разрезы оз. Ничатка, по рекам Сень, Чара, Токко).

В рассматриваемом районе в направлении от периферии к центру платформы (от Лонгдорского поднятия к долине р. Чара, см. рис. 1) в разрезе отмечаются латеральные изменения, в частности сокращаются мощности свит, а нижние подразделения (пурпольская, медвежевская свиты и баллаганахская серия) восточнее оз. Ничатка выклиниваются [Ляхницкий, 1981; Огиенко и др., 1973; Колесников и др., 1985]. Далее к востоку – в междуречье рек Чара и Токко и к юго-востоку – р. Малая Тора нижняя часть разреза еще более сокращается и на породы фундамента трансгрессивно налегают отложения сеньской свиты [Бобров, 1979 и ссылки в этой работе]. Этот эпизод максимального затопления платформы соответствует наиболее глубоководным отложениям дальнетайгинской серии Уринского поднятия (уринская свита) [Петров, 2018], что дает основание для корреляции соответствующих стратиграфических подразделений.

Возраст патомского комплекса определяется в интервале поздний криогений‒эдиакарий. Исторически основанием для этого служили аномальные вариации изотопного состава углерода в карбонатах [Покровский и др., 2006] в совокупности с возрастающим вверх по разрезу отношением 87Sr/86Sr [Покровский и др., 2006; Melezhik et al., 2009], что является уникальной особенностью позднего неопротерозоя. Вендский (эдиакарский) возраст постгляциальной последовательности был обоснован находками комплекса микрофоссилий [Sergeev et al., 2011] и отпечатков Beltannelloides [Леонов, Рудько, 2012]. В последнее время получены геохронологические ограничения для возраста обсуждаемых отложений. В качестве нижнего возрастного ограничения патомского комплекса может быть принята U-Pb датировка циркона в 709 ± 7 млн лет [Ларин и др., 2020] для гранитоидов язовского комплекса, интрудирующих нижнюю часть медвежевской свиты [Иванов и др., 1995] на С‒З Патомского нагорья (р. Верхняя Язовая – правый приток р. Витим в ее нижнем течении). Отмечается [Иванов и др., 1995], что на этом участке в верхнемедвежевской подсвите присутствуют гальки карбонатных метасоматитов, развитых в экзоконтактовых зонах гранитоидов язовского комплекса. Для дальнетайгинской серии на Уринском поднятии на основании Pb-Pb изотопного датирования карбонатов получены раннеэдиакарские оценки возраста, омолаживающегося вверх по разрезу: 613 ± 56, 581 ± 16 и 575 ± 20 млн лет [Rud’ko et al., 2021]. Близкий возраст (U-Pb по монациту 573 ± 12 млн лет [Meffre et al., 2008]) обоснован для хомолхинской свиты (золоторудное месторождение Сухой Лог), представляющей собой стратиграфический аналог валюхтинской свиты верхней части дальнетайгинской серии в дистальной части Патомского бассейна. Минимальный возраст патомского комплекса ограничен ранним кембрием по присутствию в перекрывающих отложениях (тинновская и нохтуйская свиты) мелкораковинной фауны [Кочнев, Карлова, 2010].

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ИЗУЧЕННЫХ РАЗРЕЗОВ

Разрез по ключу Опорный и р. Джелинда. По этому участку, расположенному на восточном склоне Лонгдорского поднятия (см. рис. 2, рис. 3) получен основной объем изотопно-геохимических данных. Нижняя (обнаженная) часть разреза, включающая медвежевскую свиту, баллаганахскую серию, ничатскую и баракунскую свиты, вскрыта в долине ключа Опорный (это название дано Н.М. Чумаковым для безымянного левого притока р. Джелинда и не отражено на картах). Осадочные толщи неопротерозоя смяты здесь в крупную запрокинутую на восток складку с субгоризонтальным шарниром субмеридионального простирания. Каньон кл. Опорный сечет структуру вкрест простирания толщи, и разрез надстраивается в восточном направлении (вниз по течению ключа). Общая мощность обнаженной части разреза составляет около 1 км, эта оценка приблизительна, поскольку средняя часть баллаганахской серии разбита разломами и осложнена приразрывными складками. В то же время благодаря контрастному литологическому составу пород можно заключить, что явных тектонических сдваиваний в общем разрезе нет.

Рис. 3.

Стратиграфическая колонка обнаженной части разреза по ключу Опорный и р. Джелинда. 1 ‒ доломиты, 2 ‒ известняки, 3 ‒ доломитовые мергели, 4 ‒ мергели, 5 ‒ аргиллиты и сланцы, 6 ‒ алевролиты, 7 ‒ песчаники, 8 ‒ гравелиты и конгломераты, 9 ‒ диамиктиты, в т.ч. с обломками доломитов, 10 ‒ пласт венчающих доломитов, 11 ‒ тектонический контакт, 12 ‒ эрозионная граница. Цвет заливки соответствует окраске пород.

Медвежевская свита, представляющая основание обнаженной части разреза, сложена рассланцованными лиловыми и зелеными алевролитами, с прослоями песчаников, общей мощностью не менее 50 м. На алевролитах медвежевской свиты залегает пачка переслаивания серых и зеленовато-серых кварцитовидных песчаников и алевролитов мощностью свыше 4 м, на которых, без видимого несогласия, залегает пачка диамиктитов мощностью около 30 м, рассматриваемая в работе [Огиенко и др., 1973], как базальный горизонт баллаганахской серии.

Ввиду отсутствия в литературе каких-либо сведений о баллаганахских диамиктитах кл. Опорный приведем их краткое описание, основанное на полевых наблюдениях и изучении шлифов. Диамиктиты (рис. 4а, б) характеризуются массивной текстурой и полимиктовым составом обломочного материала. В составе валунов и галек преобладают обломки гранитов, но также присутствуют мелкозернистые кристаллические сланцы, жильный кварц, зеленоватые мелкозернистые магматические или метаморфические (?) породы и гнейсы. Размер обломков и окатанность варьируют в широких пределах от гравия до крупных валунов и глыб (более 0.7 м), но гальки средней окатанности преобладают. Среди обломков присутствуют валуны с плоскими гранями, которые могут быть интерпретированы как “ледниковые утюги”. Обломки не ориентированы и “плавают”, не соприкасаясь, в матриксе. Матрикс диамиктитов темно-серый песчано-глинистый, обычно составляет более 50% породы. Целенаправленный поиск ледниковой штриховки на обломках нами не проводился, ранее Н.М. Чумакову (устное сообщение) ее обнаружить не удалось. Контакт диамиктитов с вышележащими зеленовато-серыми песчаниками и сланцами скрыт осыпью, выше по разрезу баллаганахской серии диамиктиты не встречены.

Рис. 4.

Литологические особенности пород баллаганахского и дальнетайгинского горизонтов восточного склона Лонгдорского поднятия. а, б ‒ диамиктиты основания баллаганахской серии, в ‒ конгломераты в основании ничатской свиты (валун в верхней части снимка представлен доломитом), г ‒ диамиктиты из средней части ничатской свиты, включающие крупные карбонатные гальки, д ‒ венчающие доломиты с ламинарной слоистостью из основания баракунской свиты (пришлифованный спил породы), е ‒ глинисто-карбонатный тонкослоистый ритмит из средней части баракунской свиты с дропстоуном песчаника, ж ‒ будинированные прослои карбонатов в черных сланцах верхней части баллаганахской серии. Размер молотка ‒ 28 × 17.5 см.

Вышележащий разрез баллаганахской серии представлен зеленовато-серыми песчаниками и конгломератами с прослоями сланцев (около 200 м), надстраивающимися пачкой черных сланцев (70 м) с редкими маломощными (первые сантиметры) прослоями известняков (см. рис. 4ж), которые выше сменяются пачкой темно-серых глинистых известняков (30 м). Терригенно-карбонатная часть разреза соответствует мариинской свите [Огиенко и др., 1973; Чумаков, 1993, 2015].

Вышележащая часть разреза по кл. Опорный включает ничатскую и баракунскую свиты. Ничатская свита залегает на баллаганахской серии без видимого несогласия, ее подошва проводится [Чумаков, 2015] по маломощной (первые метры) пачке полимиктового конгломерата, содержащего, в том числе, и карбонатные гальки (см. рис. 4в). Основной объем ничатской свиты представлен диамиктитами массивными и слоистыми, сланцами с дропстоунами (упавшими камнями), а также редкими маломощными прослоями известняков и песчаников. Мощность ничатской свиты в изученном разрезе составляет по нашим замерам около 220 м. Грубая кластика диамиктитов ничатской свиты имеет полимиктовый состав, однако в отличие от диамиктитов баллаганахской серии в составе обломков значительная доля принадлежит доломитам (см. рис. 4г). Вверх по разрезу ничатской свиты вклад доломитовых обломков и их размерность убывают, при этом цвет матрикса диамиктитов меняется от темно-серого к зеленовато-серому и далее к красному, что, вероятно, связано с составом пород в области ледниковой экзарации. Н.М. Чумаков рассматривает ничатскую свиту как элемент Среднесибирского гляциогоризонта и интерпретирует соответствующие отложения по кл. Опорный как продукты переотложения ледникового материала гравитационно-оползневыми процессами из относительно мелководных эпиконтинентальных или шельфовых обстановок в более глубоководные части бассейна [Чумаков, Керницкий, 2016]. Глубоководная марино-гляциальная обстановка седиментации ничатской свиты предполагает отсутствие глубокой эрозии подстилающих ее отложений в результате ледниковой экзарации, т.е. отсутствие значительного перерыва между ничатской и мариинской свитами в изученном разрезе.

Гляциальные отложения ничатской свиты согласно перекрываются терригенно-карбонатной толщей баракунской свиты, c маркирующим [Покровский и др., 2010] пластом “венчающего доломита” (около 2 м) (см. рис. 4д) в основании. Вышележащий фрагмент разреза (30‒50 м) представлен развалами красноцветных песчаников, надстраивающихся в коренном обнажении терригенно-карбонатной песчано-алевритовой толщей (до 40 м), в которой вверх по разрезу увеличивается вклад карбонатной составляющей, а цвет пород меняется от красного к темно-серому. Вышележащая глинисто-карбонатная “темноцветная” часть баракунской свиты интенсивно деформирована, что не позволяет адекватно оценить ее мощность и составить полный разрез. В этой связи для хемостратиграфических исследований темноцветная часть баракунской свиты опробовалась только в ее основании. В средней части этой толщи мы наблюдали терригенно-карбонатные ритмиты, содержащие редкие мелкие дропстоуны кварцита (см. рис. 4е). Наряду с дропстоунами в шлифах отмечалась песчаная примесь крупной размерности, привнесенная, вероятно, в результате ледового разноса.

Вышележащая сеньская свита на изученной площади имеет преимущественно доломитовый состав, с подчиненным количеством известняков и терригенных разностей пород, а ее мощность меняется с запада на восток (от Лонгдорского поднятия к долине р. Чара) от 1000 до 400 м [Огиенко и др., 1973]. Небольшой фрагмент разреза (13 м), относящийся к верхней части сеньской свиты (не более чем на 50‒100 м ниже кровли свиты по структурному положению), был опробован нами по левому борту долины р. Джелинда, примерно1.5 км ниже устья кл. Опорный.

Еще один фрагмент разреза сеньской свиты (42 м) был опробован нами в 30 км к востоку от устья кл. Опорный по левому борту долины р. Сень, ниже устья р. Урага (см. рис. 1), где сеньская свита имеет двучленное деление на нижнюю и верхнюю подсвиты [Колесников и др., 1985]. Здесь, в 400 м выше уреза воды, в скальном уступе обнажаются серые массивные и тонкослоистые (в нижней части) доломиты с незначительной терригенной примесью; породы залегают субгоризонтально с небольшим падением в СЗ румбах. В соответствии с данными геологического картирования [Колесников и др., 1985], изученный фрагмент разреза по р. Сень соответствует основанию верхней подсвиты сеньской свиты.

В статье мы дополнительно приводим данные по изотопному составу С, О в карбонатах (долоалевролитовые ритмиты, карбонатные песчаники) и карбонатных обломков из тиллитов ничатской свиты разреза р. Мокрый Кумах-Улах (левый приток р. Чара ниже устья р. Сень, см. рис. 1), расположенного в 40 км к востоку от кл. Опорный. Данные о геологическом строении этого участка приведены в работах [Чумаков, Керницкий, 2016; Шацилло и др., 2019].

МАТЕРИАЛ И АНАЛИТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ

Для изотопно-геохимических исследований было отобрано 134 образца (табл. 1). Шаг отбора составлял от первых десятков сантиметров (красноцветная часть баракунской свиты кл. Опорный, доломитовая пачка ничатской свиты на р. Мокрый Кумах-Улах) до первых метров. Карбонатные обломки диамиктитов ничатской свиты опробовались равномерно по всему разрезу.

Таблица 1.  

Изотопный состав С, О и Sr в карбонатах и элементный (Mg, Ca, Si, Sr) состав неопротерозойских пород Лонгдорского поднятия и западного склона Алданского щита

Свита или серия Породы Номер
образца 		Уровень
отбора, м 		Mg, ppm Ca, ppm Si, ppm Sr, ppm
(87Sr/86Sr) 		δ13С,
‰ 		δ18O,
‰
Разрез р. Джелинда*
Сеньская, верхняя часть Доломит 061-6          12.5 99 537 155 224 7123 44 3.3 22.8
Доломит 061-5          10.5 120 046 157 248 3015 43 3.5 22.3
Доломит 061-4 8 113 497 158 859 3306 41 3.7 25.0
Доломит 061-3 5 113 614 160 261 0 44 3.7 23.5
Доломит 061-2 3 87 473 152 457 23 296 46 3.8 25.4
Доломит 061-1 0 100 081 154 250 5611 42 4.3 27.6
Разрез р. Сень*
Сеньская, средняя часть Доломит 067-1 42 75 379 132 413 78 306 66 1.0 26.1
Доломит 067-2 39 101 271 145 099 46 795 58 –1.5 24.7
Доломит 067-3 36 96 505 154 311 11 489 45 –1.5 23.9
Доломит 067-4 33 88 692 133 052 48 160 77 –2.9 25.8
Доломит 067-5 30 94 072 150 291 11 400 61 –2.3 24.5
Доломит 067-6 27 105 000 153 719 11 015 75 –2.6 25.9
Доломит 067-7 24 101 908 148 376 10 061 83 –3.6 25.4
Доломит 067-8 21 98 983 153 238 12 870 69 –3.7 25.6
Доломит 067-9 18 102 825 142 852 19 083 86 –3.1 26.3
Доломит 067-10 15 129 735 155 279 22 603 92 –6.4 25.4
Доломит 067-11 12 95 589 143 163 32 693 84 –2.3 28.2
Доломит 067-12 9 82 658 134 181 50 753 46 –0.8 28.1
Доломит 067-13 6 94 322 150 622 9693 51 –0.8 26.0
Доломит 067-14 3 88 017 141 400 18 088 61 –1.4 28.4
Доломит 067-15 0 90 730 141 163 34 429 78 –2.6 26.5
Разрез кл. Опорный**
Баракунская, средняя часть Тонкослоистый мергель с дропстоуном 060-7-1   н.о. н.о. н.о. н.о. –3.2 22
Тонкослоистый мергель с дропстоуном 060-7-2   н.о. н.о. н.о. н.о. –3.5 21.1
Баракунская, нижняя часть Темно-серый мергель 059-4 385.23 9456 188 149 69 255 477 –5.9 18.5
Темно-серый мергель 059-3 382.73 – 237 077 49 825 658 –6.2 18.6
Темно-серый мергель 059-2 372.73 – 249 131 38 328 612 –5.9 18.2
Темно-серый мергель 059-1 367.73 – 231 909 32 188 492 –6.2 18.3
Красноцветный мергель 50 362.23 – 248 894 54 695 311 –6.0 17.5
Красноцветный мергель 51 362.01 7081 173 519 93 534 220 –5.8 17.2
Красноцветный мергель 52 361.41 7473 259 794 50 158 364 –5.7 17.1
Красноцветный мергель 53 361.17 11 773 53 498 193 246 73 –5.3 17.9
Красноцветный мергель 54 361.05 7218 204 176 60 721 296 –5.7 17.3
Баракунская, нижняя часть Красноцветный мергель 55 360.81 9585 73 367 164 427 108 –5.5 17.5
Красноцветный мергель 56 360.55 – 240 788 52 725 314 –5.7 17.3
Красноцветный мергель 57 360.28 16 258 175 779 88 246 209 –5.6 16.9
Красноцветный мергель 58 360.09 9560 78 403 176 578 112 –5.4 17.6
Красноцветный мергель 59 359.57 12 555 190 538 96 569 208 –5.6 17.0
Красноцветный мергель 60 359.24 15 803 131 054 134 520 153 –5.5 17.6
Красноцветный мергель 61 359.1 18 624 152 296 98 583 168 –5.6 16.6
Красноцветный мергель 62 358.99 – 243 487 47 655 273 –5.7 16.9
Красноцветный мергель 63 358.77 5665 186 943 95 335 224 –5.7 17.0
Красноцветный мергель 64 358.57 29 391 107 580 130 036 124 –5.2 17.9
Красноцветный мергель 65 358.34 28 098 50 275 164 086 89 –5.1 18.2
Красноцветный мергель 67 357.9 30 978 83 501 134 148 158 –5.3 15.7
Красноцветный мергель 68 357.68 35 547 58 404 157 399 106 –5.0 18.9
Красноцветный мергель 69 357.48 35 935 106 966 118 398 183 –5.4 18.0
Красноцветный мергель 70 357.4 13 041 181 983 73 323 305 –5.7 17.6
Красноцветный мергель 71 357.19 14 181 199 550 84 929 339 –5.6 17.5
Красноцветный мергель 72 356.79 31 370 60 095 184 844 134 –5.1 18.3
Красноцветный мергель 73 356.58 35 302 44 987 162 354 134 –5.0 18.5
Красноцветный мергель 74 356.42 20 423 45 113 142 634 117 –5.0 19.0
Красноцветный мергель 75 356.23 52 992 81 564 133 254 167 –4.9 19.8
Красноцветный мергель 76 355.76 34 976 41 169 165 364 123 –4.7 19.5
Красноцветный мергель 77 355.52 15 607 20 982 176 052 277 –4.6 19.2
Красноцветный мергель 78 355.35 28 110 33 302 205 687 120 –4.8 18.5
Красноцветный мергель 79 355.12 32 620 44 063 175 423 164 –4.7 19.4
Красноцветный мергель 80 354.92 30 164 43 189 173 428 130 –4.9 19.3
Красноцветный мергель 81 354.6 24 983 23 471 197 599 85 –4.6 20.3
Красноцветный мергель 82 353.86 23 687 24 613 190 824 94 –4.6 21.5
Красноцветный мергель 83 353.55 19 733 25 044 195 958 101 –4.7 20.5
Красноцветный мергель 84 353.3 32 382 39 423 181 441 99 –4.6 20.8
Красноцветный мергель 86 352.68 26 985 21 936 214 303 83 –4.5 21.5
Красноцветный мергель 87 352.35 18 431 15 717 201 401 90 –4.4 21.3
Красноцветный мергель 90 351.33 31 867 47 173 171 845 105 –4.5 21.1
Красноцветный мергель 91 350.73 33 299 26 543 205 658 135 –4.4 21.2
Красноцветный мергель 93 350.03 19 243 17 949 188 206 91 –4.3 21.0
Красноцветный мергель 94 349.73 14 709 13 628 272 904 72 –4.6 20.6
Красноцветный мергель 95 348.93 11 784 9859 188 808 91 –4.3 20.7
Красноцветный мергель 101 346.32 51 880 78 556 101 097 123 –4.4 22.2
Баракунская, нижняя часть Красноцветный мергель 102 345.32 48 286 63 334 137 505 117 –4.4 21.2
Красноцветный мергель 103 344.34 58 176 85 781 96 682 125 –4.5 21.7
Венчающий доломит 058-8 272.24 103 952 140 771 14 095 93 –2.5 23.3
Венчающий доломит 058-7 272.04 75 485 141 992 17 239 100 –2.6 23.4
Венчающий доломит 058-6 271.87 75 316 138 030 19 468 83 –2.5 23.2
Венчающий доломит 058-5 271.62 83 176 135 456 26 481 89 –2.5 23.5
Венчающий доломит 058-4 271.37 75 749 141 966 18 796 166 –2.5 22.1
Венчающий доломит 058-3 270.97 75 456 98 623 94 799 80 –2.4 22.5
Венчающий доломит 058-2 270.75 90 714 136 687 24 043 130 –2.5 22.2
Венчающий доломит 058-1 270.45 82 860 142 659 20 555 122 –2.7 22.8
Ничатская Обломок доломита из диамиктита 057-1 255.45 113 270 153 630 8444 50 5.5 28.0
Обломок доломита из диамиктита 056-8 221.8 89 469 142 864 13 873 48 5.8 27.3
Обломок доломита из диамиктита 056-10 211.8 113 936 153 842 1391 47 5.7 27.3
Прослой зеленых алевролитов в диамиктитах 056-6 210.8 н.о. н.о. н.о. н.о. 3.1 18.9
Обломок доломита из диамиктита 056-4 201.8 75 576 158 691 18 818 285 5.6 25.4
Тонкий прослой известняка 2 см в диамиктитах 056-3 184.8 – 87 834 194 144 450 3.3 18.1
Обломок доломита из диамиктита 056-2 184 58 409 127 066 79 614 148 6.0 26.6
Обломок доломита из диамиктита 056-1 171 108 775 152 351 6542 74 7.9 31.5
Обломок доломита из диамиктита 055-10 161 86 494 155 873 18 139 103 2.8 27.4
Обломок доломита из диамиктита 055-9 160 92 291 149 940 21 634 80 6.0 29.1
Карбонатный прослой с линзовидной слоистостью в диамиктите 055-8 153 16 365 56 147 211 375 124 5.5 21.5
Карбонатный матрикс диамиктита 055-7 150 75 406 149 292 15 366 232 7.1 28.8
Обломок доломита из диамиктита 055-6 148.7 82 518 147 094 25 721 75 6.4 31.4
Обломок доломита из диамиктита 055-5 135.7 78 206 163 682 9785 152 4.0 27.2
Обломок доломита из диамиктита 055-4 123.7 61 491 175 061 7633 172 7.6 25.2
Тонкий доломитовый прослой в диамиктитах 055-3 118.7 24 982 72 939 194 508 233 6.3 20.7
Обломок доломита из диамиктита 055-2 116.7 79 812 176 798 6799 110 9.9 27.5
Обломок доломита из диамиктита 055-1 101.7 81 543 145 631 21 400 48 5.1 27.8
Прослой известняка мощностью 1 м 054-5        98.2 – 243 300 45 051 1487 (0.7107) –7.2 17.4
Карбонатная галька из базального конгломерата 054-3        75.7 63 852 168 381 6669 657 –4.2 21.9
Баллаганахская, верхняя часть Серый мергель 054-2        73 11 054 258 279 26 962 1616 (0.7084) –5.4 16.8
Серый мергель 054-1        71 7468 271 411 16 874 1430 (0.7085) –6.6 19.2
Серый мергель 053-5        30.5 15 666 79 984 189 287 941 –10.3 17.9
Серый мергель 053-4        20.5 13 075 56 768 178 273 732 –12.0 17.2
Серый мергель 053-3        19 23 587 90 921 97 842 974 –12.1 17.3
Серый мергель 053-2        17.5 11 537 26 498 231 159 334 –11.8 16.6
Серый мергель 053-1        15 18 802 65 886 204 124 807 –12.5 16.8
Будина серых мергелей из черных сланцев 052-2        10 13 999 26 018 186 347 372 –13.2 18.0
Будина серых мергелей из черных сланцев 052-1 0 38 231 93 643 70 135 986 (0.7311) –13.9 18.1
Разрез р. Мокрый Кумах-Улах
Ничатская Карбонатный прослой выше ритмитов 2017-122   н.о. н.о. н.о. н.о. 3.5 22.5
Карбонатный прослой выше ритмитов 2017-121   н.о. н.о. н.о. н.о. 5.1 25.5
Карбонатный прослой выше ритмитов 2017-120   н.о. н.о. н.о. н.о. 5.1 26.4
Доломитовый мергель 2017-188   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.7 28
Доломитовый мергель 2017-183   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.8 27.9
Доломитовый мергель 2017-176   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.6 28
Доломитовый мергель 2017-172   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.4 27.6
Доломитовый мергель 2017-169   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.6 27.8
Доломитовый мергель 2017-166   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.5 27.6
Доломитовый мергель 2017-162   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.6 28
Доломитовый мергель 2017-159   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.8 28.5
Доломитовый мергель 2017-154   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.6 27.8
Доломитовый мергель 2017-151   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.4 27.7
Доломитовый мергель 2017-148   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.4 27.8
Доломитовый мергель 2017-141   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.5 28.2
Доломитовый мергель 2017-134   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.5 28.1
Доломитовый мергель 2017-124   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.5 28.3
Доломитовый мергель 2015-95-1   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.5 28.5
Доломитовый мергель 2015-94-1   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.5 28.6
Доломитовый мергель 2015-93-1   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.4 28.3
Доломитовый мергель 2015-92-1   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.6 28.6
Доломитовый мергель 2015-91-1   н.о. н.о. н.о. н.о. 5.5 30.2
Обломок доломита из диамиктита 2017-197   н.о. н.о. н.о. н.о.   7 29.9
Обломок доломита из диамиктита 2017-196   н.о. н.о. н.о. н.о. 3.3 28.6
Обломок доломита из диамиктита 2017-195   н.о. н.о. н.о. н.о. 7.8 29.4
Обломок доломита из диамиктита 2017-194   н.о. н.о. н.о. н.о. 4.1 29.3

Примечание. * ‒ уровень разреза от основания обнаженной части, ** ‒ уровень разреза от первого появления карбонатных прослоев, прочерк ‒ концентрация элемента ниже чувствительности прибора, н.о. – не определялось.

Для определения изотопного состава С и О в карбонатах использовался комплекс аппаратуры корпорации Thermoelectron, включающий масс-спектрометр Delta V Advаntage и установку Gas-Bench-II. Разложение карбонатов проводилось в 100%-ной ортофосфорной кислоте при 50°С. Значения δ13С приводятся в промилле относительно стандарта PDB, значения δ18О – в промилле относительно стандарта SMOW. Для привязки результатов анализов к PDB и SMOW использовались сверочные пробы IAEA-С-О-1 и NBS-19. Точность определения δ18О и δ13C находится в пределах ±0.2 и ±0.1‰ соответственно. Для изотопных анализов использовались микронавески, выбуренные портативным буром со “свежей” поверхности образцов, предварительно распиленных на камнерезном станке. Валовый состав основных и примесных элементов пород измерялся методом рентгенофлуоресцентного анализа с использованием портативного анализатора (pXRF) для геохимического анализа Vanta Olympus. Измерения выполнялись в лабораторных условиях с использованием рабочей станции Vanta, в режиме коллимации (с локальностью анализа 3 мм). При этом анализировались участки образцов, расположенные на расстоянии до 2 мм от точек пробоотбора на изотопно-геохимические исследования. Пределы обнаружения элементов, обсуждаемых в работе: Mg < 3000 ppm, Si < 400 ppm, Ca < 25 ppm, Sr < 5 ppm, полная характеристика pXRF Vanta доступна по ссылке: https://www.olympusims.com/en/.downloads/ download/?file=285216844&fl=en_US&inline.

В статье дополнительно определен изотопный состав Sr в нескольких образцах известняков мариинской и ничатской свит. Работы выполнены в ИГГД РАН по стандартной методике, включавшей ступенчатое растворение карбонатных фракций [Кузнецов и др., 2008].

РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ

Баллаганахская серия (мариинская свита)

Наиболее низкие опробованные уровни мариинской свиты представлены прослоями мергелистых известняков, вверх по разрезу они сменяются известняками в значительной степени обогащенными Sr (до 1616 мкг/г). На опробованном интервале (около 70 м разреза) в карбонатах наблюдается аномальное обеднение тяжелым изотопом 13С, при этом значения δ13С постепенно возрастают от –13.9 до –6.3‰ к верхней границе мариинской свиты (рис. 5, см. табл. 1). Значение δ18O в известняках мариинской свиты варьирует в пределах весьма низких значений (16.8–21.9‰) и не испытывает направленных изменений по разрезу. Минимальное значение 87Sr/86Sr в известняках составило 0.7084 и наблюдается в одном из трех образцов с наиболее высоким содержанием Sr.

Рис. 5.

Вариации изотопного состава С и О в карбонатах изученных разрезов неопротерозоя по кл. Опорный, р. Джелинда и р. Сень. Кружками обозначены стратифицированные прослои, квадратиками ‒ карбонатные обломки, вертикальный масштаб дан в метрах (для разреза по кл. Опорный ‒ от уровня первого появления карбонатных прослоев в верхней части баллаганахской серии, для разрезов по рекам Сень и Джелинда ‒ от основания обнаженной части). Легенду к литологическим колонкам см. рис. 3.

Ничатская свита

Изотопный состав С и О одной из галек в составе базального конгломерата в основании ничатской свиты (δ13С = –4.2‰, δ18O = 21.9‰) близок к соответствующим показателям нижележащих известняков мариинской свиты (см. рис. 5, табл. 1). С началом ледниковой седиментации ничатского времени накопление карбонатных отложений некоторое время сохранялось. Наиболее мощный (1 м) горизонт известняка, присутствующий в 20 м от основания ничатской свиты в разрезе ключа Опорный, также как и подстилающие отложения мариинской свиты, характеризуется относительно низкими значениями δ13С = –7.2‰, δ18O = 17.4‰ и обогащен Sr (1487 мкг/г). Изотопный состав Sr в этом тонком карбонатном горизонте характеризуется резким обогащением радиогенным изотопом (87Sr/86Sr = 0.7107), что могло быть вызвано его поступлением из подстилающих и перекрывающих глинистых пород при катагенетической перекристаллизации. Выше по разрезу в средней и верхней части ничатской свиты диамиктиты расслоены единичными тонкими прослоями доломитов, в которых изотопный состав С резко меняется до умеренно высоких положительных значений δ13С от +3.1 до +6.3‰. Близкие значения δ13С (+3.5 до +5.5‰) имеют стратифицированные карбонаты в верхней части ничатской свиты на р. Мокрый Кумах-Улах, представленные пластом доломитовых ритмитов (1.5 м) и единичными прослоями карбонатных песчаников (см. табл. 1). Опробованные карбонатные обломки в составе диамиктитов ничатской свиты представлены доломитом. Изотопный состав С в них не испытывает направленных изменений по разрезу и на ключе Опорный характеризуется разбросом значений δ13С от +2.8‰ до +9.9‰, а на ручье Мокрый Кумах-Улах от +3.3 до +7.8‰. В стратифицированных известняках и доломитах ничатской свиты значения δ18O составляют обычно 18–20‰, но в мощном прослое тонкослоистого доломит-алевролитового ритмита достигают 30.2‰, а в доломитовых обломках диамиктитов варьируют от 25.2 до 31.5‰. Cходство изотопного состава доломитовой кластики диамиктитов на ключе Опорный и р. Мокрый Кумах-Улах (рис. 6а) указывает на общую питающую провинцию (область ледниковой экзарации) для рассматриваемых гляциальных отложений. Изотопный состав С и О карбонатной составляющей матрикса диамиктитов ничатской свиты на кл. Опорный (δ13С +7.1‰, δ18O 28.8‰) соответствует усредненному составу доломитовой кластики (δ13С +6.0 ± 1.2‰, δ18O 27.8 ± 1.3‰ соответственно).

Рис. 6.

Изотопный состав С и О в карбонатах баллаганахской серии, ничатской, баракунской и сеньской свит (а); зависимость δ13С от Mg/Ca отношения в нижней части баракунской свиты разреза кл. Опорный (б). 1 ‒ баракунская свита, кл. Опорный, 2 ‒ сеньская свита, р. Джелинда, 3 ‒ сеньская свита, р. Сень, 4 ‒ баллаганахская серия, кл. Опорный, 5 ‒ ничатская свита, стратифицированные прослои, кл. Опорный, 6 ‒ ничатская свита, обломки карбонатов в диамиктитах, кл. Опорный, 7 ‒ баракунская свита, венчающие доломиты, кл. Опорный, 8 ‒ ничатская свита, долоалевролиты и прослои карбонатов, р. Мокрый Кумах-Улах, 9 ‒ ничатская свита, обломки карбонатов в диамиктитах, р. Мокрый Кумах-Улах. На рис. 6б точки ложатся на линию смешения кальцита и доломита (стрелка), ожидаемую при равновесном фракционировании стабильных изотопов между этими минералами и флюидом с одинаковым исходным изотопным составом.

Баракунская свита

Породы нижней части баракунской свиты были изучены наиболее детально (см. рис. 5, табл. 1). Венчающие доломиты кл. Опорный характеризуются выдержанными значениями δ13С (от –2.4‰ до –2.7‰) и δ18O (от 22.1 до 23.5‰).

После пропуска в необнаженной красноцветной терригенной части, разрез надстраивается красноцветными терригенно-карбонатными ритмично-слоистыми отложениями, подробно опробованными в хороших скальных выходах. На основании результатов анализа pXRF, установлено увеличение карбонатной составляющей в породе вверх по разрезу и, вместе с тем, постепенное уменьшение пропорции Mg/Са, связанное, очевидно, с изменениями в соотношении доломита и кальцита22. Увеличение доли кальцита в породах вверх по разрезу сопровождается уменьшением значений δ13С от –4.5 до –6‰ (коэффициент корреляции между Mg/Ca и δ13С в этой части разреза составляет R2 = 0.87, см. рис. 6б). В вышележащей сероцветной части разреза значения δ13С перестают понижаться и колеблются около –6‰. Вместе с δ13С, значения δ18O понижаются от 22‰ в красноцветной до 18.5‒16‰ в сероцветной пачке. Различие изотопного состава С и О для известняков и доломитов основания баракунской свиты, перекрывающих венчающие доломиты определяется, вероятно, особенностями фракционирования, поскольку это различие близко к ожидаемым значениям при равновесном выпадении кальцита и доломита из одинаковой (по изотопному составу) жидкости при температуре около 25°С (в доломите δ13С = 2.5‰, δ18O = 5‒7‰) [O’Neil, Epstein, 1966].

Сеньская свита

По результатам pXRF, изученные образцы сеньской свиты представлены “чистым” доломитом или доломитом с примесью силикокластической составляющей. Изотопные характеристики доломитов изученных разрезов по рекам Джелинда и Сень существенно различны (см. рис. 5, табл. 1). Фрагмент верхней части свиты, опробованный по р. Джелинда, характеризуется значениями δ13С, изменяющимися снизу вверх от +4.3 до +3.3‰ и δ18O от 27.6 до 22.8‰, находящимися в прямой корреляционной зависимости (коэффициент R2 = 0.86). Отмеченная зависимость может указывать на частичное занижение значений δ13С относительно первичных в результате диагенетических преобразований пород. В доломитах средней части сеньской свиты на р. Сень δ13С испытывает направленные флуктуации в пределах умеренно отрицательных значений, в целом возрастая от ‒2.6 до –0.8‰, а затем понижаясь до –4.5… ‒6.4‰ (единичный образец) в средней части опробованного интервала и постепенно возрастая до +1‰ к его верхней части. Значения δ18O в доломитах р. Сень варьируют от 23.9‰ до 28.4‰ и в среднем понижаются вверх по разрезу, но с показателем δ13С не коррелируются.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Вариации δ 13С в отложениях Патомского бассейна

Изотопный состав углерода карбонатных пород в изученных разрезах восточной части Патомского бассейна испытывает вариации от аномально низких значений δ13С в мариинской свите (–13.9‰) к умеренно положительным значениям в ледниковых отложениях ничатской свиты (+6.3‰), затем понижается до –6.2‰ в нижней части постгляциальной последовательности баракунской свиты (рис. 7). Значительные вариации δ13С (от –6.4 до +4.3‰) установлены и в отложениях сеньской свиты. Переходных значений между приведенными выше экстремумами проследить в полной мере не удается в силу неполной обнаженности свит, эпизодичности карбонатонакопления и возможных перерывов в осадконакоплении. Тем не менее, как будет показано ниже, выявленные аномалии δ13С отражают пространственно-временны́е вариации изотопного состава С в Патомском бассейне, согласуются с данными по другим районам на отдельных интервалах или же частично заполняют лакуны на ранее неопробованных интервалах.

Рис. 7.

Корреляция изотопных трендов С в постгляциальных отложениях дальнетайгинского горизонта эпиплатформенной (Березовская впадина, Лонгдорское поднятие) и шельфовой частей (Уринское поднятие) Патомского палеобассейна (а); корреляция изотопных трендов С баллаганахского горизонта и ледниковой части дальнетайгинского горизонта восточной (кл. Опорный) и центральной части (р. Жуя) Патомского палеобассейна (б). 1 – диамиктиты; 2 – аргиллиты; 3 – песчаники и алевролиты; 4 – красноцветные мергели и мергелистые известняки; 5 – углеродистые известняки и известняки; 6 – доломиты; 7‒10 ‒ точки со значениями δ13С (7 ‒ стратифицированные карбонаты, настоящая работа, 8 – переотложенные класты в диамиктитах, настоящая работа, 9 – опубликованные в работе [Рудько и др., 2017], 10 – для никольской, ченчинской – опубликованные в работе [Melezhik et al., 2009], 11 – для торгинской и верхней части сеньской свит – опубликованные в работе [Покровский и др., 2006], для кумах-улахской и нижней части сеньской свит опубликованные в работе [Покровский и др., 2010]; 12 – предполагаемый тренд изменений δ13С. Индексы для свит: bp – большепатомская, br – баракунская, ur – уринская, kl – каланчевская, nk – никольская, cn – ченчинская, zr – жербинская, nč – ничатская, km – кумах-улахская, sn – сеньская, tr – торгинская, dz – джемкуканская, mr – мариинская. Индексы для секвенс-стратиграфической схемы: S1, 2 – подошва секвенций, LS1, 2 – система трактов низкого стояния уровня моря, HS1, 2 – система трактов высокого стояния уровня моря, mf1, 2 – поверхность максимального затопления.

В восточной части Патомского бассейна карбонатные породы, подстилающие Среднесибирский гляциогоризонт, были опробованы впервые. Установленное в разрезе ключа Опорный возрастание параметра δ13С от аномально низких значений характеризует непосредственно переход от глинисто-карбонатных отложений баллаганахской серии (мариинская свита) к отложениям ничатской свиты с признаками ледниковой седиментации и редкими прослоями карбонатов. Ранее обедненные изотопом 13С карбонаты в отложениях мариинской свиты не фиксировались. В темно-серых известняках мариинской свиты в типовом разрезе на р. Жуя (см. рис. 1) при исследовании изотопного состава С было установлено позитивное плато в области высоких значений δ13С +5…+8‰ [Покровский и др., 2006; Антипин и др., 2015]. Такие же высокие значения регистрируются в единственном небольшом обнажении мариинских известняков на р. Большой Патом (неопубликованные данные С.В. Рудько); умеренно положительные значения от +0.9 до +5.4‰ установлены в доломитах, подстилающих Среднесибирский гляциогоризонт на р. Большая Чуя в западной части Патомского палеобассейна [Покровский, Буякайте, 2015]. Вариации δ13С в породах мариинской свиты вряд ли можно объяснить различной диагенетической историей, учитывая, что карбонаты с ультратяжелым и ультралегким изотопным составом С характеризуются близкими значениями δ18О, а также близким содержанием Sr и примесных элементов. Предледниковая отрицательная аномалия δ13С может быть прослежена в пределах Патомского бассейна, если допустить, что нижняя граница сопоставляемых (см. например, [Чумаков и др., 2007]) внутри Среднесибирского гляциогоризонта свит является диахронной. В частности, по стратиграфическому положению, со Среднесибирским гляциогоризонтом сопоставляется джемкуканская свита р. Жуя, не несущая явных признаков ледникового происхождения. Переход к аномально низким значениям δ13С в разрезе р. Жуя отмечается именно в джемкуканской свите, представленной карбонатными песчаниками и известняками, переслаивающимися с черными сланцами и залегающими здесь на известняках мариинской свиты. На основании хемостратиграфической корреляции отрицательной аномалии δ13С можно сделать заключение, что карбонатные породы нижней части джемкуканской свиты р. Жуя и карбонатные отложения мариинской свиты кл. Опорный, подстилающие ледниковые отложения ничатской свиты, близки по возрасту. Корреляция отрицательной аномалии мариинской свиты кл. Опорный с нижней частью джемкуканской свиты р. Жуя предполагает, что: 1 ‒ нижняя граница джемкуканской свиты р. Жуя диахронна подошве большепатомской и ничатской свит, которые определяются появлением диамиктитов, то есть началом ледниковой седиментации; 2 ‒ накопление известняков, подстилающих ледниковый горизонт, происходило несинхронно ‒ сначала в центральной части Патомского бассейна и лишь затем в восточной (см. рис. 7).

Изотопный состав углерода карбонатных валунов в составе диамиктитов ничатской свиты (δ13С от +2.8 до + 9.9‰) оказался близок к карбонатам мариинской свиты в ее типовом разрезе на р. Жуя. Однако δ13С одного из обломков в базальном конгломерате разреза ничатской свиты на кл. Опорный соответствует подстилающим отложениям, обедненным тяжелым изотопом 13С. Кроме того, в диамиктитах большепатомской свиты на Уринском поднятии ранее были обнаружены карбонатные обломки с отрицательными значениями δ13С и характерным для мариинской свиты высоким содержанием Sr (до 2270 мкг/г) [Покровский и др., 2010]. Учитывая новые данные об отрицательном экскурсе δ13С в доледниковой карбонатной последовательности, можно заключить, что эти валуны происходят из эродированной ледником верхней части мариинской свиты. Неравномерное срезание отрицательной аномалии δ13С в верхней части баллаганахской серии на площади Патомского палеобассейна перекрывающими ее ледниковыми отложениями свидетельствует о том, что эта аномалия не может быть связана с процессами катагенеза.

Изотопные данные для самого ледникового горизонта получены по известнякам в основании ничатской свиты (ключ Опорный) и доломит-алевролитовым ритмитам в ее верхней части (р. Мокрый Кумах-Улах). Первые по химическим и изотопным характеристикам (δ13С = –7.2‰, δ18О = 17.4‰) близки к подстилающим обедненным 13С известнякам и ложатся на линию тренда постепенного утяжеления изотопного состава С в Патомском палеобассейне с началом оледенения. Вторые интерпретированы как карбонатные отложения короткого межледниковья [Шацилло и др., 2019] во время оледенения. Умеренные положительные значения δ13С этого слоя (около +4.6‰) заметно ниже усредненных значений δ13С для карбонатных кластов и матрикса (+6 и 7.1‰) диамиктитов ничатской свиты, а высокие значения δ18О (до 30.2‰) карбонатного ритмита свидетельствуют против существенного нарушения изотопного состава С за счет взаимодействия с терригенной составляющей породы. Таким образом, микритовый доломит в составе ритмита вряд ли можно рассматривать как карбонатную муку из области ледниковой экзарации, а предпочтительнее считать хемогенным, осаждавшимся из растворов во время межледниковья. Песчаники с доломитовым цементом в средней части ничатской свиты по изотопному составу близки к переотложенным обломкам мариинской свиты и их связь с морской водой ничатского времени не очевидна.

Изучение венчающих доломитов на ключе Опорный и р. Сень [Покровский и др., 2010] в очередной раз подтверждает выдержанность изотопных характеристик этого слоя, маркирующего начало дегляциации, для которого характерны умеренно низкие значения δ13С от –4 до –2‰. Изотопно-геохимические данные по базальным уровням постгляциальной последовательности баракунской и кумах-улахской свит до сих пор имели фрагментарный характер [Покровский и др., 2006, 2010; Покровский, Буякайте, 2015; Рудько и др., 2017] и указывали на наличие небольшого отрицательного экскурса δ13С вслед за накоплением венчающих доломитов. Детальные исследования разрезов кл. Опорный показали, что вариации δ13С (–4…–6‰) в основании постгляциальной последовательности хорошо объясняются изменением минерального состава карбонатных осадков при неизменном изотопном составе растворенного неорганического С в водах бассейна. Это указывает на сохранность изотопных значений среды седиментации, а также на первично-осадочную природу кальцита и доломита. В перекрывающих отложениях кумах-улахской свиты, по данным [Покровский и др., 2010], наблюдается медленное восстановление слабо отрицательных значений δ13С, продолжающееся в нижней части вышележащей сеньской свиты [Покровский и др., 2006].

На первый взгляд, продолжительная отрицательная аномалия δ13С в восточных разрезах Патомского бассейна (баракунская, кумах-улахская и сеньская свиты) плохо согласуется с быстрым ростом значений δ13С и продолжительной положительной аномалией, присущей дальнетайгинской серии Уринского поднятия [Покровский и др., 2006; Рудько и др., 2017]. Однако, вариации изотопного состава в постгляциальных последовательностях Патомского бассейна можно согласовать, если учитывать данные об эволюции бассейна и его секвентно-стратиграфическую модель, разработанную на примере разрезов Уринского поднятия [Петров, 2018]. Отложения дальнетайгинской серии Уринского поднятия соответствуют периферийной, но некомпенсированной, интенсивно прогибавшейся части бассейна. Накопление карбонатных отложений здесь происходило на стадиях низкого стояния уровня моря или на поздних стадиях высокого стояния уровня моря, за счет постепенной проградации осадочной призмы и обмеления бассейна. Во время максимумов трансгрессий карбонатный режим седиментации сменялся глинисто-терригенным, что является причиной отсутствия хемостратиграфических данных по δ13С в карбонатах для интервалов нижней и средней частей баракунской свиты и большей части уринской свиты дальнетайгинской серии Уринского поднятия. Накопление карбонатных отложений баракунской, кумах-улахской и сеньской свит, занимавших эпиплатформенную часть бассейна, происходило, напротив, во время максимальных трансгрессий, а стадиям низкого стояния уровня моря и относительной регрессии в периоды высокого стояния уровня моря здесь соответствуют перерывы седиментации. Исходя из такой модели, отложения баракунской свиты кл. Опорный регистрируют обеднение тяжелым изотопом 13С вод бассейна во время трансгрессии баракунской секвенции. Отрицательные значения δ13С в нижней части сеньской свиты [Покровский и др., 2006], уже соответствуют трансгрессивному тракту уринско-каланчевской секвенции. Т.е. баракунская/кумах-улахская и сеньская свиты, представляющие эпиплатформенную часть бассейна, разделены длительным перерывом седиментации, охватывавшим весь интервал положительной аномалии δ13С в карбонатах баракунской свиты периферийной части бассейна.

Вариации изотопного состава С в сеньской свите изучены по-прежнему очень неполно из-за фрагментарной обнаженности. Имеющиеся данные позволяют наметить черты изотопного тренда лишь в первом приближении и требуют проверки. Возрастание параметра δ13С от умеренно отрицательных (–2.6‰) до низких положительных значений (+0.9‰) наблюдается в нижней части сеньской свиты на р. Сухой Кумах-Улах [Покровский и др., 2006]. Похожий тренд, но с большей амплитудой вариаций (от – 6 до +0.8‰) установлен нами на р. Сень. Эти значения можно с осторожностью отнести к более высоким уровням в средней части сеньской свиты. Тренд возрастания значений δ13С в верхней части сеньской свиты подкрепляется данными, полученными [Покровский и др., 2006] на водоразделе рек Сухой Кумах-Улах и Чара, а самые высокие значения (+4.3‰), но с ниспадающим трендом, регистрируются в верхней части свиты в разрезе р. Джелинда. Вариации в области отрицательных значений δ13С в нижней и средней частях сеньской свиты, как уже было сказано, в первом приближении характеризуют время максимальной трансгрессии уринско-каланчевской секвенции. Положительный экскурс δ13С в верхней части сеньской свиты согласуется с положительным экскурсом в каланчевской свите и соответствует стадии высокого стояния уровня моря. Это позволяет заключить, что карбонатные отложения верхней части дальнетайгинского горизонта Уринского поднятия и восточной части бассейна, скорее всего, формировались синхронно.

Глобальная корреляция вариаций δ13С Патомского палеобассейна

Патомский комплекс достаточно равномерно насыщен карбонатными породами, встречающимися на протяжении всего разреза. Поэтому С- и Sr-изотопно-хемостратиграфические данные стали основой для глобальной корреляции неопротерозойских отложений на юге Сибири. Сейчас эдиакарский возраст постгляциальной части дальнетайгинского горизонта и жуинского горизонта можно считать доказанным, а хорошая изученность состава стабильных изотопов С и О и низкая степень диагенетического преобразования пород на отдельных интервалах разреза, позволяют реконструировать вековые вариации геохимических характеристик неопротерозойского океана. Это справедливо, как для Sr хемостратиграфии дальнетайгинской [Рудько и др., 2020; Rudko et al., 2021] и жуинской серий [Melezhik et al., 2009], так и для C хемостратиграфии [Покровский и др., 2006; Покровский, Буякайте, 2015; Melezhik et al., 2009]. Ключевой проблемой стратиграфии патомского комплекса остается глобальная корреляция Среднесибирского гляциогоризонта в основании вендской части разреза с той или иной ледниковой эпохой неопротерозоя и, соответственно, стратиграфический объем дальнетайгинской серии [Рудько и др., 2017, 2020].

Полученные сведения о том, что отрицательная δ13С аномалия в мариинской и джемкуканской свитах предшествует ледниковью, является аргументом в пользу корреляции Среднесибирского горизонта с ледниковой эпохой Марино, завершающей криогений. В преддверии этой ледниковой эпохи глобально проявлена отрицательная δ13С углеродная аномалия, получившая название Трезона по одноименной формации Аделаидского бассейна Австралии. Эта аномалия обнаружена в отложениях Австралии, Канады, Намибии и Шпицбергена [Halverson et al., 2005 и ссылки в этой работе]. Таким образом, для Среднесибирского ледникового горизонта выявлен более полный набор хемостратиграфических признаков оледенения Марино: крупная отрицательная δ13С аномалия (с амплитудой до 20‰) в непосредственно подстилающих тиллиты отложениях и перекрывающие его венчающие доломиты с характерными типи-структурами [Чумаков и др., 2013] и С-изотопными характеристиками [Покровский и др., 2010]. Изотопное отношение 87Sr/86Sr в карбонатных горизонтах, отмеченных δ13С аномалией Трезона, в Австралии, Намибии и Канаде определено в пределах 0.7073‒0.7075 [Ahm et al., 2021]. Отношение 87Sr/86Sr (минимальное значение 0.7084) в мергелистых известняках из верхней части баллаганахской серии на кл. Опорный оказалось заметно выше и, вероятно, нарушено, учитывая тенденцию карбонатов к обогащению радиогенным изотопом 87Sr в диагенезе.

Справедливо отметить, что до сих пор непонятно, является ли перечисленный набор признаков (за исключением изотопного отношения 87Sr/86Sr, которое демонстрирует направленный рост в криогении и эдиакарии) уникальной чертой лишь одного ледникового события конца криогения, или он типичен для неопротерозойских оледенений вообще, или же только для тех, которые считаются глобальными. Однако до сих пор не было прецедента, чтобы крупная аномалия, подобная по масштабам аномалии Трезона, была выявлена под ледниковыми отложениями эдиакария (оледенение Гаскье и его возрастные аналоги) или в близких по возрасту отложениях. Кроме того, эдиакарский возраст отложений, согласно перекрывающих Среднесибирский ледниковый горизонт, исключает возможность корреляции этого горизонта с ледниковыми эпохами древнее Марино.

Так же как это отмечается для разрезов формации Трезона в Австралии, различная глубина эрозии отложений с отрицательной “мариинской” аномалией свидетельствует о том, что обсуждаемый отрицательный экскурс δ13С не является результатом высокотемпературного нарушения изотопных систем в позднем диагенезе. Природу аномалии можно связывать либо с вековыми вариациями растворенного в воде неорганического углерода, либо с латеральными вариациями изотопного состава С в различных фациальных условиях [Klaebe, Kennedy, 2019]. В случае Патомского палеобассейна первый вариант кажется более правдоподобным, поскольку изотопный состав С кардинально меняется в монотонных, с точки зрения фациальных обстановок, относительно глубоководных мергелистых и черносланцевых отложениях.

Сведения о вариациях δ13С непосредственно во время оледенений неопротерозоя остаются скудными, что не удивительно, поскольку карбонатная седиментация была резко подавлена. Большая часть карбонатного материала в составе ледниковых отложений могла быть переотложена из подстилающих отложений “теплых” эпох. Карбонатные горизонты могут быть связаны с короткими межледниковьями как это предполагается для доломитового ритмита в верхней части ничатской свиты, имеющего умеренные положительные значения δ13С (+4.6‰) и близкие к морским значения δ18О (30.2‰). Умеренно положительные значения δ13С (от –2 до +5‰) также получены для континентальных карбонатов ледниковых отложений неопротерозойской формации Вилсонбрин ледниковой эпохи Марино [Fairchild et al., 2016]. В то же время карбонатные отложения более древнего оледенения Стерт характеризуются умеренно-отрицательными значениями δ13С (от –4 до +1‰) [Hood et al., 2020]. Так или иначе, но все эти данные показывают, что изотопный состав С в карбонатных отложениях ледниковых эпох неопротерозоя не соответствует крупным отрицательным аномалиям δ13С, как это предполагалось ранее [Rothman et al., 2003; Hal-verson et al., 2005; Tahata et al., 2013], но в зависимости от условий седиментации варьирует в пределах значений, близких к равновесию с типичным для фанерозоя и современности изотопным составом С атмосферы и гидросферы.

Дегляциация баракунского времени сопровождалась накоплением венчающих доломитов. Аккомодационное пространство, образованное в результате постгляциальной трансгрессии, по крайней мере, первое время заполнялось терригенными отложениями, что может быть связано с изостатическим поднятием и усилением континентального стока. В перекрывающих карбонатных отложениях, как и в большинстве кэп-карбонатных последовательностей (карбонатные отложения, перекрывающие венчающий доломит и связываемые обычно с возвращением теплого климата) оледенения Марино, наблюдаются смена доломитов известняками вверх по разрезу и малоамплитудная отрицательная углеродная аномалия. Наблюдаемое вместе с этим облегчение изотопного состава С и О в пределах различия коэффициентов фракционирования для доломита и кальцита уже было отмечено для формаций Ровенстроат и Хайхук Канады [James et al., 2001] и формации Майберг Намибии [Halverson et al., 2005]. Изотопное равновесие между исходным раствором, доломитом и кальцитом сразу в нескольких удаленных регионах свидетельствует о том, что смена состава отложений была обусловлена глобальным изменением химизма среды седиментации, а не диагенетическими процессами. Временные масштабы формирования кэп-карбонатных последовательностей остаются неясными, и их связь с дегляциацией неочевидна. В некоторых случаях имеющие отрицательные значения δ13С известняковые пачки кэп-карбонатных последовательностей отделены от венчающих доломитов поверхностями перерыва седиментации [James et al., 2001; Yang et al., 2021]. Находки редких дропстоунов в известковистых ритмитах баракунской свиты кл. Опорный являются свидетельством существования сезонных льдов во время накопления кэп-карбонатной последовательности Патомского палеобассейна, т.е. относительно холодного климата, сопутствовавшего, вероятно, продолжавшейся глобальной дегляциации.

Вслед за отрицательной аномалией, присущей кэп-карбонатным последовательностям глобально наблюдается утяжеление изотопного состава С и его условная стабилизация в области положительной аномалии (δ13С +4…+10‰). Это позитивное плато δ13С рассматривается как стратиграфический репер отложений раннего венда (эдиакария) (например, [Macdonald et al., 2013]). Однако в формации Доушаньто в Китае регионально прослеживается малоамплитудный экскурс δ13С, осложняющий это положительное плато [Tahata et al., 2013; Yang et al., 2021], и кроме того, заметные вариации δ13С преимущественно в области положительных значений с амплитудой до 10‰ известны на этом уровне в Намибии (аномалия Хютенберг) [Cui et al., 2018]. По мере того, как изотопные данные для разреза дальнетайгинского горизонта в Патомском палеобассейне становятся детальнее, положительная углеродная аномалия между Среднесибирским гляциогоризонтом и отрицательной аномалией жуинской серии (событие Шурам-Вонока) приобретает сложные очертания, обнаруживая внутренние вариации и напоминая тем самым нижнюю часть С‑изотопного тренда формации Доушаньто и кэп-карбонатной последовательности в Намибии [Рудько и др., 2020, рис. 4].

Отношение 87Sr/86Sr в океане до и после оледенения Марино было относительно невысоким – 0.7071‒0.7077, однако спустя 10‒20 млн лет после завершения оледенения стало резко повышаться и, уже 580‒560 млн лет назад, достигло значений 0.7087‒0.7089, но незначительно понизилось до 0.7081‒0.7084 в терминальных горизонтах докембрия [Kaufman et al., 1993; Shields et al., 2002; Семихатов и др., 2003; Sawaki et al., 2010; Овчинникова и др., 2012; Кузнецов и др., 2018]. Значения отношения 87Sr/86Sr в отложениях формации Хютенберг близки к таковым дальнетайгинского горизонта ‒ 0.7075‒0.7081 [Рудько и др., 2020]. Более того, для аномалии Хютентберг наблюдается вариативность абсолютных значений δ13С в удаленных разрезах, сравнимая с наблюдаемой разницей максимальных значений δ13С в эпиплатформенной и шельфовой частях Патомского палеобассейна (см. рис. 7). Как показано в работе [Петров, Покровский, 2020], резко обогащенные изотопом 13С карбонатные породы дальнетайгинской серии на Уринском поднятии можно связать с формированием раннедиагенетических цементов при участии метаногенных бактерий. Вполне логично связать более изотопно-легкие и преимущественно доломитовые отложения эпиплатформенной части Патомского палеобассейна с субаэральной литификацией отложений при участии обедненных 13С метеорных вод, но это требует специального изучения. Обращает на себя внимание и кажущаяся связь отрицательных углеродных аномалий с трансгрессивными эпизодами, что, однако, на имеющемся материале тоже пока строго не доказано.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Изотопный состав С в неопротерозойских карбонатных отложениях Лонгдорского поднятия и западного склона Алданского щита заметно отличается от наблюдаемого в разрезе на Уринском поднятии в северной части Патомского палеобассейна. В соответствии с развиваемой нами моделью, это объясняется тем, что карбонатонакопление на площади Патомского палеобассейна происходило несинхронно. С учетом региональных геологических данных [Чумаков и др., 2007], корреляции по маркирующему горизонту ледниковых отложений и секвенс-стратиграфической схемы, разработанной для постгляциальной последовательности [Рудько и др., 2017; Петров, 2018], изотопные тренды в первом приближении могут быть сопоставлены. Результирующий тренд вариаций изотопного состава С для северной и юго-восточной частей бассейна имеет следующие основные черты:

1) накопление ледниковых отложений дальнетайгинского горизонта предваряет высокоамплитудная отрицательная аномалия δ13С (до –14‰);

2) изотопный состав карбонатных отложений ледникового времени не определен, но для короткого эпизода межледниковья зарегистрированы умеренно положительные значения δ13С (+4.3‰);

3) в постгляциальной последовательности дальнетайгинского горизонта снизу вверх намечается три отрицательных экскурса (до –6, –3 и ‒4‰ соответственно), разделяющих положительную аномалию δ13С (от +6…+10‰ в различных разрезах), и по амплитуде и мощности заметно уступающих жуинской (торгинская свита в восточных разрезах) отрицательной углеродной аномалии (δ13С до –13‰).

Определенный прогресс связан с получением новых аргументов в пользу корреляции Среднесибирского гляциогоризонта с глобальным оледенением Марино, завершающим криогений. Эта возможность определяется: а) обнаруженными в сибирских разрезах свидетельствами изотопного события “Трезона”, предваряющего накопление ледниковых отложений формации Марино в Австралии и в ряде мировых стратиграфических аналогов; б) схожим характером С-, О-изотопных и геохимических трендов в постгляциальной последовательности баракунской свиты с установленными в мировых разрезах для периода пост-Марино. Кроме того, выявление в отложениях дальнетайгинского горизонта малоамплитудных отрицательных экскурсов δ13С, предшествующих аномалии Шурам-Вонока, подтверждает изотопно-геохимические изменения в формации Доушаньто, где эдиакарское позитивное плато δ13С осложнялось малоамплитудными отрицательными экскурсами.

Данные о вариациях стабильных изотопов в баракунской и сеньской свитах, представляющих эпиплатформенную часть Патомского палеобассейна, несмотря на проделанную работу и усилия предшественников [Покровский и др., 2006, 2010], пока фрагментарны. Составление более полного тренда вариаций δ13С, поддержанного седиментологическим анализом условий осадконакопления для кумах-улахской и сеньской свит, составляет задачу дальнейших исследований. Интерес к этой работе определяется тем, что разрез периплатформенной части Патомского палеобассейна в изученном районе в палеогеографическом смысле является связующим звеном между опорным разрезом венда Уринского поднятия и нефтеносными позднедокембрийскими отложениями внутренней части Сибирской платформы.

Список литературы

  1. Антипин В.С., Покровский Б.Г., Федоров А.М. Патомский кратер – результат фреатического взрыва: геологические и изотопно-геохимические свидетельства // Литология и полез. ископаемые. 2015. № 6. С. 538‒548.

  2. Бобров А.К. Стратиграфия и палеогеография отложений верхнего докембрия южной Якутии. Якутск: Якутское книжное издательство, 1979. 128 с.

  3. Веселовский Р.В., Дубиня Н.В., Пономарёв А.В. и др. Центр коллективного пользования Института физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН “Петрофизика, геомеханика и палеомагнетизм” // Геодинамика и тектонофизика. 2022. Т. 13(2).

  4. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1 : 1 000 000 (третье поколение). Серия Алдано-Забайкальская. Лист O-50 ‒ Бодайбо. Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2010. 612 с.

  5. Журавлева З.А., Комар Вл.А., Чумаков Н.М. Стратиграфическое соотношение патомского комплекса с осадочными отложениями западного и северного склонов Алданского щита // Докл. АН СССР. 1959. Т. 128. № 5. С. 1026‒1029.

  6. Иванов А.И., Лившиц В.И., Перевалов О.В. и др. Докембрий Патомского нагорья. М.: Недра, 1995. 352 с.

  7. Колесников В.И., Кричевец В.И., Симонова Л.С., Степанова Н.И. Геологическая карта СССР масштаба 1 : : 200 000 серия Бодайбинская лист O-50-XXIII. Объяснительная записка. М., 1985. 91 с.

  8. Кочнев Б.Б., Карлова Г.А. Новые данные по биостратиграфии немакит-далдынского яруса венда юга Сибирской платформы // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2010. Т. 18. № 5. С. 28–41.

  9. Красильников С.С. Новые данные о строении рифея северо-западного склона Чуйского антиклинория // Региональная геология: тектоника, литология и стратиграфия // Сборник докладов молодых ученых АН СССР / Отв. ред. В.С. Федоровский. М.: ГИН АН СССР, 1990. С. 68–74.

  10. Кузнецов А.Б., Овчинникова Г.В., Семихатов М.А. и др. Sr изотопная характеристика и Pb-Pb возраст карбонатных пород саткинской свиты, нижнерифейская бурзянская серия Южного Урала // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2008. Т. 16. № 2. С. 16–34.

  11. Кузнецов А.Б., Семихатов М.А., Горохов И.М. Стронциевая изотопная хемостратиграфия: основы метода и его современное состояние // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2018. Т. 26. № 4. С. 3‒23.

  12. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Возраст, источники и тектоническое положение оловоносных гранитов язовского комплекса Байкало-Патомского складчато-надвигового пояса // ДАН. 2020. Т.490. № 2. С. 10–14.

  13. Леонов М.В., Рудько С.В. Находка вендских фоссилий в отложениях дальнетайгинской серии Патомского нагорья // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 5. С. 96–99.

  14. Ляхницкий В.В. Геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000 серия Бодайбинская лист O-50-XXIV. Объяснительная записка. М., 1981. 100 с.

  15. Овчинникова Г.В., Кузнецов А.Б., Васильева И.М. и др. U-Pb возраст и Sr-изотопная характеристика надтиллитовых известняков неопротерозойской цаганоломской свиты, бассейн р. Дзабхан, Западная Монголия // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2012. Т. 20. № 6. С. 28‒40.

  16. Огиенко Б.В., Дорожков Б.И., Дорожкова Э.И. Геологическая карта СССР масштаба 1 : 200 000 серия Бодайбинская лист O-50-XVI. Объяснительная записка. М., 1973. 103 с.

  17. Петров П.Ю. Постледниковые отложения дальнетайгинской серии: ранний венд Уринского поднятия Сибири. Сообщение 2. Уринская и каланчевская свиты и история бассейна // Литология и полез. ископаемые. 2018. № 6. С. 521–538.

  18. Петров П.Ю., Покровский Б.Г. С-изотопные свидетельства метаногенеза в осадках дальнетайгинской серии (нижний венд Патомского бассейна Сибири) // Литология и полез. ископаемые. 2020. № 2. С. 99–112.

  19. Покровский Б.Г., Буякайте М.И., Колесникова А.А. и др. C-, O- и Sr-изотопная геохимия вендской аномалии Шурам-Вонока и ассоциирующих метаосадочных толщ внутренней части Патомского нагорья (Центральная Сибирь) // Литология и полез. ископаемые. 2021. № 5. С. 406–435.

  20. Покровский Б.Г., Буякайте М.И. Геохимия изотопов C, O и Sr в неопротерозойских карбонатах юго-западной части Патомского палеобассейна, юг средней Сибири // Литология и полез. ископаемые. 2015. № 2. С. 159–186.

  21. Покровский Б.Г., Герцев Д.О. Верхнедокембрийские карбонаты с аномально легким изотопным составом углерода (юг Средней Сибири) // Литология и полез. ископаемые. 1993. № 1. С. 64‒80.

  22. Покровский Б.Г., Мележик В.А., Буякайте М.И. Изотопный состав С, O, Sr и S в позднедокембрийских отложениях патомского комплекса, Центральная Сибирь. Сообщение 1. Результаты, изотопная стратиграфия и проблемы датирования // Литология и полез. ископаемые. 2006. № 5. С. 505–530.

  23. Покровский Б.Г., Чумаков Н.М., Мележик В.А., Буякайте М.И. Геохимические особенности неопротерозойских “венчающих доломитов” Патомского палеобассейна и проблема их генезиса // Литология и полез. ископаемые. 2010. № 6. С. 644–661.

  24. Рудько С.В., Кузнецов А.Б., Петров П.Ю. Изотопный состав Sr в известняках дальнетайгинской серии Патомского бассейна: опорный разрез венда Сибири // Литология и полез. ископаемые. 2020. № 3. С. 243–256.

  25. Рудько С.В., Петров П.Ю., Кузнецов А.Б. и др. Уточненный тренд δ13С в дальнетайгинской серии Уринского поднятия (венд, юг Средней Сибири) // ДАН. 2017. Т. 477. № 5. С. 590–594.

  26. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т. 1. М.: Недра, 1964. 515 с.

  27. Семихатов М.А., Овчинникова Г.В., Горохов И.М. и др. Pb-Pb изохронный возраст и Sr-изотопная характеристика верхне-юдомских карбонатных отложений (венд Юдомо-Майского прогиба, Восточная Сибирь) // Докл. АН. 2003. Т. 393 № 1. С. 83‒87.

  28. Семихатов М.А., Кузнецов А.Б., Подковыров В.Н, Бартли Дж., Давыдов Ю.В. Юдомский комплекс стратотипической местности: С-изотопные хемостратиграфические корреляции и соотношение с вендом // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2004. Т. 12. № 5. С. 3‒29.

  29. Чумаков Н.М. Оледенения Земли: История, стратиграфическое значение и роль в биосфере. М.: ГЕОС, 2015. 160 с. (Тр. Геологического института РАН. Вып. 611)

  30. Чумаков Н.М. Среднесибирский гляциогоризонт рифея // Стратиграфия. Геол. корреляция. 1993. Т. 1. № 1. С. 21–34.

  31. Чумаков Н.М., Керницкий В.В. Стратотип и фации ледниковой ничатской свиты нижнего венда, бассейн р. Чара, средняя Сибирь // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2016. Т. 24. № 4. С. 3–11.

  32. Чумаков Н.М., Покровский Б.Г., Мележик В.А. Геологическая история патомского комплекса, поздний докембрий, Средняя Сибирь // Докл. АН. 2007. Т. 413. № 3. С. 379–383.

  33. Чумаков Н.М., Семихатов М.А., Сергеев В.Н. Опорный разрез вендских отложений юга Средней Сибири // Стратиграфия. Геол. корреляция. 2013. Т. 21. № 4. С. 26–51.

  34. Шацилло А.В., Рудько С.В., Латышева И.В. и др. Палеомагнитные, седиментологические и изотопные данные по неопротерозойским перигляциальным отложениям Сибири: новый взгляд на проблему низкоширотных оледенений // Физика Земли. 2019. № 6. С. 34–58.

  35. Ahm A.-S.C., Bjerrum C.J., Hoffman P.F. et al. The Ca and Mg isotope record of the Cryogenian Trezona carbon isotope excursion // Earth Planet. Sci. Lett. 2021. V. 568. P. 117002.

  36. Cui H., Kaufman A.J., Peng Y. et al. The Neoproterozoic Hüttenberg δ13C anomaly: genesis and global implications // Precambrian Res. 2018. V. 313. P. 242–262.

  37. Fairchild I.J., Fleming E.J., Bao H. et al. Continental carbonate facies of a Neoproterozoic panglaciation, north-east Svalbard // Sedimentology. 2016. V. 63(2). P. 443–497.

  38. Fike D.A., Grotzinger J.P., Pratt L M., Summons R.E. Oxidation of the Ediacaran Ocean // Nature. 2006. V. 444(7120). P. 744–747.

  39. Halverson G.P., Hoffman P.F., Schrag D.P. et al. Toward a Neoproterozoic composite carbon-isotope record // Geol. Soc. Am. Bull. 2005. V. 117(9). P. 1181.

  40. Hoffman P.F., Schrag D.P. The snowball Earth hypothesis: testing the limits of global change // Terra Nova. 2002. V. 14(3). P. 129–155.

  41. Hood A.V.S., Penman D.E., Lechte M.A. et al. Neoproterozoic syn-glacial carbonate precipitation and implications for a snowball Earth // Geobiology. 2022. V. 20. № 2. P. 175–193.

  42. James N.P., Narbonne G.M., Kyser T.K. Late Neoproterozoic cap carbonates: Mackenzie Mountains, northwestern Canada: precipitation and global glacial meltdown // Can. J. Earth Sci. 2001. V. 38(8). P. 1229–1262.

  43. Kaufman A.J., Jacobsen S.B., Knoll A.H. The Vendian record of Sr and C isotopic variations in seawater: Implications for tectonics and paleoclimate // Earth Planet. Sci. Lett. 1993. V. 120. № 3. P. 409‒430.

  44. Klaebe R., Kennedy M. The palaeoenvironmental context of the Trezona anomaly in South Australia; do carbon isotope values record a global or regional signal? // The Depositional Record. 2019. V. 5. P.131–146.

  45. Macdonald F.A., Strauss J.V., Sperling E A. et al. The stratigraphic relationship between the Shuram carbon isotope excursion, the oxygenation of Neoproterozoic oceans, and the first appearance of the Ediacara biota and bilaterian trace fossils in northwestern Canada // Chem. Geology. 2013. V. 362. P. 250–272.

  46. Meffre S., Large R.R., Scott R. et al. Age and pyrite Pb-isotope composition of the giant Sukhoy Log sedimenthosted gold deposit, Russia // Geochim. Cosmochim. Acta. 2008. V. 72. P. 2377–2391.

  47. Melezhik V.A., Pokrovsky B.G., Fallick A.E. et al. Constraints on 87Sr/86Sr of Late Ediacaran seawater: insight from Siberian high-Sr limestones // J. Geol. Soc. 2009. V. 166. P. 183–191.

  48. Narbonne G.M., Kaufman A.J., Knoll A.H. Integrated chemostratigraphy and biostratigraphy of the Windermere Supergroup, northwestern Canada: Implications for Neoproterozoic correlations and the early evolution of animals // GSA Bulletin. 1994. V. 106(10). P. 1281–1292.

  49. O’Neil J.R., Epstein S. Oxygen isotope fractionation in the system dolomite-calcite-carbon dioxide // Science. 1966. V. 152. № 3719. P. 198–201.

  50. Rothman D.H., Hayes J.M., Summons R.E. Dynamics of the Neoproterozoic carbon cycle // Proceedings of the National Academy of Sciences. 2003. V. 100. № 14. P. 8124–8129.

  51. Rud‘ko S.V., Kuznetsov A.B., Petrov P. Yu. et al. Pb-Pb dating of the Dal’nyaya Taiga Group in the Ura uplift of southern Siberia: Implications for correlation of C-isotopic and bio-tic events in the Ediacaran // Precambrian Res. 2021. V. 362. P. 106285.

  52. Sawaki Y., Ohno T., Tahata M. et al. The Ediacaran radiogenic Sr isotope excursion in the Doushantuo Formation in the Three Gorges area, South China // Precambrian Res. 2010. V. 176. P. 46–64.

  53. Sergeev V.N., Knoll A.H., Vorob’eva N.G. Ediacaran microfossils from the Ura Formation, Baikal-Patom Uplift, Siberia: taxonomy and biostratigraphic significance // J. Paleontol. 2011. V. 85(5). P. 987–1011.

  54. Shields G.A., Brasier M.D., Stille P., Dorjnamjaa D. Factors contributing to high δ13C values in Cryogenian limestones of western Mongolia // Earth Planet. Sci. Lett. 2002. V. 196. P. 99‒111.

  55. Tahata M., Ueno Y., Ishikawa T. et al. Carbon and oxygen isotope chemostratigraphies of the Yangtze platform, South China: decoding temperature and environmental changes through the Ediacaran // Gondwana Res. 2013. V. 23(1). P. 333–353.

  56. Yang C., Rooney A. D., Condon D. J. et al. The tempo of Ediacaran evolution // Science advances. 2021. V. 7(45). eabi9643. 

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Литология и полезные ископаемые

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал